Système convectif de méso-échelle

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Passage d'une ligne de grain en Pennsylvanie aux États-Unis, vue par radar météorologique. Il s'agit de l'un des types de système convectif de méso-échelle

Un système convectif de méso-échelle (SCM) est un ensemble d'orages qui se répartissent avec le temps, en ligne ou en zones, pour former des entités qui peuvent occuper de plusieurs dizaines à quelques centaines de kilomètres de longueur ou de diamètre (méso-échelle)[1]. Ces systèmes météorologiques sont souvent associés avec du temps violent car les orages intenses qui les composent peuvent produire des pluies torrentielles causant des inondations, des vents de plus de 90 km/h et parfois de la grosse grêle[2]. Ces phénomènes, même s'ils ont une durée de vie en général plus limitée que ceux produits par les dépressions synoptiques, affectent quand même de larges zones à cause du déplacement du système.

Définition[modifier | modifier le code]

Le concept de SCM a été développé par des chercheurs américains sous le nom de Mesoscale Convective System (MCS) pour différencier les orages individuels des complexes orageux. L’American Meteorological Society spécifie que la dimension horizontale de ces systèmes doit être au moins de 100 km et que la convection doit y être intense[3]. Le terme SCM désigne donc un classe plutôt qu'un type particulier d'orages ; classe se composant de : la ligne de grain, le Derecho, le grain en arc, le Complexe convectif de méso-échelle, les cyclones tropicaux et tout ensemble d'orages plus ou moins organisé.

Il peut faire référence également à tout système non orageux de faible échelle mais dont l'organisation dépend de nuages convectifs comme moteur. Entre dans cette catégorie les dépressions polaires, les bourrasques de neige (frontales ou en aval d'eaux libres)

Conditions de formation[modifier | modifier le code]

CCM dans le sud du Minnesota le 19 juillet 2006 à 1332 TU

Les nuages convectifs se forment dans une masse d'air instable. Ceci veut dire qu'aux bas niveaux de l’atmosphère terrestre la température et l'humidité sont supérieurs à ce qu'on retrouve en altitude. Une parcelle d'air qui est soulevée dans ces conditions subira une poussée d'Archimède vers le haut pour poursuivre son ascension. Elle emporte avec elle de l'humidité qui se condensera, à mesure que la température de la parcelle diminue par détente adiabatique, pour former un nuage à forte extension verticale.

Ce qui distingue les SCM de la convection isolée est le fait qu'un paramètre météorologique va organiser les nuages en un système rond ou en ligne qui couvrira une large surface et persistera plusieurs heures, voire plusieurs jours. La présence d'un front météorologique, surtout l'approche d'un front froid, est souvent l'élément déclencheur de ces systèmes dans les latitudes moyennes (30 à 60 degrés de latitude). Ils vont ensuite se déplacer dans la circulation atmosphérique jusqu'à une zone de diffluence des isoplèthes des épaisseurs entre 1 000 et 500 hPa, soit près du front chaud d'un cyclone extratropical. Dans les tropiques, la zone de convergence intertropicale, les creux barométriques associées à la mousson et les ondes tropicales agissent de la même façon.

Les SCM sont en général un phénomène de saison chaude (fin du printemps au début de l'automne) car c'est le moment de l'année où le réchauffement du soleil et l'humidité disponible sont maximaux. Cependant, c'est durant la saison hivernale que les bourrasques de neige et les dépressions polaires se forment, utilisant la différence de température et l'apport d'humidité des eaux non gelées dans une environnement bien sous zéro degré Celsius.

Les SCM continentaux sont généralement des phénomènes qui se forment durant le jour et faiblissent le soir venu suivant le cycle diurne de réchauffement, sauf les complexes convectifs de méso-échelle (CCM) qui sont plutôt nocturnes[4]. Les cyclones tropicaux, les bourrasques de neige en aval de plans d'eau et les dépressions polaires tirent eux leur énergie de la température de surface de la mer, ou d'autres plans d'eau, qui est plus chaude que la température de l'air. Cela leur permet de se former de jour comme de nuit.

Zones de formation[modifier | modifier le code]

Continentaux[modifier | modifier le code]

Évolution typique d'une ligne de grain en arc

On a répertorié des SCM de type diurne un peu partout à travers le monde. Les grandes plaines d’Asie et d’Amérique du Nord sont particulièrement propice car on y retrouve une circulation de surface venant de zone océanique (ex. Golfe du Mexique) et un flux en altitude plus froid et sec venant des montagnes. Le tout dans une région où le soleil donne des températures de surface de plus de 30 degrés Celsius en été et peu d'obstacles pour nuire à l'organisation du système.

Les études montrent qu'entre 30 et 70 % des pluies de la saison chaude proviennent de tels systèmes dans les Grandes Plaines des États-Unis[5]. En Europe, le plus grand nombre se rencontre autour de la section ouest de la Méditerranée de la mi-août à la fin septembre, près des régions montagneuses comme le Massif central. Ils se forment en majorité durant la partie la plus chaude de la journée, vers 15 h, et durent 5,5 heures en se dirigeant vers l'est à nord-est. Seulement 20 % se développent à une autre période de la journée[6].

Tropiques et polaires[modifier | modifier le code]

Dépression polaire sur la mer de Barents le 27 février, 1987

Les autres types sont tributaires de la disponibilité d'humidité et de chaleur. Comme mentionné, les systèmes tropicaux se forment en général près de la zone de convergence intertropicale mais dans les eaux chaudes, ainsi l'Atlantique Sud en voit rarement car l'eau y est plus froide. Déclenchés par le passage d'une onde dans la circulation, les cyclones tropicaux naissent le plus souvent dans l'Atlantique Nord au large des îles du Cap-Vert ou dans les Antilles, dans le Pacifique Nord près de l'équateur, dans le Pacifique Sud et l'océan Indien entre l’Australie et la côte africaine[7].

On retrouve les bourrasques de neige en aval de tous les plans d'eau libres de glace à travers le monde après le passage d'une dépression extra-tropicale qui amène de l'air extrêmement froid au-dessus des eaux non couvertes de glace. Les dépressions polaires se développent dans des conditions similaires au nord et au sud du 60e parallèle lorsque la circulation atmosphérique est relativement faible, ayant beaucoup en commun avec les cyclones tropicaux.

Tourbillon restant[modifier | modifier le code]

Un SCM crée souvent sa propre circulation atmosphérique au niveau moyen de l'atmosphère. Ce tourbillon, appelé vortex de méso-échelle, persiste même après la dissipation du SCM. D'un diamètre de 50 à 100 km et d'une épaisseur allant jusqu'à 8 km, il peut se refléter en surface par un centre dépressionnaire visible sur une carte météorologique analysée à très petite échelle[8]. Ce tourbillon peut persister plusieurs jours et devenir le déclencheur de nouveaux SCM[9]. En particulier, si cette rotation traverse une étendue d'eau tropicale, comme le golfe du Mexique, il peut servir de noyau où se concentreront les nuages convectifs qui donneront naissance à un cyclone tropical[10].

Voir aussi[modifier | modifier le code]

Articles connexes[modifier | modifier le code]

Liens externes[modifier | modifier le code]

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Notes et références[modifier | modifier le code]

  1. (en) « Mesoscale Convective Systems », Université d'État de Pennsylvanie,‎ 19 août 2007 (consulté le 2009-06-22)
  2. (en) Departement of Atmospheric Sciences, « Mesoscale Convective System (MCS) », Université de l'Illinois],‎ 2009 (consulté le 2009-06-22)
  3. (en) AMS Glossary, « Mesoscale convective system », American Meteorological Society,‎ 2009 (consulté le 2009-06-22)
  4. (en)Robert A. Maddox, « Mesoscale convective complexes », Bulletin of the American Meteorological Society, AMS, vol. 61, no 11,‎ novembre 1980, p. 1374-1387 (lien <1374:MCC>2.0.CO;2 DOI?, lire en ligne)
  5. (en) William R. Cotton, Susan van den Heever et Israel Jirak, Conceptual Models of Mesoscale Convective Systems: Part 9, Colorado State University,‎ 2003, 35 p. (lire en ligne [PDF]), p. 4
  6. (en) C. Morel et S. Senesi, « A climatology of mesoscale convective systems over Europe using satellite infrared imagery. II: Characteristics of European mesoscale convective systems. », Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society., vol. 128 (B), no 584,‎ 2002, p. 1973-1995 (ISSN 0035-9009., résumé)
  7. (en) Semyon A. Grodsky et James A. Carton, « The Intertropical Convergence Zone in the South Atlantic and the Equatorial Cold Tongue », Université du Maryland à College Park,‎ 2003-02-15 (consulté le 2009-06-05)
  8. (en)Christopher A. Davis et Stanley B. Trier, « Mesoscale Convective Vortices Observed during BAMEX. Part I: Kinematic and Thermodynamic Structure », Monthly Weather Review, American Meteorological Society, vol. 135, no 6,‎ juin 2007, p. 2029–2049 (lien DOI?, résumé)
  9. (en)Lance F. Bosart et Thomas J. Galarneau, Jr., « 3.5 The Influence of the Great Lakes on Warm Season Weather Systems During BAMEX », 6th Coastal Meteorology Conference, American Meteorological Society,‎ 2005 (résumé, lire en ligne)[PDF]
  10. (en)Galarneau Jr. Thomas J., « 14B.4 A case study of a continental mesoscale convective vortex that developed attributes of an incipient tropical disturbance », 27th Conference on Hurricanes and Tropical Meteorology, American Meteorological Society,‎ 2006 (résumé)