Orages Supercellulaires : Fonctionnement
ORAGES SUPERCELLULAIRES
Fonctionnement d'une Supercellule
Fonctionnement d'une Supercellule
1. Cisaillement
Définition Générale
Le cisaillement est la différence de vitesse et/ou de direction du vent entre deux altitudes. C’est donc la différence entre le vecteur vent à deux niveaux d’altitude différents. Plus l’épaisseur de l’atmosphère sur laquelle on calcule cette différence est petite, plus le cisaillement prend de l’importance. Par analogie, une différence de 50 km/h n’a pas le même impact pour un avion sur 500 m d’altitude traversée que sur 5 km. Il en va de même pour les orages.
Un cisaillement extrême inhibe parfois les cellules orageuses en les étirant et les diluant. En revanche, un cisaillement fort réduit l’effet d’entrainement et permet des courants ascendants puissants. De plus, il contribue à structurer la convection, plus particulièrement lorsqu’elle est forte. Le cisaillement a d’ailleurs un rôle important avec les orages multicellulaires ou supercellulaires. D’une part, il favorise l’étalement du courant de densité (froid et descendant) dans une direction privilégiée et d’autre part, il empêche les courants d’air froids subsidient de contrarier les courants d’air chauds ascendants. Ce décalage entre zone chaude et zone froide dans l’orage, grâce au cisaillement, est un élément essentiel dans l’aggravation de son potentiel violent.
Pour les orages supercellulaires, le cisaillement joue un rôle supplémentaire primordial et permet de différencier ce qui constitue un orage ordinaire, d’un orage mésocyclonique. Car c’est bien le cisaillement des vents qui est le moteur principal de la rotation d’une supercellule. On parle alors de vorticité.
Cependant, dans un même environnement fortement cisaillé, vous pouvez très bien avoir des orages supercellulaires comme multicellulaires. Le déplacement du forçage qui initie la convection (à échelle méso le plus souvent), par rapport au cisaillement et par rapport au déplacement de l’orage lui-même, joue un grand rôle dans le développement ou non d’une supercellule. Il faut que la convection puisse se détacher de la ligne de forçage qui l’a initié pour que des supercellules se forment.
Hodographe
Lâcher un ballon-sonde dans les zones de CAPE (= énergie potentielle de convection disponible) de l’atmosphère permet de réaliser un radiosondage pour calculer notamment le niveau d’instabilité avec la température et l’humidité. Cela permet également de mesurer la direction / vitesse du vent en fonction de l’altitude et de réaliser un hodographe.
De manière régulière (tous les 200 m ou 500 m par exemple), on place alors sur un graphique avec des repères cardinaux une flèche partant toujours du centre et prenant la direction enregistrée. La vitesse du vent détermine la longueur de la flèche. On relie ensuite tous les points de flèches, ce qui permet de dessiner une forme géométrique qui est la représentation graphique du cisaillement ; un hodographe.
Ainsi l’hodographe va permettre de renseigner, suivant leurs formes, sur la nature des cellules orageuses, et en particulier sur la probabilité de supercellules. On différencie alors 2 types de cisaillements :
- le cisaillement unidirectionnel (ou linéaire)
- le cisaillement multidirectionnel (ou tournant)
Cisaillement Unidirectionnel
Un vent qui diminue ou augmente de vitesse avec l’altitude est un cisaillement linéaire (ou unidirectionnel). Ce changement linéaire de la vitesse du vent peut se réaliser dans un seul sens (toujours vers le nord par exemple), mais aussi dans un sens contraire à une certaine altitude.
Par exemple, est considéré comme un vent linéaire :
- un vent qui en surface vient d’une direction d à une vitesse v (nord et 20 km/h),
- puis devient totalement nul à mi-altitude (0 km/h),
- enfin se dirige dans la direction opposée à une vitesse v en altitude (sud et 30 km/h),
Ce vent est linéaire malgré la présence de deux directions inverses du vent, à différentes altitudes. Ce type de cisaillement linéaire se représente ainsi sur un hodographe comme une ligne droite, passant par le centre.
De plus, comme le cisaillement est une mesure de la variation des vents à différentes altitudes et non une mesure directe du vent réel, on peut aussi avoir un cisaillement linéaire avec un vent qui tourne avec l’altitude. Il suffit pour ça que le vent tourne avec l’altitude de manière graduelle et que le cisaillement résultant soit constant.
Sur un hodographe, on représente alors ce cisaillement, toujours comme une ligne droite, mais ne passant plus cette fois-ci par le centre. Il s’agit donc toujours d’un cisaillement linéaire, mais avec un vent réel, cette fois-ci, qui ne suit pas le sens du cisaillement (voir le schéma « Hodographes »).
Ce cisaillement unidirectionnel est responsable généralement de la formation des orages monocellulaires et surtout multicellulaires. Mais il arrive parfois, lorsque certaines conditions supplémentaires sont réunies, que des orages plus complexes puissent avoir lieu avec un tel cisaillement, en particulier lorsque le cisaillement est linéaire, mais que le vent est tournant.
Par exemple, quand la direction du flux entrant de l’orage est décalée par rapport à ce type de cisaillement linéaire, alors des orages supercellulaires peuvent être générés par division (splitting).
Cisaillement Multidirectionnel
La réalité est souvent plus complexe et le cisaillement tourne parfois aussi avec l’altitude. Sur un hodographe, on représente ce type de cisaillement par une courbe. Cette courbe correspond à un cisaillement qui tourne dans un sens en surface, devient perpendiculaire à mi-hauteur par rapport au cisaillement de surface et revient dans le sens contraire ensuite à plus haute altitude.
Cependant, le cisaillement peut fréquemment être courbe sur certains niveaux, et être linéaires ou chaotiques sur d’autres niveaux. La plupart des profils de cisaillements présentés dans ce dossier sont bien sûr théoriques et la réalité est toujours plus complexe, tout comme les orages qui en découlent.
Le cisaillement multidirectionnel est généralement le plus recherché par les chasseurs d’orages, car c’est le cisaillement tournant qui est le plus susceptible de générer des orages supercellulaires et de provoquer une tornade.
Il existe deux types de cisaillement tournant. Lorsque le cisaillement tourne dans le sens des aiguilles d’une montre, il favorisera les moteur-droit et développera une rotation cyclonique. S’il tourne dans le sens contraire des aiguilles d’une montre, il privilégiera les moteur-gauches et développera une rotation anticyclonique.
Il est à préciser que l’hodographe qui présente une configuration la plus en demi-cercle possible n’est pas, comme on pourrait le croire au premier abord, la plus efficace pour générer des supercellules.
Vent Moyen Initial
L’orage possède sa propre vitesse de déplacement, communément appelée le « vent moyen » que l’on considère initial (avant l’influence de la vorticité). Cependant, la dénomination de storm motion (en anglais) est plus souvent utilisée que celle de vent moyen initial. Il s’agit toutefois de deux notions différentes, car le storm motion représente le vecteur vitesse réelle de l’orage, qui peut être différent du « vent moyen » plus théorique, en particulier avec les supercellules. Il y a parfois confusion sur les modèles numériques qui assimilent du storm motion à du vent moyen, ce qui pour le cas des supercellules ne peut être équivalent. Nous le verrons en prenant en compte la vorticité potentielle de l’orage.
Lorsque le cisaillement est simple, linéaire, il est très facile de trouver le mouvement réel de l’orage. Le vent moyen se calcule alors approximativement en prenant le vent réel entre 3 et 10 km d’altitude environ. Ce vent augmentant généralement avec l’altitude, une première approximation peut se faire en prenant simplement le vent à 6 km d’altitude, divisé par 2. Nul besoin d’hodographe pour réaliser le calcul.
En revanche, lorsque le cisaillement est plus complexe, que les vents tournent dans différentes directions et vitesses avec l’altitude, il peut être difficile d’évaluer ce vent moyen. Dans ce cas, le vent moyen peut être déterminé de manière approximative en prenant le vecteur de cisaillement 0-6 km (et non plus le vent réel), divisé par 2. Le calcul est simple, mais ne reflète pas toujours la réalité. Il existe alors différentes formules plus complexes, qui ne seront pas toutes énumérées ici.
Une méthode assez utilisée consiste à évaluer sur un hodographe, le centre de gravité (barycentre sans poids) de toute la surface entre la courbe de l’hodographe de 0 à 6 km et le vecteur cisaillement 0-6 km. Comme si vous essayiez de tenir sur un doigt en équilibre, pour que la forme géométrique que cela représente, ne tombe pas. C’est une bonne méthode, mais le graphique est complexe dans sa réalisation et donnera souvent qu’un résultat à la louche, si un programme informatique ne prend pas le relais.
La méthode que je vais vous présenter sur mon schéma est la plus simple et donnera généralement un résultat très proche du vent moyen initial réel. Il suffit de tracer le vecteur cisaillement 0-6 km, puis de calculer la moyenne des composantes de vents à tous les niveaux entre 0 et 6 km d’altitude, perpendiculaires au cisaillement 0-6 km. Il suffit de reporter ce vecteur V moyen perpendiculairement à la moitié du vecteur cisaillement 0-6 km. Vous obtenez alors le vent moyen initial.
Enfin, d’autres calculs, plus complexes encore, prendront en compte la déviation potentielle de l’orage à droite ou à gauche du vent moyen initial. Finalement, en observation en temps réel, le vent moyen initial peut se voir simplement grâce aux radars, bien que dans ce cas, la naissance de nouvelles cellules orageuses, peut nous induire en erreur. Si vous constatez une déviation des orages par rapport au vent moyen, c’est que vous avez un storm motion prenant en compte la vorticité et non un vent moyen initial.
Vent Moyen Final
Lorsque la supercellule est formée, elle dévie du flux moyen initial. Son « storm motion » n’est donc plus le même. Il existe plusieurs méthodes pour évaluer quel sera ce nouveau vent moyen supercellulaire sur un hodographe, mais la plus connue est la méthode ID de Bunker.
Une fois que l’on connait le vent moyen initial, il suffit de reporter un nouveau vecteur déviant à gauche ou à droite à partir de celui-ci. Pour le faire, on prend une direction qui est perpendiculaire au vecteur de cisaillement 0-6 km (et non perpendiculaire au vent moyen) et d’une longueur égale à 7,5 m/s (environ 25 km/h). Il s’agit d’une constante qui a été calculée statistiquement, même s’il peut arriver en réalité que cette déviation soit plus ou moins autour de cette valeur.
En reportant depuis le centre de l’hodographe le nouveau vecteur de vent moyen final, nous obtenons la trajectoire et la vitesse de la propagation transverse de la supercellule. Certains calculs de « storm motion » pour les orages supercellulaires prennent directement en compte cette déviation (du côté droit, si ce n’est pas précisé).
2. Vorticité
Vorticité à Axe Horizontal
Le cisaillement de vitesse génère de la vorticité à axe horizontal. Comme une roue à aube dans une rivière, c’est la différence de vitesse entre l’eau de surface et l’eau en profondeur qui la fait tourner. Il en est de même avec la vitesse du vent dans l’atmosphère. Ces tourbillons à axes horizontaux sont particulièrement efficaces dans le développement des supercellules quand ils sont situés près de la surface, dans la couche 0 à 6 km d’altitude.
Cette vorticité à axe horizontal se représente comme des rouleaux de tourbillons invisibles perpendiculaires au cisaillement. Ils se déplacent eux-mêmes avec une vitesse relative par rapport au vent réel. Ils peuvent aussi se retrouver absorbés par un orage se déplaçant vers eux ; l’orage ayant sa propre vitesse de déplacement. C’est souvent l’orientation, par rapport à l’orage, de ce flux entrant (inflow) possédant une forte vorticité à axe horizontal, qui va déterminer le développement ou non de cet orage en supercellule.
Vorticité à Axe Vertical
La présence d’un tourbillon à axe horizontal préexistant en basse couche dans l’environnement, va rencontrer des courants aériens ascendants puissants provoqués par un orage. Le soulèvement de cet air, tournant autour de son axe horizontal, va le faire basculer en un tourbillon d’axe vertical, à mesure qu’il s’élève en hauteur.
Ce basculement de la rotation entraîne alors la structuration tridimensionnelle de l’orage en supercellule, qui va dépendre notamment de l’orientation de la vitesse relative du flux entrant vers l’orage (appelé « inflow ») par rapport à l’orientation du cisaillement.
Vent Relatif
L’orientation et la vitesse relative du flux entrant sont donc déterminantes pour comprendre le type de basculement de l’axe de vorticité. Le vent relatif se calcule en faisant la différence entre le vecteur de vitesse de déplacement de l’orage et le vecteur de vitesse du vent réel à l’altitude du flux entrant.
Comme nous l’avons vu précédemment, le déplacement de l’orage est influencé par le vent moyen initial (ou le storm motion avant déviation).
Le vent relatif peut se calculer à toutes les altitudes, mais pour aider à déterminer la zone de basculement de l’axe de vorticité, nous le prenons à mi-hauteur, soit 3 000 m. Pour connaitre le vent relatif à cette altitude, il suffit d’enlever au vecteur de vent réel à 3 000 m, le vent moyen initial. En d’autres termes, l’addition du vecteur « vent relatif » à une altitude donnée et du vecteur « vent moyen » général de l’orage, donne alors le vecteur « vent réel » à cette même altitude.
L’orientation du vent relatif peut donc changer avec l’altitude pour un même orage et dépendra aussi du comportement de l’orage lui-même. Or, les supercellules, une fois formées, ont la capacité de dévier du vent moyen. Le storm motion de base, initial, n’est en conséquence plus suffisant pour calculer ce vent relatif. Enfin, dans le cas des supercellules, c’est surtout le vent relatif situé entre 0 et 3 km d’altitude qui est déterminant. Pour le risque de tornades, on regardera même encore plus bas, entre 0 et 1 km d’altitude.
Basculement par Roulis (Crosswise Vorticity)
Lorsque, dans les trois premiers kilomètres de l’atmosphère, le cisaillement est unidirectionnel et que l’orientation de la vitesse relative du flux entrant est parallèle à ce cisaillement, alors le basculement se fait par roulis. La vorticité à axe horizontal se déplace vers l’orage perpendiculairement à son axe et le basculement provoqué par les ascendances de l’orage, créé un dipôle de deux tourbillons à axes verticaux, chacun de sens inverse.
Ce basculement par roulis est donc capable de créer deux rotations à axes verticaux, l’un tournant dans le sens horaire (-), l’autre antihoraire (+). Par convention, le sens « horaire » est noté sens « négatif » (-) ou bien « anticyclonique ». Le sens antihoraire est noté « positif » (+) ou bien « cyclonique ». Les termes « cycloniques » et « anticycloniques » sont mal adaptés aux échelles locales ou méso, et provoquent souvent des confusions avec d’autres phénomènes. Aussi, ces termes ne seront pas employés dans ce dossier, même s’ils sont fréquemment retrouvés dans la littérature orageuse.
Basculement par Tangage (Streamwise Vorticity)
Lorsque dans les trois premiers kilomètres de l’atmosphère, le cisaillement est unidirectionnel, mais que l’orientation de la vitesse relative du flux entrant est perpendiculaire à ce cisaillement, alors le basculement se fait par tangage. De même, lorsque le cisaillement est tournant, les vitesses relatives sont souvent perpendiculaires au cisaillement et provoquent du basculement par tangage.
Cette fois-ci, un seul vortex d’axe vertical généré est important et son sens de rotation dépendra de l’orientation du cisaillement. Si le cisaillement est orienté à gauche, le sens de rotation sera antihoraire (+). Si le cisaillement est orienté à droite, le sens de rotation sera horaire (-). On notera qu’un courant descendant faisant basculer d’axe la vorticité créera un tourbillon dans le sens inverse. Il n’est pas rare de voir en effet de tels tourbillons inversés sur le côté de l’orage, dans sa zone pluvieuse. Il y a, en fait, bien un dipôle de vorticité qui est généré, mais ce second vortex d’axe vertical, situé en arrière, est influencé par l’air descendant. Il n’a de ce fait pas la capacité de générer un mésocyclone par la suite.
Lorsque les ascendances entrainent ainsi le tourbillon, celui-ci, en se redressant, a tendance également à s’étirer en longueur, ce qui renforce le tourbillon lui-même. Cette corrélation des axes rend le basculement par tangage beaucoup plus efficace pour générer de la vorticité à axe vertical que le basculement par roulis.
Mais, dans la réalité, le cisaillement n’est pas nécessairement unidirectionnel et la vitesse relative pas nécessairement parallèle ou perpendiculaire au cisaillement. Souvent, le basculement par tangage intervient partiellement, dès lors que la propagation des nouvelles cellules orageuses se décale du flux moyen de l’orage. Un orage qui créé du tourbillon par basculement par roulis puis se décale, peut donc voir son tourbillon d’origine, accélérer via un basculement qui devient progressivement par tangage.
Si le cisaillement est linéaire et que le vent moyen est perpendiculaire au cisaillement avec un vent tournant, cela se traduit par un basculement par tangage à mi–hauteur de l‘orage. Cependant, le flux entrant en surface ne le sera pas. Nous ne sommes pas dans un cas de pur tangage, mais ça reste un cas très favorable à la génération d’une supercellule.
De même, dans un cisaillement tournant, la vitesse relative n’est pas perpendiculaire au cisaillement à toutes les altitudes. Elle se fait parfois en biais à certaines altitudes. C’est néanmoins le niveau d’altitude où le vent relatif est le plus perpendiculaire au cisaillement qui constitue le niveau le plus favorable au basculement par tangage. En revanche, c’est le cisaillement tournant qui est le plus susceptible potentiellement de provoquer un basculement par tangage à tous les niveaux.
3. Hélicité
Hélicité Brute
La CAPE se mesure comme une surface sur un radiosondage. Plus son aire est grande, plus la CAPE est importante. De même, l’hélicité se mesure comme une surface, mais au niveau cette fois de l’hodographe.
L’hélicité brute (non-relative) représente le potentiel d’évolution d’un flux d’air hélicoïdal (en tire-bouchon). Elle est proportionnelle à la quantité de cisaillement vertical du vent et à la quantité de rotation dans cet écoulement (c’est-à-dire la vorticité). On la calcule à partir du profil vertical du vent dans la partie inférieure de l’atmosphère jusqu’au sommet de l’orage. Sur un hodographe, on la représente comme étant la surface totale entre le vent réel de surface et celui le plus haut relevé, limité par la courbe de cisaillement. Il est facile de comprendre que l’hélicité brute augmente ainsi : cisaillement unidirectionnel et vent unidirectionnel < cisaillement unidirectionnel et vent tournant < cisaillement tournant et vent tournant.
L‘hélicité brute peut être un indicateur du potentiel de formation de supercellules sur la couche profonde de l‘atmosphère, mais elle est inefficace pour révéler le basculement de l‘axe de vorticité ou même la formation de tornades. Il faut alors regarder l’hélicité relative.
De plus, le potentiel d’hélicité à partir de l’hélicité brute est difficilement estimable à partir d’un hodographe sans utiliser le vecteur « storm motion », en particulier quand l’hodographe est à faible courbure.
Hélicité Relative
L’hélicité relative, ou SREH (Storm Relative Environmental Helicity), est donc la mesure de la capacité de l’orage à transformer la vorticité d’axe horizontal de l’environnement cisaillé en vorticité d’axe vertical. Son calcul rend l’hélicité relative maximale quand elle intervient par tangage, c’est-à-dire que plus sa valeur est forte, plus il y a corrélation entre vent relatif horizontal et vorticité horizontale sur une grande tranche d’atmosphère.
L‘analyse de l‘hélicité relative du flux entrant (inflow) dans la couche d’atmosphère comprise entre 0 et 3 km d’altitude permet de déterminer si le basculement potentiel est suffisant pour créer de la vorticité d’axe vertical. Par conséquent, il permet de rendre compte du potentiel de rotation d’un mésocyclone profond et persistant, nécessaire à la formation d’une supercellule.
L‘hélicité relative est liée à l‘aire de la figure formée par une ligne reliant le vent moyen de l‘orage, le point d‘hodographe le plus bas et le point d‘hodographe à 3 000 m, comme le montre le schéma ci–dessous. On comprend aisément sur cet hodographe que le vent relatif situé à 3 000 m (et également en dessous) est perpendiculaire au cisaillement et que le basculement de la vorticité aura lieu par tangage.
Il n’existe pas de valeur-seuil claire pour l’hélicité relative, lors de la prévision des supercellules, car la formation de supercellules est aussi liée au cisaillement vertical de la couche plus profonde sur l’ensemble de l’hodographe. L’hélicité relative n’est ainsi pas le seul critère à prendre en compte, mais elle constitue aujourd’hui un élément essentiel de la science des orages. Ainsi, des valeurs plus élevées d’hélicité relative de 0 à 3 km, supérieure à 250 m²/s et de 0 à 1 km supérieure à 100 m²/s, suggèrent une menace accrue de tornades avec les supercellules. En conséquence, des valeurs d’hélicité relative élevées sont généralement meilleures, même s’il n’existe pas de seuils clairs et significatifs entre les supercellules tornadiques et non-tornadiques.
Une fois que l‘orage initial se forme dans un environnement de cisaillement sur une couche profonde particulièrement favorable à la formation de supercellules, il se sépare en deux parties, chacune avec un mouvement distinct de l‘hodographe : l‘une à gauche et l‘autre à droite. Cette déviation par rapport au flux moyen va donc accentuer l’hélicité relative si elle se déplace à droite du flux moyen (moteur-droit), sur un hodographe tournant dans le sens horaire. Si la déviation est à gauche (moteur-gauche), l’hélicité relative sera diminuée, voire, pourrait être négative (comme sur le schéma ci-contre). Cela sera le contraire sur un hodographe tournant dans le sens anti-horaire, le moteur-gauche verra son hélicité relative augmentée.
L’hélicité relative doit ainsi être mise en rapport avec le déplacement réel de l’orage et non pas seulement le vent moyen. Souvent, les calculs du « storm motion » prennent en compte directement la déviation à droite ou à gauche, c’est le cas avec la méthode ID de Bunker (utilisée aujourd’hui par la plupart des modèles). Avec cette méthode, l’hélicité relative devient uniquement valable pour un cisaillement horaire et concerne uniquement les moteurs droits. De même, on peut créer un autre calcul de l’hélicité relative qui concernera cette fois seulement les moteurs gauches. Par convention, quand elle n’est pas précisée, il s’agit de l’hélicité relative pour les moteurs droits, car c’est généralement la déviation la plus courante dans l’hémisphère nord.
De plus, sur un même hodographe, nous pouvons avoir plusieurs types d’hélicité relative qui vont dépendre à la fois du storm motion réel (après déviation par exemple) ou en fonction des multiples courbures de l’hodographe. En effet, il est commun que l’hodographe soit complexe avec des courbures dans un sens horaire ou anti-horaire en même temps à différentes altitudes. Nous pouvons alors avoir une hélicité relative allant d’un côté de la courbure de l’hodographe ou de l’autre côté (comme le moteur gauche sur le schéma ci-dessus). Par convention, lorsque l’hélicité relative est à droite de l’hodographe, le calcul de l’hélicité relative sera positif et lorsqu’elle se trouve à gauche, nous utiliserons une hélicité relative négative. Une hélicité négative vaut tout autant qu’une hélicité positive, mais si l’hélicité négative est plus forte, alors c’est elle qui sera favorisé (et inversement) en fonction du moteur-gauche ou droite qui l’a initié.
4. Pression
Équilibre Cyclostrophique
Lorsque la vorticité d’axe vertical est en place après basculement par tangage ou roulis, une rotation se met donc en place au sein d’un orage déjà formé. Cette rotation peut être, comme nous l’avons vu, dans un sens horaire ou antihoraire et puisqu’il s’agit d’une rotation qui a lieu à l’échelle méso ou locale, elle est ainsi en équilibre cyclostrophique.
En effet, contrairement au vent géostrophique, qui fait appel à la force de Coriolis à des échelles beaucoup plus grandes (synoptique), le nuage orageux est beaucoup trop petit pour faire intervenir Coriolis dans cette rotation. En revanche, la force centrifuge est plus importante, car proportionnelle au rayon de courbure. Comme un patineur mettant ses bras le long du corps, plus le rayon de courbure est petit, plus la rotation est rapide et plus la force centrifuge proportionnelle est importante. De même, plus la vitesse de rotation initiale est importante, lors du basculement de vorticité, plus la force centrifuge qui en découle est forte.
Pour compenser cette force centrifuge et maintenir une vitesse de rotation constante, un gradient de pression se met alors en place du centre du tourbillon jusqu’à sa périphérie. La force de pression qui en résulte est exactement égale à la force centrifuge, afin de maintenir cet équilibre cyclostrophique. Un minimum de pression se forme donc au centre de la vorticité, quel que soit le sens de rotation. C’est la raison pour laquelle le fait d’utiliser les termes de rotation cyclonique et anticyclonique à la place de rotation antihoraire et horaire peut créer de la confusion. Dans les deux cas, une dépression d’échelle méso se forme. Un « méso cyclone ».
Le basculement d’axe de la vorticité créé alors une méso-dépression pouvant tourner dans un sens ou l’autre. Les basses pressions au centre provoquent alors un appel d’air supplémentaire à la couche d’atmosphère située en dessous. Dans le cas d’un basculement par tangage, l’air ascendant est déjà situé au centre du tourbillon, la dépression accentue alors encore d’avantage l’aspiration de l’air chaud au centre du mésocyclone, ce qui accentue l’étirement du tourbillon, donc sa rotation, donc fait baisser à nouveau la pression et augmente l’aspiration de l’air chaud. Un cercle vertueux se met en place contribuant à maintenir la durabilité du mésocyclone. Cette dynamique porte le nom de « pipe effect ». Dans le cas d’un basculement par roulis, les deux méso-dépressions qui se sont formées de part et d’autre du courant ascendant principal, provoquent de nouveaux courants ascendants sur les côtés, le pipe effect est alors moins efficace.
Gradient de Pression Linéaire
Il est facile de se représenter le fait qu’un orage va pencher dans la direction où le vent d’altitude est le plus fort. C’est souvent la première intuition que l’on a quand on regarde un cumulonimbus dont la colonne ascendante penche en effet souvent du côté du vent. Cette représentation intuitive est pourtant simpliste et indirectement fausse et ne correspond pas toujours à l’observation. En effet, les chasseurs d’orages sont parfois étonnés de voir le déplacement des nuages sous orage qui vont à l’encontre du sens du vent, en particulier sous les formes parfois laminaires des supercellules et des arcus. C’est comme si le nuage refluait à contre-courant ou sans logique avec le sens du vent.
Tout d’abord, dans la réalité, le cisaillement est rarement aussi simple qu’un vent constant augmentant de manière linéaire avec l’altitude. Aussi cette représentation simpliste du vent qui pousse le nuage devient alors beaucoup plus compliqué quand le vent réel ne suit pas tout à fait cette idée. Enfin, le cisaillement des vents impose de la vorticité à axe horizontal et lorsqu’on considère alors le vent comme ayant des mouvements de rotation avec des vitesses relative, cela complique également cette représentation.
En fait, ce n’est pas le vent, qui est responsable directement du fait qu’un cumulus congestus ou un cumulonimbus va pencher dans le sens du cisaillement, mais des champs de pressions dynamiques induits par l’interaction du cisaillement avec les mouvements verticaux de l’orage. Cette force de pression est parfois tellement forte qu’elle influe même sur l’environnement autour de l’orage et attire l’air même stable de manière laminaire tout autour de lui.
Si on soulève une particule d’air dans un milieu cisaillé verticalement, il y a génération d’un dipôle de pression autour de la particule et donc d’une force de pression allant dans le sens du vecteur de cisaillement du vent. Ceci a pour effet d’accélérer la particule pour l’amener à la vitesse de l’environnement. Cela sera le contraire, si on descend une particule d’air dans un milieu cisaillé verticalement et la particule ralentira au lieu d’accélérer.
La première conséquence est que les anomalies de pressions positives induites de chaque côté de la colonne ascendante vont pousser/attirer cette colonne dans un sens. Ainsi la colonne ascendante aura tendance à s’incliner en donnant une direction privilégiée à l’étalement de l’enclume au niveau d’équilibre thermique ou au niveau de la tropopause. C’est ce qui explique pourquoi la colonne ascendante de la zone du flux entrant de l’orage (inflow) par exemple, pourra revenir en arrière sur-elle-même dans le sens du cisaillement (enclume rétrogressive par exemple).
Enfin, la seconde conséquence, qui est la plus importante en ce qui concerne les supercellules, sera que les basses/hautes pressions ainsi générées d’un côté ou de l’autre des mouvements verticaux et en fonction de l’orientation du cisaillement, auront tendance à influencer encore d’avantage les ascendances / subsidences, voire d’en créer de nouvelles. Cette conséquence du gradient de pression linéaire peut être un véritable moteur d’architecture tridimensionnelle supercellulaire lorsque le cisaillement est complexe et tournant.
5. Dynamique
Protubérances Multicellulaires / Division / Splitting
Un « split » est la division d’une cellule orageuse mère en deux cellules filles distinctes. Par convention, on utilise le terme de « splitting », uniquement lorsque cette division génère 1 ou 2 supercellules dans la cellule fille, mais la division des cellules orageuses intervient également avec les orages multicellulaires ordinaires sans donner de supercellules. Bien souvent toutes les supercellules commencent leur vie en tant que multicellulaire de type « cluster » et la division est un fonctionnement universel des cellules orageuses, qu’elles soient supercellulaires ou multicellulaires.
NOTE : La division (split) est une duplication de cellule orageuse multicellulaire, mais créant ensuite deux systèmes orageux distincts. La division s’apparente donc à une duplication aboutie. En 2006, dans mes dossiers, j’utilisais le terme de « clonage » pour décrire le fonctionnement interne des orages à protubérances multicellulaires (cluster multicell storm). Ce terme n’est pas officiel, je l’ai inventé (car il n’existe pas de terme, à ma connaissance, pour décrire cette dynamique). Même si le terme de « clonage » n’est pas tout à fait juste, il permet toujours, je trouve, de comprendre le processus de duplication des cellules à l’intérieur des orages multicellulaires. Ce terme, de plus, fait une distinction avec la division (split), qui impose une étape supplémentaire de séparation des cellules entre elles, en différents systèmes orageux miroirs. Les cellules provenant du processus de division (split) peuvent prendre des chemins distincts, tandis que les cellules internes de chaque cellule–fille miroir peuvent de nouveau se dupliquer entre elles (clonage), ce qui pourrait mener à un nouveau split. Il est donc important de distinguer selon moi :
- la division par fonctionnement interne (que j’appelle clonage),
- la division par séparation en cellules filles distinctes (split),
- la division par séparation en cellules filles-miroirs avec déviation supercellulaire (splitting)
Lorsque la charge en eau condensée dans l’orage est suffisante, les particules d’hydrométéores, jusqu’alors prises dans le courant ascendant au début du processus, commencent à s’en détacher en formant une subsidence. Ce courant descendant commence à s’étaler au sol en formant ce qu’on appelle un « courant de densité » (« cold pool »), qui va jouer un rôle très important et qui constitue une signature universelle dans l’organisation des orages. L‘interaction entre les courants de densité provenant de différentes cellules orageuses par l‘intermédiaire des ponts convectifs (« bridge ») permet la fusion (« merging ») des cellules orageuses et la formation de nouvelles cellules, ce qui assure la persistance des orages. La subsidence a donc à la fois un rôle dans l’alimentation du courant de densité, mais aussi compense la perte des ascendances en permettant d’en créer de nouvelles. Il y a ainsi une interaction étroite entre courant descendant et nouveaux courants ascendants et en conséquence, nouvelle cellule orageuse.
Comme nous l’avons vu précédemment, l’interaction du cisaillement avec ces mouvements verticaux créé de plus un gradient de pression linéaire, freinant les courants descendants ou accélérant les ascendances. Cette pression linéaire induite permet également une répartition spatiale dans l’orage grâce au découplage entre zones favorables aux ascendances et zones favorables aux subsidences. De nouvelles cellules orageuses peuvent alors se former dans une zone privilégiée (« clonage »), tandis que parallèlement les subsidences, favorisées dans une autre zone, commencent à se dissiper progressivement.
Les orages multicellulaires se caractérisent par un cycle continu de formation et de dissipation des cellules. Des cellules plus jeunes se forment ainsi par clonage ou division ou fusion des cellules plus anciennes. De plus, les ponts convectifs entre les courants de densité des différentes cellules orageuses permettent la fusion des cellules et la formation de nouvelles cellules, assurant ainsi la persistance des orages. L’ensemble de ce processus s’appelle la théorie RKW (Rotunno, Klemp, and Weisman).
Splitting avec Cisaillement Linéaire et Vent Linéaire
Ainsi, ce sont principalement les précipitations et leur évaporation, qui provoquent l’effondrement et la mort d’une cellule. Ensuite, si d’autres processus viennent se conjuguer à la subsidence et au courant de densité ainsi créé, de nouvelles cellules peuvent alors se former. Parmi ces processus, on peut citer :
- les ondes de gravité,
- la présence d’air sec en moyenne troposphère,
- le gradient de pression linéaire,
- le cisaillement.
Le cisaillement peut être à l‘origine de la formation de nouvelles cellules, notamment lorsqu‘il est unidirectionnel et qu‘un basculement par roulis se produit à l‘intérieur du nuage orageux. Cela peut conduire à une division qui se traduit par la formation de cellules filles dont le comportement est plus intense que celui des cellules mères (supercellulaire).
Lorsqu‘un nuage orageux subit un basculement par roulis, avec un cisaillement unidirectionnel, une vitesse relative parallèle au cisaillement et une forte ascendance, la vorticité d’axe horizontal se transforme en vorticité d’axe vertical. Cela crée alors deux tourbillons opposés, l’un tournant dans le sens horaire et l’autre dans le sens antihoraire.
Au centre de chaque tourbillon se créé un minimum de pression par équilibre cyclostrophique, qui va favoriser les ascendances. À ce moment–là, l‘orage est encore trop sec pour engendrer des précipitations et n‘a pas encore été divisé. Cela empêche la formation d‘un tourbillon supercellulaire, car les deux tourbillons s‘annulent mutuellement.
Lorsque la charge en eau devient suffisante pour initier des précipitations, un courant descendant se met en place, avec génération d’un courant de densité, freinant les ascendances jusqu’à les inhiber complètement. Lorsque enfin l’évaporation des précipitations a lieu, il y a division de la cellule mère en deux cellules filles, partant chacune d’un côté opposé et déviant par rapport au vent moyen directeur. L’une aura alors une rotation horaire et déviera vers le côté gauche de ce flux moyen en formant une supercellule moteur gauche. L’autre aura une rotation antihoraire, déviera vers la droite et formera une supercellule moteur droit.
Une fois la déviation de l’orage initiée, grâce à l’ascendance renforcée sur le côté de l’orage, la vitesse relative du flux entrant de l’orage change et devient perpendiculaire au cisaillement. Le basculement d’axe de la vorticité se fait alors par tangage, ce qui renforce encore d’avantage le tourbillon et donc les ascendances. Un mésocyclone profond et durable peut se mettre en place. Une supercellule est née. À ce stade, et si le cisaillement reste parfaitement unidirectionnel, il n’y a aucune préférence dans le développement d’un moteur gauche ou d’un moteur droit et la division peut engendrer deux supercellules, chacune tournant dans un sens contraire.
Malgré la vitesse relative déviée sur un côté, l‘environnement autour de l‘orage est toujours caractérisé par un cisaillement linéaire et un vent linéaire qui dominent le flux général à plus grande échelle. Ce type de configuration ne peut de ce fait durer très longtemps et les orages supercellulaires générés dans un cisaillement linéaire et un vent linéaire, ne sont que rarement efficaces, car ne disposent pas d’hélicité relative suffisante. Ce n’est en conséquence pas la manière la plus efficace pour générer une supercellule durable et profonde.
Splitting avec Cisaillement Tournant
Dans la réalité, le cisaillement est rarement linéaire. Les chasseurs d‘orages apprécient particulièrement les vents tournant dans le même sens en fonction de l’altitude, car ils peuvent créer des orages supercellulaires très violents. En effet, un phénomène supplémentaire va alors entrer en jeux, aggravant le potentiel supercellulaire : le gradient de pression linéaire.
Dans le cas d’un cisaillement unidirectionnel, le gradient de pression linéaire agit comme sur les orages multicellulaires avec le côté de l’orage face au cisaillement générant des basses pressions. Cette basse pression favorise les ascendances au niveau de la zone du flux entrant de l’orage, mais il n’est pas un marqueur favorisant la formation de supercellules.
Dans le cas d’un cisaillement tournant, le gradient de pression linéaire induit, n’agira pas de la même façon sur le même coté à toutes les altitudes. La zone de basse pression, située à mi-hauteur au niveau du flux entrant, continue de stimuler les ascendances. Mais les côtés de l’orage présentent une différence de pression plus marquée encore que la zone du flux entrant de l’air chaud. Dans le cas d’un cisaillement tournant dans le sens horaire, la zone à droite du flux moyen (à gauche sur le schéma), devient alors très favorable au développement de nouvelles ascendances. En effet, une zone de haute pression au sol se conjugue à une zone de basse pression en altitude, créant une force de pression verticale boostant des ascendances potentielles. Celle-ci se conjugue à la zone de tourbillon locale de moyenne altitude anti-horaire qu’il vient ainsi renforcer. La conjugaison des différents gradients de pression linéaires à la verticale induisent donc un gradient de pression, cette fois dynamique.
Ainsi, lorsque la division de la cellule a lieu, grâce aux précipitations, seule la cellule-fille située à droite du flux moyen se développera préférentiellement dans le cas d’un cisaillement antihoraire. Ce sont au contraire les subsidences qui seront favorisées à gauche de la cellule orageuse, inhibant rapidement la cellule fille dans cette zone. Elle n’est parfois même pas visible sur le radar, donnant l’impression que la nouvelle supercellule moteur-droit s’est créée sans avoir besoin de division. Cela sera bien sûr l’inverse avec un moteur-gauche, à rotation horaire. Ce renforcement des ascendances sur un côté unique de l’orage est très efficace et se conjugue alors à la dépression située au centre du mésocyclone naissant.
Comme nous l’avons vu précédemment, ce processus a lieu de plus avec un basculement par tangage qui se déroule à toutes les altitudes, permettant ainsi une forte hélicité relative au sein de la supercellule. Le sens de rotation du cisaillement privilégiera ainsi l’hélicité relative d’un côté plutôt que l’autre. Ce renforcement des ascendances sur un côté de l’orage, grâce au gradient de pression combiné à l’hélicité relative, est ainsi bien le plus efficace pour générer une supercellule durable, profonde et violente.
Cependant, contrairement aux apparences, ce n’est pas lorsque le cisaillement est tournant dans un demi-cercle parfait qu’il est le plus efficace. En effet, dans ce cas, il est impossible de créer un dipôle de tourbillon ou de bénéficier des effets du basculement par roulis avant réorientation de la vitesse relative à l‘intérieur d‘une supercellule. Si on prend un cisaillement encore plus fort en cercle complet, la situation est encore pire. Le gradient de pression linéaire a des effets inhibiteurs sur le flanc avant d’origine du flux entrant. Cela n‘influence pas la déviation ou le fait de privilégier un côté de l‘orage, mais réduit significativement le renforcement des ascendances à l‘avant de l‘orage et, par conséquent, la supercellule.
En fait, c’est lorsque le cisaillement est modéré, comportant des zones à la fois tournantes et linéaires (hodographe en quart de cercle par exemple) qu’il est le plus efficace. Dans ce cas, l’hélicité relative est perpendiculaire au cisaillement à tous les niveaux, (mais cela dépend aussi du flux moyen). Le gradient de pression linéaire de l’orage favorise les ascendances sur le flanc entrant et sur un seul côté, provoquant une déviation du vent moyen. Lorsque la division de l’orage a lieu, un côté est en conséquence bien privilégié, renforçant les ascendances sur le côté de la supercellule vers laquelle elle se dirige. On constate alors que cette déviation renforce encore d’avantage l’hélicité relative et donc le basculement par tangage de la vorticité associée.
Splitting avec Cisaillement Linéaire et Vent Tournant
Une fois que la cellule fille a divergé vers la gauche et/ou la droite, le basculement par tangage et l‘hélicité relative associée jouent un rôle clé dans l‘aggravation de la supercellule naissante. Ce cas est cependant moins efficace qu’un cisaillement tournant, car l’apport du gradient de pression dynamique ne se fera cette fois qu’en aval du flux entrant.
Les spécialistes des orages se sont longtemps affrontés pour comprendre comment un côté pouvait être privilégié malgré un cisaillement linéaire, parce que cela semblait contraire à la compréhension qu’on se faisait de la dynamique des supercellules selon le modèle conceptuel connu. Le concept d’hélicité relative est récent. Aujourd’hui le modèle avec hélicité relative couplée au gradient de pression linéaire et dynamique (= gradient de pression linéaire avec effet de couplage vertical) permet le mieux de l’expliquer.
Comme nous l’avons vu, la création d’un dipôle de tourbillon d’axe vertical après basculement par roulis va dépendre essentiellement de la vitesse relative du flux entrant par rapport à l’orage, qui doit être parallèle au cisaillement. Cela se réalise avec la cellule mère, avant une division éventuelle de l’orage et avant la déviation éventuelle du flux moyen d’une (ou des) cellules filles. Cette vitesse relative, comme vu précédemment, dépend elle-même du flux moyen situé entre 0 et 6 km d’altitude.
Dans le cas d’un cisaillement unidirectionnel avec un vent unidirectionnel, le vent moyen et donc la vitesse relative sera toujours parallèle au cisaillement. Dans ce type de scénario, la génération d’une supercellule durable est peu efficace et la plupart du temps aboutira après division à une amorce supercellulaire plutôt faible qui a peu de chance de rester stable.
Dans le cas d’un cisaillement unidirectionnel avec un vent tournant, l’hélicité peut être plus forte et peut créer directement un basculement par tangage. Néanmoins, cela dépendra essentiellement du vent moyen. Lorsque l‘orage se divise et que le vent relatif résultant est parallèle au cisaillement, le gradient linéaire de pression ne change pas le vent moyen et n‘influence pas l‘hélicité relative ni le basculement par roulis. Il n’y a en conséquence pas de côté privilégié. En revanche, lorsque la vitesse relative est perpendiculaire au cisaillement, le gradient de pression linéaire privilégie un côté plutôt que l’autre et accentue l’hélicité relative une fois que l’orage dévie.
Dans ce type d’hodographe, la vitesse relative est la plupart du temps légèrement en diagonale et peut se rapprocher de l’état parallèle par rapport au cisaillement de moyen étage tout en ayant de l’hélicité relative. Nous constatons par exemple que le basculement par tangage ne peut avoir lieu qu’à une certaine altitude et se rapprochera de l’état parallèle à d’autres altitudes. Nous pouvons donc également avoir dans ce cas un basculement par roulis et donc création d’un dipôle de tourbillon. Ce type de configuration permet d’engendrer en même temps une supercellule moteur gauche et une supercellule moteur droit, lorsque la division de l’orage a lieu. De plus, dans ce cas de figure, le gradient de pression linéaire étant décalé sur un côté, il privilégiera un côté plutôt que l’autre et une des deux supercellules filles sera privilégié. Le rôle de l’hélicité relative pour privilégier un côté plutôt que l’autre (aire plus grande d’un côté) n’est en revanche pas déterminant, seul le gradient de pression linéaire est vraiment en cause, contrairement à un cisaillement tournant.
6. Contexte / Interaction
Couche Utile du Flux Entrant (Effective Inflow layer)
La plupart des schémas d’hodographes montrés dans ce chapitre sont simples ; de vrais cas d’écoles. Mais la réalité est souvent plus complexe et les hodographes peuvent se montrer bien plus complexes et biscornus. Il devient donc plus difficile d’évaluer si la courbe de l’hodographe est plus orientée d’un côté que de l’autre et plus favorable à un moteur-droit ou gauche. Certains hodographes vous donneront même de multiples courbures sur la couche d’hélicité relative 0-3 km et au-dessus.
Il est important alors de déterminer à quelle altitude la contribution principale du flux entrant (inflow) dans l’orage se réalise. En effet, l’analyse d’un hodographe doit se faire en corrélation avec le radiosondage, qui montre les composantes thermodynamiques de la couche verticale de l’atmosphère. Le radiosondage permet d’abord d’établir si l’instabilité est suffisante pour initier une convection ou non : est-ce qu’il existe de l’énergie potentielle de convection (CAPE) et de l’inhibition convective (CIN) ?
Le radiosondage nous permet également d’évaluer avec précision à quelle altitude la convection est la plus à même de se produire (LCL) et à quelle altitude la base nuageuse va se condenser (LFC). Si la parcelle d’air est capable de partir depuis la surface, comme cela sera souvent le cas en situation diurne, alors il faudra regarder de manière classique l’hodographe sur la couche 0-1 km ou 0-3 km pour en évaluer la courbure.
Lorsque nous sommes confrontés à des orages d‘atmosphère libre (OAL) généralement nocturnes, il est préférable d‘examiner l‘hodographe à partir de la couche limite de convection (exemple : 1-3 km). Dans ce cas, la courbure peut être toute autre et le développement de supercellules sera alors plus favorable sur un autre côté que si nous avions pris les paramètres classiques 0-1 km et 0-3 km.
C’est typiquement le cas où nous verrons une supercellule à plafond haut et tournant dans le sens inverse de supercellules à plafond nuageux moins élevé. De même, tandis qu’une analyse normale avec des paramètres classiques donnerait par exemple une courbure favorable avec des moteurs droits, nous nous retrouvons finalement avec des supercellules à plafond haut et à moteur gauche. Ces quelques exemples montrent que l’analyse de l’hodographe ne peut se réaliser sans une analyse approfondie du radiosondage.
Vent Relatif à 9-11 km (SRW 9-11)
Il peut être intéressant de regarder les vents relatifs (storm relative wind) en altitude, en particulier ceux qui se situent entre 9 et 11 km. En effet, c’est dans cette zone de la supercellule, que les vents dominants et hydrométéores vont se propager en dehors du courant ascendant, influencés par la dynamique d’altitude. Lorsqu’une ligne de forçage permettant d’initier la convection se met en place, il est important de regarder l’orientation du vent relatif 9-11 km. Par exemple, si la SRW 9-11 km est bien perpendiculaire à la ligne de convergence, alors celle-ci devient beaucoup plus favorable pour engendrer une supercellule qui s’en éloignerait (par déviation). Au contraire, si SRW et ligne de convergence sont parallèles, l’orage resterait ainsi défavorablement dans la zone de la ligne de convergence où l’ensemble de la convection débute.
Malgré un environnement météorologique propice à la formation de supercellules (forte CAPE et forte hélicité 0-3 km), des vents relatifs en altitude, parallèles à la ligne de forçage, sont défavorables aux orages supercellulaires. Il sera très difficile pour l’orage de s’écarter de la ligne de forçage et les nouveaux orages qui se formeront le long de celle-ci se chevaucheront entre eux, en gardant une morphologie linéaire. Nous sommes ainsi typiquement dans une configuration orageuse multicellulaire qui a la capacité de grandir en échelle (MCS, QLCS, LEWP…).
De même, la SRW 9-11 km permet de savoir à l’avance si l’environnement est plus favorable à engendrer une supercellule classique, LP (Low Precipitation) ou HP (High Precipitation).
- Entre 75 et 110 km/h de SRW (40 à 60 nœuds), l’environnement est plus favorable aux supercellules classiques.
- Si la SRW est supérieure à 110 km/h (60 nœuds), l’environnement est plus favorable aux supercellules LP
- Si la SRW est inférieure à 75 km/h (40 nœuds), l’environnement est plus favorable aux supercellules HP
Les précipitations des orages HP tombent dans la zone proche du courant ascendant principal lorsque les vents relatifs d’altitude sont trop faibles pour le distribuer en aval. En revanche, les précipitations résultant des orages LP sont transportées loin de la zone ascendante par des vents relatifs importants.
Supercellules et Lignes de Forçages
Lorsque l’environnement est optimal avec une forte hélicité relative (SREH) et une forte instabilité (CAPE), nous pourrions alors penser que des orages supercellulaires vont à chaque fois se former. Ce n’est évidemment pas le cas et la plupart du temps seulement des orages multicellulaires, pouvant s’organiser en MCS, en QLCS et autres, vont avoir lieu.
La première raison, nous l’avons déjà vu, est que l’orientation du flux entrant de l’orage est primordiale dans la naissance d’une supercellule. L’orientation du storm motion par rapport au cisaillement est l’ingrédient majeur qui conditionne la formation des supercellules. Il est possible d’évaluer à l’avance quel sera le storm motion moyen dans une zone donnée grâce à la modélisation synoptique. Et souvent, on se rend compte que malgré la présence d’hélicité relative, avec une synoptique très favorable au développement des orages et en particulier de supercellules, rien ne se passe.
Il est compliqué de prédire la trajectoire exacte d‘un orage grâce à des cartes météorologiques. Elle peut être modifiée par des facteurs extérieurs tels que les systèmes d’orages proches, les lignes de convergence, les courants de densité, le relief et toute force de nature à influencer le « storm motion ». Ainsi, l’hélicité relative présente dans l’environnement de l’orage, malgré la présence d’un storm motion potentiel idéal, n’est pas exploitée pour former une supercellule.
De plus, les supercellules les plus efficaces ont fréquemment lieu dans une configuration d’orages pré-frontaux, quand une inhibition convective permettant un peu de « capping » est présente. En effet, si trop de cellules orageuses se forment en même temps, elles siphonnent l’énergie instable autour d’elle et entrent en compétition en se gênant les unes les autres, aboutissant ainsi le plus souvent à de l’orage multicellulaire. Dans un environnement préfrontal (avec capping) caractérisé par une couche d’air chaude et humide, une ligne sèche (dry line) peut être plus efficace pour initier la convection que l’air froid arrière. Elle offre un forçage plus localisé en bout de capping, qu’une limite frontale froide plus classique. En France, la plupart du temps, on recherche des lignes de convergences des vents à échelle méso qui témoignent d’un forçage permettant d’initier la convection de manière préfrontale. Dans le cas de ligne sèche ou de ligne de convergence, il s’agit de lignes de forçage capables d’initier la convection. Il existe d‘autres types de lignes de forçage que les deux principales, à savoir la ligne sèche et la ligne de convergence. La ligne de convergence est plus commune en France, alors que la ligne sèche est plus recherchée aux États–Unis. Nous pouvons citer également la ligne de brise (brise de mer près des côtes), ou la convergence liée au terrain (il existe en effet des couloirs à orages influencés par la topographie), comme autres types de ligne de forçage secondaire.
Prenons le cas de la ligne de convergence en situation préfrontale. Elle se déplace elle-même avec un storm motion lié à la synoptique. Il faudra évaluer l‘hélicité relative d‘une cellule orageuse formée dans cette ligne de convergence en se basant sur sa déviation par rapport au déplacement de la ligne de convergence plutôt que par rapport au cisaillement synoptique.
- Si le cisaillement des vents est perpendiculaire à la ligne de convergence et que l‘orage s‘éloigne de cette ligne, alors il est possible qu‘une convection isolée se produise. Dans un environnement synoptique favorable à la formation de supercellules, c’est le vent en altitude et le déplacement par rapport à la ligne de convergence qui maintiendront cette morphologie convective.
- Si au contraire la ligne de convergence se déplace plus rapidement que la déviation potentielle de l’orage, le storm motion de l’orage n’aura aucune chance de s’éloigner de la ligne de convergence. Auquel cas, la convection va rester le long de la ligne de convergence, croitre en échelle (possibilité de MCS ou QLCS) et se déplacer avec elle.
- Enfin, si la déviation potentielle de l‘orage est plus rapide que la ligne de convergence (comme le 1er cas), mais que les vents relatifs sont parallèles à la ligne de convergence, la convection restera proche de la ligne de convergence. Ce cas est défavorable aux orages supercellulaires, mais favorise le développement en échelle des systèmes convectifs tels que les MCS et les QLCS.
Enfin, dans les situations purement frontales avec de forts gradients horizontaux, nous avons parfois des niveaux d’hélicité relative très élevés et pourtant seulement des lignes de grains se forment (QLCS, LEWP…). Comme pour les lignes de convergence, il faut regarder le déplacement de la ligne de forçage, mais qui est cette fois alimenté uniquement par la dynamique synoptique. Les orages multicellulaires sont fréquents dans les cas où les conflits de masse d‘air accélèrent les flux. La raison est que les cellules orageuses ont alors du mal à se détacher de la ligne de forçage et ne peuvent pas former des orages supercellulaires, même si les conditions synoptiques l’y autoriseraient. Des supercellules peuvent se former dans de tels environnements, mais restent assez rares. Cela dépendra surtout de l’environnement local et de la capacité de l’orage à advecter la masse d’air de manière optimale, malgré la concurrence orageuse que lui fait subir sa présence au sein d’une ligne de grain.
Finalement, bien que les conditions soient souvent à même de générer des orages supercellulaires, cet événement demeure l‘exception. Même si l’environnement est favorable aux supercellules, l’évolution du storm motion par rapport à la ligne de forçage, détermineront si nous obtenons des orages supercellulaires ou des multicellulaires qui s’intensifieront le long de la ligne de forçage. En revanche, dans des conditions propices (SREH, CAPE, Storm Motion s’éloignant des lignes de forçages), un véritable déchaînement (outbreak) de formations de supercellules peut se produire. La création d’orages supercellulaires consécutifs peut même être très proches les uns des autres. Il semble alors que chaque orage qui se forme cherche à s’éloigner de sa ligne de forçage en tournant sur lui-même. En France nous pouvons citer par exemple les 08 et 09 juin 2014 dans la région parisienne, le 22 mai 2022 dans le centre-ouest ainsi que le 04 juin 2022 au nord du massif central. Mais bien d’autres épisodes marquants de ce genre ont eu lieu.
7. Conclusion
Si une supercellule est complètement formée et entourée d‘un mésocyclone persistant avec une circulation ascendante profonde, en se séparant des autres orages, une circulation tridimensionnelle se produit alors dans la supercellule, régie par les cisaillements et le vent relatif.
Par exemple, un courant descendant de flanc avant (FFD) et arrière (RFD) issu des précipitations tombantes va structurer la supercellule de manière à lui permettre de gagner à la fois en intensité et en longévité. Un nuage-mur, zone très recherchée par les chasseurs d’orages, peut également se former, pouvant aller jusqu’à la formation d’une tornade sous sa base nuageuse. La zone ascendante peut aussi provoquer une voute de précipitation (BWER) dans la zone supérieure de l’orage, qui empêche la pluie de tomber au sol et permet de former parfois d’énormes grêlons, etc. Bref, la supercellule possède de nombreuses particularités qui rendent cet orage particulièrement violent.
Il existe différents types de supercellules (classique, LP, HP, LT ou dans un MCS linéaire), mais elles partagent une organisation interne reconnaissable à la fois par radar et à l‘œil nu.
Maintenant que nous avons défini la supercellule (chapitre 1) et que nous avons compris comment et pourquoi elle se formait (chapitre 2), nous allons examiner dans la prochaine partie (chapitre 3) différentes classifications et variantes possibles de supercellules.
Annexes
Annexes
Bibliographie
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- Giaiotti D.B & Steinacker R & Stel F : Atmospheric Convection: Research and Operational Forecasting Aspects, 2007
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- Rotunno R & Weisman M.L : The Use of Vertical Wind Shear versus Helicity in Interpreting Supercell Dynamics, Journal of the Atmospheric Sciences, 2000
- Rotunno R & Weisman M.L & Bryan G.H : What is the RKW Theory? 26th Conference on Severe Local Storms, 2012
- Weisman M.L & Klemp J.B : The Structure and Classification of Numerically Simulated Convective Storms in Directionally Varying Wind Shears, National Center of Atmospheric Research, 1984
Autres
- San Francisco State University : Department of Earth & Climate Sciences : Principles of Convection III: Shear and Convective Storms / Measures of the Potential for Rotating Updrafts
- The University of Arizona : Department of Hydrology and Atmospheric Sciences : A more detailed and quantitative consideration of organized convection: Part III – Supercell thunderstorms
- Divers : American Meteorological Society, AMS : Glossary of Meteorology, NOAA National Severe Storms Laboratory, NOAA Storm Prediction Center, U.S. National Weather Service, Wikipedia
Remerciements
- Valerian Jewtoukoff, pour ses relectures, commentaires et explications techniques
- Emilie Chappert, pour ses corrections orthographiques et syntaxiques
Article écrit en 2021/2022
Copyright : Damien BELLIARD – www.meteobell.com
ORAGES SUPERCELLULAIRES
Orages Supercellulaires : Définition
Qu’est-ce qu’une supercellule ? Quelle est la définition des supercellules ? Quelles sont les caractéristiques des orages supercellulaires ?
Orages Supercellulaires : Classification
Qu’est-ce qu’une supercellule classique, LP, HP, LT ? Existe-t-il des formes hybrides supercellulaires / multicellulaires ?
Orages Supercellulaires : Terminologie
Comment identifier une supercellule ? Qu’est-ce que le RFD, le FFD, l’Inflow ? Comment se forme une tornade, un nuage-mur, etc ?
