Dynamique des cyclones extratropicaux

Qu’est ce qu’un cyclone extratropical?

Un cyclone extratropical est un synonyme de dépression des latitudes moyennes, soit la dépression typique de nos contrées, qui nous apporte pluie et vent (et parfois neige en hiver).

Un cyclone extratropical aborde les îles britanniques aux premières heures du 3 décembre 2006

Intensité

Elle peut être très variable. Les plus faibles dépressions présentent une pression centrale de 1010 hPa, tandis que les plus puissantes peuvent avoir des pressions inférieures à 950 hPa. La plus basse pression connue serait celle située au centre d’une très violente tempête qui traversa le Royaume-Uni en 1839, avec seulement 918 hPa.

Contrairement à l’échelle de Saffir-Simpson qui s’applique aux cyclones tropicaux, il n’existe pas de classification officielle des dépressions extratropicale. Néanmoins, on y fait de plus en plus souvent référence. Exemple, la tempête Kyrill de 2007 a présenté des vents moyens de 110 à 120 km/h, comparable à un faible ouragan de catégorie 1.

Ceci étant, on utilise plus souvent les rafales maximales enregistrées pour caractériser la force des dépressions. Il est admis que quand celles-ci dépassent la barre des 100 km/h, on considère la dépression comme une tempête. Si la dépression présente des vents moyens supérieurs à 118 km/h, il est régulier d’entendre parler d’ouragan, par référence à la force 12 de l’échelle de Beaufort.

Une corrélation peut être dégagée entre la vitesse des vents moyens et celle des rafales. On observe souvent que les rafales sont un peu moins d’une fois et demi plus rapide que les vents moyens. Cela implique que des rafales de 100 km/h sont souvent accompagnées de vents moyens de 60-65 km/h (comparables à ceux d’une tempête tropicale), et que, inversement, un ouragan présentant des vents moyens de 120 km/h est accompagné de rafales dépassant les 160-170 km/h. Des différences peuvent être observées, selon la taille de la tempête, l’instabilité de l’air (des orages peuvent déclencher des rafales bien plus violentes)...

La cyclogénèse selon le modèle norvégien

 La cyclogénèse explique la formation des cyclones extratropicaux, et le modèle norvégien est une des deux manières de le faire.

Ce modèle a, comme son nom l’indique, été développé en Norvège durant et juste après la Première Guerre Mondiale. Il a subi l’ajout de plusieurs concepts au fil du temps; et c’est sous sa forme la plus "récente" qu’il est présenté ci-dessous.

Au départ, un front stationnaire (représenté ici par un front froid) est approché par un creux d’altitude (c’est à dire une zone dans laquelle une pression donnée se retrouve à des altitudes plus basses que la normale. Sur les "bords" de ce creux circule le Jet-Stream, d’ouest en est. Le creux va être responsable du développement de la future dépression, on l’appelle le précurseur. C’est le plus courant. Plus rarement, le précurseur peut être un MCS (système convectif -et orageux- de mésoéchelle) par l'intermédiaire de la dépression thermique de méso-échelle qui l'habite.

Le creux d’altitude finit par commencer à interagir avec le front, sur lequel se forme un point d’inflexion sur lequel va se former la dépression de surface. A l’ouest de celui-ci, le front froid commence à se déplacer vers le sud-est, tandis que le front chaud semble se déplacer vers le nord-ouest. Deux courants d’air se mettent en place: la warm et la cold conveyor belt. Ce concept est apparu dans les années soixante (pour la warm CB) et quatre-vingt (pour la cold CB). La WCB vient du sud, est localisé dans le secteur chaud dans les basses couches de l’atmosphère, monte en altitude le long du front chaud et s’oriente parallèlement au flux d’altitude dans les plus hautes couches de l’atmosphère. La CCB nait dans les basses couches devant le front chaud, s’élève en altitude au niveau de la dépression et après avoir fait demi-tour, s’oriente elle aussi parallèlement au flux d’altitude, dans les couches moyennes de l’atmosphère cette fois.

Au fil des heures suivantes, le Jet-Stream se rapproche de plus en plus de la dépression de surface, qui se creuse lentement. La CCB, encore relativement faible, est surplombée par la tête nuageuse du système. L’angle formé entre le front chaud et le front froid devient de plus en plus aigu. Finalement, le Jet Stream finit par se retrouver pratiquement au-dessus de la dépression, provoquant un violent appel d’air depuis les basses couches de l’atmosphère. A ce moment commence la phase d’intensification. La pression au centre du système baisse rapidement. Dans les cas extrêmes, elle peut diminuer de plus de 24 hPa en 24 heures. Les météorologues qualifient ces dépressions explosives de bombes. Une anomalie de tropopause apparaît: elle est liée à un enfoncement d’air stratosphérique, sec et très froid, vers les couches moyennes de l’atmosphère. Cet enfoncement commence au sud-ouest du centre dépressionnaire et forme la dry slot ou encoche d’air sec, qui commence à séparer la tête nuageuse au nord du reste de la perturbation au sud.

Cette dry slot se remarque particulièrement bien sur les images satellite en vapeur d’eau comme une zone noire entre la tête nuageuse et le front froid. Plus elle est vaste et net, et plus la tempête va "exploser", en d’autre terme, se creuser rapidement et fortement.

Une dry slot dans une tempête en développement le 14 octobre 2002, au large de l’Europe.

Finalement, le front froid finit par rattraper le front chaud. L’air chaud, pris en sandwich entre les deux, est forcé de s’élever. Le front occlus se forme, et commence à s’enrouler autour du centre de la dépression. Une partie de la cold conveyor belt est entraînée autour de ce front occlus. La tempête est alors à maturité, et passe au nord du Jet-Stream. Son intensification est terminée.

Privée d’énergie, la tempête commence à s’affaiblir. La pression remonte, les conveyor belts s’affaiblissent et les vents diminuent en force.

Si le modèle norvégien est correct dans les grandes lignes, il a cependant ses limites:

- Premièrement, les vents les plus forts sont situés sur le front froid. Si cela est vrai au début de la vie de la dépression, cela ne l’est plus par la suite. Les dernières études tendent à montrer que, au plus fort de la tempête et durant sa phase d’affaiblissement, les vents les plus intenses se groupent au sud du front occlus.

- Deuxièmement, il ne peut être appliqué tel quel aux dépressions à "coeur chaud", où il n’y a pas de front occlus à proprement parler.

Le modèle de Shapiro-Keyser

Ce modèle, développé en 1990, propose une approche quelque peu différente du norvégien. Comme dit plus haut, il s’applique plutôt à des dépressions à coeur chaud. Il reprend néanmoins bon nombre de notions vues ci-dessus, comme les conveyor belts, la dry slot, l’influence du Jet-Stream... Mais remplace l’occlusion par la séclusion.

D’après ce modèle, le front froid tend à se détacher du front chaud durant la phase d’intensification. C’est le front chaud, seul, qui s’enroule autour du centre dépressionnaire, la cold conveyor belt finissant par emprisonner l’air chaud, d’où le terme de séclusion. A l’inverse des dépressions du modèle norvégien, le front chaud est beaucoup plus intense que le front froid. Dès lors, un tel système devrait être représenté comme suit sur les cartes d’analyse (même si ce n’est pas le cas!):

Ce type de dépression est souvent intense. Plusieurs grandes tempêtes ayant frappé l’Europe ces 25 dernières années étaient des dépressions à coeur chaud: la Grande Tempête de 1987, Martin et Klauss ne sont que quelques exemples. C’est dans ces systèmes que les météorologues ont découvert un phénomène extrême, probablement le plus violent qui puisse être associé à une dépression extratropicale: le sting jet.

Le Sting Jet

Découvert dans les dépressions à séclusion chaude (sans pour autant exclure le fait qu’il puisse apparaître dans l’autre type de dépression), le sting jet, lorsqu’il survient, peut entraîner des rafales dépassant les 200 km/h. Il apparaît durant les phases de creusement intense, lorsque la pression au centre du système dépressionnaire s’effondre. Le Jet-Stream a tendance à s’abaisser en altitude en relation avec l’enfoncement de l’air stratosphérique, où il finit par rencontrer les nuages de la pointe de la tête nuageuse commençant à s’enrouler autour de la dépression, formant un crochet (sting) au sud-ouest de l’oeil de la tempête. Les vents très violents dissipent et font s’évaporer les nuages, entraînant un refroidissement de la masse d’air, qui plonge alors en oblique vers l’est. Dans le pire des cas, le sting jet arrive directement au sol, et déclenche les vents les plus violents de la tempête. La durée de ce phénomène est de quelques heures en général. L’image ci-dessous montre la zone où un sting jet est susceptible de se produire.

Le Sting Jet, s’il peut se deviner sur les images satellites en infrarouge, se voit surtout sur les images en vapeur d’eau. On peut clairement y observer l’évaporation de la pointe nuageuse, qui présente un dégradé: bien consistante et gris clair/blanc à l’ouest, elle devient gris sombre à l’est, et disparaît. Parfois, des filaments sont visibles, donnant vraiment l’impression que les nuages sont entraînés par des vents extrêmes. L’image ci-dessous montre l’ouragan Klauss peu avant son paroxysme au soir du 23 janvier. Il a développé un sting jet très virulent en mer (visible surtout au début de l’animation), les données QuickSat faisant mention de vents moyens de 150 km/h! Les rafales ont dû être encore plus rapides, avec des pointes probablement supérieures à 220 km/h. Heureusement, Klauss a arrêté sa phase d’intensification peu après, et le sting jet s’est dissipé avant de frapper les côtes françaises. Il aura toutefois léché les côtes espagnoles, où des pointes supérieures à 180 km/h ont été relevées.

Une autre image avec l’endroit où survient le Sting Jet:

Il se pourrait qu’un Sting Jet soit également survenu durant la tempête Xynthia le 28 février 2010. Il aurait pris naissance dans le Golfe de Gascogne et serait entré dans les terres jusqu’au département des Deux-Sèvres, ce qui expliquerait la concentration de fortes rafales sur un corridor de quelques dizaines de kilomètres de large, juste au sud de la dépression, allant de l’Ile de Ré (159 km/h) à Scillé (161 km/h). Certaines images satellites présentant une signature nuageuse suspecte vont dans ce sens.

Plus loin dans le passé, des Sting Jets sont notamment survenus au cours des tempêtes Erwin en 2005 (Royaume-Uni et Danemark), Jeanett en 2002 (Royaume-Uni et Irlande), le 30 octobre 2000 (Mer du Nord). La Grande Tempête de 1987 fut accompagnée d’un très puissant Sting Jet qui frappa directement la Bretagne, la Normandie et les côtes sud du Royaume-Uni. Les rafales ont dépassé les 220 km/h (avec même des pointes non-officielles à plus de 240 km/h).