Cyclogénèse

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Dépressions (D) et fronts tracés sur une image des nuages par satellite

La cyclogénèse ou cyclogenèse est le développement ou l'intensification d'une circulation cyclonique dans l'atmosphère qui mène à la formation d'une dépression (météorologie)[1]. Son opposé est la cyclolyse et son équivalent pour la formation d'anticyclones est l'anticyclogénèse[1]. La cyclogénèse s'applique à la formation des dépressions des latitudes moyennes, ou extra-tropicales, dont la dynamique est le résultat de la divergence des vents des niveaux supérieurs de la troposphère dans des zones de contrastes thermiques appelés fronts météorologiques.

La cyclogénèse des latitudes moyennes repose donc sur un cœur central froid dans la dépression, celle-ci se développant du côté froid du front. La formation des dépressions tropicales est elle dépendante de la forte convection qui s'organise autour d'un centre sans présence de creux barométriques (ou thalweg) ni fronts aux alentours et le cœur de la dépression est donc chaud. Ce sujet est traité dans la cyclogénèse tropicale[2].

Échelle du phénomène[modifier | modifier le code]

C'est toujours par une phase de cyclogénèse que commence le développement des divers types de perturbations à l'échelle synoptique (plus de 1 000 km de diamètre). Cette phase s'enclenche cependant par un processus de résolution de l'instabilité thermique et dynamique, à laquelle est soumise la région atmosphérique englobant le cyclone, à des échelles inférieures. Les caractéristiques de ce processus varient très sensiblement suivant la zone méridienne où se place cette région et l'environnement initial qu'y rencontre le cyclone. En général, un creux d'altitude passant dans une zone favorable au développement créera une circulation ayant quelques centaines de kilomètres mais qui prendra des dimensions synoptiques avec le temps.

Modèle norvégien[modifier | modifier le code]

Front stationnaire
Point d'inflexion se formant le long du front
Cyclonisation et développement
Maturité
Occlusion
Dissipation
Article détaillé : Front (météorologie).

L'école norvégienne de météorologie a développé un modèle idéalisé de formation, maturation et mort des dépressions des latitudes moyennes durant la Première Guerre mondiale. En 1919, ces météorologues ont publié les résultats de leurs recherches fondés presque exclusivement sur des observations de surface et seulement quelques sondages d'altitude. Ce concept s'est graduellement répandu dans le monde[3],[4]. Le point principal de ce modèle est que ce processus est prévisible alors que la dépression progresse à travers la frontière frontale et entre graduellement dans la masse d'air froid. Une ondulation initiale du flux d'air se forme le long de la frontière entre l'air chaud et l'air froid du côté l'air chaud. La rotation cyclonique se retrouve graduellement dans l'air froid à mesure que les systèmes deviennent matures et qu'une nouvelle onde frontale s'en éloigne avec les fronts. Les images de droite montrent la progression de la cyclogénèse allant des précurseurs au stade de dissipation. Au XXIe siècle, la théorie norvégienne est largement dépassée.

Précurseurs[modifier | modifier le code]

La première image montre un front stationnaire entre deux masses d'air ayant des températures et humidité différentes. Les vents sont parallèles au front et aucun échange ne se produit. Cette situation est relativement instable puisque des vents auront tendance à se développer à travers la zone de contraste thermique pour égaliser les températures. Il suffit d'une perturbation passant dans le secteur pour induire un point d'inflexion, comme dans la deuxième figure, qui donnera une circulation cyclonique en se développant.

La dépression de surface peut se former de différentes façons[3],[4] :

  • un creux de basse pression passant en altitude crée une divergence. Cette dernière engendre un mouvement vertical pour remplacer l'air et crée à la surface une convergence des vents vers la zone frontale ;
  • la topographie peut forcer l'air de surface et lui donner une composante à travers la zone frontale ;
  • un système convectif de mésoéchelle peut développer une dépression même si on se trouve dans une masse d'air isotrope[5] et cette perturbation peut générer sa propre onde frontale en rencontrant une zone frontale le long de son chemin.

Développement[modifier | modifier le code]

Autour de la dépression, figure 3, le flux d'air est cyclonique, c'est-à-dire que la rotation amène l'air doux de la masse chaude vers les pôles et l'air froid vers l'équateur quel que soit l'hémisphère (voir Circulation atmosphérique). Ceci transforme ainsi la zone frontale stationnaire en un front chaud et un front froid dans le quadrant sud de la dépression. Habituellement, l'advection froide causée par le front froid est plus grande que celle du front chaud et le premier rattrape graduellement le second[3],[4].

Ceci est expliqué dans le modèle norvégien par le fait que l'air froid plus dense est difficile à déloger. Ainsi l'air doux du secteur chaud est repoussée en altitude le long du front chaud et n'érode que lentement l'air froid de surface ce qui permet au front froid en mouvement de le rattraper[4],[6]. Ce déplacement crée un mouvement vertical de l'air chaud et l'humidité se condense finalement pour donner des nuages et ensuite des précipitations (zone verte).

Maturité[modifier | modifier le code]

À ce stade, la dépression atteint le maximum de son développement et les deux fronts sont incurvés dans la direction de leur progression, comme les voiles d'un bateau[3],[4]. On appelle secteur chaud, la partie située entre le front froid et le front chaud. Cette partie est la plus chaude du système dépressionnaire. Les isobares sont très serrées donnant une intense circulation[7]. Les mouvements verticaux sont également à leur maximum produisant le maximum de précipitations.

Occlusion[modifier | modifier le code]

Le système dépressionnaire se déplace toujours, mais un ralentissement commence à se faire sentir. Lorsque le front froid rejoint le front chaud, il commence à repousser l'air doux en altitude près de la dépression. Une partie de cet air est alors forcée de s'élever, créant front occlus et trowal[3],[4]. À ce stade, l'air chaud est presque complètement coupé de la surface dans la dépression. La frontolyse laisse une circulation cyclonique dans l'air froid situé sous le creux d'air chaud. Il s'ensuit, au centre, une remontée de la pression et un affaiblissement tel, que le système deviendra stationnaire dans bien des cas.

Dissipation[modifier | modifier le code]

Plus l'occlusion progresse, plus l'air chaud de surface devient découplé de la dépression. L'air chaud est maintenant bien au sud-est du système, alors qu'à faible altitude une faible circulation cyclonique persiste en présence d'un creux. De plus, l'énergie potentielle disponible dans la masse d'air suit le secteur chaud ce qui sonne le glas de la dépression[3],[4].

Modèle de Shapiro-Keyser[modifier | modifier le code]

Cyclogénse de Shapiro-Keyser

Avec l'avènement des radiosondages et des photos satellites, les météorologues se sont aperçus que le comportement des systèmes dépressionnaires ne correspondaient pas exactement au modèle norvégien. Shapiro et Keyser ont proposé une variante en 1990[8]. Ils se sont rendu compte que le front froid semblait se détacher durant la phase de maturation de la dépression lorsque le flux d'altitude était fortement confluent. La température autour de cette dernière s'homogénéisait derrière le front chaud. Éventuellement l'air doux fait le tour de la dépression dans ce qu'ils ont appelé la séclusion au lieu d'une occlusion conventionnelle. L'air doux en surface dans ce secteur est surmonté d'air froid et devient très instable. De la convection se développe et le gradient de pression est très serré menant à des vents violents.

L'image ci-contre montre les étapes de ce modèle de cyclogénèse. La partie vraiment différente de celle du modèle norvégien est l'occlusion en T où le front froid se détache de la dépression et de la partie de séclusion instable alors que le premier modèle décrit la dépression occluse comme tendant vers la stabilité.

Dynamique[modifier | modifier le code]

Les modèles norvégiens et de Sapiro-Keyser sont purement descriptifs et reposent sur certaines hypothèses que l'étude de la dynamique des fluides ont modifié. En fait, les météorologistes norvégiens travaillaient déjà sur une explication mathématique de ce qui intensifie le mouvement des fronts, soit la différence de mouvement vertical selon les lois de la thermodynamique[9]. Cela se produit lorsque l'advection froide est plus grande que la chaude dans le système dépressionnaire et non que l'air chaud monte sur l'air froid le long des fronts. L'étude du comportement de l'atmosphère s'est intensifiée avec la prise régulière de données en altitude par radiosondage à partir des années 1920, et plus tard par les satellites météorologiques.

Forces en jeu[modifier | modifier le code]

Ainsi les équations primitives de la météorologie ont été développées. Elles montrent que la cyclogénèse est dépendante de tout le mouvement dans la colonne d'air et des variations de la force du vent[9]. L'image de droite montre un creux d'altitude avec un courant-jet passant au-dessus d'un front stationnaire en surface. La seconde image montre que la vitesse du vent varie dans le jet, donnant des zones de convergence et de divergence aux entrées et sorties.

L'air converge (CON) ou diverge (DIV) aux entrées et sorties du Courant-jet

En effet, les vents au cœur du courant-jet sont plus forts qu'autour de celui-ci. Lorsqu'il se déplace, on a une accumulation d'air dans la zone d'où il s'approche et une perte dans celle qu'il délaisse. Dans les quadrants de divergence, on a une perte d'air en altitude ce qui crée un appel d'air des couches inférieures et génère une convergence en surface pour compenser[9]. Ce processus donne deux choses: une diminution de la pression à la surface, car la masse de la colonne d'air à cet endroit est moindre, et la rotation cyclonique de l'air, à cause de la déviation par la force de Coriolis donnant une circulation décrite par l'équilibre géostrophique[9].

Donc le modèle norvégien est la conséquence des mouvements dans l'atmosphère plutôt que son moteur. Cependant, il est très utile pour décrire l'évolution des dépressions et c'est pourquoi les présentations météorologiques dans les médias en font encore abondamment usage. Il faut se rappeler que le mauvais temps est souvent décalé de la position des fronts car le mouvement vertical n'est pas nécessairement le long de ceux-ci.


Développement classique vu dynamiquement[modifier | modifier le code]

Un creux d'altitude (lignes en rouge) se déplace vers un front stationnaire. Ce dernier est perpendiculaire à des nuages ayant une forme de feuille (zone bleue) dans les images satellites. Le creux modifie la circulation de surface pour former des zones de front chaud et de front froid. Le point d'inflexion de ces fronts est l'onde frontale initiale qui se développe au cercle rouge. Le courant-jet est indiqué par les flèches en bleu pâle

Une dépression à cyclogénèse classique dans les latitudes moyennes se forme suite à la rencontre d’une feuille barocline et d’une masse d’air polaire. Ce système dépressionnaire se situe le plus souvent près d’une zone d’accélération d’un courant-jet d’altitude à 300 HPa[10]. Il est également parfois nommé système dépressionnaire à développement à gauche parce qu'il se développe dans la sortie gauche du courant-jet.

Initialement, la feuille barocline, ou front stationnaire, et l'air polaire sont séparés le long d'une ligne droite. La température au sommet de la feuille barocline est ainsi plus élevée que celle de la masse d’air polaire ce qui donne une pente du front vers l'air polaire. Un creux barométrique en surface se forme sous au passage d'une zone de divergence en altitude causée par l’arrivée d’un courant-jet. La feuille barocline, ainsi que la masse d’air polaire, tournent alors de manière cyclonique lorsqu’elles entrent en contact l’une de l’autre. La température dans la feuille barocline tend ainsi à s’égaliser pour former le début d’un système dépressionnaire. Ce creux barométrique se développe et se déplace pour se situer définitivement au sud–ouest du système[10].

Un creux barométrique d'altitude permettra en suite à de l’advection d’air froid venant de la masse d'air polaire de s’éloigner légèrement du système dépressionnaire et au courant-jet d’accélérer en aval du creux. Une fois le front froid détaché du creux barométrique, une frontogénèse s’opère. Un front chaud naît ensuite au point d'inflexion avec le front froid. Arrivé à ce stade de développement, le système dépressionnaire atteint sa maturité[10]. Ainsi, deux cœurs dépressionnaires dépendants l’un de l’autre se situent de part et d’autre du courant-jet d’altitude. Bien que séparés, ces deux dépressions ont leurs cadrants chauds situés de manière enchâssée.

Lors d’un système « normal », la masse d’air polaire rejoint le creux barométrique d’origine pour former une occlusion. Mais, il se peut néanmoins que le creux d’altitude ne se déplace pas ou, ayant une direction nord-ouest, donne une accélération continue du cœur du courant-jet. Dans ce cas, le temps de maturité est plus important que celui de la dépression suivant un cycle de vie « normal ».

L’occlusion et la dissipation se produisent quand l’éloignement du creux d’altitude réduit l’accélération du courant-jet. L’occlusion et la dissipation d’une dépression atmosphérique classique peut se réaliser de deux façons : l’éloignement du creux d’altitude permet une occlusion totale suivie d’une dissipation rapide ou le creux suivant une direction nord-ouest divise la zone d’accélération du courant-jet qui passe au-dessus des centres dépressionnaires dépendants[10]. Dans ce dernier cas, une occlusion chaude a lieu séparément et se fait de manière progressive.

Notes et références[modifier | modifier le code]

  1. a et b « Cyclogénèse ou cyclogenèse », Comprendre la météo, sur Météo-France (consulté le 15 avril 2012)
  2. Centre canadien de prévision d'ouragan, « Comment et où se forment les ouragans », sur Environnement Canada,‎ 30 juin 2010 (consulté le 15 avril 2012)
  3. a, b, c, d, e et f (en) « Norwegian Cyclone Model », Jetstream On line school for Weather, National Weather Service] (consulté le 27 mai 2012)
  4. a, b, c, d, e, f et g Service météorologique du Canada, MÉTAVI : L'atmosphère, le temps et la navigation aérienne, Environnement Canada,‎ janvier 2011, 260 p. (lire en ligne [PDF]), chap. 8 (« Systèmes frontaux »), p. 644-77
  5. (en) « A Mesoscale Convective Complex-Generated Inertially Stable Warm Core Vortex », Monthly Weather Review, Boston, American Meteorological Society, vol. 117, no 6,‎ juin 1989, p. 1237–1261 (lien <1237:AMCCGI>2.0.CO;2 DOI?, lire en ligne [PDF])
  6. (en) « Density of Air », sur The Physics Factbook (consulté le 27 mai 2012)
  7. (en) Joan Von Ahn, Joe Sienkiewicz et Greggory McFadden, « Hurricane Force Extratropical Cyclones Observed Using QuikSCAT Near Real Time Winds », NOAA (consulté le 2 27 mai 2012)
  8. (en) David M. Schultz et Heini Werlicite, « Determining Midlatitude Cyclone Structure and Evolution from the Upper-Level Flow », sur Cooperative Institute for Mesoscale Meteorological Studies,‎ 5 janvier 2001 (consulté le 27 mai 2012)
  9. a, b, c et d (en) Wilhelm Bjerknes, « The problem of Weather Prediction, as seen from the standpoints of Mechanics and Physics », Histoire de la météorologie, sur NOAA (consulté le 27 mai 2012)
  10. a, b, c et d (en) D. Bikos, J. Weaver, R. Weldon, T. Carlson et D. Vallee, « Cyclogénèse vu par photos des satellites géostationnaires », Regional and Mesoscale Meteorology Branch, Université d'État du Colorado (consulté le 27 mai 2012)[ppt]

Bibliographie[modifier | modifier le code]

  • James R. Holton, An Introduction to Dynamic Meteorology, Academic Press et Elsevier,‎ 2004, 535 p. (ISBN 0-123-54015-1)

Voir aussi[modifier | modifier le code]

Articles connexes[modifier | modifier le code]

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