tempête

La météorologie ne se risque guère à proposer une définition générale des tempêtes, mais les assimile à ces perturbations atmosphériques qui comprennent des variations de pression atmosphérique et de vent suffisantes pour présenter des risques de dommages pouvant aller de quelques dégâts matériels à des ravages catastrophiques, et cela quelle que soit l' échelle spatio-temporelle considérée, depuis celle des tornades ou des rafales descendantes imbriquées dans un système nuageux — de l'ordre de 10 km d'extension horizontale — jusqu'à celle des dépressions extratropicales — de 2 000 à 3 000 km d'extension horizontale.

Deux domaines apportent cependant un cadre plus précis à cette notion. Le premier est celui de la météorologie des régions tropicales et subtropicales, qui définit exactement dans ces régions les systèmes dépressionnaires d' échelle synoptique appelés les tempêtes tropicales . Le second est celui de la météorologie marine , qui détermine le régime de tempête par l'intermédiaire du vent, repéré dans l' échelle Beaufort par des vitesses moyennes allant de la limite inférieure de la force 10, soit 48 noeuds ou 89 km/h, à la limite supérieure de la force 11 ( violente tempête ), soit 63 nœuds ou 117 km/h, une tempête étant qualifiée de "violente" à partir de 56 nœuds ou 103 km/h : la prévision d'une tempête donne alors lieu à l' émission d'un avis de tempête ou d'un avis de violente tempête ; à partir de 64 nœuds (118 km/h), le vent acquiert la force 12 et la tempête prend le nom d' ouragan , annoncé par un avis d'ouragan .

Reste le sens courant, où l'on entend qu'une tempête est une violente perturbation atmosphérique des latitudes extratropicales, produisant des vents caractérisés par des vitesses très élevées — de 90 à 120 km/h, voire davantage — , souvent accompagnés de fortes rafales , de précipitations abondantes et d' orages . Certains espaces océaniques des zones tempérées de l'hémisphère Sud — les "quarantièmes rugissants" ( roaring forties ), les "cinquantièmes hurlants" ( screaming fifties ) — sont particulièrement propices au développement de vents d'ouest de nature tempétueuse. Dans l'hémisphère Nord, une catégorie typique de telles perturbations , sur mer comme à terre, est celle qu'apportent les plus fortes des dépressions transportées par le courant général d'ouest à travers l'océan Atlantique et atteignant la façade occidentale du continent européen.

Le rôle de l'instabilité barocline

Les perturbations et tempêtes atlantiques que la France, en saison froide , est parmi les premiers pays européens à accueillir à leur corps défendant sont générées par deux causes concomitantes. La première est le fréquent maintien à très haute altitude — vers la tropopause , disons à 11 000 mètres environ — d'un puissant courant-jet prenant naissance au-dessus de Terre-Neuve et gardant des vitesses impressionnantes — plus de 200 km/h — au-dessus de l'Europe du Nord en raison de l'absence de frottement à pareille altitude de la part des eaux océaniques. La seconde cause, toute naturelle du fait de la répartition du flux de rayonnement solaire , est la diminution méridienne de la température terrestre à mesure que l'on parcourt le globe de l'équateur vers le nord. Cette diminution, dans les régions tempérées (entre 35° et 65° nord), s'étend le long de la large zone dépressionnaire que parcourt un courant général d'ouest ; elle ne s'effectue toutefois pas par bandes strictement parallèles, mais subit des ondulations qui donnent naissance à des instabilités verticales de l' air , qu'on appelle instabilités baroclines afin d'exprimer que dans ces régions, les surfaces d'égale température ou surfaces isothermes sont inclinées par rapport aux surfaces isobares , qu'elles coupent suivant des lignes isothermes de plus en plus froides à mesure qu'on progresse vers le nord.

Soulignons que ces instabilités baroclines diffèrent des instabilités convectives qui engendrent par exemple les tempêtes tropicales et les cyclones tropicaux . Dans cet autre type d' instabilité , le réchauffement de l' atmosphère au contact de l'océan rend l'air déjà humide des basses couches plus léger que l'air sus-jacent et provoque sa montée depuis la surface marine par les effets de la poussée d'Archimède , laquelle rassemble vers le haut les forces de pression exercées de l'extérieur sur une parcelle d'air et s'oppose par conséquent à l'action exercée vers le bas par son poids , assurant ainsi sa " flottabilité " et, en cas de convection , son ascendance au sein du fluide où elle est plongée. Dans les perturbations baroclines, par contre, l'instabilité provient d'un accroissement vertical excessif de la vitesse du vent qui est lié à l'intensité et à l'irrégularité de la décroissance horizontale — et non pas verticale — de la température. Mais de même que les ascendances , dans les perturbations convectives , restaurent l'équilibre de l'atmosphère, de même, dans les perturbations baroclines, l'atmosphère recouvre un équilibre grâce à la genèse de mouvements verticaux, dont les causes sont toutefois tout autres que celles des mouvements convectifs .

Tempêtes et tourbillon

Plus précisément, les régions atmosphériques favorables au développement de perturbations baroclines sont celles où apparaissent des valeurs élevées du tourbillon . Chacun peut deviner que la notion recouverte par ce terme caractérise la capacité du vent à tourner sur lui-même ; mais sur les vastes zones que l'on considère, cette notion n'est pas si simple qu'il y paraît : alors que des grandeurs physiques comme la température, le vent, l' humidité relative , l' ensoleillement nous sont familières, le tourbillon est en réalité un concept physique assez abstrait qui, comme la pression atmosphérique , ne se représente bien que sur des cartes météorologiques, alors que, comme la pression encore, il joue un rôle fondamental dans l'évolution des perturbations. Toujours est-il que le tourbillon tend à prendre des valeurs élevées là où vont commencer à se développer des zones d' instabilité barocline , ce qui peut se produire sur l'une au moins des deux "surfaces de transition" de la troposphère : la première n'est autre que la couche sus-jacente à la surface terrestre, et la deuxième, la limite de la stratosphère marquée par la tropopause, là où circule le courant-jet. C'est donc essentiellement le profil vertical de vent au sein de ces deux surfaces qui, par la vigueur du cisaillement vertical qu'éventuellement il révèle, peut jouer le rôle d'amorce d'une perturbation de nature tempétueuse.

Le courant-jet agit comme un véritable transporteur de tourbillon d'ouest en est, au point qu'on a coutume de le désigner comme le "rail" des perturbations nord-atlantiques, car c'est parmi ces zones à tourbillon élevé qu'iront parfois se cacher les précurseurs des tempêtes — des noyaux de tourbillon "potentiellement" évolutifs, qui sont d'autant plus difficiles à déceler qu'aucune image satellite n'est capable de les mettre en évidence ; mais en temps normal, les tourbillons se contentent d'accompagner l'avancée du courant-jet en rendant moins brutale la diminution du vent lorsque décroît l'altitude, du moins dans les couches les plus proches de la tropopause . À l'inverse, des tourbillons accompagnent l'avancée du flux d'air proche de la surface océanique tout en permettant d'atténuer l'augmentation du vent lorsque croît l'altitude, du moins dans les couches les plus proches de la surface.

 En fait, ces advections indépendantes de tourbillon sont par elles-mêmes trop faibles pour résorber l'état d' instabilité barocline de l' atmosphère . Mais ce qui se produit parfois, c'est un véritable phénomène de résonance entre un tourbillon en surface, situé plus en aval du courant général, et un tourbillon près de la tropopause, situé plus en amont de ce courant : on voit alors se former une boucle dynamique dans laquelle, en aval, l' air tourbillonnant traverse la troposphère depuis la surface jusqu'au courant-jet en créant une dépression en surface qui n'est autre que la perturbation atlantique ; en amont, ce sont corrélativement des subsidences sèches et froides, souvent violentes, qui viennent rejoindre la surface et compléter la boucle. Si ce système conduisant à la cyclogénèse peut fonctionner, c'est bien sûr parce qu'il reçoit de l'énergie : et en effet, le courant-jet lui transfère l' énergie potentielle nécessaire, non sans subir lui-même, souvent, des "bousculades" dans sa trajectoire et sa hauteur ; la condition sine qua non de l'amorce d'un tel moteur est que la dépression traverse le lit du courant-jet et puisse ainsi se creuser en étant alimentée par son flux d'air.

 Il est bien délicat d'appréhender quelle peut être la cause initiale de ces "mises en phase" qui aboutissent à la formation rapide de perturbations : serait-ce un à-coup du courant-jet, une amplification d'un précurseur, une poussée d'une ascendance ? Il semble en fait que toutes ces raisons soient envisageables selon les circonstances. Mais avant même que la boucle ait été formée, parachevant alors le processus de cyclogénèse, on constate que l'air chaud soulevé par le tourbillon en aval, ainsi que la disposition de ce dernier par rapport au tourbillon en amont, suscitent un processus de frontogénèse : celui-ci se caractérise en surface par l'émergence de lignes de variation brutale dans la direction du vent , la pression et la température , et en altitude par le développement d'un système nuageux dont la forme mature, plaquée sur les lignes précédentes, s'organise selon une structure "en lambda" (d'après la forme de la lettre grecque λ) très familière aux météorologues, avec la tête , le front chaud , le secteur chaud , le front froid , la traîne et, en fin d'évolution, l' occlusion ; cette dernière coïncide avec le début du comblement de la dépression, après qu'elle a traversé, du sud-ouest au nord-est à peu près, la trajectoire du courant-jet.

Les cyclogénèses explosives

 Les vents entretenus par le système dynamique associé à une perturbation de tempête extratropicale tournent autour de son centre dépressionnaire dans le sens inverse des aiguilles d'une montre (dans l'hémisphère Nord), tandis que le courant général qui porte cette perturbation continue à faire progresser la dépression dans un sens général ouest-est ; dans ces conditions, si les vents tourbillonnaires soufflent approximativement en sens inverse du courant général, comme c'est en gros le cas au nord de la perturbation, le vent résultant sera faible, mais si au contraire ils soufflent à peu près dans le même sens que le courant général, comme c'est en gros le cas au sud de la perturbation, les vitesses des deux types de vent vont s'additionner et créer au-dessus de la surface des conditions de tempête qui peuvent être terribles. Il arrive alors que l'on assiste à la genèse de véritables courants-jets proches du sol, qui suscitent des désastres en longeant la limite du front froid avant de s'élever peu à peu en direction du front chaud.

 Nous sommes très peu habitués à ce genre de situations, parce que la situation courante du "rail" nord-atlantique a pour conséquence que les centres des perturbations restent au-dessus de l'océan et se situent bien plus au nord que le continent européen : de la sorte, les vents d'ouest qui nous frappent sont suffisamment éloignés des centres des dépressions pour que leur force ne frôle pas celle des ouragans . Il n'en reste pas moins que dans les mers du nord de l'Europe peuvent parfois se soulever des tempêtes d'une puissance extrême, particulièrement quand le courant-jet atteint une vitesse très supérieure à la norme. Dans de tels cas se manifestent fréquemment deux phénomènes : le premier, surnommé cyclogénèse explosive , consiste en la rapidité fulgurante de l'établissement du système dynamique qui permet à la perturbation tourbillonnaire de se créer et de se creuser jusqu'à atteindre en quelques heures une pression très basse ; le second n'est autre que la vitesse prodigieuse — de l'ordre de la centaine de km/h — avec laquelle cette perturbation parcourt sa trajectoire au sein du courant général. De ce point de vue, les deux ouragans du 26 décembre 1999 et du 27 au 28 décembre 1999 qui ont dévasté la France et les pays voisins étaient, par leurs performances, moins extraordinaires qu'il n'y paraît : ce qui les a rendus si incroyables, c'est la position du courant-jet ces jours-là — il était beaucoup plus au sud que d'habitude — , et aussi sa vitesse — le vent y dépassait largement les 400 km/h — , de sorte que des fléaux qui habituellement ne touchent que des espaces marins dépeuplés ont cette fois frappé de plein fouet des terres et des villes.

Le transfert turbulent d'énergie entre air tropical et air polaire

 Ces deux événements ont illustré un autre trait caractéristique des perturbations atlantiques : leur aptitude bien connue à se succéder en "trains", comme si l'instabilité barocline avait la capacité de réapparaître vite et de favoriser à certaines périodes des successions tendues de mises en phase entre tourbillons à la surface et à la tropopause. Et pourtant, cette instabilité , qui semble un facteur de désordre, est en fait tout autant nécessaire à l'équilibre énergétique de la planète que l' instabilité convective , laquelle contribue à assurer l'équilibre vertical de l'atmosphère troposphérique en tempérant l' effet de serre . En effet, lorsque nous parlons de "tourbillons", donc de turbulence , en qualifiant l'ascendance de l'air d'origine tropicale dans les perturbations atlantiques, nous ne faisons rien d'autre qu'expliquer le moyen par lequel cet air tropical piégé dans le courant tempéré d'ouest — donc devenu incapable d'apporter de la chaleur sensible et de la chaleur latente par le simple flux de la circulation générale à l'air d'origine polaire — parvient quand même à lui transférer ces quantités énergétiques en y "larguant" de tels tourbillons. Le comblement de la dépression n'est alors pas vraiment le signe de la disparition du système dynamique (le courant-jet récupère d'ailleurs à ce moment son énergie potentielle), mais plutôt celui d'une pause avant la remise en marche de ce système en vue d'effectuer un nouveau transfert turbulent d'énergie de l'air tropical vers l'air polaire.