Les tornades

Les célèbres tornades sont, selon la définition d’usage, en contact avec une surface terrestre. On en distingue deux types (Roux, 1991) : les tornades de faible intensité, dite de type B (photo), sont connectées à un nuage cumuliforme bien développé mais isolé, comme un cumulus congestus ou un cumulonimbus ; les tornades les plus violentes, dites de type A (photo), sont quant à elles associées à des systèmes orageux dont la taille se compte en dizaines de kilomètres et qui persistent plus d’une heure1. Les tornades de type A sont les phénomènes les plus destructeurs à l'échelle locale. On les rencontre le plus fréquemment sur le continent européen, en Inde, au Bengladesh, en Chine, en Australie, mais c'est dans les plaines centrales de l'Amérique du Nord qu'elles sont les plus nombreuses et les plus violentes. La plus forte jamais mesurée est la tornade qui a dévasté la ville d'Oklahoma City le 03/05/1999 : elle a généré des vents estimés à plus de 450 km/h en rafales. Dans les régions tropicales, comme en Nouvelle-Calédonie, les tornades sous beaucoup plus rares, et, lorsqu'elles se produisent, c'est souvent sous un cumulonimbus isolé ou un cyclone tropical. Elles sont alors de moindre ampleur (type B) que leurs cousines des milieux tempérés, les vents ne dépassant pas les 250 km/h dans les différents cas recensés (COMET®, 2012). 1 Les tornades de type B nécessitent non seulement une forte instabilité convective mais aussi un fort cisaillement de vent (tournant le plus souvent), source ultime du tourbillon concentré dans la tornade. Sous les tropiques, le cisaillement de vent est généralement moins fort qu'aux latitudes moyennes (pas de courant jet en haute troposphère), et les tornades y sont moins fréquentes même si l'instabilité convective peut être très importante.

Les trombes marines

		Une trombe marine est une colonne de vent en rotation rapide autour d'un axe vertical (ou quasi-vertical), appelé vortex, que l'on observe au-dessus d'un plan d'eau assez vaste comme un lac ou une mer. Ce tourbillon peut prendre naissance à la base d'un nuage dit "convectif", comme un cumulus congestus ou un cumulonimbus. Les vents tourbillonnants sont rendus visibles par les gouttelettes d'eau en suspension dans l'air. Ces petites gouttes sont soit formées par condensation de la vapeur d'eau présente dans l'air environnant la trombe qui subit une baisse de pression dans la partie centrale du vortex, soit issues du plan d’eau et transportées verticalement.
	Représentation schématique d'une trombe marine (source : Météo-France, Ecole Nationale de la Météorologie).
La vie d'une trombe marine peut être décomposée en 5 phases (Golden, 1974) : Sous un nuage cumuliforme, un disque de couleur claire apparaît à la surface de l'eau, entouré d'une grande zone sombre de forme indéterminée et avec des bords diffus. A la surface de l'eau, des bandes de couleur claire et foncée s'organisent en spirale autour de la tache sombre. A la base du nuage, une masse nuageuse en forme d'entonnoir, appelée tuba, apparaît. Un anneau d'embruns tourbillonnant, appelé buisson, se forme autour de la tache sombre avec ce qui semble être un œil semblable à celui observé dans les cyclones. Le tuba poursuit sa progression vers la surface. La trombe, maintenant visible de la surface de l'eau jusqu'au nuage au-dessus, est bien organisée et atteint son intensité maximale. Le tuba à la base du nuage a atteint sa longueur et son diamètre maximaux. La trombe, auparavant droite, se tord et se déforme avant de se dissiper brusquement. Toutefois, toutes les trombes n'évoluent pas en suivant l'intégralité de la séquence décrite ci-dessus. Par ailleurs, si toutes les conditions favorables à la formation de la trombe ne sont pas réunies, le tuba peut rapidement se dissiper, sans qu’on n'observe un quelconque buisson à la surface de l’eau. A l’instar des tornades, on distingue deux catégories de trombes marines : Nées à la faveur d'un système orageux intense, certaines trombes s'apparentent aux tornades par le diamètre de leur vortex et la violence de leurs vents, à ceci près qu'elles se forment au-dessus d'un plan d'eau. Des trombes marines produites par de puissants cumulonimbus peuvent aussi se transformer en tornades en arrivant sur les terres émergées (Great Miami Tornado, 12 mai 1997). Ces trombes violentes sont dites de type A (photo). Fort heureusement, les trombes marines de loin les plus fréquentes sont d'intensité et de dimensions plus faibles qu'une tornade moyenne. Elles peuvent se développer sous un simple cumulus congestus, alors que le temps n'est pas particulièrement menaçant. Le diamètre de leur vortex varie entre 5 et 75 mètres (Reno, 2001) et leur durée de vie dépasse rarement 20 minutes (Golden, 1973). Quant à la vitesse maximale des vents, elle n'excède pas 100 km/h dans la grande majorité des cas. Ces trombes de faible intensité sont dites de type B (photo). Dans le tableau ci-dessous figure une synthèse des caractéristiques des vortex atmosphériques de petite échelle :
Synthèse des caractéristiques des principaux vortex atmosphériques à l’échelle locale. D’après COMET® Program of the University Corporation for Atmospheric Research, Tropical Severe Local Storms, 2012.

Comment la force d'une trombe ou d'une tornade est-elle estimée ?

Le paramètre retenu pour caractériser la violence d’une tornade est la vitesse maximale des rafales de vents observées. De telles mesures sont bien difficiles à réaliser car les capacités instrumentales sont limitées – la tornade ou la trombe ne passent qu’exceptionnellement à portée d’un instrument de mesure comme un anémomètre ou un RADAR Doppler. De surcroît, quand ils résistent aux vents violents, les anémomètres sont souvent détruits par des objets transportés par les vents tourbillonnants. Pour pallier la défaillance inhérente à tout instrument de mesure, Tetsuya Fujita développa en 1971 une méthode empirique de classification des tornades en analysant la correspondance entre les dégâts occasionnés et la vitesse du vent nécessaire pour causer de tels dommages. Ce système est appelé échelle de Fujita. Il permet de classer les tornades selon les dégâts observés et d’estimer la vitesse des rafales de vent :

Description de l’échelle F de Fujita pour la classification des tornades et l’estimation des rafales maximales (Fujita, 1981).

Cet outil permet d’estimer la puissance d’une tornade de manière indirecte à partir d’un nombre restreint d’indicateurs. Empirique, la méthode de Fujita est donc entachée d’une certaine incertitude. Au cours des trente dernières années, de nombreuses études techniques ont remis en cause la fiabilité des relations entre la vitesse des vents indiquée dans l’échelle F et les dommages réels. De plus, les techniques de construction ont beaucoup évolué au cours des dernières décennies et la résistance des bâtiments à la force du vent s’est accrue, ce qui rend l’échelle de Fujita établie en 1971 quelque peu obsolète. Néanmoins, cette méthode demeure encore utilisée dans le monde entier, comme en France métropolitaine et en Australie. Aux Etats-Unis et au Canada, on utilise depuis peu la méthode de Fujita améliorée (Enhanced Fujita Scale), qui tient compte d’un plus grand nombre d’indicateurs de dommages, allant des habitations résidentielles aux tours de bureaux et aux arbres, en passant par les granges en taules. La consultation d’experts issus des secteurs de la météorologie, de l’ingénierie et de l’architecture a permis d’établir des relations empiriques plus précises et plus actuelles entre la vitesse du vent et les dommages causés par le vent. Des informations détaillées sur cette nouvelle échelle d’intensité et sa mise en œuvre sont consultables sur le site de Prévision des orages de la NOAAA (en anglais). Le tableau ci-dessous permet de comparer les vitesses des rafales maximales de l’échelle EF et celles de l’échelle F originale. On remarque notamment que les vitesses du vent indiquées dans l’échelle EF ont été augmentées dans les catégories les plus faibles et réduites dans les catégories les plus élevées.

Correspondance entre les échelles F et EF pour la classification des tornades et l’estimation des rafales maximales.

Développés pour les tornades à partir des dégâts observés sur les zones habitées ou boisées, ces deux outils sont difficilement applicables pour quantifier la vigueur d’une trombe, à moins que celle-ci ne poursuive sa course sur le littoral. D’après les différentes études menées à travers le monde, on note que sous les tropiques, les trombes de type B ne dépassent pas le stade EF0, alors que les plus violentes, de type A, ont une intensité généralement inférieure au niveau EF2 (voir paragraphe précédent). Nous attirons l’attention de nos lecteurs sur la distinction essentielle qui existe entre la définition des rafales utilisée dans cet article et celle en vigueur à Météo-France. Fondée sur la définition de l’Organisation Météorologique Mondiale, les rafales considérées ici sont des pics d’intensité du vent observé pendant 3 secondes. Météo-France a choisi d’utiliser une autre définition qui confère à la rafale un caractère plus instantané, puisqu’elle est définie comme un pic d’intensité du vent pendant 0,5 seconde.

Le 1^er avril 2013 : un exemple de trombe dans les eaux calédoniennes

Le 1^er avril 2013, une trombe a été observée vers 11 h locales dans le sud du lagon Sud. Nous remercions Aymeric Levasseur et Virginie Roussery de nous avoir transmis leurs photos de ce phénomène spectaculaire, nous permettant ainsi d'observer que le phénomène appartenait à la catégorie des trombes de faible intensité (type B) - fort heureusement pour nos photographes plaisanciers !

Caractéristiques de la trombe observée La photo ci-contre met en évidence l'existence d'un buisson à la surface de l'eau ainsi que d'une excroissance nuageuse, le tuba, qui s'étend de la base du nuage en direction de la surface de la mer. La phase 3 est donc bien atteinte. Les photos ne représentent pas clairement une trombe qui a atteint la phase 4, car nous n'apercevons pas distinctement de cylindre homogène de la surface vers la base du nuage caractéristique du stade mature. Que s'est-il passé après, nous n'en saurons guère plus vu la distance des observateurs, à part que la trombe s'est bel et bien dissipée !
Trombe marine observée près de l’îlot N’Da le 01/04/2013 à 11 h.

Des mesures réalisées dans les années 1970 en Floride, confirmées par une étude ultérieure, ont montré que l'une des conditions nécessaires à la formation du buisson à la surface de l'eau est que la vitesse maximale des vents tourbillonnants atteigne en surface entre 70 et 80 km/h environ (Golden, 1974, Renno, 2001). Comme on voit distinctement sur les photos cette fameuse collerette à la surface de l'eau, on peut en conclure que les rafales ont dépassé les 70 km/h environ. Bien qu’on ne dispose d’aucun indice pour déterminer avec précision la vitesse des rafales au sein du vortex, on peut par expérience affirmer que la trombe n’a pas dépassé le stade F0 sur l’échelle de Fujita (< EF0).

Nos amis photographes ont cependant bien fait de garder leurs distances... Une trombe marine, même petite, constitue un véritable danger pour toutes les personnes engagées dans des activités nautiques.

Comment expliquer son apparition dans le lagon Sud ?

Les connaissances scientifiques dans le domaine de la formation des trombes sont encore incomplètes, mais plusieurs éléments favorisant leur naissance et leur intensification dans les régions tropicales ont été identifiés. Deux types d'ingrédients sont nécessaires : les premiers - à l'origine de la naissance de la trombe - sont d'ordre dynamique, c'est à dire qu'ils impliquent des déplacements horizontaux et verticaux de masses d'air ; les seconds - qui permettent le maintien de la trombe et son intensification - sont d'ordre thermodynamique, car ils mettent en jeu des transferts de chaleur entre l’environnement de la trombe et le centre du vortex.

Pour ce qui concerne les trombes marines les plus communes et de faible intensité, elles ont tendance à se former sous des cumulus congestus à croissance rapide et au-dessus d'une eau plus chaude que l'air situé juste au-dessus. Un autre ingrédient nécessaire à la formation d'une trombe est la préexistence de petits tourbillons se propageant dans l'atmosphère juste au- dessus du plan d'eau. La plupart du temps, la formation de ces petits vortex se produit sur de petites lignes de démarcation le long desquelles les vents se font face (Wakimoto, 1989).

Modèle conceptuel de la formation d'une trombe marine le long d'une ligne de convergence des vents (d'après Wakimoto, 1989). Les tourbillons de petite échelle sont identifiés par les lettres A, B et C.

Ces lignes de convergence, comme on les appelle en météorologie, provoquent à la fois des mouvements ascendants qui favorisent la formation des cumulus, mais aussi des mouvements horizontaux tourbillonnants (vortex A, B, C de la figure ci-dessus). En se déplaçant le long de la ligne de démarcation, un de ces tourbillons instables peut se trouver à un moment donné sous la base d'un cumulus à croissance rapide. C'est le cas du vortex C sur la figure ci-dessus. Le tourbillon est alors amplifié par un phénomène d’étirement provoqué par les mouvements ascendants qui existent à la base et à l’intérieur du nuage (Wakimoto, 1989). Etant données ces conditions atmosphériques, la trombe a d'autant plus de chance de se former et de se renforcer que la différence de température entre l'air et la mer est marquée et que l'air à distance du vortex est sec (Rennó, 2001).

Les lignes de convergence résultent souvent de brises de terre et/ou de mer, ou bien de tourbillons de sillage derrière des reliefs, comme c'est souvent le cas pour les trombes observées en France au large de la côte méditerranéenne près des Pyrénées, des Maures ou des Alpes.

Le 1er avril 2013, la masse d’air était sèche et assez stable dans la matinée. Un courant de nord-est a apporté de l’air chaud et humide, et la masse d’air est devenue instable sur une hauteur de 3 000 mètres environ en fin de matinée, avec formation de cumulus sur le sud du pays, comme le montre l’image satellite ci-contre prise à 11 h locale. Sur les deux images ci-contre, l'ilôt N'Da est repéré par la croix cerclée de rouge.
Image satellite en composition colorée de la NC à 01/04/2013 à 11h.
Cette image RADAR représente en couleurs vives les zones où il pleut, et en noir celles exemptes de précipitations. On remarque clairement deux zones pluvieuses à 10 kilomètres au nord de l’îlot N’Da, repéré par la croix cerclée de rouge. A partir des images RADAR en 3 dimensions, on estime que ces zones correspondent certainement à la position de deux cumulus congestus, l’un en phase de régression à l’ouest, l’autre en phase de croissance à l’est. L’examen des images RADAR antérieures et postérieures à celle-ci montre qu’une petite bande d’activité convective (cumulus congestus et averses) persiste pendant plusieurs heures dans le sud du lagon Sud et se déplace lentement vers le sud-ouest.
Réflectivité mesurée par le RADAR de Nouméa le 01/04/2013 à 11 h.

Pour expliquer la formation de la trombe observée par les plaisanciers, on peut émettre les hypothèses suivantes :

• La bande d’activité convective trahirait la présence d’une ligne de convergence des vents à la surface de la mer, qui s’explique soit par l’existence dans le sud du lagon Sud d’une zone où les vents ont une direction sensiblement opposée au flux dominant de secteur nord-est observé sur la Grande Terre (est-sud-est par exemple), ou soit par effet de sillage derrière le relief du sud de la Grande Terre. La naissance d’un tourbillon et sa transformation en trombe marine s’expliqueraient par la présence de cette petite ligne de convergence des vents selon le processus décrit plus haut – voir le modèle conceptuel de Wakimoto (1989) plus.
• La bande d’activité convective est le siège de mouvements ascendants à l’origine de la formation de plusieurs cumulus congestus. Sous l’effet du poids des précipitations, un courant descendant d’air relativement froid et sec s’étale symétriquement autour d’un tel nuage, ce qui génère des rafales. Quand deux cumulus congestus coexistent, leurs courants descendants peuvent converger en surface, ce qui peut déclencher la naissance de tourbillons d’axes verticaux. L’un de ces tourbillons peut ensuite se retrouver sous un cumulus congestus en phase active de croissance, ce qui déclenche son étirement vertical et la formation d’une trombe. La concomitance de courants descendants d’air plus froid et sec et d’une eau de mer plus chaude est un ingrédient thermodynamique favorable à l’intensification d’une trombe.

Autres types de vortex

Dans l'atmosphère, on observe d'autres types de phénomènes météorologiques ayant la forme d'un vortex :

• les cyclones, ces monstres météorologiques de plusieurs centaines de kilomètres bien connus des Calédoniens ;
  
  
• les tourbillons de poussière, "dust devils" en anglais : il s'agit de structures de vents tourbillonnants vigoureux, rendues visibles par les éléments solides qu'elles transportent, comme par exemple le sable d'un désert (AMS Glossary, 2012). A la différence des autres vortex, ces tourbillons ne sont connectés à aucun nuage et se développent en atmosphère sèche. Leur diamètre est de l’ordre de quelques mètres (photo).

Les cumulonimbus

Définition et généralités

Le cumulonimbus est LE nuage des orages : si un cumulonimbus ne produit pas systématiquement de l’orage, l’orage est lui toujours associé à un cumulonimbus.

Il s’agit d’un nuage massif et de très grande extension verticale (15 000 m et plus sous les tropiques). Sa base est très sombre et son sommet parfois d'un blanc lumineux car éclairé par le soleil.

Il est facilement reconnaissable à sa forme dite "en enclume".

 

Enclume de cumulonimbus – image prise de l’ISS (International Space Station – NASA) le 5 février 2008.

 

Cumulonimbus à Nouméa

Pour plus d'informations sur les nuages en général, cliquer ici.

Formation

Le cumulonimbus provient le plus souvent de l’évolution d’un cumulus (mais aussi plus rarement d’autre types de nuages) dans des conditions de très forte instabilité convective.  Son développement vertical est bloqué lorsqu’il atteint la limite de la stratosphère (appelée « tropopause ») et il s’étale alors largement, prenant une forme dite « en enclume » très caractéristique.

Qu'est-ce que l'instabilité convective ?

L’air chauffé par le rayonnement solaire sur la surface terrestre ou marine devient plus léger que l’air plus froid situé au-dessus de lui. Il a alors tendance à s’élever.  Au fur et à mesure de leur ascension, les particules d’air refroidissent et l’eau qu’elles contiennent sous forme de vapeur se condense en gouttelettes, formant ainsi des nuages de type cumuliforme. Lorsque le réchauffement à la base est fort et que les mouvements verticaux ainsi que la condensation deviennent très intenses, on est en situation d’instabilité convective.

Les deux situations propices au développement de cumulus puis de cumulonimbus sont les suivantes :

le réchauffement d'une masse d'air humide par sa base - il s'agit de la situation la plus courante, se produisant essentiellement en saison chaude et produisant le plus souvent des cumulonimbus isolés
le soulèvement d'une masse d'air chaud et humide par un front froid - produisant alors des cumulonimbus multiples et favorisant l'apparition de lignes de grain.

L’arrivée sur une zone montagneuse accentue le phénomène par soulèvement orographique des masses d’air.

	Il existe en réalité deux types de cumulonimbus en fonction du stade de développement :
le cumulonimbus calvus qui ne présente pas encore la forme en enclume et ne provoque « que » des averses ; le cumulonimbus capillatus qui constitue le stade ultime de développement et présente l'enclume » : c’est ce nuage qui favorise l’occurrence d’orage.

Que se passe-t-il à l'intérieur du nuage ?

De par son mode de formation, le cumulonimbus est le siège de mouvements verticaux très violents (5 à 35 m/s).

D'autre part, la condensation de l'eau contenue dans les particules dégage d'énormes quantités de chaleur - il a été calculé que la puissance libérée pouvait atteindre environ 10 millions de MW pour un seul cumulonimbus, soit l'équivalent de la production de 2 500 centrales nucléaires.

Brassées par des vents très forts, les particules constituant ce nuage (gouttes d’eau et cristaux de glace notamment) s’entrechoquent violemment et se chargent électriquement. Selon leur charge positive ou négative, elles se regroupent dans différentes zones du nuage. Des micro-décharges se propagent alors, finissant par établir des liaisons électriques au sein du nuage ou entre le nuage et le sol, produisant ainsi éclairs, foudre et tonnerre.

Eclairs et foudre

Définitions

Lorsque les particules d’eau et de glace formant le cumulonimbus s’entrechoquent et se chargent électriquement, elles ont tendance à se regrouper dans des zones en fonction de leur charge négative ou positive. Lorsque la tension, c'est-à-dire la différence de potentiel entre les zones chargées électriquement est suffisamment grande, une décharge (ou arc) électrique se déclenche pour rétablir l'équilibre : il s’agit de l’éclair. Les éclairs peuvent se produire à l’intérieur d’un même nuage, entre deux nuages ou entre un nuage et le sol (ou un aéronef) : dans ce dernier cas, on parle plus spécifiquement de « foudre ».

Mesure

Lorsqu’un éclair se produit, il génère une impulsion électromagnétique qui se propage dans toutes les directions. Celle-ci peut être enregistrée par un réseau de détection tout en mesurant l’intensité et la direction des impacts.

Depuis 2013, le Service de la Météorologie de la Nouvelle-Calédonie s'est doté d’un système de détection de la foudre.

Pour plus d’informations sur la mesure de la foudre ainsi que sur le réseau de détection en Nouvelle-Calédonie, cliquez ici.

Quelques informations sur l'activité orageuse en Nouvelle-Calédonie

Nous avons encore peu de recul sur la climatologie de la foudre sur la région. On peut toutefois faire quelques constatations sur la fréquence des orages et leur activité électrique. Cette dernière a montré jusqu’à présent de fortes variations dans le temps (selon les saisons et les années) comme dans l’espace.

En effet, sans surprise, l’activité orageuse est plus faible en saison fraîche qu’en saison chaude. Toutefois, les saisons sont plus ou moins actives selon les années.

D’autre part, sur les 2 ans de données dont nous disposons pour le moment (ce qui est très faible pour généraliser), la Chaîne et la côte Est semblent plus touchées que la côte Ouest.

Voici quelques données :

• Pendant le trimestre de décembre 2014 à février 2015 et sur la zone présentée sur le site www.meteo.nc, le réseau a détecté environ 700 000 arcs électriques répartis sur 70 journées. Environ la moitié des arcs détectés ont touché le sol, l’autre moitié étant des arcs intra-nuages. A titre de comparaison, sur le même trimestre un an auparavant (décembre 2013-février 2014), le réseau avait détecté une activité électrique 10 fois moindre.
• Lors de la saison fraîche 2014 (juin-juillet-août), l’activité orageuse a été faible avec environ 1 000 arcs détectés et répartis sur une dizaine de journées.

Sur la période décembre 2014-février 2015 (carte ci-contre), alors que la chaîne et la façade est du territoire ont été régulièrement foudroyées, certaines régions de la côte Ouest ont été quasiment épargnées.
Statistiques de foudroiement (12/14-02/15)

Le tonnerre

Le tonnerre est la manifestation sonore de la décharge électrique. Lorsqu’un éclair se produit, l’air est très fortement échauffé le long du trajet de la décharge électrique (plusieurs dizaines de milliers de °C) et subit  une succession d’ondes de choc, c’est-à-dire une alternance de compressions et de dilatations très violentes. Les différentes ondes de choc se produisant dans de différentes portions de l’éclair engendrent des ondes sonores que nous entendons sous forme de claquements, grondements et roulements - bruits spécifiques du tonnerre.  Le tonnerre peut s’entendre jusqu’à 25 km de distance. La vitesse de propagation des ondes sonores dans l’air (environ 340 m/s) étant beaucoup plus lente que celle de la lumière (300 000 km/s), on entend toujours le tonnerre après avoir vu l’éclair. Plus on est éloigné de l'orage, plus le décalage entre les deux phénomènes nous semble grand.

En mesurant le temps écoulé entre l’éclair et le tonnerre, on peut donc estimer la distance à laquelle s’est produit l’éclair. Il suffit pour cela de multiplier le nombre de secondes par la vitesse du son (340 m/s environ) pour obtenir cette distance en mètres ou de le diviser par 3 pour avoir la distance en kilomètres (340 est proche de 1000/3).

Exemple : 7 secondes → 2380 m ou 2,33 km selon la méthode employée.

L’intensité du tonnerre ne se mesure pas. On peut néanmoins noter le nombre de jours où on l’a entendu en un lieu donné. Lorsque ce nombre de jours est rapporté à l’année, on parle alors de « niveau kéraunique ».

Les dangers

Les orages sont dangereux en raison de la puissance des phénomènes qu’il produit et de leur caractère aléatoire. Ils font d'ailleurs partie des paramètres suivis par le système de « vigilance météorologique ».

Pour en savoir plus sur la Vigilance météorologique, cliquez ici.

Pour consulter le niveau de vigilance en cours en Nouvelle-Calédonie, cliquez là.

Le cumulonimbus

Etant le siège de mouvements tourbillonnaires très violents, les Cb, et a fortiori les orages, sont dangereux pour l’aéronautique : même un très gros avion peut être soulevé de plusieurs centaines de mètres, puis rabattu tout aussi violemment.

D’autre part, les éclairs intra-nuages peuvent également être dangereux pour l’aéronautique - pas directement pour les occupants qui sont isolés par la carlingue mais pour les appareils électroniques qui peuvent être endommagés, ce qui perturbe fortement les conditions de navigation... et met donc en danger les occupants au final.

La foudre

L’intensité d’un éclair nuage-sol est de l’ordre de plusieurs centaines de kiloampères (kA). Les conséquences sont potentiellement dramatiques pour les êtres vivants comme pour les biens : le foudroiement peut provoquer la mort mais aussi des incendies, des destructions de bâtiments, des dommages électriques, etc.,  entraînant parfois des dommages secondaires comme la coupure des communications ou d’autres services, la perte d’informations, etc.

Le vent Le vent sous un cumulonimbus souffle par rafales violentes : il peut atteindre jusqu’à 150 km/h tout en changeant souvent de direction. Des tornades peuvent également parfois apparaître, comme le montre la photo ci-contre.

Les précipitations

Les précipitations qui accompagnent fréquemment l'orage peuvent également avoir des conséquences dévastatrices : inondations, crues, glissements de terrain, etc. Le caractère soudain et l'intensité souvent importante des averses orageuses constituent des dangers non négligeables.

Dans le système de Vigilance météorologique appliqué en Nouvelle-Calédonie, le paramètre "orage" est associé aux « fortes pluies » (consulter les conseils de comportements concernant la vigilance "Fortes pluies/Orage") .

Plaine des lacs (Goro)

Eboulis suite à de fortes pluies au col d'Amieu

La prévision des orages

Tous les phénomènes météorologiques ne sont pas également prévisibles et les orages, dont la formation et la durée de vie sont courtes, font partie des évènements particulièrement difficiles à anticiper : au-delà de quelques heures, on ne peut qu’attirer l’attention sur leur risque d’apparition, notamment grâce au système de Vigilance météorologique.

Il est complexe de prévoir la localisation d’un orage et plus encore d’anticiper la quantité de précipitations qui lui est associée. Ces quantités varient en fonction de la nature de l’épisode orageux (intensité et vitesse de déplacement des cellules orageuses, durée du phénomène, etc.), mais également selon la topographie de la région concernée. On sait par exemple que les orages circulant en mer et arrivant sur les terres se bloquent souvent contre le relief où ils donnent les plus fortes précipitations.

Pour davantage d'informations sur la prévisibilité des phénomènes météorologiques, cliquez ici.

Structure

Un cyclone est une énorme masse nuageuse dont le diamètre atteint 500 à 1 000 km et plus.

Son centre, l’œil du cyclone, est bien visible sur les images satellitaires d’un diamètre de 20 à 60 km en moyenne (mais pouvant être beaucoup plus large). Il s’agit d’une zone d’accalmie caractérisée par un minimum de pression à la surface, un vent faible, un ciel clair et aucune précipitation. C'est également de la zone la plus chaude du cyclone : on l’appelle « cœur chaud », les températures pouvant y être supérieures de 10 à 15 °C à celles de l’environnement.

La masse nuageuse très dense qui entoure l’œil entièrement est appelée le mur de l’œil. Ce dernier est composé principalement de cumulonimbus, nuages d’orages dont l’extension verticale correspond à l’épaisseur totale de la troposphère (du sol jusqu'à une quinzaine de kilomètres d'altitude aux latitudes subtropicales). Le mur peut atteindre un rayon de 150 km et les vents comme les précipitations y sont les plus intenses.

A la suite du mur de l’œil se trouvent les bandes spiralées, composées de nuages convectifs de types cumulonimbus et/ou cumulus. Elles engendrent souvent des averses et des orages. Plus on s’éloigne du centre du cyclone et plus l’extension verticale de ces nuages est faible.

 

 

Classification

Les cyclones sont la phase ultime de développement des perturbations tropicales. Tout au long de leur évolution, ces dernières sont classées en fonction de leur intensité, elle-même déterminée par la force du vent.

Le baptême des perturbations est désormais systématique lorsqu'elles atteignent le stade dépression tropicale modérée. Il est effectué par le centre météorologique responsable de la zone concernée (voir la rubrique "Nom des phénomènes tropicaux" ci-dessous pour en savoir plus sur le baptême des dépressions dans le Pacifique Sud).

Sur le Pacifique Sud, le centre météorologique de Brisbane (Australie) nomme celles qui sont repérées à l'ouest du méridien 160°E et le centre de Nandi (Fidji) celles repérées à l'est de ce même méridien (voir la rubrique "Pour aller plus loin" ci-dessous afin de découvrir les sept bassins cycloniques).

Type de perturbation tropicale	Catégorie du BOM (Australie)	Vent moyen (km/h)	Rafales (km/h)	Pression (hPa)
Dépression tropicale modérée	1	63 - 88	< 125	> 985
Dépression tropicale forte	2	89 - 117	125 - 164	985 - 970
Cyclone tropical	3	118 - 159	165 - 224	970 - 940
Cyclone tropical intense	4	160 - 199	225 - 279	940 - 915
Cyclone tropical très intense	5	≥ 200	≥ 280	≤ 915

 

La vie d'un cyclone

Formation

La formation d’un cyclone nécessite la présence de différentes conditions :

1. A l’origine, il faut une perturbation près de la surface, tel qu’un amas nuageux, une ligne de grains (bande constituée de plusieurs nuages orageux) ou encore une onde tropicale ( thalweg se propageant d’est en ouest dans le flux d’alizé et donnant naissance à une ligne de grains).
2. Il faut ensuite un carburant, constitué par des eaux suffisamment chaudes : l’océan doit avoir une température d’au moins 26,5 °C sur une grande surface et une profondeur d’au moins 50 m.
3. Afin de favoriser la convection, l’atmosphère doit se refroidir suffisamment rapidement avec l’altitude : elle devient alors potentiellement instable et favorise l’activité orageuse.  Cette dernière a un rôle important : elle permet la libération de la chaleur stockée dans les océans.
4. Les couches doivent être suffisamment humides au niveau de la troposphère moyenne (5 000 m d’altitude environ) afin de favoriser le développement de l’activité orageuse.
5. Le vent doit être relativement homogène en force et en direction pour favoriser la mise en place de la structure, et ce, de la surface aux sommets nuageux : on parle de faible cisaillement du vent. Si cette condition n’est pas présente, l’énergie se dissipe et le système se désorganise.
6. Enfin, la force de Coriolis est essentielle à la mise en place de la rotation (qui permet de maintenir les basses pressions). Cette force, qui a pour origine la rotation de la Terre, est nulle à l’équateur et maximale aux pôles : les cyclones ne se forment donc jamais entre 5° N et 5° S.

Ces conditions sont nécessaires mais non suffisantes : on observe de nombreuses perturbations bénéficiant de ces conditions mais qui n’évoluent pas en cyclone.

 

Trajectoire et vitesse

La trajectoire d’un cyclone paraît souvent très capricieuse et les lois physiques qui régissent cette évolution sont encore mal connues des météorologistes : avant et/ou après une portion de trajectoire rectiligne, le cyclone peut s’arrêter, faire une boucle ou repartir dans une autre direction voire rebrousser chemin pendant un certain temps, comme le montre par exemple la trajectoire de Nathan sur la carte ci-dessous.

Cependant, certaines « tendances » peuvent être mises en évidence :

• Les cyclones naissent sous les basses latitudes et ils adoptent une trajectoire qui, dans notre région, les mène quasi-systématiquement vers le sud, même si pendant cette « descente », leur trajectoire reste difficile à prévoir. Lorsqu’ils franchissent le tropique du Capricorne (23°27’’), 60 % des phénomènes ont définitivement adopté une direction proche du sud-est.

• Les vitesses de déplacement sont très variables d’une dépression à l'autre mais également au cours de l’évolution d’un même phénomène. Les dépressions sont généralement lentes aux premières heures de leur parcours (< 18 km/h). Leur déplacement s’accélère progressivement alors qu’elles progressent vers le sud (en général entre 20 et 30 km/h). Les ralentissements sont sensibles lors des changements de direction : les plus rapides sont donc celles dont la trajectoire est rectiligne et orientée sud-est. La vitesse atteint également des valeurs élevées lorsque le phénomène quitte la zone tropicale et notamment lorsqu’il franchit le 25e parallèle.

 

Comblement

Une dépression tropicale se « comble » lorsque la pression atmosphérique en son centre remonte pour retrouver progressivement une valeur proche de la normale. L’œil puis l’enroulement des masses nuageuses se désorganisent et deviennent difficilement discernables. Le vent perd de sa force mais les précipitations restent importantes.
Plusieurs facteurs peuvent entraîner le comblement d’un cyclone et ce, même avant le franchissement du tropique :

• des eaux de surfaces « froides » (< 26 °C), ce qui ralentit le processus d’évaporation – il n’y a plus de carburant ;

• un fort cisaillement vertical du vent, déstabilisant la structure verticale du cyclone et dissipant une grande partie de son énergie ;

• une couche d’air très sec en moyenne troposphère ;

• l’ « atterrissage », c'est-à-dire lorsque le cyclone touche les terres. Sa dissipation peut être observée en moins de 24 h, la nature de la surface et les forces de frottement lui coupant son alimentation. Toutefois, si le cyclone est assez puissant, il peut conserver suffisamment d’énergie pour traverser quelques centaines de kilomètres terrestres même s’il perd un peu d’intensité pendant ce trajet. Une fois de retour sur l’océan, il peut à nouveau se développer si toutes les conditions favorables sont réunies, et en particulier s’il retrouve une source d’énergie suffisante.

Dangers

Les phénomènes tropicaux sont dangereux car ils produisent à la fois de forts vents, de fortes précipitations, de fortes houles et des marées cycloniques. Chaque passage de dépression ou cyclone s'accompagne de destructions plus ou moins importantes, la pluie et le vent ayant chacun leurs « cibles  privilégiées » :

• les vents violents causent la destruction des bâtiments, de la végétation "haute", des navires, du réseau de télécommunications et électrique ;
• les rafales (ou vent instantané), dont la vitesse est nettement supérieure à celle du vent moyen, agissent comme des coups de boutoir ;
• la rotation parfois brusque des vents fragilise les constructions les plus légères ainsi que l'enracinement de la végétation ;
• la pluie cause la perte des cultures vivrières et endommage gravement le réseau routier. Elle entraîne la crue soudaine des rivières les plus modestes, des inondations catastrophiques, des éboulements et glissements de terrain. Elle est la cause de la grande majorité des décès.

Le vent

La force du vent engendré par une dépression est directement liée à la valeur de la pression en son centre. La vitesse du vent augmente progressivement à l'approche du phénomène jusqu'à atteindre ses valeurs maximales dans le mur. Les dégâts occasionnés sont donc fonction de la distance qui sépare ce point du centre du phénomène.
Freda, 2 janvier 2013

La direction du vent ressentie en un point dépend quant à elle essentiellement de la position du centre par rapport à ce point. En effet, le vent converge vers ce centre en adoptant un mouvement tourbillonnaire (dans le sens des aiguilles d'une montre dans l’hémisphère sud).

De plus, le vent se renforce sur le côté gauche du cyclone (par rapport à sa trajectoire). Ce renforcement est provoqué par l’association du déplacement du phénomène à la circulation cyclonique. Ainsi, un cyclone avec des vents moyens de 145 km/h et qui se déplace à 15 km/h aurait des vents de 160 km/h sur sa gauche, et des vents de 130 km/h sur sa droite.

Enfin, la pression exercée sur une surface (un mur par exemple) est proportionnelle au carré de la vitesse du vent qui est à l'origine de cette pression. Un vent de 200 km/h aura une action 4 fois plus importante qu'un vent soufflant à 100 km/h.

Le tableau ci-dessous recense les dégâts dus aux vents violents en fonction de l'intensité du phénomène :

Type de perturbation tropicale	Dégâts associés
Dépression tropicale modérée	Dégâts négligeables sur les constructions en dur. Dégâts sur certains arbres, cultures et constructions légères. Le vent peut tirer sur les amarres.
Dépression tropicale forte	Dégâts mineurs sur les constructions en dur (gouttières, bardeaux, etc.). Dégâts significatifs sur des panneaux, arbres et constructions légères. Lourds dégâts sur certaines cultures. Risque de coupures de courant, de téléphone. De petites embarcations peuvent rompre les amarres.
Cyclone tropical	Dégâts sur certains toits et structures. Destruction de certaines constructions légères. Probabilité de coupures de courant, de téléphone dues à des chutes d'arbres ou de poteaux.
Cyclone tropical intense	Dégâts considérables sur l'ensemble des infrastructures : routes et bâtiments, agriculture, bateaux, poteaux et pylônes, etc. Constructions fragiles détruites et emportées. Débris volants dangereux. Coupures étendues des réseaux électriques, hydrauliques et de communications.
Cyclone tropical très intense	Extrêmement dangereux avec destructions étendues.

 

La pluie

Les pluies recueillies lors du passage d'un phénomène tropical sur le territoire sont le plus souvent très importantes voire torrentielles et peuvent provoquer des dégâts majeurs occasionnés par des crues, des inondations, des glissements de terrain, etc. Des foyers sont parfois privés d’eau potable à cause de la turbidité de l’eau.
Erica, Anse-Vata, Nouméa, mars 2003

Chaque perturbation tropicale possède ses caractéristiques propres quant aux quantités de pluie déversées. Celles-ci ne dépendent en effet ni de l'intensité, ni de la distance à laquelle passe le phénomène - une dépression modérée peut ainsi entraîner des inondations plus catastrophiques qu'un cyclone, et ce en fonction des paramètres suivants :

• la structure nuageuse de la perturbation (plus que son intensité) ;
• sa vitesse de déplacement - un phénomène se déplaçant lentement peut arroser une même zone plus longtemps et donc provoquer des cumuls de précipitations très importants ;
• les conditions topographiques locales - les précipitations sont par exemple amplifiées au vent des reliefs.

 

La houle cyclonique et la marée de tempête

La marée de tempête résulte de 2 facteurs : d'une part, l'accumulation d'eau par les vents forts en certaines zones périphériques et d'autre part la baisse de pression atmosphérique qui entraîne une élévation du niveau de la mer près du centre. Conjuguée à une marée haute, elle peut avoir des conséquences catastrophiques.
Conséquences de PAM au Vanuatu, mars 2015

La Nouvelle-Calédonie semble relativement épargnée par la houle cyclonique comme par la marée de tempête et les dégâts ont toujours été mineurs. Les marées de tempête d'importance sont en effet assez rarement observées et les lagons jouent un rôle protecteur pour la plupart des zones habitées.

Cependant, toutes les îles ou les portions de côtes dépourvues de barrières de corail suffisantes sont susceptibles d’être touchées, telles que les îles Loyauté → la digue du port de Tadine à Maré a par exemple été partiellement détruite par la houle lors du cyclone Rewa en 1994 et à Tiga, une partie du wharf a été arrachée par les vagues lors de la dépression tropicale forte Ella en 1999.
Certains points sur la Grande Terre peuvent également être victimes comme lors du cyclone Gyan en 1981 → une marée de tempête d'1 m a entraîné le déracinement de cocotiers sur la côte Est lors du cyclone Gyan en 1981.

Il est toutefois important de noter que la houle cyclonique et la marée de tempête peuvent avoir des conséquences indirectes difficilement mesurables : l'élévation du niveau de la mer provoque par exemple une diminution du débit des rivières et des torrents, ce qui peut aggraver les inondations.

Prévision et veille cyclonique

La prévision cyclonique consiste à détecter la formation des phénomènes cycloniques puis à prévoir leur évolution, et plus particulièrement leur trajectoire et leur intensité. Elle utilise toutes les observations météorologiques disponibles (observations au sol et en altitude, images radar et surtout images satellitaires) et s'appuient sur les prévisions fournies par les modèles numériques.

Pour plus d'informations, consulter la partie Prévision cyclonique dans l'onglet Prévisions.

Nom des phénomènes tropicaux dans le Pacifique Sud

Pour que les cyclones tropicaux puissent être identifiés rapidement et sans aucun doute possible dans les messages d’alerte et d’information, un système permettant de leur attribuer un nom a été mis en place.

Le système actuel prévoit des listes de noms que les prévisionnistes utilisent en suivant l’ordre alphabétique. Il existe plusieurs listes par zone de responsabilité (voir « Aller plus loin » pour en savoir plus sur les zones de responsabilité) : lorsqu’elles ont toutes été utilisées, on revient à la première.
Le but étant de faciliter la communication, les listes comportent des noms familiers pour les populations de la région concernée.
Dans ce même but de clarté de communication, on évite d’utiliser des noms ressemblants pour deux phénomènes suivis simultanément (expl : June et Jane) : dans ce cas, on peut sauter un nom dans la liste.
Lorsqu’un phénomène a été particulièrement lourd en victimes et en dégâts, son nom est retiré et remplacé par un autre commençant par la même lettre. Ça a par exemple été le cas pour Katrina dans le bassin Pacifique Nord en 2005, remplacé par Katia.

A partir du moment où un phénomène atteint le stade de dépression tropicale modérée, cette dernière est donc baptisée par le centre responsable de la zone où elle se trouve à cet instant. Une fois baptisé, un phénomène conserve le même nom durant toute sa durée de vie, même s’il entre dans la zone de responsabilité d’un autre centre.
 
En Nouvelle-Calédonie, nous sommes concernés essentiellement par trois zones de formation des phénomènes tropicaux, chacune sous la responsabilité d’un des trois centres suivants : Brisbane (Australie), Nandi (Fidji) et Port Moresby (Papouasie-Nouvelle-Guinée).
Si une dépression tropicale se forme dans la zone de responsabilité du centre de Wellington (Nouvelle-Zélande), ce dernier lui attribue un nom en se référant à la liste établie par Nandi.

 

Bien que la zone de responsabilité australienne soit divisée en plusieurs régions, chaque nouveau phénomène est nommé à partir d'une unique liste de 104 noms.
Les noms sont sélectionnés successivement par ordre alphabétique. Lorsque toutes les colonnes ont été utilisées, on reprend au début.

Noms de la zone de responsabilité de l'Australie
A	Anika	Anthony	Alessia	Alfred	Amber
B	Billy	Bianca	Bruce	Blanche	Blake
C	Charlotte	Courtney	Catherine	Caleb	Claudia
D	Darian	Dianne	Dylan	Dara	Declan
E	Ellie	Errol	Edna	Ernie	Esther
F	Freddy	Fina	Fletcher	Frances	Ferdinand
G	Gabrielle	Grant	Gillian	Greg	Gretel
H	Herman	Hayley	Hadi	Hilda	Harold
I	Ilsa	Iggy	Ivana	Irving	Imogen
J	Jasper	Jenna	Jack	Joyce	Joshua
K	Kirrily	Koji	Kate	Kelvin	Kimi
L	Lincon	Luana	Laszlo	Linda	Lucas
M	Megan	Mitchell	Mingzhu	Marco	Marian
N	Neville	Narelle	Nathan	Nora	Niran
O	Olga	Oran	Oriana	Owen	Odette
PQ	Paul	Peta	Quincey	Penny	Paddy
R	Robyn	Riordan	Raquel	Riley	Ruby
S	Sean	Sandra	Stan	Savannah	Stafford
T	Tasha	Tim	Tatiana	Trevor	Tiffany
UV	Vince	Victoria	Uriah	Verity	Vernon
WXYZ	Zelia	Zane	Yvette	Wallace

Pour la zone de responsabilité de Fidji, les noms sont sélectionnés successivement par ordre alphabétique de la liste A à la liste D.
La liste E sert de liste de remplacement en cas de besoin.

Noms de la zone de responsabilité de Fidji
	Liste A	Liste B	Liste C	Liste D	Liste E (liste de remplacement)
A	Aru (ah-roo)	Arthur (ah-tha)	Alvin (el-vin)	Amos (ah-mos)	Adama (Ah-dah-mah)
B	Bina (bee-nah)	Becky (beh-key)	Bune (boo-neh)	Bart (bart)	Ben (ben)
C	Carol (kah-rol)	Chip (chip)	Cyril (sir-rill)	Crystal (kris-tal)	Christy (chris-tee)
D	Dovi (doh-vee)	Denia (de-nee-ah)	Danial (dah-nee-el)	Dean (deen)	Dakai (dah-kai)
E	Eva (ee-vah)	Elisa (ee-lee-sah)	Eden (ee-den)	Ella (el-lah)	Emosi (eh-mo-see)
F	Fili (fee-lee)	Fotu (foh-too)	Florin (flaw-rin)	Fehi (feh-hee)	Feki (feh-kee)
G	Gina (gee-nah)	Glen (glen)	Garry (gah-ree)	Garth (garth)	Germaine (jur-main)
H	Hale (hay-ill)	Hettie (heh-tee)	Haley (hay-lee)	Hola (ho-la)	Hart (hart)
I	Irene (eye-reen)	Innis (in-iss)	Isa (ee-sah)	Iris (eye-ris)	Ili (ee-lee)
J	Judy (ju-dee)	Julie (ju-lee)	June (joon)	Jo (joh)	Josese (joh-seh-seh)
K	Kevin (kev-in)	Ken (ken)	Kofi (cof-fee)	Kala (kah-lah)	Kirio (kee-ree-o)
L	Lola (low-lah)	Lin (lin)	Louise (loo-ees)	Liua (lee-oo-ah)	Lute (loo-teh)
M	Mal (mal)	Maciu (ma-thee-u)	Mike (mike)	Mona (moh-nah)	Mata (mah-tah)
N	Nat (nat)	Nisha (nee-shaa)	Niko (nee-koh)	Neil (nee-ill)	Neta (neh-tah)
O	Osai (oh-sigh)	Orea (oh-reh-a)	Opeti (oh-peh-tee)	Oma (oh-mah)	Olina (oh-lee-nah)
P	Pita (pee-tah)	Palu (pah-loo)	Perry (peh-ree)	Pana (pah-nah)	Paea (pah-ee-ah)
R	Rae (ray)	Rene (reh-neh)	Reuben (roo-ben)	Rita (ree-tah)	Rex (rex)
S	Seru (seh-roo)	Sarah (sah-rah)	Solo (so-lo)	Samadiyo (sah-mah-dee-oh)	Sete (seh-teh)
T	Tam (tam)	Troy (troy)	Tuni (too-nee)	Tasi (tah-see)	Temo (teh-mo)
U	Urmil (er-mill)	Uinita (oo-ee-nee-tah)	Ulu (oo-loo)	Uesi (oo-eh-see)	Uila (oo-ee-lah)
V	Vaianu (vai-ah-noo)	Vanessa (vah-neh-sa)	Victor (vic-tor)	Vicky (vic-key)	Velma (vel-mah)
W	Wati (wah-tee)	Wano (wah-noh)	Wanita (wah-nee-tah)	Wasi (wah-see)	Wane (wah-neh)
X	Xavier (zay-vee-ah)
Y	Yani (yah-nee)	Yvonne (ee-von)	Yates (yates)	Yabaki (yah-bah-key)	Yavala (yah-vah-lah)
Z	Zita (zee-tah)	Zaka (zah-kah)	Zidane (zee-dane)	Zazu (zah-zoo)	Zanna (zan-nah)

Pour les zones de responsabilité de Port Moresby et de Jakarta, les noms sont sélectionnés successivement par ordre alphabétique dans la liste A.
La liste B sert de liste de remplacement en cas de besoin.

Noms de la zone de responsabilité de Port Moresby
Liste A	Liste B (liste de remplacement)
Alu	Nou
Buri	Obaha
Dodo	Paia
Emau	Ranu
Fere	Sabi
Hibu	Tau
Ila	Ume
Kaama	Vali
Lobu	Wau
Maila	Auram

 

Noms de la zone de responsabilité de Jakarta
Liste A	Liste B (liste de remplacement)
Anggrek	Anggur
Bakung	Belimbing
Cempaka	Duku
Dahlia	Jambu
Flamboyan	Lengkeng
Kenanga	Manggis
Lili	Nangka
Melati	Pepaya
Rambutan	Terong
Teratai	Sawo

Pour davantage d'informations sur l'histoire des prénoms attribués aux cyclones, consultez cette page rédigée par le centre Météo-France Antilles-Guyane.

Pour aller plus loin

Bassins cycloniques

Zones de formation et d'activité des cyclones, trajectoires et  nombre moyen par an et par bassin de tempêtes tropicales (nombre de gauche) et de cyclones (nombre de droite) Adaptée de : Fondamentaux de la Météorologie, Sylvie Malardel, Cépaduès éditions.

L'Organisation Météorologique Mondiale a mis en place une système de veille cyclonique mondiale :

• des centres météorologiques régionaux spécialisés (CMRS en français, RSMC en anglais) dans la prévision cyclonique ont été désignés dans les plus grands bassins
• complétés par des centres d'avertissement de cyclones tropicaux (TCWC en anglais) notamment pour l'Australie et certaines régions restreintes.

Bassin	Centre responsable	Saison cyclonique	Trajectoires moyennes
Atlantique Ouest	RSMC Miami	juin à novembre	d’est en ouest, puis direction nord à nord-est à l’approche du continent américain
Pacifique Nord-Est	RSMC Honolulu		vers l’ouest ou le nord-ouest, en longeant la côte du Mexique jusqu’à la Californie
Pacifique Nord-Ouest	RSMC Tokyo		se forment dans les eaux nord-océaniennes et peuvent ensuite traverser les Philippines mais le plus souvent, s’infléchissent vers le nord et vont vers le sud-est de la Chine, le Japon ou même la Corée
Pacifique Sud-Ouest	RSMC Nandi RSMC Brisbane	novembre à avril	vers le sud : menacent alors la Polynésie, les îles Fidji, les îles Salomon, le Vanuatu, la Nouvelle-Calédonie et la côte nord-est de l’Australie
Océan Indien Sud-Est	TCWC Perth		se forment à l’est de l’Indonésie et prennent alors une direction sud-ouest vers les côtes nord, nord-ouest de l’Australie
Océan Indien Sud-Ouest	RSMC St Denis de la Réunion		se dirigent dans un premier temps vers l’ouest, puis vers le sud voire le sud-est et s’orientent alors vers l’île Maurice, l’île de la Réunion, Madagascar, les Comores et la côte sud-est de l’Afrique
Mer d'Oman et golfe du Bengale	RSMC New Delhi	avril à juillet	se forment dans l’océan Indien, à l’ouest de l’Indonésie, puis prennent une direction nord-ouest une partie d’entre eux, après avoir traversé la mer d’Oman, remonte vers le nord à partir de la Somalie jusqu’au Pakistan l’autre partie s’engouffre dans le golf du Bengale et va vers le Sri Lanka, le sud-est et l’est de l’Inde, le Bangladesh ou les côtes birmanes

Cyclones tropicaux entre 1985 et 2005 - Source : Wikipédia

 

Autres ressources

• Traduction des FAQ Cyclones de la NOAA (version 2008)
• Voyagez en 3D au coeur d'un cyclone : ici
• Programme "Cyclones tropicaux" de l'Organisation Météorologique Mondiale : là (en anglais)
• Laboratoire de l'Atmosphère et des Cyclones (à la Réunion, pour l'océan Indien) : LACy