2) – Explication

2)      – Explication

–          Durée de vie d’un cyclone :

En moyenne, la durée de vie d’un cyclone est de 9 jours, mais elle peut atteindre voir dépasser 20 jours. Certains peuvent atteindre leur stade de maturité au bout de plusieurs jours, d’autres en moins de 48 heures.

–        Classification des cyclones :

ECHELLE DE SAFFIR-SIMPSON

 

Dépression Tropicale : Vents moyens soutenus  inférieurs à 63 km/h – Pression moyenne 1005 Mb

Tempête Tropicale : Vents moyens soutenus de 63 km/h à 117 km/h – Pression moyenne 1000 Mb

Les cyclones sont classés, à partir du stade d’ouragan, sur une échelle d’intensité allant de 1 à 5, elle se base sur la mesure, des vents moyens soutenus sur une minute, enregistrés  à l’intérieur du système. Cette échelle de classification s’appelle Echelle de Saffir-Simpson. Elle n’est valable que pour les systèmes tropicaux.

Echelle de Saffir-Simpson

 

Elle fut développée en 1969 par l’ingénieur civil Herbert Saffir et le docteur Robert Simpson, directeur du National Hurricane Center à cette époque. Saffir avait développé cette échelle à la demande de l’OMM pour décrire les effets potentiels d’un cyclone tropical sur les infrastructures humaines. On officialisa enfin son usage pour les bassins cycloniques de l’hémisphère ouest.

TECHNIQUE DVORAK

 

L’intensité d’un cyclone peut être mesuré sur une autre échelle, allant de 1 à 8, appelée la technique DVORAK.  La technique de Dvorak, développé en 1974 par Vernon Dvorak, est une méthode d’évaluation subjective de l’intensité des cyclones tropicaux basée sur l’étude des photos satellites des spectres visibles et infrarouges.

 

   Tableau de classification selon la Technique DVORAK

 

La technique a été développée en recherchant dans des cyclones tropicaux de même intensité des similitudes entre leur apparence dans les photos visibles et leur température dans celles infra-rouges. La technique tient compte également du changement de ces caractéristiques lors du développement ou de l’affaiblissement des systèmes. La structure et l’organisation des systèmes tropicaux sont comparées dans le temps à chaque 24 heures pour en tirer leurs stades de développement.

Dans le spectre visible, on classe le stade de développement selon l’apparence des nuages au centre du système et dans les bras en spirales qui l’entourent par rapport à des patrons connus. Dans l’infra-rouge, on recherche la différence de température entre l’œil chaud, s’il existe, et le sommet des orages qui l’entourent pour estimer l’intensité du cyclone (plus la différence est grande, plus le sommet des orages est élevé et plus ils sont intenses).

On trouve ainsi selon une estimation le Nombre T (pour « Tropical ») et l’intensité courante (IC) pour la tempête. Les deux indicateurs varient entre 0 et 8. Les deux nombres sont identiques lorsque le cyclone est en développement. Lorsqu’il faiblit, le IC est toujours plus élevé que le Nombre T. Le tableau à la droite montre le rapport entre la vitesse des vents dans un système tropical, la pression central de surface et le Nombre T.

Il y a plusieurs configurations des nuages possibles dans un système tropical, selon son intensité et son stade de développement. Les schémas de base sont :

  • Bandes orageuses incurvées (T1,0-T4,5) ;
  • Patron de cisaillement des nuages par les vents (T1,5-T3,5)
  • Couverture nuageuses centrale dense (T2,5-T5,0)
  • Œil du cyclone avec des bandes internes ou noyé dans la masse (T4,0-T4,5)
  • Œil bien défini (T4,5 – T8,0) : la différence de température entre le centre et le sommet des nuages détermine plus avant T

Une fois que les caractéristiques visuelles du système et leur extension sont identifiées, le nombre T est tiré de la comparaison avec une carte de schémas typiques.

Le Cooperative Institute for Meteorological Satellite Studies (CIMSS) de l’Université du Wisconsin-Madison a développé une technique « objective » de Dvorak qui utilise un algorithme informatique pour reconnaître les configurations nuageuses (IC) sur les photos satellitaires, au lieu d’une évaluation humaine. Elle n’est cependant pas applicable pour les dépressions tropicales ou les faibles tempêtes tropicales.

Incertitudes

Les estimations, aussi bien des vents que de la pression, découlent du fait que les relations qui unissent ces deux variables sont constantes en général. Cependant, des cyclones de petite taille (ex. Ouragan Andrew 1992) peuvent avoir des vents maximums plus forts que des cyclones plus grands, pour une même valeur de la pression au centre car leur gradient de pression est plus serré. Il faut donc faire preuve de prudence et ne pas prendre aveuglément les valeurs vent/pression du ci-contre. Les pressions sont plus basses sur le Pacifique Nord-Ouest que sur l’Atlantique à cause du manque de recul climatologique. Les données sur le champ de pression au niveau de la mer sur le Pacifique Nord-Ouest sont récentes. Il a donc fallu diminuer les valeurs du champ de pression pour les accorder au champ de vent. Les erreurs mesurées par reconnaissances aériennes sur le Pacifique Nord-Ouest par rapport à la méthode de Dvorak ont une valeur d’environ 10 hPa avec un écart type de 9 hPa. On estime que l’erreur moyenne est sensiblement la même sur le bassin Atlantique. Un cyclone de l’Atlantique dont Nombre T est de 4,5 (vents de 77 nœuds – pression 979 hPa) peut donc en réalité avoir des vents compris entre 60 et 90 nœuds et une pression entre 989 et 969 hPa. Bien que l’on reconnaisse ces approximations, cette méthode reste la seule qui permette quand même une bonne estimation de l’intensité. Pour les autres bassins, qui n’ont pas de reconnaissances aériennes, la méthode présente aussi des intérêts. Il faut cependant revoir le tableau de correspondance entre le T, le vent et la pression.

Prévision

Dans les images satellitaires, le météorologue peut déterminer les zones où l’air entre dans le cyclone et en ressort ce qui lui donne une idée des forces en présence. Il estime également à quel stade en est rendu le système par la technique décrite. Alors que la méthode de Dvorak a pour mission d’estimer l’intensité actuelle d’un cyclone, on peut essayer de l’utiliser pour prévoir l’intensité à 24 heures en faisant des extrapolations du CI selon un tableau qui relie le stade de développement et les forces.

Par exemple, un système en développement rapide va montrer une formation nuageuse en virgule dont la réflexion visible est très intense et la température au sommet des nuages en diminution rapide. Sa partie centrale montrera des bulles indiquant des orages intenses ou des filaments indiquant des cirrus de l’enclume de ces derniers qui se répand vers l’extérieur dans tous les quadrants. Dans un cyclone en développement lent, il manquera certaines de ces caractéristiques et dans un cyclone en diminution, il n’y en aura aucune.

Pour l’instant, la qualité des prévisions obtenues n’a pas été vérifiée. (Source : Wikipédia)

 

–          L’invest et numérotation :

Au départ une simple zone nuageuse perturbée, le plus souvent une onde tropicale émergeant du continent Africain ou encore de la ZIC ou Zone Intertropicale de Convergence.

Elle est nommée INVEST par les américains dès qu’elle présente des caractéristiques de développement et est alors numérotée entre 90 et 99 et porte la lettre L pour l’Atlantique, ex : 90L, 91L, 92L… Arrivée à l’invest 99L, la numérotation reprend à 90L et recommence inlassablement de la même façon pendant toute la saison.

Invest 91L le 29 octobre 2010 (Ouragan Thomas). Crédit image: Wunderground

–          Vents force et orientation :

L’intensité des vents et leurs changements brutaux de direction sont à l’origine de dégâts considérables. Ils dépassent aisément les 150 km/h et peuvent exceptionnellement atteindre 370 km/h environ à proximité de l’œil (et plus particulièrement, dans l’hémisphère nord, dans sa partie avant droite où le gradient de pression est le plus fort). On notera que l’énergie d’un vent est proportionnelle au carré de sa vitesse (un vent de 200 km/h exerce une force quatre fois supérieure à celle d’un vent de 100 km/h). La dangerosité des vents est également liée aux objets plus ou moins volumineux qu’ils sont en mesure de projeter.Dans un cyclone, les vents de surface se caractérisent par ailleurs par leur turbulence, avec une alternance entre séries de rafales violentes et accalmies passagères ; cette variabilité a tendance à augmenter à l’intérieur des terres. Un autre danger résulte du changement à 180 ° de la direction des vents après le passage de l’œil (de part et d’autre de l’œil, les vents soufflent dans des directions opposées.

–          Mouvement d’air ascendant et subsident :

Les mouvements verticaux de l’air sont associés à plusieurs phénomènes (instabilité, relief de la terre, système dépressionnaire). De l’air chaud aura tendance à monter alors que l’inverse se produit avec de l’air froid. Pourquoi ? Parce que de l’air chaud étant moins dense que l’air froid, il prend la route vers le haut jusqu’à ce qu’il atteigne un certain équilibre, c’est-à-dire que la densité de l’air ambiant soit le même que l’air montant.Voici un exemple pour illustrer ce concept. Prenez un bouchon de liège et plongez le dans un bocal d’eau. Si vous le relâchez, le bouchon remontera immédiatement à la surface. Poursuivez l’expérience en prenant le bouchon et en le tenant au dessus de l’eau. Si vous le lâchez, il tombera tout de suite à la surface de l’eau. Que se passe-t-il ? La densité du bouchon étant plus élevée que l’air mais moins élevée que l’eau fait en sorte que dans l’air, le bouchon descend mais dans l’eau, le bouchon remonte. Ce mouvement ascendant ou descendant permet au bouchon d’atteindre son équilibre.Les situations en météorologie où l’air entreprend un mouvement vertical (vers le haut ou vers le bas) sont nombreuses. Tout d’abord, sachez que le mouvement vertical vers le haut est appelé ascendance alors que le mouvement vers le bas est appelée subsidence. Dans une basse pression, on a vu que les vents circulaient en travers des isobares à cause de la friction du sol et que ces vents allaient vers le centre de la basse pression. On dit que le vent converge vers le centre (convergence). Hors, l’air ne pouvant s’accumuler indéfiniment dans le centre de la basse pression, il amorce un mouvement vers le haut. Dans une haute pression, c’est l’inverse qui se produit. L’air circule hors de la haute pression en divergeant (divergence) vers l’extérieur avec un mouvement vertical de subsidence.En résumé, la combinaison des mouvements divergents et convergents produit une cellule de convergence/divergence. Ce genre de cellule est directement responsable de la création de nuages si l’air est humide et que le point de rosée est atteint dans le mouvement ascendant de l’air.

–          Le outflow :

En météorologie, il s’agit de l’air qui s’écoule vers l’extérieur d’un système de tempête. Il est associé à des crêtes, ou des basses pressions.Dans les basses couches de la troposphère, ce qui est visible comme une mince couche de nuages (cirrus) en forme de spirale sur les images satellites ou en une ligne fine sur les images radars. Un outflow bas peut perturber le centre de petits cyclones tropicaux. Cependant, un outflow en altitude est essentielle pour le renforcement d’un cyclone tropical. Si cette sortie est affaibli, le cyclone tropical s’affaiblit.  Si deux cyclones tropicaux sont à proximité, le outflow du système à l’ouest peuvent limiter le développement du système à l’est.

Le développement d’un important complexe convectif de méso-échelle peut envoyer un outflow assez grand pour affaiblir le cyclone alors que le cyclone tropical se déplace le centre dans une masse d’air plus stable derrière la limite de sortie de l’outflow. Un cisaillement vertical modérée du vent peut conduire à l’altération initiale du complexe de convection et de faible surface similaire à la mi-latitude, mais il doit se relaxer pour permettre à la cyclogénèse tropicale de continuer.

Bien que la motion la plus évidente des nuages ​​est vers le centre, les cyclones tropicaux peuvent également élaborer un outflow (de haute altitude) vers l’extérieur des nuages. Ceux-ci proviennent de l’air qui réduit son humidité et est expulsé en haute altitude grâce à la «cheminée» du moteur de tempête. Cet outflow haut produit une mince couche de cirrus qui s’étend du centre à la bande spirale.  Ces cirrus élevés peuvent être les signes avant coureur de l’approche d’un cyclone tropical. Comme de l’air sec est aspiré dans l’œil de la tempête, la vorticité est réduite, provoquant une flux anticyclonique. Si deux cyclones tropicaux sont à proximité les uns des autres, les sorties du système en aval (normalement à l’ouest) peuvent entraver le développement du système en amont (normalement à l’est).

–          Houle cyclonique et marée de tempête :

Les cyclones tropicaux menacent davantage les îles et les régions côtières en raison des risques maritimes engendrés.

L’onde de tempête est la montée rapide du niveau de la mer lorsqu’une tempête s’approche de la côte. Le niveau de la mer monte près des côtes, à cause des forts vents du large qui « poussent » l’eau vers elles. De plus, l’eau est « aspirée » vers le haut par la pression très basse régnant près de l’œil du cyclone (phénomène d’intumescence). Les régions basses sont les plus vulnérables, alors que celles où le relief s’élève rapidement ne sont pas touchées.

L’onde de tempête peut se superposer à la marée astronomique (liée à la Lune) pour constituer la marée de tempête. L’amplitude de cette dernière varie de 1 à 2 m pour les cyclones peu intenses, mais peut dépasser 5 m pour les phénomènes plus puissants et être particulièrement dévastatrice.

La mer « monte » sur la droite du déplacement dans l’hémisphère nord (sur la gauche dans l’hémisphère sud), elle « baisse » de l’autre coté.

La marée de tempête est une surélévation anormale du niveau moyen de la mer le long des côtes

Sur la mer le cyclone soulève une onde de tempête due à la baisse de la pression au centre (à chaque fois que la pression baisse de 1hPa la mer monte d’1 centimètre). L’eau est aspirée et forme un dôme de grande amplitude qui se déplace avec le cyclone mais qui n’est pas perceptible en pleine mer. D’autre part les vents qui soufflent sur la surface de l’océan génèrent des courants marins de dérive qui entrainent une accumulation d’eau en surface dans le quadrant avant gauche  du cyclone dans l’hémisphère Sud (voir dessus plus haut). Lorsqu’un cyclone arrive sur les côtes ce phénomène est amplifié sur des hauts fonds  (baie ou golfe)

Il se combine aussi à la marée astronomique pour donner ce qu’on appelle la marée de tempête.

Une surélévation du niveau de la mer de 5, 6 ou 7 mètre, voire 9 mètres. Ces hauteurs dépendent de la topographie côtière, de l’angle suivant lequel le cyclone touche la terre, de la vitesse et du déplacement du cyclone ainsi que de la force du vent

La houle cyclonique est l’agitation de la mer due aux vents cycloniques et à l’onde de choc du système cyclonique
En pleine mer ces vastes ondes peuvent atteindre 30 mètres de creux

Un système cyclonique génère une houle qui se caractérise par des ondulations de grande amplitude et qui se propage sur des centaines de kilomètres. La houle cyclonique se déplace souvent plus rapidement que le cyclone lui-même, jusqu’à 1000 km à l’avant et arrive donc avant la dégradation des conditions atmosphériques. La houle dépend de nombreux facteurs tel l’intensité de la perturbation, sa taille (rayon d’action des vents les plus forts) mais aussi sa vitesse et sa direction de déplacement. Ainsi la houle peut se propager dans plusieurs directions selon les cas. Quant elle arrive sur les côtes la houle déferle sur les rivages et inonde parfois les régions littorales. Lorsque les fonds marins sont peu profonds dans une baie par exemple les vagues sont amplifiées et peuvent atteindre 20 mètres.

 –          La pluviométrie dans les cyclones :

Le cumul de précipitations peut être considérable, y compris pour des cyclones d’intensité relativement modeste (en terme de vents), alors que certains « gros » cyclones ne génèrent que peu de pluies. Différents paramètres influencent le cumul des précipitations :

– le relief montagneux qui amplifie les mouvements verticaux, et donc l’instabilité, et les processus de condensation de la vapeur d’eau ;

– l’orientation de la trajectoire du système pluvieux par rapport à celle d’une chaîne montagneuse ou d’un obstacle naturel ;

– la vitesse de déplacement du cyclone, dont la lenteur tend à accentuer les cumuls pluviométriques (le phénomène séjournant plus longtemps au même endroit).

Les pluies peuvent être génératrices d’inondations, de glissements de terrains et de coulées boueuses d’ampleur variable.

–          Cyclone annulaire :

L’ouragan ou cyclone annulaire est symétrique selon chaque axe radial, c’est à dire très circulaire en apparence. Ils manquent de bandes pluvieuses en forme de spirales qui sont la caractéristique des cyclones tropicaux typiques. Après avoir atteint un pic d’intensité ils s’affaiblissent plus lentement qu’un cyclone non annulaire d’une même intensité. Cependant la plupart des ouragans annulaires ont les caractéristiques annulaires seulement durant une portion de leur vie.

– les ouragans annulaires semblent être moins affectés par les variations diurnes ou du jour

– la plupart des ouragans annulaires ont des pic d’intensité supérieurs à 85 knots et atteignent à plus de 85% leur potentiel maximum théorique

– ils maintiennent leur intensité plus longtemps après avoir atteint leur summum, et donc s’affaiblissent plus lentement après

-Les ouragans ou cyclones annulaires sont très rares

Très peu de systèmes ont tous les critères, par contre beaucoup de systèmes ressemblent aux ouragans ou cyclones annulaires en ayant certains critères. Moins de 1% d’ouragan dans le bassin Atlantique Nord rencontre toutes les conditions environnementales associées aux ouragans annulaire. Dans le Pacifique Est les conditions sont plus fréquentes mais rare également ce qui fait que seulement 3% des ouragans du Pacifique les rencontrent. La recherche des caractéristiques et de la formation des cyclones ou ouragans annulaires est encore à ses tous débuts. La première classification remonte à 2002, peu de choses sont connues quant à savoir comment il se forme et pourquoi certains sont capables de maintenir
leur intensité dans des conditions hostiles

Quelques une des conditions associées avec un ouragan annulaire :

une intensité de 85% ou plus par rapport à leur potentiel d’intensité maximum
– un faible cisaillement de l’est ou du sud-est
– un vent froid de l’est à très haute altitude (au niveau de pression 200 hPa)
– une température de la mer constante comprise entre 24,5°C & 28,5C
– un manque de « relative eddy flux convergence  » au niveau de pression 200 hPa

 cyclone-annulaire-isabel.png

–          Cyclone subtropical :

Un cyclone subtropical ou dépression subtropicale est un système météorologique qui a à la fois des caractéristiques tropicales et extratropicales. Ils se forment entre l’Équateur et 50 degrés de latitude (nord et sud). En effet, on y retrouve une activité orageuse autour de son centre qui tend à lui former un cœur chaud mais on le retrouve dans une zone frontale faible. Avec le temps, la tempête subtropicale peut devenir tropicale. La plupart des cyclones subtropicaux se forment lorsqu’une dépression des latitudes moyennes est en occlusion, avec un centre très froid en altitude, qui atteint les latitudes subtropicales. Le système est souvent empêché d’aller plus loin par une crête barométrique et perd éventuellement sa zone barocline pour devenir vertical. La différence de température entre le niveau de pression de 500 hPa et la surface de la mer est originalement plus grande que le gradient adiabatique sec ce qui est très favorable au développement d’orages à l’Est de son centre. En général, la température de surface de la mer n’a besoin d’atteindre que 20 °C pour que cette situation se produise, ce qui est beaucoup moins que pour un cyclone tropical, car c’est l’instabilité qui est le moteur de leur développement. Les vents forts dans les cyclones subtropicaux s’étendent plus loin que dans un cyclone tropical en général mais le vent maximal rapporté pour un tel système ne fut que de 119 Km/h, ce qui est le minimum pour un cyclone tropical. La NOAA aux États-Unis classifie les cyclones subtropicaux du bassin de l’Atlantique Nord selon le vent de surface maximum atteint dans le système. Ceux ayant un vent de 65 km/h ou moins sont appelés Dépressions subtropicales et ceux ayant des vents plus forts deviennent des Tempêtes subtropicales. Les cyclones subtropicaux sont plus susceptibles que les cyclones tropicaux de se former hors de la saison typique à cause de la plus faible température de la mer nécessaire.

L’activité orageuse initiale humidifie la masse d’air dans laquelle se trouve le système ce qui déstabilise encore plus l’atmosphère en abaissant la température nécessaire pour la convection. Quand un creux barométrique d’altitude ou un courant-jet passe à proximité, la convection se renforce près du centre du cyclone et il se développe une rotation qui donne le cyclone subtropical. La température de surface de la mer dans ce cas de cyclogénèse est en moyenne de 24 °C. Si l’activité orageuses devient profonde et persistante, ce qui permet de former un cœur chaud, une cyclogénèse tropicale est possible.

–          Cyclone extratropical :

Un cyclone extratropical, parfois nommé cyclone des latitudes moyennes, est un système météorologique de basse pression, d’échelle synoptique, qui se forme entre la ligne des tropiques et le cercle polaire. Il est associé à des fronts, soit des zones de gradients horizontaux de la température et du point de rosée, que l’on nomme aussi « zones baroclines« . Les cyclones extratropicaux ont des caractéristiques différentes des cyclones tropicaux, alimentés par la convection, et des cyclones polaires plus au nord. Ils sont en fait les dépressions météorologiques qui passent quotidiennement sur la majorité du globe. Avec les anticyclones, ils régissent le temps sur la Terre, produisant nuages, pluie, vents et orages.

Les cyclones extratropicaux se forment dans une région située entre 30° et 60° de latitude de part et d’autre de l’équateur, soit par cyclogénèse, soit par transition extratropicale. Une étude des cyclones extratropicaux dans l’Hémisphère Sud montre qu’entre les 30e et 70e parallèles, il y a en moyenne 37 cyclones en activité pour chaque période de 6 heures. Une autre étude dans l’Hémisphère nord suggère qu’il se crée environ 234 cyclones extratropicaux significatifs chaque hiver. Les cyclones extratropicaux sont qualifiées de cyclones barocliniques car leur développement a lieu le long de fronts météorologiques où on retrouve un cisaillement vertical important des vents. Ce cisaillement crée en altitude le courant-jet autour duquel on retrouve des zones de subsidence et d’ascendance de l’air. Ces dernières sont responsables de la cyclogénèse.

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. Sur l’image ci-contre, on voit la répartition des zones où l’air converge et diverge par rapport au cœur du courant-jet. 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.

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. Le passage du courant-jet au-dessus d’une zone frontale plus ou moins stationnaire est donc l’initiateur de ce type de dépressions météorologiques.

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