Cette étude va être entreprise sur deux plans. Après un bref rappel historique de l'étude des perturbations extra-tropicales, dans la première partie, nous ferons état des dernières théories en matière de frontologie.

La deuxième partie, beaucoup plus pratique, va faire appel essentiellement aux différentes cartes météorologiques utilisées en exploitation.

Ce chapitre suppose une parfaite connaissance du cours de Météorologie Générale.

Au XIXème siècle, le prévisionniste supposait que le temps le plus mauvais coïncidait avec la pression la plus basse au centre du cyclone (dépression). Sa tache était de prédire le déplacement du champ de basse pression et donc, croyait-on, celui de la tempête.

En 1841, Espy émit une hypothèse : à cause de l'association des dépressions et des précipitations, il comprit que les zones de basses pressions représentaient des zones d'ascendances. On considérait les dépressions comme des machines thermiques entraînées par des colonnes ascendantes d'air supposé chaud ; la chaleur, source chaude, étant fournie par le dégagement de chaleur latente due à la condensation. Le réchauffement et l'extension verticale conduisent à soulever les surfaces isobares dans la partie centrale de la dépression, causant d'ailleurs un écoulement latéral vers l'extérieur aux niveaux élevés. En raison de l'évacuation de l'air de la colonne centrale aux niveaux élevés, une baisse de pression prend place en basses couches, entraînant une irruption d'air.

Cette théorie fut critiquée par Hann (1876). Au sommet des montagnes, on observait des températures plus élevées au-dessus des anticyclones qu'au-dessus des dépressions, contredisant ainsi le rôle de machines thermiques de ces dernières.

Ce n'est qu'avec l'utilisation de ballons et cerf-volants instrumentés que les recherches sur la structure verticale de l'atmosphère purent progresser avec Assman (1900) et Teisserenc de Bort (1902).

C'est de ces corrélations que l'on conclut que la basse température troposphérique des dépressions et les hautes températures des anticyclones étaient dues à l'ascendance forcée (détente = baisse de température) et à la subsidence (compression = hausse de température), respectivement dans chacun de ces systèmes isobariques.

I.2. la théorie norvégienne.

Elaborée aux environs des années 1920, la théorie norvégienne s'efforçait de donner un image cohérente de la dynamique de l'atmosphère.

Les spécialistes, durant des décennies, avaient estimé que les précipitations entouraient le centre de basse pression.

Fig. 18 dépression et bande précipitante.

Dès 1918, les météorologues de l'école norvégienne découvrirent que le régime des précipitations dans les tempêtes n'était pas soumis aux seules baisses de pression.

W. Bjerknes posa la première pierre de la théorie norvégienne en découvrant en 1918 que les formes du temps sous les latitudes tempérées résultaient non d'un changement de pression barométrique, mais de l'interaction des masses d'air chaud et froid :

" l'atmosphère est traversée et retraversée par des surfaces de discontinuité, séparant les unes des autres des masses d'air affectées de vitesse et de propriétés physiques différentes. Presque tous les changements de temps sont dus au passage d'une surface de cette sorte. "

La partie la plus vulgarisée concerne le développement des perturbations des latitudes tempérées. La description de la structure de la perturbation, avec peu de moyen d'observation, avait été très bien vue. Mais ces théoriciens supposait l'existence d'un front permanent " le front polaire " avant le développement de la dépression. L'examen des images satellites ne nous montre pas un tel front.

Les premiers résultats sur la frontogénèse moderne datent du début des années 40 avec les travaux de C.G. ROSSBY puis E.T. EADY, vers 1949, plus tard B.J. HOSKINS à partir de 1970.

Fig. 19 Dépression et perturbation se développant sur un front pré-existant.

Fig. 20 coupe verticale de la perturbation mature.

La difficulté de l'étude de la formation des perturbations extra-tropicales résulte essentiellement de l'imbrication étroite de phénomènes d'échelles différentes, passant de l'échelle de la circulation générale pour le champ de mouvement à l'échelle de la particule pour les phénomènes liés à la condensation.

Le vent horizontal, profondément affecté par la rotation de la terre, presque géostrophique se trouve fonction de la répartition horizontale de la pression. A grande échelle, le vent s'adapte à la pression. La température, presque hydrostatique découle de la distribution verticale de la pression. Ainsi liées l'une à l'autre à travers la distribution tri-dimensionnelle de la pression, la variation verticale du vent horizontal et la variation horizontale de la température ne peuvent évoluer en toute indépendance : ces variations doivent rester proportionnelles. Une augmentation du gradient horizontal de température doit entraîner une augmentation du cisaillement vertical du vent : c'est à dire une augmentation de la vitesse du vent avec l'altitude.

Le vent thermique est la différence vectorielle du vent à deux niveaux de pression. Il est parallèle aux lignes d'égale température virtuelle de la tranche considérée. Il laisse dans l'hémisphère Nord les basses températures à sa gauche et sa force est proportionnelle au gradient d'épaisseur. Par simplification, on assimilera ces lignes d'épaisseur aux isothermes d'un niveau isobare.

Nous avons vu que le passage d'un flux sur un relief entraînait une déformation du flux et donc la formation du talweg quelques milliers de kilomètres plus à l'est. Le passage du jet sur les Montagnes Rocheuses va donner naissance au talweg quasi-permanent situé entre le Labrador et le Groenland. Le flux d'Ouest prend donc un composante plus Nord-Ouest ; en plus basses couches, le flux se voit canalisé par la présence du Groenland et de ses hauts plateaux.

Fig. 21 déformation du flux par le relief.

Ce flux de Nord-Ouest arrive donc dans la zone de forts gradients thermiques située entre le 30 ème N et le 60 ème N. Plus au Sud, la zone de hauts géopotentiels force l'air chaud à remonter vers le Nord. Ces deux advections vont avoir tendance à resserrer encore plus le gradient thermique déjà important dans cette zone. Un transfert de chaleur s'effectue donc : l'air froid descendant vers le Sud et l'air chaud tentant de remonter vers le Nord.

Il s'établit donc maintenant un déphasage entre le talweg de géopotentiels et le talweg thermique avec une longueur d'onde d'environ 3 à 4000 Km. Le flux permet donc maintenant d'accélérer le transfert de chaleur du Sud vers le Nord et la descente de l'air froid du Nord vers le Sud. Les isothermes vont donc pivoter sur l'axe du talweg, poussées par le champ de vent. On va pouvoir parler à ce stade de frontogénèse par cisaillement. En effet, les isothermes en pivotant vont avoir tendance à se rapprocher, augmentant donc le gradient thermique dans cette zone.

Fig. 22 structure de l'onde barocline sur un plan horizontal

De part et d'autre de l'axe du talweg, les deux flux transportent de la chaleur ou du froid et essaient de pivoter les isothermes pour les resserrer. Le resserrement des isothermes va indirectement entraîner une accélération du flux. Mais, la quasi-conservation du moment cinétique va donc entraîner un déplacement latéral des particules vers l'axe du talweg. Ce mouvement vers l'axe du talweg va de nouveau resserrer le gradient thermique, accélérant le flux et donc créant de nouveau du vent agéostrophique. Ce phénomène se renforce et s'amplifie de lui-même et c'est la variation du champ de mouvement qui peut mettre fin à ce phénomène " explosif ".

Fig. 23 flux agéostrophique horizontal.

L'atmosphère étant un fluide va essayer de revenir à son état d'équilibre. Une anomalie positive de température vient de se former en aval d'une anomalie négative de pression. Le vent réorienté par la perturbation initiale déforme les isothermes. Donc, le transport de chaleur augmente la variation de température parallèlement au jet ; mais, de plus, la variation horizontale de température ou d'entropie croît en même temps que la variation verticale de vent diminue. En effet, dans les tempêtes, le vent en basses couches atteint des valeurs très fortes alors que le vent plus haut est nettement moins fort. La relation du vent thermique n'est donc plus respectée. L'équilibre du vent thermique impose une augmentation du cisaillement vertical du vent, associé à un accroissement du gradient horizontal de température. Un couplage modérateur des évolutions de vent et de température va donc se mettre en place. Il va prendre la forme d'une circulation secondaire contenue dans le plan vertical parallèle au jet. Cette circulation va avoir trois effets :

On constate donc que les mouvements verticaux induits par une perturbation ont pour but de desserrer le gradient thermique en faisant monter l'air chaud pour le refroidir et en faisant descendre l'air froid pour le réchauffer.

Fig. 24 Schéma de principe de la frontogénèse.

La répercussion d'une déformation conséquente du champ de vent sur les isothermes aboutit rapidement à une baisse de pression en surface du coté de l'air chaud, accompagnée d'une zone d'ascendance un peu en aval de la dépression. Baisse de pression et mouvements verticaux sont d'autant plus forts que le contexte thermique est contrasté.

Une circulation agéostrophique s'établit donc pour rétablir l'équilibre du vent thermique, avec des ascendances dans l'air chaud, alors que l'air froid est entraîné vers le sol. Ascendances et tourbillon cyclonique vont de pair ; une dépression apparait en basses couches : c'est la cyclogénése.

Les mouvements verticaux et la baisse de pression au sol s'accentuent avec l'amplification de l'ondulation synoptique et de la convergence. Près du sol, surface rigide fixe (les vitesses verticales y sont nulles), une circulation agéostrophique se met en place : le mouvement subsident de l'air froid entraîne de plus en plus cet air froid vers l'air chaud quand on se rapproche du sol, ce qui accentue la convergence avec l'air chaud ; ainsi, cette circulation a pour conséquence principale de forcer des discontinuités, des fronts ; c'est la frontogénèse.

La cause synoptique de la frontogénèse est le forçage de discontinuités par convergence du vent

Un vent géostrophique transportant de la chaleur souffle du Sud. Le minimum de pression se situe donc en amont de ce vent. Il se trouve en aval du vent de Nord portant la contrepartie froide de ce flux. De part et d'autre de la jeune dépression, la température croit en descendant le jet. La relation du vent thermique impose au vent géostrophique normal au jet d'augmenter avec l'altitude. Ce vent, nul au minimum de pression doit souffler du Sud un peu plus haut. Le minimum de pression penche ainsi vers l'amont avec l'altitude, vers l'air froid.

Toutes les perturbations ne se creusent pas. Pour celles qui le peuvent, cela ne dure pas toujours. Si le minimum de pression se laisse coucher par le jet vers l'aval avec l'altitude, la circulation horizontale renverse le flux de chaleur normal au jet (l'air froid retourne vers le Nord). La déformation change aussi de sens, et donc renverse la circulation verticale. l'air chaud descend et l'air froid monte : ce processus consomme l'énergie cinétique du vent géostrophique horizontal autour de la dépression : la perturbation se comble et s'efface.

Les fronts, discontinuités de vent et de température, se forment aux endroits où la vitesse verticale est nulle, c'est à dire au voisinage des interfaces (sol et tropopause). En " atmosphère libre ", les mouvements verticaux arrivent à empêcher la formation d'une telle discontinuité.

Le vecteur Q représente les variations du gradient horizontal de température. Le vecteur Q déduit des champs de vent et de température, traduit par son orientation par rapport aux isothermes la tendance frontogenétique, le vent agéostrophique tendant à être dirigé dans la direction de Q. La frontogénèse est proportionnelle à la distance entre les isothermes.

Quand le vecteur Q est orienté de l'air froid vers l'air chaud, il s'ensuit une augmentation du gradient de température, on a alors une situation frontogenétique. Inversement, si le vecteur Q pointe vers l'air froid la situation est frontolytique. Lorsque le vecteur Q est parallèle aux isothermes, le front est inactif, dégénéré.

Sa détermination manuelle est relativement simple et peut enrichir l'analyse. Concrètement, il suffit de déterminer la variation locale du vent sur une isotherme.

Calculons le vecteur Q entre Trappes et Bordeaux ( isotherme -5°C, V2 vent à Trappes, V1 vent à Bordeaux ). On soustrait vectoriellement le vent de Bordeaux de celui de Trappes ( soit V2-V1 = dV ), puis on tourne le vecteur obtenu de 90° dans le sens des aiguilles d'une montre. Le vecteur obtenu est le vecteur Q. Dans cette situation du 16/10/87, le vecteur Q pointe vers l'air chaud, il indique donc une situation frontogenétique.

Fig. 25 Détermination du vecteur Q.

La circulation relative des deux masses d'air chaudes et froides va être évoquée dans ce paragraphe, de même que le problème de l'occlusion. Une controverse s'est engagée entre les théoriciens et les praticiens : les premiers démontrant que l'air chaud de surface reste plaqué au sol jusqu'au stade ultime de la perturbation ; les seconds expliquant à l'aide des cartes synoptiques que l'air chaud emporté dans le mouvement autour de la dépression quitte le sol au point triple et s'enroule autour du bas géopotentiel, formant une vallée chaude d'altitude.

Les figures suivantes présentent l'évolution des deux masses d'air au cours du développement de la perturbation. La simulation est vue du sud-est, l'enveloppe en grisé matérialise l'air froid. La température étant mesuré en H, donc non affectée par les mouvements verticaux. En dessous, représentation du champ de pression matérialisé par les isobares.

Une faible ondulation se dessine : l'air froid descendant vers le sud et l'air chaud remontant vers le nord. Néanmoins, comme nous l'avons vu précédemment, l'équilibre est menacé et donc des mouvements agéostrophiques se mettent en place : le champ de pression commence à faiblir, traduisant la mise en place de mouvements verticaux. La pente uniforme et régulière de l'air froid souligne l'absence de régions de contraste, donc de front préexistant.

L'air froid s'écoule nettement vers le sud, à l'ouest de la dépression, comme une pâte lourde et visqueuse. L'air chaud à l'est du minimum de pression s'efforce de progresser vers le nord, en formant un coin caractéristique dans la masse d'air froid. Les particules d'air chaud circulant au sol ne peuvent quitter le sol, les vitesses verticales étant nulles à la surface. Le renforcement de la pente de l'enveloppe à l'avant de la poussée chaude traduit l'intense frontogénèse.

L'air froid se répand vers le sud-est, sauf une langue froide qui revient sur ses pas, comme aspirée par le centre de la dépression. L'air chaud parait s'être taillé un étroit passage vers le minimum de pression. Il crée une étroite vallée chaude dont le bord nord-ouest, abrupt, traduit le caractère frontal. Par la suite, la vallée chaude se referme presque, en isolant dans le noyau de la dépression une bulle chaude ou séclusion.

L'introduction de la condensation de l'eau dans cette ascendance unique et de grande échelle va avoir des conséquences très importantes sur la formation des nuages et des bandes de pluie.

L'ascendance va se renforcer sur les bords. Ce renforcement se révèle bientôt capable d'aspirer de tels flux que le centre de l'ascendance perd son alimentation par convergence. Trois puis finalement deux cheminées se forment : deux bandes de pluies larges.

Le renforcement sur les bords est une réponse à petite échelle à l'augmentation du contraste de température entre l'air non saturé, extérieur à l'ascendance et l'air condensé, réchauffé par le dégagement de chaleur latente de condensation. Ce supplément de déformation appelle une réponse contenue dans le vent vertical.

Les deux bandes de pluie, une fois formées, se rapprochent l'une de l'autre. La bande de gauche se situe presque dans l'axe du talweg à l'endroit où le vent est quasiment nul. L'air soulevé ne se déplace que dans le plan de coupe. En revanche, la bande de droite plonge dans le flux de secteur Sud a droite de l'axe du talweg. L'air pris dans cette circulation subit une accélération parallèle au front régulière. Il s'en suit un déplacement latéral non géostrophique de la base de l'ascendance vers la gauche, vers l'Ouest.

Fig. formation des bandes de pluies.

Chacune de ces deux bandes crée sa propre structure frontale avec renforcement des variations de température ou d'entropie et de vent en surface. On pourrait ainsi parler de front froid pour la bande de gauche et de front chaud pour la bande de droite.

Cette structure en deux bandes ne dure pas. Il s'agit d'un phénomène transitoire sensible aux conditions initiales et à l'intensité de la condensation.

L'analyse des cartes météorologiques en surface nous montre souvent des perturbations bien marquées avec contraste de températures au niveau du front chaud mais qu'au fur et à mesure des échéances, le contraste diminue et la limite chaude devient de plus en plus difficile à retrouver.

Des irrégularités de faible amplitude peuvent affecter significativement l'évolution de la frontogénèse. Ainsi, une perturbation d'amplitude de 4°C située dans l'air froid crée un front secondaire bien marqué en tourbillon. A moyenne échelle, des anomalies de quelques degrés ne sont pas rares dans la nature. Ce phénomène donne naissance , soit à des fronts secondaires bien marqués, soit à des bandes de pluies à l'intérieur même de la perturbation. La simulation fait apparaître des fronts secondaires verticalement peu épais. Ces limites, pour devenir nettement perceptibles doivent déclencher des processus convectifs.

Fig. influence d'une anomalie de 4°C dans l'air froid. De haut en bas, champ vertical de H, au milieu composante verticale du tourbillon, en bas vitesses verticales.

Un perturbation classique peut se diviser en plusieurs zones, fonction de la présence ou non de précipitations, des différents types de précipitations et des différents types de nuages.

Pour un observateur immobile, la perturbation annonce son arrivée par le " ciel de tête ", composé de nuages cirriformes et d'altocumulus, s'épaississant de plus en plus, mais sans précipitation. Ensuite, " le ciel de corps " arrive avec des nuages épais et précipitants de type altostratus et nimbostratus. Si la structure front froid-front chaud est bien marquée et si l'intervalle est suffisamment large, le secteur chaud sera caractérisé par des nuages de type stratus et des précipitations sous formes de bruine, météore type du stratus. Dans le cas où l'air chaud est instable, surtout en été, les stratus seront remplacés par des cumulonimbus. Ensuite, après le passage du front froid, les cumulus et cumulonimbus vont caractériser " le ciel de traîne ", associé aux averses et aux orages.

Fig. différentes parties d'une perturbation.

Au nord et au sud de cette perturbation, là où les mouvements verticaux existent mais sont trop faibles pour amener des couches nuageuses importantes et des précipitations, nous trouverons les " marges ", froide au nord, chaude au sud.

Le point de contact, s'il existe, entre le front chaud et le front froid sera nommé " point triple ".

Les discontinuités brutales que sont les fronts vont montrer leurs passages par la variation, généralement rapide de certains paramètres météorologiques.

Fig. variations des paramètres météorologiques au passage des fronts.

Le vent, d'abord de secteur sud, va tourner au sud-ouest dans l'air chaud, puis brutalement au passage du front froid s'orienter au secteur nord-ouest. La température, dans l'air froid antérieur, va monter régulièrement, rester relativement stable dans l'air chaud, puis baisser, de façon parfois spectaculaire, dans l'air froid. Les pressions vont être en baisse régulière jusqu'au passage du front chaud où les ascendances vont amplifier la baisse de pression, se stabiliser dans le secteur chaud, baisser fortement à l'arrivée du front froid, puis brutalement, hausser rapidement dans la subsidence liée à l'air froid.

Les visibilités, très bonnes dans l'air froid seront naturellement réduites par les précipitations, de 1 à 5 Km sous les averses et pouvant atteindre 500 m dans le secteur chaud sous les stratus et la bruine.

Les précipitations, sous le corps de la perturbation, sont généralement présente sous forme de pluie ou de neige (en fonction de la température). Les stratus du secteur chaud généreront des bruines, alors que les averses de pluie ou de neige (fonction de la température) caractériseront le ciel de traîne.

Le courant-jet est un courant étroit de vents forts dans la haute troposphère, situé au voisinage de la tropopause, caractérisé par de forts cisaillement verticaux (10 à 20 Kt/Km) et latéraux (10 Kt/Km)

A certains endroits, on peut déterminer des maximums, des anomalies de courant-jet. On obtient alors une zone ou la vitesse du vent est plus rapide qu'ailleurs : un noyau de vent plus fort avec des isotaches fermées.

La vitesse des particules dans un maximum de courant-jet est plus grande que la vitesse à laquelle se déplace le maximum du courant jet. La partie en aval de ce maximum où les particules décélèrent est appelée zone de sortie, tandis que la partie en amont du maximum, où les particules accélèrent est appelée zone d'entrée.

Fig. en haut vue en trois dimensions du maximum de jet

en bas : vue en plan juste sous la tropopause.

Les particules qui entrent sur la droite du maximum de jet subissent un accélération et une augmentation du cisaillement horizontal anticyclonique, ce qui crée donc de la divergence dans la haute troposphère ; cette divergence d'altitude sous la tropopause va de pair avec des ascendances (car il faut conserver la masse évacuée latéralement). Ces ascendances se répercutent à la verticale dans toute la troposphère, créant ou renforçant une dépression de basses couches.

Inversement, sur la gauche de l'anomalie de jet, les particules qui entrent, subissent une augmentation du cisaillement cyclonique, ce qui crée donc de la convergence. Cette convergence est associée à la subsidence pour conserver la masse. Cette subsidence se répercute sur toute la troposphère jusqu'au sol.

L'image infra-rouge Météosat du 23/03/93 illustre bien ce phénomène : les traits continus matérialisent l'anomalie de jet. Au Sud de l'entrée du maximum de jet, sur le Nord-Ouest de l'Espagne, la masse nuageuse très importante reflète bien les fortes ascendances. En revanche, au Nord-Ouest de l'entrée, sur l'Irlande, les petits cumulus révèlent la présence de subsidence.

Fig. Image infra-rouge Météosat (23/03/93).

Le raisonnement est le même en sortie de jet : le freinage des particules en zone de décélération créant du tourbillon, cette fois cyclonique à gauche de la sortie (divergence d'altitude donc ascendance) et anticyclonique à droite (convergence d'altitude donc subsidence). Sur l'image, on peut aisément relier la perturbation sur le Nord-Ouest de l'Espagne à celle, moins active, sur les pays scandinaves et on peut remarquer la nette diminution de l'altitude du sommet des nuages sur le Nord des Alpes, en relation avec la subsidence liée a la convergence d'altitude en sortie droite de jet.

Le raisonnement ci-dessus découle de l'hypothèse d'un jet rectiligne et sans advection thermique. Des modèles conceptuels ont été proposé en tenant compte des variations de courbure du jet, ainsi que du cisaillement horizontal de vent lié aux advections thermiques ; il en résulte des déplacements, dans le plan vertical perpendiculaire à l'axe du jet, des circulations directes et indirectes, (déplacements dépendant du type d'advection), et une modification de l'intensité des mouvements verticaux par l'effet de courbure.

Fig. influence du courant-jet cyclonique.

Par exemple, il semble qu'un courant jet cyclonique, avec une advection thermique froide en entrée de jet et une advection chaude en sortie (cas fréquent des ondes baroclines associées à un talweg polaire) favorise les fortes cyclogénèses en sortie de jet. L'advection froide en entrée de jet tend à accentuer la subsidence de la circulation directe, favorisant la frontogénèse. Nous avons vu plus haut que l'air froid en surface tend à renforcer le gradient de basses couches et par là-même, l'activité de la perturbation.

Une dépression vieillissante peut laisser subsister quelques éléments inoffensifs : quelques nuages, un coup de vent ou un peu de pluie. La seule structure qui permette le développement de la perturbation oblige à incliner le talweg vers l'air froid pour permettre au " moteur " de fonctionner. Cependant, certaines de ces zones de maximum de vent ou de variation de température se déplacent dans la haute troposphère. La rencontre de ces deux perturbations faiblissantes peut néanmoins conduire, dés l'instant que la bonne inclinaison du talweg se produise, conduire à des cyclogénèses très rapides, quelques fois même " explosives ".

Fig. réactivation d'une perturbation par une anomalie de jet.

La figure N° illustre ce type de phénomène : le jet est matérialisé par le double trait ; le troisième trait indique la présence d'une anomalie d'altitude ( contraste en température ou maximum de jet). Les traits pointillés représentent la température. Dès que la perturbation d'altitude arrive en phase avec la perturbation vieillissante de surface, celle-ci se développe de façon très rapide. Tant que la perturbation d'altitude se situe en amont de la perturbation, celle ci reste très active. Ensuite l'anomalie de jet continue son chemin plus rapidement que la perturbation de surface, et celle-ci faiblit rapidement.

La tropopause n'est pas une surface parfaitement rigide ; toutefois, la forte stabilité verticale de l'air atmosphérique (très forte augmentation de h au dessus de la tropopause) s'oppose au déplacement de la tropopause vers le haut et bloque les ascendances de l'air chaud dans leur progression. L'air se voit donc dévié dans un circulation horizontale vers l'air froid. l'accentuation de la convergence qui en découle, accroit la subsidence sous la tropopause du coté de l'air froid. Cette forte subsidence au niveau de la tropopause provoque un étirement des parcelles d'air vers le bas et du tourbillon relatif cyclonique. Ces mouvements aspirent l'air stratosphérique et la tropopause vers le bas.

Fig. Schéma du mécanisme d'aspiration de la tropopause.

Si la tropopause n'est peut se déplacer facilement vers le haut, en revanche, rien n'empêche l'air stratosphérique de descendre, en suivant les isentropes. Sur une surface fixe, comme le sol, cette déformation est impossible, l'étirement contribue uniquement à accroître le tourbillon.

Fig. Coupe verticale spatiale Valentia(A) - Stuttgart(B) montrant la déformation de la tropopause le 16/10/87 à 1200 UTC.

III.1. circulation de basses couches.

La dépression se creuse par le Sud-ouest, du coté de l'air chaud, tout en tournant sur elle-même dans le sens cyclonique, et en remontant vers le Nord-Est avec le courant chaud. Les mouvements ascendants font monter l'air chaud, mais pendant toute la phase de creusement, le flux chaud bien établi (il s'accélère dés le début de la déformation du champ de vent), alimente le centre de la dépression par le Sud-Ouest. Ce courant chaud, présent dès le début près du coeur de la dépression, et entrant par le secteur Sud, se retrouve comme piégé et ne peut que circuler autour du centre. (flux noté C1).

Le flux tel qu'il s'est organisé à la suite du creusement, fait progresser l'air froid participant à la cyclogénèse essentiellement dans la partie Sud de la dépression et relativement tardivement (flux noté Fc) ; ce courant froid dans un premier temps ne peut progresser vers le centre de la dépression.

Cependant, avec l'accélération du flux dû au creusement, et également grâce à la convergence de surface qui s'accentue vers le centre de la dépression, de l'air froid pénètre quand même en surface prés du centre : d'une part l'air froid antérieur (flux noté Fa) pénétrant du Nord-Est au Nord-Ouest ; d'autre part, la partie Nord-Est de l'air froid participant à la cyclogénèse (flux noté Fc) pénétrant par l'Ouest-Sud-Ouest, mais ne progressant donc que relativement tardivement vers le Sud et le Sud-Est du centre.

Finalement, un flux chaud entretenu persiste autour du centre de la dépression, l'air froid ne pouvant pénétrer qu'en très basses couches dans un premier temps. L'air chaud persistant au centre de la dépression est quand même moins marqué que celui qui alimente le secteur chaud, ce que peuvent expliquer, et les forts mouvements ascendants qu'il a subi, et aussi son origine moins Sud.

En fin de compte, ce n'est que tardivement que le front froid peut rejoindre le front chaud (le creusement alors se termine) ; à ce stade seulement il y a occlusion, mais l'air chaud au centre de la dépression peut donner une séclusion avant d'être remplacé par l'air froid

Fig. schéma de circulation en basses couches.

Fig. analyses 500 hPa du 6 à 0000h au 7 à 1200h

Du 6 au 7 mars, à l'est du continent américain, un rapide courant de Nord advecte de l'air froid vers des latitudes de plus en plus Sud, accentuant le contraste avec l'air chaud associé au courant jet. La déformation des isothermes apparait nettement en altitude le 7 à 1200h. D'autre part, une zone de diffluence assez nette se dessine entre le flux de nord qui poursuit sa progression vers les Bermudes et le flux qui circule autour des bas géopotentiels entre Groenland et Islande.

Fig. analyses pression mer et épaisseurs 1000/700 Hpa du 7 à 0000h et 1200h

En surface, les pressions élevées commencent à faiblir dans une vaste zone de transition air chaud/air froid ; d'abord dans la partie sud-est de l'anticyclone le 7 à 0000h, puis dans sa partie est-sud-est à 1200h, soit juste à l'avant de l'advection froide ; ainsi apparait une zone de convergence.

Fig. analyses 500 hPa et TA500 du 8 à 0000h

Le 8, à 500 hPa, la déformation du flux et des isothermes s'amplifie : le cyclonisme est de plus en plus marqué du sud de terre-Neuve aux Bermudes. A l'avant du flux froid, le rapide courant s'oriente de plus en plus au sud, commence à changer de courbure, et voit s'amplifier une advection chaude. Au sud-ouest de Terre-Neuve, on voit apparaître les forts TA associés au courant froid de nord, tandis que des noyaux de faible valeur circulent dans le flux de sud-ouest. D'autres advections de tourbillon sont visibles également entre la dorsale canadienne et les basses valeurs du Groenland.

Fig. analyses 500 hPa et TA500 du 8 à 1200h

Isohypses et isothermes prennent une allure en " S ", caractéristique de l'onde barocline et de la cyclogénése en formation. Témoignant du fort cisaillement de vent, le tourbillon s'amplifie à 1200h et devient très contrasté, caractérisant une forte discontinuité de vent :

- du nord-est au nord de l'advection chaude où le gradient devient très marqué : ici par suite du redressement du courant de sud-ouest, l'air chaud vient buter sur le courant de nord, ce qui aboutit à une convergence maximale.

- également au niveau du courant de nord sur la face est de la dorsale canadienne ; le cisaillement de vent contribue ici à réalimenter l'advection de fort tourbillon absolu.

Fig. analyse pression mer et épaisseur 1000/700 hPa et vitesses verticales 800 hPa du 8 à 0000h.

En basses couches, les vitesses verticales ascendantes forment un noyau bien délimité en aval de l'air chaud.. Un noyau de subsidence s'accentue plus avant, dans l'air froid antérieur.

La dépression de surface est maintenant bien formée et accentue la convergence de basses couches : très forte dans le Nord de la dépression avec un fort gradient et un resserrement des iso-épaisseurs : c'est le front chaud. Le front froid ne semble pas encore formé.

Fig. analyse pression mer et épaisseur 1000/700 hPa et vitesses verticales 800 hPa du 8 à 1200h.

Les ascendances s'intensifient. Le maximum d'activité se situe dans le secteur nord de la dépression au niveau du front chaud. Au sud-ouest de la dépression, le front froid commence à se développer, la convergence de basses couches se précise, les vitesses verticales s'intensifient et le gradient d'épaisseur se resserre.

Fig. analyses 500 hPa et TA500 le 9 à 0000h

Le flux froid et le courant cyclonique commencent à progresser vers le sud-est. L'air chaud est propulsé de plus en plus vite vers le nord, contre l'air froid circulant aux latitudes nord. Le tourbillon absolu devient maintenant contrasté en aval du flux froid. Un noyau assez fort (20) apparait vers 48N.44E, marqueur des puissants mouvements verticaux et du fort cisaillement de vent dans cette région. Un minimum de géopotentiel s'est formé au sud-est de Terre-Neuve.

Fig. Analyses altitude du 9 à 1200h et du 10 à 0000h

Les champs montrent une extension de l'air chaud et du flux anticyclonique vers les îles britanniques, la progression du courant froid cyclonique se fait de plus en plus vers l'Est, accentuant la convergence avec le flux chaud de sud-ouest. Le noyau de fort tourbillon augmente.

Fig. Analyse pression mer et E100/700 le 9 à 0000h

Le 9, la dépression continue de se creuser. Un net talweg apparait au sud de la dépression, la convergence se renforce : le front froid est maintenant très net et actif.

Fig. Pression mer et E100/700 le 9 à 1200h.

Les ascendances se dédoublent : la partie orientale est prise dans le flux chaud qui part vers l'Irlande en faiblissant, car elle s'éloigne de la zone de conflit. Le noyau Ouest ne faiblit que très lentement, car encore associé à la cyclogénése.

Fig. pression mer et E100/700 le 10 à 0000h.

La progression de l'air froid se fait nettement au sud de la dépression, alors que le flux maintient une alimentation en air chaud autour de la dépression.