Valutare un nuovo approccio alla modifica del ciclone tropicale mediante fumo igroscopico

Valutare un nuovo approccio alla modifica del ciclone tropicale mediante fumo igroscopico

Joseph H. Golden(1), Daniel Rosenfeld e Alexander Khain(2), William R. Cotton(3), William L. Woodley(4), Isaac Ginis(5).

Introduzione
Il Dipartimento della Sicurezza Nazionale (DHS) ha chiesto a NOAA / ESRL a Boulder di organizzare un seminario su possibili nuove teorie e approcci scientifici alla modifica del ciclone tropicale (TC) nel febbraio 2008. Scienziati di tutto il mondo hanno presentato una serie di ipotesi e nuove idee.
Su questa base il DHS ha finanziato l'Hurricane Aerosol and Microphysics Program (HAMP). I PI erano gli autori di questo estratto esteso. Il successo iniziale di HAMP per dimostrare la plausibilità delle modifiche agli uragani risuonò con le conseguenze di STORMFURY che portò alla cessazione anticipata di un programma scientificamente molto produttivo e di successo.
Uno dei numerosi risultati tangibili del programma è il riconoscimento che gli aerosol possono influire sull'intensità dell'uragano e, quando si tiene conto, le previsioni possono essere migliorate. Qui riportiamo alcuni dei risultati osservazionali e teorici del lavoro di HAMP sugli effetti degli aerosol sui TC.

 La base teorica

I TC sono eccitati dall'enorme quantità di calore latente che viene rilasciato dalla condensazione dell'acqua e dalla sua successiva precipitazione. Pertanto, ci si può aspettare che i cambiamenti nei processi di formazione delle precipitazioni che potrebbero cambiare o ridistribuire la precipitazione nella TC ridistribuiscano anche il riscaldamento latente e influenzino rispettivamente la dinamica della tempesta e la sua intensità. Questo concetto fu invocato per la prima volta nell'esperimento di mitigazione degli uragani di Stormfury (Willoughby et al., 1985) che si concentrava sulla semina glaciogenica di nubi vigorose, convettive, all'interno della parete dell'occhio. L'esperimento di Stormfury non è riuscito a mostrare un effetto rilevabile sugli uragani seminati. Ora si capisce che la quantità di acqua superraffreddata negli uragani è troppo piccola per aspettarsi molto da un effetto di semina sul congelamento, e questa piccola quantità di acqua si congela velocemente rapidamente sopra il livello di 0°C. Questo perché la nuvola si abbassa nelle nuvole marittime tropicali diventando sufficientemente grandi da subire un'efficace coalescenza e produrre pioggia tiepida ben al di sotto del livello di congelamento. Gran parte della pioggia precipita senza mai congelarsi.

Molto più recentemente Rosenfeld et al. (2007) e Cotton et al. (2007) hanno ipotizzato autonomamente che il rinvigorimento delle nubi convettive vicino alla periferia del TC potrebbe essere ottenibile aggiungendo aerosol igroscopici che rallentano i processi caldi di formazione della pioggia. Questo è stato postulato per avvenire a scapito del muro dell'occhio intercettando parte dell'energia trasportata verso il nucleo interno e indebolendo la tempesta.

La base dell'ipotesi di rinvigorimento delle nubi è stata esaminata da Rosenfeld et al. (2008). L'aggiunta di grandi concentrazioni di aerosol di fumo a nubi tropicali marine può ritardare la formazione di piogge calde sopra l'isoterma di 0°C all'interno della nube. Questo viene fatto dall'attività nucleante degli aerosol di nuclei di condensazione delle nuvole (CCN). Grandi concentrazioni di CCN nucleate concentrazioni più grandi di gocce di nuvole più piccole. Le gocce più piccole sono più lente da fondere in gocce di pioggia. L'acqua delle nubi che non precipitava come pioggia può essere ri-evaporata a livelli bassi, o salire con l'ascensione al di sopra del livello di congelamento, creando una quantità maggiore di acqua superraffreddata, e quindi produrre idromassaggi di ghiaccio con il conseguente miglioramento del rilascio del latente calore del congelamento. Questo rilascio di calore aggiunto rinvigorisce la convezione e può aumentare le quantità di pioggia in un'atmosfera tropicale umida e debolmente torbida (Fan et al., 2009) Si prevede che quantità maggiori di acqua surriscaldata con correnti ascensionali più forti e più idromassaggi di ghiaccio producano più fulmini. Le simulazioni mostrano che la corroborazione migliora anche il downdraft e il raffreddamento a basso livello per evaporazione (Khain et al., 2005; van den Heever and Cotton, 2007).


 Simulazioni di effetti di aerosol su TC

Rosenfeld et al. (2007) e Cotton et al. (2007) hanno simulato in modo indipendente TC con coalescenza soppressa e hanno dimostrato che ciò riduce le loro intensità massime del vento. Le simulazioni di Rosenfeld et al. (2007) hanno mostrato che la pioggia calda soppressa causava un raffreddamento a basso livello nei 3 - 4 km più bassi, probabilmente a causa della rievaporazione di alcune delle acque delle nuvole che non precipitavano ea causa dei maggiori downdraft freddi dalla convezione rinvigorita a la periferia. Gli aerosol aggiunti nelle simulazioni di Zhang et al. (2009), Carrio e Cotton (2011) e Krall e Cotton (2011) hanno anche rinvigorito la convezione alle bande di pioggia a spirale e le piscine fredde migliorate producendo discese e raffrescamento evaporativo della pioggia. Queste piscine fredde bloccavano l'afflusso radiale superficiale trasportando aria elevata nella parete dell'occhio e provocandone l'indebolimento e l'allargamento, in un meccanismo simile a quello di una sostituzione degli occhi. La convezione al di fuori del bordo degli occhi è stata precedentemente osservata per introdurre aria con bassa temperatura di potenziale equivalente (PHIe) nell'ingresso di strato limite, con conseguente blocco dell'influsso dell'aria calda verso gli occhi (Powell, 1990).
Nelle simulazioni di Krall e Cotton, tuttavia, quando gli aerosol di inquinamento sono stati trascinati nel centro della tempesta, la tempesta si è effettivamente intensificata. Successivamente, man mano che l'aerosol veniva scavato prima di raggiungere il nucleo della tempesta, si intensificava solo la convezione nei canali di pioggia esterni e la tempesta si indeboliva, in linea con l'ipotesi di lavoro. Questo lavoro più le simulazioni di semina mirate di Carrio e Cotton (2011) suggeriscono che la risposta agli aerosol dipende in modo critico dalla posizione in cui gli aerosol infettano effettivamente la tempesta.

Figura 1. Simulazioni di effetti aerosol sull'uragano Katrina. A. Dipendenza temporale della pressione minima per le concentrazioni CCN basse (MAR) e alte (MAR_CON) alla periferia della tempesta. B massima velocità del vento basse e alte concentrazioni di CCN alla periferia della tempesta al 28 agosto 22 Z (riga superiore) e durante atterraggio 29 a 12Z (Da Khain et al., 2010)

Le simulazioni di sensitività dell'uragano Katrina agli impatti degli aerosol di inquinamento hanno mostrato risultati simili (Khain et al., 2008a e 2010, Khain e Lynn, 2011) utilizzando il modello Weather Research and Forecast (WRF) con l'implementazione di un bin microfisico spettrale (SBM ) schema.
È stata simulata la penetrazione di aerosol continentali verso la periferia del TC causata dalla circolazione TC che si avvicina al terreno. Come risultato della penetrazione dell'aerosol, la concentrazione di CCN (all'1% di sovrasaturazione) è aumentata alla periferia TC (distanza radiale dal centro> ~ 200 km) da 100-3-3 cm a circa 1000 cm. Questo aumento della concentrazione di CCN nella bassa atmosfera e la successiva penetrazione di questi CCN in bande di pioggia nella periferia del TC hanno provocato un aumento di 16 hPA nella pressione centrale della tempesta, come mostrato nella Figura 1a (Khain et al., 2010) ). La velocità massima del vento si è indebolita di 10-15 m / se l'area di forti venti è diminuita in modo significativo (Fig. 1).

Figura 2: La sezione trasversale del contenuto di acqua delle nuvole mediamente azimutali (g / m3) nelle simulazioni (a sinistra) marittime e (a destra) inquinate nei momenti in cui si è verificata la differenza massima nelle intensità TC (da Khain et al., 2010).
Si noti che il caso inquinato (a destra) ha sviluppato nubi più forti e più ricche di acqua alla periferia della tempesta, mentre l'occhio non è ben definito e allargato.

La simulazione ha mostrato che la penetrazione di aerosol continentale verso la periferia TC porta ad un'intensa intensificazione della convezione nella periferia TC che compete con la convezione nella parete dell'occhio (vedi Fig. 2).
Basandosi sulle precedenti simulazioni di polveri di Zhang et al. (2007; 2009), Carrio e Cotton (2011) hanno eseguito simulazioni idealizzate della semina diretta di CCN nella regione esterna della banda di pioggia di un uragano.
Il sistema di modellamento atmosferico regionale è stato utilizzato in quelle simulazioni idealizzate che includevano uno schema di microfisica a due momenti che emula la microfisica bin per la raccolta di gocce, i bordi delle particelle di ghiaccio e la sedimentazione. Nuovi algoritmi per mare
sono stati aggiunti generazione spray di CCN e preciping scavenging (Carrio and Cotton, 2011).
Queste simulazioni hanno supportato l'ipotesi che gran parte della variabilità alle concentrazioni CCN potenziate trovate in Zhang et al. (2009) le simulazioni erano dovute all'intensità variabile della convezione esterna del pluviale quando il CCN potenziato era stato attivato in quella regione. Inoltre, i CCN ambientali non vengono sempre trasportati dall'ambiente della tempesta alla convezione della banda di pioggia esterna in quanto il trasporto è alla mercé del flusso locale in quelle regioni. Inoltre, tali simulazioni hanno mostrato una chiara risposta graduale dell'uragano alla semina diretta di CCN potenziato nella fascia esterna della tempesta come descritto nell'ipotesi di base.

Figura 3: Modello concettuale degli impatti di aerosol sui cicloni tropicali. Gli stati indisturbati e disturbati sono mostrati rispettivamente nei pannelli superiore e inferiore. Nel pannello inferiore, gli aerosol di inquinamento o polvere rallentano la pioggia calda nelle nuvole periferiche causando rinvigorimento ed elettrificazione delle nuvole e riscaldamento in alto, insieme a discese più forti e raffinate piscine a basso livello. Forti dispersioni di nucleazione e precipitazione e spruzzi di mare dal mare agitato favoriscono la pioggia calda nelle fasce di nubi interne e nelle nuvole degli occhi, che riduce l'effetto di soppressione dovuto agli eventuali aerosol di inquinamento rimasti non lavati, in modo che si possa verificare una piccola stimolazione provocata da aerosol Là. La convezione nella banda di nubi esterne diminuisce l'afflusso verso la parete dell'occhio. Le piscine fredde bloccano anche parzialmente l'afflusso, provocando il raffreddamento, l'indebolimento e l'allargamento degli occhi, portando a venti più deboli.

Sommario
Sulla base delle osservazioni e delle simulazioni di cui sopra, la nostra attuale comprensione dell'effetto degli aerosol su nuvole e cicloni tropicali è riassunta nei seguenti link nella catena concettuale, illustrata in Fig. 3:

a. Piccoli (sub-micron) aerosol CCN sotto forma di inquinamento da particolato e / o polvere di deserto nucleato un numero maggiore di gocce di nubi più piccole che rallentano la coalescenza della nuvola si riduce a gocce di pioggia.
b. Gli aerosol CCN presenti nelle nubi periferiche dell'uragano rallentano i processi di formazione della pioggia lì.

e. Il maggiore vigore delle nuvole attira più aria ascendente alla periferia della tempesta, sanguinando così il flusso d'aria a basso livello verso la parete degli occhi. La convergenza indebolita verso il centro fa salire la pressione centrale; meno aria sale nella parete degli occhi e vi è rispettivamente una velocità del vento massima inferiore.
f. La precipitazione intensificata del ghiaccio nelle nuvole periferiche si scioglie e evapora ai livelli inferiori, raffreddando l'aria che converge nel centro della tempesta.
g. Raffreddamento più intenso a basso livello produce piscine fredde che favoriscono l'intensificazione delle cellule delle tempeste nelle bande di pioggia esterne, che trasportano più acqua verticalmente con conseguente aumento del riscaldamento latente e maggiore convezione in un ciclo di feedback positivo.
h. Un ulteriore raffreddamento a basso livello si verifica quando la nuvola si abbassa senza che precipiti e non salga al livello di congelamento rievaporando.
io. La tempesta è ulteriormente indebolita dal raffreddamento dell'aria a basso livello che converge verso il centro, oltre all'effetto di spurgo dell'aria che è stato discusso nei primi cinque punti. L'aria più fredda ha una minore galleggiabilità e quindi smorza l'aria che sale nella parete degli occhi, indebolendo ulteriormente la convergenza e la velocità massima del vento della tempesta.
j. Sotto la forza degli uragani venti spruzzi di mare molto intensi vengono sollevati efficacemente dai vortici di rollio nel BL e inducono la pioggia di acqua per lo più marina all'altezza della base di nubi convettive. Ciò ripristina i processi di pioggia calda e compensa l'effetto ritardante degli aerosol CCN piccoli sui processi di formazione della pioggia. Inoltre, il nucleo del TC è quasi saturo a livelli bassi, pertanto la formazione di una piscina fredda in quella regione è inibita. Pertanto l'effetto aerosol CCN sarebbe più efficace nelle nubi periferiche della tempesta, dove i venti non sono ancora molto forti. Il rafforzamento dei venti avrebbe ridotto la sensibilità della tempesta all'effetto indebolente degli aerosol CCN.

Questi collegamenti nel modello concettuale sono ancora un'ipotesi che richiede ulteriori indagini.
Tuttavia, la sua plausibilità fisica sottolinea l'importanza di comprendere i processi di formazione e evaporazione delle precipitazioni in TC e la necessità di osservarli e simularli ulteriormente e le piscine fredde risultanti correttamente per ottenere ulteriori miglioramenti nei modelli di previsione TC.

Ringraziamenti

Questo estratto esteso riassume alcuni dei risultati dello sforzo di ricerca HAMP che è stato sponsorizzato dal Department of Homeland Security con il numero di contratto: HSHQDC-09-C-00064.

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(1) Golden Research & Consulting Group, Boulder, CO. 80301 USA, joegolden@q.com
(2) L'Università Ebraica di Gerusalemme, Gerusalemme 91904, Israele, Daniel.rosenfeld@huji.ac.il
(3) Dipartimento di Scienze Atmosferiche, Colorado State University, Fort Collins, CO 80523 USA
(4) Woodley Weather Consultants, Littleton, CO 80127 USA
(5) Scuola di specializzazione in oceanografia, Università di Rhode Island, Narragansett, RI 02882 Stati Uniti

Fonte: World Meteorological Organization