Les tempêtes européennes comparées aux modèles théoriques - Partie 1 - Concepts

En météorologie, la complexité de la mécanique atmosphérique fait souvent appel à des modèles conceptuels, de manière à permettre aux météorologues de parler dans un même jargon, mais aussi de trouver des similitudes entre chaque événement de manière à pouvoir en tirer quelques éléments communs pouvant servir à la prévision du temps. Les tempêtes n'échappent pas à cette règle. Le présent article passe en revue les grands modèles conceptuels liés aux tempêtes et les confronte avec une série de cas concrets et récents. En effet, les événements s'étant produits ces dernières années présentent le grand intérêt de pouvoir être étudiés à travers les runs d'Arome et d'Arpège, dont les archives sont disponibles sur Meteociel. Lorsque cela est nécessaire, nous ferons appel à d'autres sources de données (images satellites, radars de précipitations...).

Avant de lire cet article, parcourir notre premier document "généraliste" sur les tempêtes européennes peut constituer une bonne introduction à la matière qui va être vue ici: Tempêtes européennes: de quoi parle-t-on?

Par ailleurs, au vu de la longueur des analyses, ce travail est décomposé en deux parties. La présente fait la synthèse des théories concernant la cyclogénèse. La seconde partie (dans un article différent) présente une série de cas concrets survenus durant ces dernières années.

Des norvégiennes aux Shapiro-Keyser: deux modèles de structure

Il est généralement admis que nos dépressions des latitudes moyennes peuvent se développer selon deux modèles conceptuels: le modèle dit "norvégien" et le modèle de "Shapiro-Keyser".

Dans le premier, la dépression qui se creuse voit se former une occlusion classique, avec un secteur chaud qui se réduit au fur et à mesure. Le front chaud y est généralement peu actif voire pratiquement inexistant, tandis qu'au contraire, le front froid est marqué par les plus forts contrastes de températures ainsi que la plus forte activité pluvieuse et éolienne. Ce front peut présenter une bande étroite de précipitations intenses (NCFR) ou être convectif voire orageux lorsque les conditions le permettent (ligne de grains). Le front froid est généralement marqué par un talweg, les isobares étant déformés en V à son niveau, notamment dans le cas d'une très grande activité du front. Dans des cas particuliers de tempête hybride, le front froid convectif peut accaparer une grande partie de l'épisode tempétueux, le vent "synoptique" en-dehors des lignes de grain associées étant peu important. Il peut en aller de même dans la traîne, notamment si l'invasion d'air froid en altitude est très prononcée.   

L'évolution d'une dépression selon le modèle norvégien. Les courbes noires du bas représentent les isothermes, leur concentration indiquant un important contraste de températures (source: Meteo France).

Dans le second modèle, c'est au contraire le front chaud qui présente la plus grosse activité (essentiellement pluvieuse dans ce cas). Le front froid est peu actif, notamment près du centre dépressionnaire où le gradient de températures se relâche de manière significative. Le front froid semble ainsi se "détacher" du front chaud, en restant plus ou moins perpendiculaire à ce dernier. Sous cet angle, ce n'est pas une occlusion qui s'enroule autour du centre dépressionnaire, mais bien le front chaud. Les dépressions du type Shapiro-Keyser isolent ainsi une bulle d'air chaud en surface près de leur centre, nommée séclusion chaude. Il est d'ailleurs intéressant de signaler qu'une grande majorité de dépressions SK sont violentes et entrent dans la catégorie des cyclogénèses rapides, dont le modèle sera abordé plus loin.

Dans le cas du modèle de Shapiro-Keyser, sauf cas exceptionnel, la convection ainsi que les rafales associées est limitée au niveau du front froid. Elle peut par contre se manifester dans la traîne à l'ouest de la dépression.

 

Evolution d'une dépression selon le modèle de Shapiro-Keyser.

 

Les plus célèbres représentants des tempêtes N sont Lothar (1999), Kyrill (2007) et Emma (2008). Les plus célèbres représentants des tempêtes SK sont Klaus (2009) et Xynthia (2010) (Welzenbach, 2010).

 

Il existe plusieurs théories expliquant pourquoi une dépression se développe selon un modèle ou un autre. La première - comme mentionné sur l'image ci-dessus - est que les dépressions SK tendent à être surtout observées sur le domaine océanique, tandis que les dépressions N seront plutôt observées à terre. Pour autant, cette règle est loin d'être systématiquement vérifiée.

 

Une seconde théorie plus intéressante est l'environnement à large échelle autour de la dépression naissante (certaines études insistent cependant sur les conditions immédiatement en aval de la dépression). Il semble qu'un flux confluent soit davantage favorable aux dépressions SK tandis qu'un flux diffluent est davantage favorable aux dépressions N (Schultz et Wernli, n.d.; Schultz et al., 1998). Ces diffluences et confluences se déplacent au gré des évolutions des creux et crêtes d'altitude, animant les ondulations du Jet stream qui sépare les bas géopotentiels (sub)polaires et hauts géopotentiels (sub)tropicaux. Le Jet-stream étant l'un des moteurs de nos tempêtes, son positionnement et ses caractéristiques peuvent être utilisées pour déterminer l'aspect diffluent ou confluent du flux général. Si le Jet en amont est prédominant, voire le seul rapide de vent en présence, le contexte est considéré comme diffluent et l'évolution sera plutôt norvégienne. Si au contraire le Jet se brise en une branche amont (sortie gauche) et une branche aval (entrée droite), l'évolution sera plutôt de type Shapiro-Keyser. Dans de rares cas, seule la branche aval (et l'entrée droite associée) peuvent agir sur le creusement de la dépression.

Au-delà de l'aspect fort élitiste de ce genre de concepts, savoir à quel type d'évolution on a affaire peut aider le prévisionniste lors de l'approche d'une tempête. En effet, dépressions norvégiennes comme dépressions SK ont chacune leurs spécificités en matière de temps violent, et la disposition des zones de vent les plus intenses ainsi que leur comportement diffère entre modèles. Dans les dépressions norvégiennes, les plus fortes pointes de vent sont souvent le fait du front froid (notamment si son caractère convectif est affirmé) ou du bord extérieur de l'occlusion. La convection, au travers des averses et orages de traîne, peut aider à la propagation des vitesses rapides depuis la basse-moyenne troposphère en direction du sol. Dans les dépressions SK, les plus fortes rafales sont quasi systématiquement retrouvées au sud-ouest et au sud immédiat du centre dépressionnaire.

 

Pour terminer ce point, il est important de garder à l'esprit qu'une tempête particulière n'obéira jamais complètement à la théorie du modèle; des subtilités et des déviances seront toujours trouvées dans un cas concret. D'ailleurs, au cours de leur vie, les tempêtes peuvent être proches des préceptes de l'un des modèles à un moment, des préceptes du second modèle à un autre moment. Pour certaines dépressions, il est même difficile de classer l'évolution dans l'un des deux modèles, tant on peut observer des arguments en faveur des deux. On ajoutera par ailleurs que l'analyse d'une dépression et sa confrontation aux deux modèles doit idéalement se faire lorsque celle-ci est encore dans le domaine maritime. En effet, en hiver, le domaine continental peut "contaminer" les masses d'air qui passent au-dessus en les refroidissant par le bas. La rugosité liée au relief tend aussi à ralentir la progression de ces masses d'air, déformant ainsi la structure de la tempête et modifiant le dessin de ses fronts.

La cyclogénèse au travers des conveyor belts

Une autre manière d'appréhender la structure d'une dépression est de l'étudier au travers des concepts de conveyor belts, soit des flux massifs qui animent le champ dépressionnaire. Il en existe trois: une chaude, une froide et une sèche. Cet angle de vue permet d'ailleurs de faire des liens avec les modèles norvégien et SK.

La warm conveyor belt se localise dans la partie chaude de la dépression (secteur chaud), et donne un flux puissant mais relativement laminaire, avec peu de turbulences (sauf en cas de convection). La cold conveyor belt commence au nord-est de la dépression, au devant de son front chaud, et se dirige vers l'ouest. Une partie fait le tour du centre dépressionnaire et se retrouve ensuite à son sud-ouest ou son sud, derrière le front froid.

Plus en altitude, les cyclogénèses (et indépendamment du type N ou du type SK) font apparaître un troisième flux, la dry conveyor belt, qui est une subsidence d'air stratosphérique très froid et sec évaporant la canopée nuageuse et formant une encoche bien marquée proche du centre dépressionnaire des tempêtes en formation (dry slot ou intrusion sèche). D'un point de vue thermodynamique, il s'agit d'une "anomalie basse de tropopause".

Selon la structure et l'épaisseur de la tête nuageuse de la dépression, on peut définir des cyclogénèses WCB et CCB. Pour la première, une branche de la warm conveyor belt tend rapidement à s'enrouler autour du centre dépressionnaire, surplombant la cold conveyor belt en-dessous. L'intrusion sèche (dry conveyor belt), venant de l'amont du centre dépressionnaire, ne progresse pas plus loin que ce dernier (voir le schéma suivant). Pour la seconde, c'est la cold conveyor belt uniquement qui forme la tête nuageuse dans la courbe de l'occlusion.

Le modèle de cyclogénèse rapide

 

Le site Eumetrain présente la cyclogénèse rapide menant à de nombreuses tempêtes comme un modèle distinct. Pourtant nous allons voir que celui-ci a des accointances, notamment avec le modèle de Shapiro et Keyser dont on a dit que le développement menait régulièrement à des dépressions bien creuses. Certaines études suggèrent en effet une forte similarité entre cyclogénèse explosive et modèle de Shapiro-Keyser (Eumetrain, n.d.).

Le modèle de cyclogénèse rapide fait lui aussi intervenir les conveyor belts. La bande transporteuse chaude tend à être plus ou moins parallèle au flux zonal, soit une orientation grossièrement ouest - est à nos latitudes. Une autre tend à monter du sud au nord, partant des basses couches, passant sous le flux lié à la warm conveyor belt et montant en altitude passé celui-ci. Conceptuellement et paradoxalement, ce flux semble apparenté à la cold conveyor belt observée dans des dépressions plus classiques, mais il subsiste des débats à ce sujet (Eumetrain, n.d.). Enfin, l'intrusion sèche (l'anomalie de tropopause), voyageant sur le flanc nord d'un rapide de Jet stream, vient interagir avec la canopée nuageuse en formant une encoche plus claire. L'apparition de cette encoche séparant la tête nuageuse au nord du corps au sud est un marqueur de l'interaction entre l'anomalie chaude de surface (ou dépression de surface) et l'anomalie froide d'altitude (ou dépression d'altitude). Cette interaction permet l'intensification rapide de la tempête. La tempête Martin de décembre 1999 a eu un développement très proche de ce modèle.

 

 

Les dispositions des conveyor belts dans différents modèles au stade du développement dépressionnaire (source: Eumetrain).

 

 

Les mêmes dispositions lors du creusement intensif (source: Eumetrain).
 

Les comportements évoqués dans ce modèle et les phénomènes en résultant tendent à rapprocher davantage cette évolution du modèle de Shapiro-Keyser. Toutefois, une grande différence résulte dans le positionnement du Jet-strem. La dépression se trouve en effet quasi systématiquement en sortie gauche d'un rapide de Jet pratiquement rectiligne, alors qu'une telle configuration diffluente semble déboucher sur une cyclogénèse norvégienne. Toutefois, un second rapide tend à se développer au nord-est de la dépression, la plaçant dans une configuration simultanée sortie gauche-entrée droite. Des zones d'ombres subsistent donc à ce niveau (Eumetrain, n.d.).

Le couplage entre anomalies de surface et d'altitude

Cela a déjà été évoqué, une tempête apparaît lorsque s'opère un couplage entre l'anomalie chaude du surface (la dépression de surface) et l'anomalie froide d'altitude (la dépression d'altitude). Ce phasage est optimal quand le tourbillon de surface se trouve un peu en avant du tourbillon d'altitude. Toutefois, on distingue trois modes de couplage (Catto, 2016).

Le premier, dit de type A, voit une forte anomalie chaude de surface être approchée par une anomalie d'altitude de très faible ampleur. L'écart entre ces deux anomalies tend à rester constant pendant le développement de la dépression.

Le second, dit de type B, voit au contraire une anomalie chaude de surface peu développée être soumise à une forte anomalie froide d'altitude. L'écart entre les deux se réduit pendant le creusement et s'arrête lorsque l'anomalie d'altitude passe devant la dépression de surface.

Le second, le type C, est relativement semblable au type B, à savoir une anomalie de surface peu développée et une anomalie d'altitude bien constituée. Toutefois, l'écart entre les deux reste constant, et les processus diabatiques (dégagement de chaleur latente par condensation) jouent un rôle très important dans le creusement de la dépression.

Les phénomènes de mésoéchelle

 

Contrairement aux cyclones tropicaux dont le champ des vents est relativement symétrique, les tempêtes de nos latitudes présentent une grande asymétrie, avec des variations importantes de la direction et de la force du vent. Dans les dépressions norvégiennes comme on l'a vu, le front froid tend souvent à être actif, convectif, voire carrément orageux, déclenchant la plupart des plus fortes rafales de la tempête (rafales convectives, voire rafales descendantes), un autre champ de vents violents étant trouvé au sud-ouest du champ dépressionnaire, sur le bord extérieur de l'occlusion. Dans les dépressions du type Shapiro-Keyser, le front froid peut présenter quelques pointes, mais c'est souvent au sud et au sud-ouest du centre dépressionnaire que l'on trouve les rafales les plus puissantes.

 

Au-delà de la répartition générale de ces zones de vents violents, il existe souvent des structures venteuses de mésoéchelle, qui s'exercent sur quelques dizaines de kilomètres de large tout au plus. Une part de ces structures doivent leur existence à l'intrusion sèche que l'on observe dans les dépressions en cours de creusement explosif. Près du centre dépressionnaire, cette invasion mène à un découplage du front froid (split front) entre le front d'altitude (upper cold front ou cold front aloft) qui prend les devants sur le front froid de basse couche ou de surface (surface cold front).

 

Cette invasion d'air sec et froid par dessus l'advection douce et humide de basse couche peut entraîner la mise du profil atmosphérique en situation d'instabilité potentielle (ou convective), menant au développement d'orages, que ce soit au niveau du front d'altitude, du front de surface ou entre les deux dans quelques cas, voire même dans la traîne proche du centre. Ceci mène régulièrement au développement de la convection juste à l'aval du centre dépressionnaire, avec un chapelet de cumulus ou cumulonimbus formant des structures similaires à des lignes de grains. Les cumulonimbus peuvent alors, par leur flux descendant, amener des vitesses rapide au sol. Ce phénomène est renforcé par l'évaporation d'une partie des sommets nuageux, refroidissant l'air ambiant et entraînant sa chute vers le sol. Les orages se formant sous l'intrusion sèche (ou de l'anomalie basse de tropopause) ou en bordure de celle-ci sont ainsi prompts à déclencher de fortes rafales convectives ou descendantes. 

 

D'autres cumulonimbus peuvent se développer au nord-ouest du centre dépressionnaire, dans la tête nuageuse, et donner lieu à une légère activité électrique dans les parages de l'occlusion (ou du front chaud de retour).

 

Dans les dépressions Shapiro-Keyser, le front froid étant peu actif, il comporte rarement les plus fortes rafales. Celles-ci surviennent au sud-ouest et sud du centre dépressionnaire, cette zone étant aussi le terrain de jeu du sting jet (l'occurence de ce dernier n'est pas systématique), un flux d'air très rapide descendant en oblique de la moyenne troposphère vers des altitudes parfois très basses, proches du sol. Ici aussi, la convection (souvent peu élevée) peut plaquer vers le sol les fortes vitesses de ces flux (Browning et al., 2015).

 

Nous n'entrerons pas en détails sur le phénomène passionnant qu'est le sting jet, mais il convient toutefois de signaler que ce dernier est parfois improprement traduit en "courant jet d'occlusion" en français. De notre point de vue et vu la manière dont il est utilisé, il semble autant désigner le sting jet que la cold conveyor belt de retour, et la distinction entre les deux est parfois impossible à faire sur base d'une simple carte satellite ou d'une carte des rafales en cours. De plus, les dernières études mettent en avant le rôle de la frontolyse du front de retour, expliquant aussi pourquoi les sting jets ne semblent se produire que dans des dépressions SK (Schultz et Sienkiewicz, 2013).

Browning et Field (2004) ont identifié d'autres structures nuageuses de mésoéchelle liées à de très violentes rafales lors de leur réanalyse de la Grande Tempête de 1987, dont la cyclogénèse explosive la rapproche très fortement du modèle de Shapiro-Keyser. Ces structures se manifestent toutes sous l'intrusion sèche et semblent avoir été associées à la descente du sting jet en amont. La première, la plus en avant, prend place juste à l'avant du front froid de surface et voit se développer des cumulonimbus aux sommets assez bas suite à la consommation d'instabilité potentielle (en ce sens, la nature de cette ligne n'est pas foncièrement différente des phénomènes de convection sous intrusion sèche/anomalie de tropopause exposés quelques paragraphes plus haut). A l'arrière, des structures nuageuses stratiformes en forme d'arcs ou de chevrons peu proéminents et stratiformes semblent aussi associées à de violentes sautes de vent. Browning et Field (2004) les identifient comme étant le résultat de convergence au sommet de la couche limite dans les basses couches, engendrées par les branches descendantes du sting jet. Ces convergences sont semblables à des ondes de gravité ou, de manière un peu imagée, des ondes de choc. Pinto et Belo-Pereira (2020) ont identifé des structures similaires associées à l'arrivée de vents violents dans leur étude de la tempête Xola ayant violemment frappé le Portugal le 23 décembre 2009. Cette tempête était accompagnée d'un sting jet.

 

La suite de cet article: partie 2 - analyse de quelques cas récents

 

Bibliographie

Browning, K. A. et Field, M. (2004). Evidence from Meteosat imagery of the interaction of sting jets with the boundary layer. Meteorol. Appl., 11, 277-289. 

Browning, K. A., Smart, D. J., Clark, M. R., Illingworth, A. J. (2015). The role of evaporating showers in the transfert of sting-jet momentum to the surface. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 141, 2956-2971.

Catto, J.L. (2016). Extratropical cyclone classification and its use in climate studies. Reviews of Geophysics, 54, 486-520.

Eumetrain (n.d.). Rapid Cyclogenesis. http://www.eumetrain.org/satmanu/CMs/RaCy/navmenu.php?page=2.0.0

Eumetrain (n.d.2). The Shapiro-Keyser Cyclone Model. http://eumetrain.org/satmanu/shapiro_keyser_cm/index.html

Pinto, P. et Belo-Pereira, M. (2020). Damaging convective and non-convective winds in southwestern Iberia during windstorm Xola. Atmosphere, 11, 692.

Schultz, D., Keyser, D., Bosart, L. (1998). The Effect of Large-Scale Flow on Low-Level Frontal Structure and Evolution in Midlatitude Cyclones. Monthly Weather Review - American Meteorological Society.

Schultz, D. et Sienkiewicz, J. (2013). Using Frontogenesis to Identify Sting Jets in Extratropical Cyclones. 

Schultz et Wernli (n.d.). Determining Midlatitude Cyclone Structure and Evolution From the Upper-Level Flow.

Welzenbach, F. (2010). Phenomenological examination of Lothar Successor - the forgotten storm after Christmas 1999.