Suite

10.9 : Circulations atmosphériques globales - Géosciences


Pression atmosphérique globale

Parce que plus d'énergie solaire atteint l'équateur, l'air se réchauffe et forme une zone de basse pression. Ceci décrit les cellules de convection au nord et au sud de l'équateur.

Si la Terre ne tournait pas, il y aurait une cellule de convection dans l'hémisphère nord et une dans l'hémisphère sud avec l'air ascendant à l'équateur et l'air descendant à chaque pôle. Mais parce que la planète tourne, la situation est plus compliquée. La rotation de la planète signifie que l'effet Coriolis doit être pris en compte. L'effet Coriolis a été décrit dans le chapitre sur les océans de la Terre.

Regardons la circulation atmosphérique dans l'hémisphère nord sous l'effet de l'effet Coriolis. L'air monte à l'équateur, mais en se déplaçant vers le pôle au sommet de la troposphère, il dévie vers la droite. (Rappelez-vous qu'il semble simplement dévier vers la droite parce que le sol en dessous se déplace.) À environ 30 oN de latitude, l'air de l'équateur rencontre l'air s'écoulant vers l'équateur depuis les latitudes plus élevées. Cet air est frais car il vient de latitudes plus élevées. Les deux lots d'air descendent, créant une zone de haute pression. Une fois au sol, l'air retourne à l'équateur. Cette cellule de convection s'appelle la cellule de Hadley et se trouve entre 0 degré et 30 degrés N.

Il y a deux autres cellules de convection dans l'hémisphère nord. La cellule Ferrell est comprise entre 30oN et 50o à 60oN. Cette cellule partage son côté sud et descendant avec la cellule Hadley à son sud. Son limbe ascendant nord est partagé avec la cellule polaire située entre 50 degrés N à 60 degrés N et le pôle Nord, où l'air froid descend.

Il y a trois cellules de circulation d'image miroir dans l'hémisphère sud. Dans cet hémisphère, l'effet Coriolis fait que les objets semblent dévier vers la gauche. En fin de compte, étant donné qu'il existe trois cellules de convection à grande échelle dans l'hémisphère nord et qu'elles sont répétées dans l'hémisphère sud, le modèle pour comprendre ces modèles est appelé le modèle à trois cellules.

Configurations globales des vents

Les vents mondiaux soufflent en ceintures encerclant la planète. Les ceintures de vent mondiales sont énormes et les vents sont relativement stables. Ces vents sont le résultat du mouvement de l'air au fond des grandes cellules de circulation atmosphérique, où l'air se déplace horizontalement des hautes aux basses pressions. La technologie d'aujourd'hui permet à quiconque de voir les modèles de vent mondiaux en temps réel, comme Earth Wind Map. Jetez un œil à la carte des vents terrestres et déterminez les modèles que vous pouvez voir se produire dans l'atmosphère en temps réel. Les dépressions tournent-elles dans le sens inverse des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère nord ? Les anticyclones tournent-ils dans le sens des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère nord ? Pouvez-vous voir la configuration globale des vents au-dessus des océans Atlantique et Pacifique ? Remarquez également comment les vents circulent plus rapidement sur l'eau que sur les continents en raison de la friction des terres.

Regardons les ceintures de vent mondiales dans l'hémisphère nord :

Dans le Cellule de Hadley l'air devrait se déplacer du nord au sud, mais il est dévié vers la droite par Coriolis. L'air souffle donc du nord-est au sud-ouest. Cette ceinture correspond aux alizés, ainsi appelés parce qu'à l'époque des voiliers ils étaient bons pour le commerce.

Dans le Cellule de Ferrel l'air devrait se déplacer du sud vers le nord, mais les vents soufflent en fait du sud-ouest. Cette ceinture correspond aux vents d'ouest ou d'ouest. Pourquoi pensez-vous qu'un vol à travers les États-Unis de San Francisco à New York prend moins de temps que le voyage inverse ?

Enfin, dans le Cellule polaire, les vents viennent du nord-est et sont appelés vents d'est polaires. Les ceintures de vent portent le nom des directions d'où viennent les vents. Les vents d'ouest, par exemple, soufflent d'ouest en est. Ces noms valent également pour les vents dans les ceintures de vent de l'hémisphère sud.

Vents mondiaux et précipitations

Outre leur effet sur les ceintures de vent globales, les zones de haute et basse pression créées par les six cellules de circulation atmosphérique déterminent de manière générale la quantité de précipitations qu'une région reçoit. Dans les régions de basse pression, où l'air monte, la pluie est courante. Dans les zones à haute pression, l'air descendant provoque l'évaporation et la région est généralement sèche. Des effets climatiques plus spécifiques seront décrits dans le chapitre sur le climat.


10.9 : Circulations atmosphériques globales - Géosciences

Tous les articles publiés par MDPI sont rendus immédiatement disponibles dans le monde entier sous une licence en libre accès. Aucune autorisation particulière n'est requise pour réutiliser tout ou partie de l'article publié par MDPI, y compris les figures et les tableaux. Pour les articles publiés sous licence Creative Common CC BY en libre accès, toute partie de l'article peut être réutilisée sans autorisation à condition que l'article original soit clairement cité.

Les articles de fond représentent la recherche la plus avancée avec un potentiel important d'impact élevé dans le domaine. Les articles de fond sont soumis sur invitation individuelle ou sur recommandation des éditeurs scientifiques et font l'objet d'un examen par les pairs avant leur publication.

L'article de fond peut être soit un article de recherche original, une nouvelle étude de recherche substantielle qui implique souvent plusieurs techniques ou approches, ou un article de synthèse complet avec des mises à jour concises et précises sur les derniers progrès dans le domaine qui passe systématiquement en revue les avancées les plus passionnantes dans le domaine scientifique. Littérature. Ce type d'article donne un aperçu des orientations futures de la recherche ou des applications possibles.

Les articles du Choix de l'éditeur sont basés sur les recommandations des éditeurs scientifiques des revues MDPI du monde entier. Les rédacteurs en chef sélectionnent un petit nombre d'articles récemment publiés dans la revue qui, selon eux, seront particulièrement intéressants pour les auteurs ou importants dans ce domaine. L'objectif est de fournir un aperçu de certains des travaux les plus passionnants publiés dans les différents domaines de recherche de la revue.


Vingt-neuf ans après la publication du premier rapport d'évaluation du GIEC, les efforts s'intensifient pour coordonner le sixième rapport d'évaluation. Avec chaque rapport successif, la connexité du changement climatique est mise en évidence de plus en plus. Le lien entre les choix de société et les résultats environnementaux est de plus en plus clair. Le couplage atmosphère-océan est apprécié à un niveau de plus en plus profond, et les liens entre les changements dans la chimie atmosphérique, la thermodynamique et la dynamique sont traités plus explicitement dans les traitements de l'atmosphère. Même le lien entre la science du climat et la société est manifeste dans les structures en évolution des rapports, alors que les rapports commencent à discuter de la manière dont les mesures d'adaptation et de prévention pourraient être mises en œuvre.

Les études des impacts locaux du changement climatique sur des secteurs spécifiques de la société exigent que les observations et les simulations soient connectées pour informer le changement régional, qui lui-même résulte d'interactions à travers les échelles. La réduction d'échelle statistique, la réduction d'échelle dynamique et l'apprentissage automatique exploitent tous ces connexions de manière complémentaire. Les études d'attribution relient les événements individuels au nouveau climat dans lequel nous nous sommes retrouvés, et les études mécanistes du changement de circulation relient de plus en plus de multiples régimes de circulation, des tropiques presque barotropes aux latitudes moyennes quasi-géostrophiques, à la turbulence de la couche limite et à l'atmosphère libre laminaire au-dessus.

Ce numéro spécial de Atmosphère vise à (1) capturer l'état actuel de notre compréhension de la réponse de la circulation atmosphérique interconnectée au réchauffement climatique à l'aide de modèles et d'observations, et (2) mettre en évidence les domaines clés où l'horizon de notre compréhension est actuellement avancé. Les sujets particulièrement encouragés comprennent :

  • Interactions arctique et latitude moyenne
  • Interactions tropicales et extratropicales
  • Interactions entre la troposphère et la stratosphère, y compris l'interaction entre la chimie et la dynamique
  • Atmosphère&ndashocean&ndashcryosphere variabilité et changement couplés
  • Couplage Terre&ndashatmosphère, y compris couplage biosphère&ndashatmosphère
  • Interactions entre échelles.

Dr Paul W. Staten
Dr Muyin Wang
Dr Yutian Wu
Éditeurs invités

Informations sur la soumission du manuscrit

Les manuscrits doivent être soumis en ligne sur www.mdpi.com en s'inscrivant et en se connectant à ce site Web. Une fois inscrit, cliquez ici pour accéder au formulaire de soumission. Les manuscrits peuvent être soumis jusqu'à la date limite. Tous les articles seront évalués par des pairs. Les articles acceptés seront publiés en continu dans la revue (dès leur acceptation) et seront répertoriés ensemble sur le site Web du numéro spécial. Des articles de recherche, des articles de synthèse ainsi que de courtes communications sont invités. Pour les articles prévus, un titre et un court résumé (environ 100 mots) peuvent être envoyés au bureau éditorial pour annonce sur ce site.

Les manuscrits soumis ne doivent pas avoir été publiés auparavant, ni être à l'étude pour publication ailleurs (à l'exception des actes de conférence). Tous les manuscrits sont soumis à une évaluation approfondie par le biais d'un processus d'examen par les pairs en simple aveugle. Un guide pour les auteurs et d'autres informations pertinentes pour la soumission de manuscrits sont disponibles sur la page Instructions pour les auteurs. Atmosphère est une revue mensuelle internationale à comité de lecture en libre accès publiée par MDPI.

Veuillez visiter la page Instructions pour les auteurs avant de soumettre un manuscrit. Les frais de traitement des articles (APC) pour la publication dans cette revue en libre accès sont de 1800 CHF (francs suisses). Les articles soumis doivent être bien formatés et utiliser un bon anglais. Les auteurs peuvent utiliser le service d'édition en anglais de MDPI avant la publication ou pendant les révisions d'auteur.


2.2 Indice de circulation Walker

Quatre indices connexes ont été utilisés pour caractériser l'intensité du WC et sa position. Gradients est-ouest du Pacifique tropical, définis par les conditions de la région de Darwin (5 S–5 ∘ N, 80–160 E) et de la région de Tahiti (5 ∘ S–5 ∘ N, 160–80 ∘ W), de la pression au niveau de la mer ( Δ SLP) et la température ( Δ SST Bayr et al., 2014 DiNezio et al., 2013 Ma et Zhou, 2016 Vecchi et Soden, 2007 Vecchi et al., 2006) sont fortement corrélées pour les trois expériences discutées ici avec R 2 autour de 0,9. Ma et Zhou (2016) ont utilisé la valeur moyenne verticale de la fonction de flux ψz (STRF) sur le Pacifique occidental et central (150 ∘ E–150 ∘ W), et cela est également très fortement corrélé avec Δ SST et Δ SLP. Comme nous nous intéressons à la structure de la circulation, nous utilisons soit la fonction de flux complète, moyenne longitudinalement, soit le STRF dans le reste de l'article.

Pour déterminer le mouvement de WC dans différentes expériences, nous utilisons le bord ouest de WC pour représenter sa position. Le bord ouest est défini par la valeur zéro de la moyenne verticale ψz entre 400 et 600 hPa dans le Pacifique occidental 120-180 ∘ E (Ma et Zhou, 2016).


Résultats

Fonction de flux hydrothermal, ((l,s)) , calculée à partir de l'Eq. 9 pour les simulations historiques (1980-2000) dans les modèles CMIP5 et la réanalyse intermédiaire ERA présentées dans le tableau 1. Dans chaque figure, un ligne pointillée épaisse montre la moyenne tropicale ( (15^hbox ) – (15^hbox ) ) profil et un ligne pointillée plus fine montre MSE pour l'air saturé à (z = 0 hbox < m>) et (p = 1<,>013hbox < hPa>) . Le sens du flux moyen est indiqué par le flèches dans le figure en bas à droite

La fonction de flux hydrothermal est calculée pour les années 1980-2000 dans les simulations historiques et la réanalyse ERA-Interim dans le tableau 1 (Fig. 2). L'unité de la fonction stream est Sverdrup (Sv) où (1hbox < Sv>= 10^9 hbox < kg>hbox < s>^<-1>) . Pour tous les modèles, le résultat est un seul cycle dans le sens inverse des aiguilles d'une montre, comme indiqué par les flèches dans le panneau inférieur droit de la figure 2. Le résultat est très similaire à celui de Kjellsson et al. (2014) qui ont utilisé ERA-Interim et EC-Earth mais sur des périodes plus longues. Pour tous les modèles, trois branches distinctes sont discernables le long de la ligne de flux (-30hbox < Sv>). Une branche s'étend de ((l approx 40hbox < kJ>hbox < kg>^<-1>, s approx 300hbox < kJ>hbox < kg>^<-1>)) à ((l = 0hbox < kJ>hbox < kg>^<-1>, s approx 340hbox < kJ>hbox < kg>^<-1>)) avec des lignes de courant approximativement parallèles à la moyenne tropicale ( (15^hbox ) – (15^hbox ) ) adiabatique humide où la MSE est presque conservée. Cela indique une conversion de LH en DSE par condensation de vapeur d'eau associée à la formation de nuages ​​et aux précipitations. Les tendances DSE sont positives à droite du profil tropical moyen et négatives à gauche. Cela suggère que l'ascension humide est concentrée là où la MSE est supérieure à la moyenne tropicale. De ((l = 0hbox < kJ>hbox < kg>^<-1>, s approx 340hbox < kJ>hbox < kg>^<-1>)) la masse est transportée vers le bas DSE le long de (l = 0hbox < kJ>hbox < kg>^<-1>) , indiquant un refroidissement radiatif de l'air sec. Un peu d'air descend dans les tropiques où DSE est rarement inférieur à (300hbox < kJ>hbox < kg>^<-1>) , et un peu d'air est transporté jusqu'à ((l = 0hbox < kJ>hbox < kg>^<-1>, s approx 260hbox < kJ>hbox < kg>^<-1>)) où la faible DSE indique de l'air froid près des régions polaires. Au fur et à mesure que l'air se refroidit et descend, il est humidifié soit près de la surface, soit en se mélangeant à l'humidité transportée vers le haut par ex. convection peu profonde. Cela augmente la LH. Pour l'air de la basse troposphère, le chauffage de surface augmente la DSE qui augmente (q_s) (Eq. 1) de sorte que l'écoulement suit une relation de Clausius-Clapeyron. Les lignes Clausius-Clapeyron de la Fig. 2 sont calculées à partir de l'Eq. 1 en utilisant (e_s(273hbox < K>) = 611hbox < Pa>) (cf. Wallace et Hobbs (2006)) et (T = c_p/s) (ie (z=0 hbox < m>) et p = 1 013 hPa). Ceci est identique aux calculs de Kjellsson et al. (2014). Les lignes Clausius-Clapeyron représentent donc l'air de surface saturé. Le test de différentes humidités relatives montre que les lignes de courant réelles suivent une ligne cohérente avec

80 % d'humidité relative. Une humidité relative moyenne globale de

80 % ont été trouvés par ex. Held et Soden (2006) et ne devrait pas changer de manière significative avec le réchauffement climatique. À la suite de Kjellsson et al. (2014), les trois branches sont désormais dénommées branche « précipitante », branche « refroidissement radiatif » et branche « humidification » d'après les principaux processus qu'elles représentent.

Certaines différences d'amplitude et de forme de la fonction hydrothermale du cours d'eau peuvent être notées entre les modèles (Fig. 2 et Tableau 1). Certains modèles ont un « pendage » distinct dans la branche précipitante (par exemple, CCSM4, NorESM1-M, MIROC5) tandis que d'autres ont des lignes de courant presque droites (par exemple, GFDL-CM3, BCC-CSM1.1, IPSL-CM5B-LR). Le « pendage » peut s'expliquer par le minimum de MSE dans la moyenne troposphère tropicale qui est dû à l'air humide dans les panaches de convection se détachant et se mélangeant avec l'environnement plus sec (Pauluis et Mrowiec 2013). Par conséquent, les différences dans la branche des précipitations entre les modèles pourraient être dues en partie à des différences dans les paramétrisations de la convection et de l'entraînement. Par exemple. CCSM4 et NorESM1-M présentent des similitudes dans la branche de précipitation et les deux modèles utilisent le modèle atmosphérique communautaire (CAM) mais dans des versions quelque peu différentes. Il existe également une certaine similitude entre EC-Earth et ERA-Interim qui utilisent tous deux le modèle atmosphérique IFS de l'ECMWF.

Identique à la Fig. 2 mais pour les simulations de la fin du XXIe siècle (2080-2100) suivant le scénario d'émission RCP8.5

Moyenne tropicale ( (15^ ext ) – (15^ exte ) ) profils verticaux de LH, DSE et MSE. Lignes noires montrer des simulations historiques et lignes en pointillé afficher les simulations RCP8.5

La fonction de flux hydrothermal est également calculée pour les simulations de la fin du XXIe siècle (2080-2100) dans le scénario d'émission RCP8.5. Le résultat global est que la fonction de cours d'eau s'affaiblit (tableau 1) et s'élargit par rapport à 1980-2000 (figures 2, 3). L'augmentation des températures de l'air de surface augmente la DSE de surface tout en augmentant également la LH de surface suivant la relation Clausius-Clapeyron. La branche d'humidification ne se rapproche ni ne s'éloigne de la ligne Clausius-Clapeyron mais s'élargit le long de celle-ci. Cela suggère que l'humidité relative ne change pas beaucoup avec le réchauffement climatique. L'augmentation de la DSE et de la LH entraîne une augmentation de la MSE presque uniformément dans toute la branche de précipitation, ce qui élargit la fonction du flux hydrothermal sans altérer sa forme. Les profils de LH, DSE et MSE montrent que la plus forte augmentation de LH se situe dans la basse troposphère tandis que la plus forte augmentation de DSE se situe dans la haute troposphère (Fig. 4). Il en résulte une augmentation de la MSE qui est presque uniforme dans toute la troposphère tropicale.

Les changements de la circulation atmosphérique mondiale avec le réchauffement climatique sont évalués à l'aide principalement de trois mesures calculées à partir de chaque modèle climatique. La largeur, dLH, de la fonction de flux hydrothermal est définie comme la portée en LH entre la branche de refroidissement et la « pointe » la plus externe où les branches d'humidification et de précipitation se rencontrent. La force de la circulation, (psi ) , est définie comme l'amplitude maximale de la fonction du courant hydrothermal. Enfin, la température de l'air en surface, (T_s) , est calculée en prenant la température et la pression au niveau le plus bas du modèle ( (k = KM) ) et en supposant une température potentielle constante dans la couche, c'est-à-dire ( heta _ < exte > = heta _s) ,

La température de l'air en surface est calculée à partir de (T) au niveau du modèle pour garantir qu'elle a la même résolution temporelle et spatiale que les données et pour être cohérente pour tous les modèles et les réanalyses. Il convient de noter que le point médian du niveau du modèle le plus bas est très proche de la surface, généralement à quelques mètres, donc (T_s approx T_< ext >) .

Les trois métriques sont calculées pour chaque modèle pour les deux périodes 1980-2000 et 2080-2100, et le changement entre les deux périodes est noté ( ext ,, psi ) et ( T_s) respectivement. Régression linéaire des changements fractionnaires ( ext / exte ) et ( psi / psi ) à ( T_s) montre que la fonction hydrothermale s'élargit de (k_ < ext > = 7.1,\%,hbox < K>^<-1>) et s'affaiblit de (k_ <psi > = -5.1,\%, ext ^<-1>) (Fig. 5).

Fait intéressant, l'affaiblissement est compensé de sorte que ( T_s sim 2hbox < K>) n'entraîne presque aucun affaiblissement mais un élargissement clair. Les résultats de Held et Soden (2006) ont montré que l'augmentation des précipitations est compensée de manière similaire. Il convient de garder à l'esprit que la fonction de flux hydrothermal réside dans les coordonnées LH-DSE et un élargissement implique donc un déplacement de LH et DSE dans la branche des précipitations vers des valeurs plus élevées. L'élargissement n'implique pas un élargissement des coordonnées géométriques ((x,y,p)), bien qu'un élargissement des cellules de Hadley dans l'espace ((y,p)) ait été trouvé (Lu et al. 2008) . De plus, l'affaiblissement de la fonction hydrothermale des cours d'eau est une combinaison de changements dans les circulations de renversement à la fois zonales et méridionales. Par conséquent, il peut inclure un renforcement du renversement méridien moyen zonal dans les latitudes moyennes tel que rapporté par Laliberté et Pauluis (2010) et Wu et Pauluis (2013). Les changements dans les circulations zonales moyennes dans diverses coordonnées verticales sont discutés plus loin dans cet article.

Variation de l'amplitude et de la largeur de la fonction de cours d'eau hydrothermale de 1980-2000 à 2080-2100 illustrée pour chaque modèle. Ligne pointillée est un ajustement linéaire de pente (k_ = -5.1,\%, ext ^<-1>) dans (une) et pente (k_ <LH> = 7.1,\%, ext ^<-1>) dans (b)

Comme indiqué ci-dessus, la LH augmente principalement dans la basse troposphère et la DSE augmente principalement dans la haute troposphère, de sorte que la MSE augmente presque uniformément avec l'altitude (Fig. 4). L'augmentation fractionnaire de la MSE tropicale par degré de réchauffement est notée ( h / h) , où ( h) est la différence entre l'historique (1980-2000) et le RCP8.5 (2080-2100) simulations. Le changement fractionnaire de la MSE tropicale près de la surface peut être prédit à partir des changements fractionnaires de la DSE et de la LH

où (7,\%, exte ^<-1>) est l'augmentation de l'humidité spécifique de l'Eq. 2. Pour les valeurs typiques (q = 16hbox < kg>hbox < kg>^<-1>) et (h = 340hbox < kJ>hbox < kg>^<-1>) l'augmentation de MSE est ( h / h = 1.1,\%, ext ^<-1>) . Régression de la moyenne tropicale ( l/l,, s/s) et ( h/h) en fonction de ( T_s) montre que MSE augmente de (1.02,\%, ext ^<-1>) dans les modèles CMIP5, ce qui est proche de la valeur prédite. Dans la basse troposphère (0.30,\% , ext ^<-1>) est dû à l'augmentation de la DSE (c'est-à-dire à la température) et à (0.72,\% , ext ^<-1>) provient d'une augmentation de la LH (c'est-à-dire de l'humidité spécifique). Dans la haute troposphère, il n'y a pratiquement aucune contribution de l'augmentation de la LH.

Différence de tendance DSE moyenne dans la branche de refroidissement, ( dot) , et le flux LH, ( F_< ext >) , à la fois à (s = 315 hbox < kJ>hbox < kg>) , en fonction du réchauffement climatique ( T_s) . Lignes en pointillé afficher les ajustements linéaires, (k_F = 0.63 hbox < PW>hbox < K>^<-1>) et (k_> = 0.48hbox < PW>hbox < K>^<-1>) , où seul le premier est statistiquement significatif au niveau (95,\%)

Des études antérieures (Held et Soden 2006 Stephens et Hu 2010) ont étudié comment les précipitations changent avec le réchauffement climatique et ont trouvé que l'augmentation fractionnelle est (2,\% , ext ^<-1>) . Si la variation des précipitations est estimée comme le produit du flux massique dans la branche des précipitations et de la LH dans l'air de la basse troposphère (similaire à Held et Soden (2006)), l'augmentation fractionnelle des précipitations est (-5,1,\% , texte ^ <-1>+ 7.1,\% , ext ^ <-1>= 2,\%

exte ^<-1>) . Cette cohérence suggère que l'estimation est raisonnable et que la fonction de flux hydrothermal fournit une bonne mesure de la force de la circulation atmosphérique globale.

Une augmentation des précipitations implique une augmentation du flux de LH à travers les surfaces DSE dans la branche des précipitations. Le flux de LH est calculé comme

où (l_< exte >(s)) et (l_< exte >(s)) sont les valeurs LH minimale et maximale pour lesquelles ((l,s) = _0) . La dernière étape de l'équation. 11 est obtenu par intégration par parties. Pour affirmer que seules les lignes de flux fermées sont incluses, (_0 = -50hbox < Sv>) . Le calcul de la variation du flux moyen de LH à travers les surfaces DSE entre 315 et 325 (hbox < kJ>hbox < kg>^<-1>) et en régressant sur ( T_s) montre un ( (p < 0.05) ) augmentent avec le réchauffement climatique (Fig. 6). Étant donné que la fonction de flux hydrothermal a des lignes de flux fermées, il s'ensuit que l'augmentation de la DSE résultant de l'augmentation du flux de LH dans la branche de précipitation doit être perdue par un refroidissement radiatif accru dans la branche de refroidissement. En fait, plusieurs études (Held et Soden 2006 Stephens et Hu 2010 Bony et al. 2013) suggèrent que les changements dans les précipitations sont limités par les changements dans le refroidissement radiatif. Dans la fonction de flux hydrothermal, le refroidissement radiatif est à tendance DSE négative pour un air très sec. L'énergie perdue au cours de ce processus peut être calculée en intégrant les tendances négatives de la DSE, c'est-à-dire

où la fonction Heaviside, (mu ) , ne sélectionne la tendance DSE que là où elle est négative, c'est-à-dire qu'il y a refroidissement diabatique. Comme dans l'éq. 11 nous définissons (l_< ext >(s)) et (l_< exte >(s)) comme limites et ne compte que ((l,s)) à l'intérieur de la ligne de flux (_0 = -50hbox < Sv>). Régresser le changement ( dot^<->) sur ( T_s) n'entraîne pas de tendance statistiquement significative ( (p sim 0,07) ). Cependant, les changements dans la branche de refroidissement et la branche de précipitation (Fig. 6) entraînent des tendances linéaires de magnitude similaire mais des signes opposés indiquant un certain équilibre entre elles. Notez que les changements de refroidissement radiatif sont compensés pour être plus élevés que les changements de flux de LH. Cela peut être dû à diverses raisons telles que la sous-estimation des flux de LH car la convection humide n'est pas résolue par les données, ou parce que le DSE peut augmenter dans la branche des précipitations à partir d'autres facteurs tels que l'absorption radiative ou les rétroactions nuageuses.

Changement fractionnaire du transport de masse vers les pôles par le renversement méridien en coordonnées MSE, ((y,h)) , en fonction du réchauffement global de la surface, ( T_s) . Figure de gauche montre l'hémisphère sud (SH) et bonne figure montre l'hémisphère nord (NH). Les deux chiffres comprennent un ajustement ligne pointillée avec des pentes (k_< ext > = -2.0,\%,hbox < K>^<-1>) et (k_< ext > = -5,8,\%,hbox < K>^<-1>) pour SH et NH respectivement

Changements dans les flux méridiens de LH, DSE et MSE en fonction de la latitude pour chaque modèle

La fonction de flux hydrothermal capture à la fois les cellules de renversement zonales et méridionales, par ex. les cellules de Hadley et de Walker ainsi que les tourbillons des latitudes moyennes. En comparant les changements dans les fonctions méridiennes de renversement du cours d'eau, ((y,chi )) , aux changements dans la fonction hydrothermale du cours d'eau, il est possible d'estimer dans quelle mesure la composante méridienne contribue à l'affaiblissement de la circulation atmosphérique mondiale. Les deux cellules de renversement à l'échelle de l'hémisphère dans les coordonnées (y) –MSE s'affaiblissent avec le réchauffement climatique dans tous les modèles étudiés ici (Fig. 7). La cellule de l'hémisphère nord (NH) s'affaiblit de (-5.8,\%,hbox < K>^<-1>) et la cellule de l'hémisphère sud (SH) de (-2.0,\%, hbox ^<-1>) . Cela correspond aux changements de ( _< ext >(y,h) = -6.4hbox < Sv>hbox < K>^<-1>) et ( _< ext >(y,h) =3.4hbox < Sv>hbox < K>^<-1>) pour les cellules NH et SH respectivement. Les changements dans le renversement méridien des coordonnées LH ( ((y,l)) ) et DSE (((y,s))) ne sont pas statistiquement significatifs mais indiquent un affaiblissement de les cellules de Hadley dans les deux cas, en accord avec les résultats de Lu et al. (2008) et Wu et Pauluis (2013). Il est à noter que Laliberté et Pauluis (2010) et Wu et Pauluis (2013) trouvent un renforcement de la fonction méridienne de renversement des cours d'eau en coordonnées isentropiques humides aux latitudes moyennes NH en hiver boréal et aux latitudes moyennes SH en hiver austral. Cependant, les résultats de la figure 7 reflètent des changements d'amplitude des cellules de renversement méridionales moyennes annuelles, de sorte qu'un renforcement des latitudes moyennes en hiver peut ne pas apparaître. Les écarts entre Laliberté et Pauluis (2010), Wu et Pauluis (2013) et la présente étude peuvent ainsi s'expliquer par des méthodologies différentes. En comparant l'affaiblissement du renversement méridien (Fig. 7) à l'affaiblissement de la fonction hydrothermale qui est (22.8hbox < Sv>hbox < K>^<-1>) (Fig. 5) les résultats montrent que seule une petite partie de l'affaiblissement peut être expliquée par des changements dans la circulation moyenne zonale. Cela implique que la plupart de l'affaiblissement se produit dans les caractéristiques asymétriques zonales telles que les circulations de renversement zonal ainsi que les circulations de renversement méridionales locales à différentes longitudes. Cela pourrait être dû au fait que la circulation méridienne de renversement est limitée par ex. le gradient de température équateur-pôle. Les résultats de Vecchi et al. (2006), Vecchi et Soden (2007) et Tokinaga et al. (2012) suggèrent également que la plupart de l'affaiblissement se produit dans les circulations de renversement zonales (par exemple, la circulation de Walker) et non dans les circulations de renversement méridionales.

Les flux méridiens de LH, DSE et MSE (Eq. 6), et leurs changements de 1980-2000 à 2080-2100, sont calculés à partir des fonctions de renversement méridionales en coordonnées LH, DSE et MSE respectivement (Figs. 1, 8) . Les flux de LH augmentent à presque toutes les latitudes, ce qui correspond à un cycle hydrologique intensifié tel que prédit par Held et Soden (2006). De plus, il y a une nette augmentation du flux de LH par la cellule SH Hadley jusqu'à (1,5) PW dans certains modèles. Les augmentations des flux de LH sont en partie contrebalancées par des diminutions des flux de DSE. Sous les tropiques, les augmentations des flux de LH vers l'équateur sont d'une ampleur similaire à celle des augmentations des flux de DSE vers les pôles, ce qui entraîne presque aucun changement dans les flux de MSE. Aux latitudes moyennes, les augmentations des flux LH vers les pôles sont généralement un peu plus importantes que les diminutions des flux DSE vers les pôles, ce qui donne une légère augmentation des flux MSE de <0,5 PW. Czaja et Marshall (2006) et Stone (1978) ont suggéré que le transport de chaleur combiné vers les pôles par l'atmosphère et l'océan est défini par la constante solaire, le rayon de la Terre et l'albédo planétaire, et pourrait donc ne pas beaucoup changer avec le réchauffement climatique. Cette étude présente des augmentations du flux MSE vers les pôles dans l'atmosphère tandis que d'autres études suggèrent une diminution du flux de chaleur vers les pôles par les océans associée à un ralentissement de la circulation méridienne de retournement de l'Atlantique Weaver et al. (2012).


Méthodes

Modèle climatique.

CAM4 est un modèle atmosphérique global développé au National Center for Atmospheric Research (27). CAM4 est couplé avec la version 4 du modèle de terrain communautaire avec les SST prescrits. Ici, CAM4 utilise le noyau dynamique à volume fini et a une résolution horizontale de 0,23° de latitude × 0,31° de longitude (∼25 km à l'équateur). Les valeurs des paramètres et les paramétrages physiques à l'échelle de la sous-grille sont définis sur les valeurs par défaut à la résolution standard (c'est-à-dire 0,9° × 1,25°) sans réglage supplémentaire.

Conception expérimentale.

Nous concevons une expérience préindustrielle et deux expériences du milieu du Pliocène avec des SST prescrites en utilisant le modèle CAM4 (tableau S3). Dans l'expérience préindustrielle, nous utilisons les SST par défaut et les concentrations de glace de mer dans CAM4, qui est la climatologie mensuelle de 1850 à 2010 basée sur l'analyse HadISST1 et NOAA OI.v2 (28). Pour les gaz à effet de serre, nous fixons le CO atmosphérique2 concentration à 280 parties par million en volume (ppmv), N2O concentration à 270 parties par milliard en volume (ppbv), et CH4 concentration à 760 ppbv. Les paramètres orbitaux sont fixés aux valeurs de l'année 1950 et la constante solaire est fixée à 1 365 W m −2 . Les autres conditions aux limites (par exemple, les aérosols) sont maintenues aux niveaux actuels.

Résumé du design expérimental pour CAM4

Dans l'expérience standard du Pliocène moyen, les SST, la topographie, la couverture terrestre et le CO2 concentration sont modifiées pour représenter les conditions du Pliocène moyen sur la base de l'ensemble de données PRISM4 (10). Selon la directive du PlioMIP (29), nous construisons les champs SST et la topographie en utilisant la méthode des anomalies. Par exemple, nous calculons la différence de SST entre le Pliocène moyen et le présent dérivé de l'ensemble de données PRISM4. Ces anomalies sont transformées à la résolution CAM4 et sont ensuite ajoutées aux champs de SST moyens mensuels climatologiques utilisés dans l'expérience préindustrielle. Pour l'occupation du sol, l'occupation du sol reconstruite du Pliocène moyen est d'abord convertie en types d'occupation du sol du modèle de surface terrestre, puis en types fonctionnels végétaux (30). Le CO atmosphérique2 la concentration augmente à 405 ppmv. Les autres conditions aux limites sont identiques à l'expérience préindustrielle.

De plus, nous effectuons une expérience de sensibilité mi-Pliocène. La seule différence entre l'expérience de sensibilité et l'expérience standard du Pliocène moyen est que nous construisons les SST du milieu du Pliocène sur la base de la moyenne d'ensemble des modèles PlioMIP (13).

Le modèle de l'atmosphère uniquement s'ajuste à la perturbation initiale en quelques mois, et les simulations à haute résolution (c'est-à-dire 0,23° × 0,31°) prennent beaucoup de temps. Ainsi, l'expérience préindustrielle est intégrée pendant 7 ans et les deux expériences du Pliocène moyen pendant 10 ans pour atteindre le quasi-équilibre (Fig. S7). Les 5 dernières années de résultats sont analysées dans cette étude.

Série chronologique de la température moyenne annuelle mondiale de l'air à la surface dans les expériences préindustrielles et du milieu du Pliocène. La température moyenne simulée ne montre aucun changement significatif dans toutes les expériences, indiquant que le modèle a atteint le quasi-équilibre.

Algorithme de suivi TC.

La détection des TC à partir des sorties du modèle CAM4 toutes les six heures est effectuée à l'aide de l'algorithme de suivi du Laboratoire de dynamique des fluides géophysiques (31, 32). Les candidats TC remplissant les conditions suivantes sont localisés : (je) Le maximum de tourbillon relatif local (à 850 hPa) est supérieur à 1,6 × 10 −4 s −1 (ii) Le minimum local le plus proche de la pression au niveau de la mer qui se produit à moins de 2° du maximum de tourbillon est défini comme le centre de la tempête (iii) Le maximum local le plus proche de la température moyenne de 500 à 200 hPa est défini comme le centre du noyau chaud (iv) La distance entre le centre du noyau chaud et le centre de la tempête est inférieure à 2°, et la température diminue d'au moins 0,8 °C à une distance de 5° du centre du noyau chaud.

Ensuite, les trajectoires TC sont calculées comme suit : (je) On trouve des orages qui surviennent à moins de 400 km dans les 6 h suivantes (ii) Si une seule tempête apparaît dans la région de 400 km, elle est définie comme la même tempête. Si plusieurs tempêtes sont détectées, la tempête la plus proche dans le quadrant nord-ouest (quadrant sud-ouest) de l'hémisphère nord (hémisphère sud) est sélectionnée (iii) une trajectoire doit durer au moins 2 j, la vitesse maximale du vent en surface dépassant 17 m s –1 (pas nécessairement 2 j consécutifs).

Facteurs de Genesis TC à grande échelle.

L'intensité potentielle est une mesure de l'environnement thermodynamique pour la genèse du TC à partir des sondages et une prédiction théorique de l'intensité maximale du TC (33): P I = ​​C k C d S S T T o ( C A P E * − C A P E b ) , [1]

où To est la température moyenne de sortie, Ck est le coefficient d'échange pour l'entropie, C est un coefficient de traînée, CAP* est l'énergie potentielle convective disponible (CAP) d'un air qui a d'abord été saturé à la température et à la pression de la surface de la mer, et CAP b est le CAPE d'une parcelle de couche limite ambiante. Le cisaillement vertical du vent inhibe généralement la genèse et l'intensification du TC en cisaillant les tours convectives et en ventilant le cœur de la tempête avec de l'air sous-saturé (22). Il est défini comme l'amplitude de la différence vectorielle entre les vecteurs vent horizontaux de 200 et 850 hPa. Le déficit d'entropie humide est utilisé pour évaluer la teneur en eau de la moyenne troposphère (34): χ = s ∗ − s s 0 ∗ − s ∗ , [2]

where s is a pressure-weighted mean of moist entropy over the free troposphere (850−200 hPa) and s 0 ∗ and s ∗ is the saturation moist entropies of the sea surface and free troposphere, respectively. In general, higher potential intensity, smaller shear, and smaller moist entropy deficit each favors TC genesis and intensification, and vice versa. Increased potential intensity at higher latitudes, decreased potential intensity in the deep tropics, or both, could lead to a poleward migration of the location of peak intensity (5). A similar migration could be expected if wind shear/moist entropy deficit reduces at higher latitudes, wind shear/moist entropy deficit enhances in the deep tropics, or both.


Voir la vidéo: Comprendre le déplacement des masses dair (Octobre 2021).