M2 Régime Synoptique et Cyclogenèse

Topique

Le régime synoptique englobe les systèmes météorologiques qui s'étendent horizontalement entre 1 000 et 5 000 kilomètres et, aux latitudes moyennes, constitue le mode dominant qui détermine la variabilité météorologique quotidienne. Ces mêmes systèmes synoptiques génèrent la plupart des systèmes de basse et de haute pression qui traversent les latitudes moyennes et sont également responsables des régimes météorologiques beaucoup plus rapides et variables observés à ces latitudes qu'en zone tropicale.

Au sein de ce régime synoptique, les cyclones extratropicaux se forment à partir d'une instabilité barocline : le gradient de température méridien entre les tropiques et les pôles renferme une énergie potentielle, et c'est cette instabilité barocline qui provoque la conversion de cette énergie potentielle en énergie cinétique, à l'origine des ondes qui constituent finalement le cyclone lui-même. La théorie d'Eady, formulée en 1949, quantifie précisément cette conversion : elle prédit que le taux de croissance de ces ondes est maximal pour des longueurs d'onde comprises entre 4 000 et 5 000 kilomètres, et que ces ondes de croissance maximales mettent entre deux et trois jours à se développer pleinement.

Une fois que l'instabilité barocline amorce un cyclone extratropical, celui-ci traverse un cycle de vie que le modèle conceptuel de Bjerknes décrit en quatre étapes successives : d'abord, il apparaît comme une simple onde au-dessus d'un front ; ensuite, cette onde s'approfondit au sein même de la cyclogenèse ; plus tard, elle atteint sa maturité lorsque le front froid rattrape et masque le front chaud ; et enfin, elle se dissipe car l'épuisement de cette même énergie potentielle entraîne l'arrêt de son intensification et son affaiblissement.

Lorsque ce même processus de cyclogenèse se produit exceptionnellement rapidement, la pression centrale du cyclone chute de plus de 24 hectopascals en seulement 24 heures – un seuil normalisé par latitude, avec 60 degrés comme point de référence – et le dépassement de ce seuil qualifie la cyclogenèse d'explosive, communément appelée « bombe météorologique ». Plus la pression centrale chute rapidement sous ce seuil, plus la cyclogenèse est considérée comme explosive et plus les vents générés par le cyclone sont intenses.

Simultanément à l'intensification d'un cyclone extratropical, le flux d'air autour de celui-ci peut se déformer de manière à concentrer le gradient de température horizontal dans une bande étroite, un processus appelé frontogenèse. C'est ce qui explique l'intensité et la netteté croissantes des fronts chauds et froids du cyclone. Pour déterminer les mouvements ascendants et descendants de l'air autour de ces fronts, on utilise l'équation quasi-géostrophique oméga, qui relie ce mouvement vertical à deux composantes : l'advection de vorticité et l'advection thermique véhiculée par le cyclone lui-même.

Ainsi, dans un cyclone extratropical mature, tous ces mécanismes se produisent simultanément : au niveau du front chaud, l'air converge et s'élève, donnant naissance à des nuages ​​stratiformes étendus, tandis qu'au niveau du front froid, plus abrupt, la convection s'intensifie et forme des cumulonimbus ; et toute l'énergie que ce cyclone mature ne peut libérer immédiatement se disperse vers l'est, alimentant le système synoptique suivant dans le train d'ondes qui traverse les latitudes moyennes. Ainsi, de l'instabilité barocline qui met chaque cyclone en mouvement à la dispersion de son énergie vers le système suivant, le régime synoptique des latitudes moyennes se maintient, cyclone après cyclone.

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