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Chapitre premier. Les faits généraux
p. 315-335
Texte intégral
1Les cyclones tropicaux (hurricanes aux Antilles), peuvent causer des temps exceptionnellement beaux. Ils sont pourtant surtout connus par leurs manifestations désastreuses : vents, pluies et séquelles hydrologiques (crues subites des cours d’eau, marées et ondes de hurricanes). Les ruines qu’ils accumulent, et plus encore les pertes en vies humaines qu’ils provoquent, font que leur détection et leur évolution constituent le problème majeur de la prévision du temps sous les tropiques.
2Les météorologistes des pays susceptibles d’être atteints par eux, les étudient de façon de plus en plus insistante et concertée, grâce à l’Organisation Météorologique Mondiale (O. M. M.). C’est ainsi qu’un séminaire eut lieu à Ciudad Trujillo (aujourd’hui Santo Domingo) en février 1956, après une année riche en cyclones dans la Caraïbe. Dans le même sens a eu lieu la conférence de Mexico de novembre 1964.
3Des efforts scientifiques importants sont ainsi déployés. Ils prolongent la quête de renseignements pour lesquels des moyens considérables sont mis en œuvre. La pratique de la pénétration des cyclones par avions en est l’exemple le plus spectaculaire. Pourtant, rien de tout cela n’a abouti jusqu’ici à un schéma ou à un ensemble de schémas définitifs sur la structure et le comportement de ces météores. Nous ferons ici simplement le point des connaissances en la matière, ou plutôt des conceptions que les auteurs ont du phénomène.
UNE PERTURBATION DEVASTATRICE
4Le passage des cyclones sur les terres correspond presque toujours à la mort et à la destruction. Hallucinant défilé par les chiffres de pertes en vies humaines et en dégâts matériels, mais aussi, par la répétition des mêmes faits. Des régions ont le triste privilège d’être souvent éprouvées : côte Sud de l’Oriente cubain, façade caraïbe de la péninsule méridionale d’Haïti et, d’une façon plus générale, versants méridionaux et orientaux des Grandes Antilles (figure 285). Cependant, aucun point des îles ne se trouve vraiment hors de l’atteinte des vents de tempête, qu’il s’agisse de ceux de la « droite dangereuse » ou de la « gauche maniable ».
5Ainsi, le long martyrologue des Antilles, Grandes et Petites, ne fait que s’allonger. 1964 a succédé en Martinique et en Guadeloupe à une année 1963 au lourd bilan. De sorte que nous n’avons que l’embarras du choix pour illustrer les effets dévastateurs des cyclones antillais. Nous puiserons nos exemples dans les 10 dernières années, faisant toutefois une exception pour le mémorable hurricane qui s’abattit le 12 septembre 1928 sur la Guadeloupe.
6Au passage de cette dépression, les îlets du Petit-Cul-de-Sac, situés non loin de Pointe-à-Pitre, furent recouverts brusquement de 4 m d’eau de mer. 70 personnes environ moururent là, de façon effroyable. Le centre du cyclone étant passé sur la Guadeloupe, « l’aspect général de l’île était celui d’une zone bombardée ». Pointe-à-Pitre fut « presque complètement détruite, et l’on dénombra plus de 600 morts »1. Jean Bougenot, un témoin oculaire indique2 que le 12, à 9 heures du matin, le vent s’est mis brusquement à souffler. Dès 11 heures, il « commençait à casser des branches d’arbres… Peu après, comme des feuilles de papier, les feuilles de tôle volaient dans les rues ». Un autre témoin de la catastrophe s’est souvenu pour nous, presque 30 ans après, dans quelle inoubliable horreur il avait un instant plongé.
7En octobre 1954, Hazel sème la mort et la ruine en Haïti, y faisant peut-être 100 000 sans abris. En septembre 1955, c’est le redoutable Janet qui sévit sur les Petites Antilles, le Honduras britannique et le Mexique3. Il éprouve d’abord lourdement la Barbade. 26 personnes au moins y trouvent la mort ; 28 000 personnes sont sans abri. A Grenade et à Carriacou (Grenadines), Janet occasionne la mort d’au moins 75 habitants. Après avoir traversé la mer Caraïbe, le cyclone anéantit ensuite à 90 % la petite localité de Corozal (2 500 habitants ; Honduras britannique). Sur l’ensemble du territoire, il y a 20 000 sans abris. A ces calamités qui s’abattent sur les populations, s’ajoutent les dégâts occasionnés aux cultures et aux infrastructures. Les installations portuaires se trouvent ainsi souvent éprouvées. De ce point de vue, ont même à souffrir des îles qui restent en dehors des trajectoires cycloniques. La houle de Janet provoque sur la côte Caraïbe de la Martinique des dégâts très importants, bien que les vents de tempête n’aient affecté l’île à aucun moment.
8En août 1956, Betsy4 ravage le Sud de la Guadeloupe. Les dégâts sont sévères dans son aire d’application : bananeraies détruites à plus de 80 %, plantations de cannes sérieusement touchées, habitations détruites et, une fois encore, pertes en vies humaines (6 morts et 17 blessés). Après être passé en Caraïbe, Betsy sévit sur Porto Rico.
9Le 25 septembre 1963, Edith5 touche Sainte-Lucie et la Martinique où l’on dénombre 10 morts et 50 blessés. Dans l’île française, il y a des milliers de sinistrés totaux ; la récolte de bananes est entièrement détruite, tandis que de gros dégâts sont infligés aux cultures fruitières, aux cultures vivrières et à la canne. Avec les destructions routières et portuaires, on aboutit à 25 ou 30 milliards d’anciens francs de dégâts matériels. Un mois plus tard (26, 27 octobre), la Guadeloupe subit à son tour les effets d’Héléna6. Pourtant, 1963, c’est surtout l’année de Flora, le cyclone le plus meurtrier de la Caraïbe après celui qui en 1900 s’abattit, entre autres, sur Galveston. Le bilan de Flora est impressionnant : 17 morts et 30000000 de dollars de dégâts à Tobago, 6 morts et 25 000 dollars à Grenade, 5 000 morts et 85 000 000 de dollars en Haïti, 6 morts et 7 000 000 de dollars à Saint-Domingue, 1 750 morts et 300 000 000 de dollars à Cuba, 11 morts et 11 900 000 dollars à la Jamaïque7.
10En 1964, Cléo renouvelle à peu près aux mêmes endroits la catastrophe. Cléo ravage le Sud de la Guadeloupe, la Désirade, Marie-Galante et les Saintes le 22 août. Le bilan est lourd sur une population durement éprouvée l’année précédente par Héléna : 13 morts et 62 blessés ; peut-être 20 000 sans abris. Les bananeraies de la Basse-Terre sont anéanties ; 3 500 ha de cultures vivrières et 3 000 ha de canne subissent le même sort. De gros dégâts sont à déplorer sur la navigation et la pêche à Basse-Terre et aux Saintes, mais aussi, un peu partout, sur les réseaux routiers, téléphoniques et télégraphiques. C’est la première fois depuis 1928 qu’un cyclone frappe aussi durement la Guadeloupe8. Cléo arrive en Haïti le 24 où il ravage la péninsule méridionale. Les rivières gonflent subitement du fait de pluies torrentielles ; les plantations sont détruites. Aux Cayes, considérablement éprouvées par Hazel en octobre 1954, des milliers de personnes sont sans abris. Il s’agit certes, là comme ailleurs, le plus souvent de cases légères vite reconstruites. Mais les bâtiments publics, plus solides, subissent également d’importants dégâts. Il en est de même pour les installations électriques, télégraphiques et hydrauliques. A Cuba, la province d’Oriente, déjà éprouvée l’année précédente par Flora, est touchée. La Jamaïque n’est pas épargnée. Lorsque Cléo quitte les Antilles, c’est pour s’abattre sur Miami qui subit son plus rude assaut depuis 1926.
11Les dégâts interviennent de trois façons possibles : par les vents, la pluie et les manifestations hydrologiques maritimes. Si ces dernières se répercutent loin du centre du météore, les deux autres sont liées étroitement au système dépressionnaire en mouvement.
12Les vents interviennent en premier lieu. On utilise à ce sujet, aux Antilles, les conventions admises aux U. S. A., et en particulier au Weather Bureau de Porto Rico. Les perturbations de la Caraïbe sont ainsi divisées en 4 catégories9 en fonction de l’échelle Beaufort10. Les « perturbations tropicales » (la turbulence tropicale), sont caractérisées par une circulation de surface faible ou nulle, la circulation atmosphérique pouvant être plus sensible en altitude. Une telle situation est habituelle sur l’ensemble des zones tropicale et subtropicale. Les « dépressions tropicales » comportent une ou plusieurs isobares fermées au niveau de la mer. Fréquentes dans l’auge intertropicale, moins fréquentes dans le lit des alizés, elles comportent des vents qui ne dépassent pas la force 6 Beaufort. Notons en passant que la conférence météorologique internationale de Manille (juin 1949) a adopté une échelle légèrement différente, la dépression tropicale étant définie comme atteignant, au plus, la force 8 Beaufort (34 nœuds). Les « tempêtes tropicales » comportent des isobares fermées au niveau de la mer. Les vents n’y dépassent pas la force 12 Beaufort. Au-dessus, c’est-à-dire au-dessus de 120 km/h environ, on passe aux vents d’ouragan11. Les vents, dans les cyclones tropicaux atteignent couramment 180 à 200 km/h. Lorsqu’en septembre 1955 Janet toucha le Honduras britannique, ses vents les plus forts atteignaient sans doute 280 km/h. Si l’on ajoute, à ces vitesses, le fait qu’elles se manifestent par rafales, on conçoit la force de tels coups de boutoirs.
13Les dégâts sont également causés par la pluie. Au passage d’un cyclone un total de 500 mm est courant. On a noté 2 200 mm en 4 jours durant un baguio aux Philippines. Aux Antilles on relève des totaux de même importance. Silver Hill, en Jamaïque, a connu 2 412 mm en 4 jours et Adjuntas, à Puerto Rico, un peu plus de 740 mm en 24 heures. Dans la plupart des cas, les facteurs orographiques conjuguent leurs effets à ceux du météore. De toute façon, on retrouve en quelques heures ou quelques jours des totaux multipliant facilement par 2 ou 3, les totaux annuels couramment rencontrés dans la zone tempérée. Les chiffres donnés ici sont d’ailleurs minima, et probablement même, loin, par défaut, de la réalité. Les mesures sont en effet extrêmement difficiles au moment où les pluies s’abattent par vents de tempête. Ces pluies tombent souvent obliques par rapport au réceptacle du pluviomètre. Les pluviomètres peuvent aussi déborder. C’est ce qui se produisit au passage d’Edith sur la Martinique le 25 septembre 1963, où, de surcroît, quelques-uns tombèrent tandis que d’autres, seulement penchés perdaient une partie de l’eau par réduction de la surface réceptrice. Les pluies provoquent le gonflement subit et prodigieux des rivières. Des inondations s’ensuivent dans les fonds de vallées et sur les terres basses. Sur ces dernières, l’apport massif d’eau météorique est d’autant plus dévastateur que le niveau de la mer tend à augmenter par marée de hurricane (transfert d’eau vers le littoral à partir des ondes et houles) et par onde de hurricane (au passage du centre cyclonique). Si les pluies participent ainsi aux inondations catastrophiques, elles exercent aussi leur action néfaste par les glissemetns de terrain qu’elles provoquent. A Grenade, Janet amena la mort de 8 personnes « entraînées avec leur maison, située à flanc de colline dans un gigantesque éboulement provoqué par les pluies »12. Après les grandes pluies, on observe souvent des niches de décollement au pied desquelles se tassent les matériaux détachés. L’action mécanique se combine là à une imbibition des terrains décomposés par l’incessante action chimique.
14Pluies et vents se manifestent au plus près de la perturbation. S’il en est de même de l’onde de hurricane, la marée de hurricane l’annonce de loin et de façon souvent violente et prolongée. La Martinique sur laquelle Janet se dirigeait fut épargnée au dernier moment13. Nous venons de voir que le météore pesa pourtant lourdement sur la façade occidentale de l’île par la marée de hurricane14. La hauteur des marées de hurricane varie sur les lignes de côtes concaves entre 0,90 m et 3 m15 au-dessus de la normale ; la variation est plus faible sur les côtes droites et dans les très petits groupes d’îles autour desquels le courant peut facilement s’écouler. Au cœur de la tempête se manifeste l’onde de hurricane. Nous en verrons plus loin la genèse, de même que nous verrons celle de la marée. Remarquons ici qu’il s’agit d’une élévation de l’eau au-dessus de la normale de l’ordre de 3 à 6 m (15). De plus hautes ondes ont été relevées là où la côte provoque un effet d’entonnoir. Il est vraisemblable que la brusque inondation des îlets du Petit-Cul-de-Sac le 12 septembre 1928, était due à l’arrivée de l’onde de hurricane dans le golfe situé au Sud de la Rivière Salée, plutôt qu’à la marée liée à la houle cyclonique.
15La violence des manifestations dévastatrices est évidemment fonction du stade de développement du cyclone. De ce point de vue, G. Dunn distingue 4 phases16. La phase de formation est celle au cours de laquelle se développe la turbulence qui passe successivement au stade de dépression puis de tempête tropicale. La formation est achevée quand la tempête arrive à l’intensité d’ouragan. A ce moment commence la phase de précocité. Le cyclone se creuse alors jusqu’à sa pression centrale minimale et jusqu’à son maximum d’intensité. Au troisième stade, le stade de maturité, le cyclone ne s’approfondit plus. L’intensité décroît même graduellement. La tempête se dissipe dans la phase finale, soit aux latitudes tropicales, sur terre, soit en se dirigeant vers les latitude extra-tropicales. Les 4 phases sont dangereuses. En effet, Héléna, qui ne dépassa pas le stade de la tempête tropicale, éprouva durement la Guadeloupe en 1963. Par ailleurs, lorsque Janet fut sur le point de s’évanouir les 29 et 30 septembre 1955 devant la Sierra Madre orientale, il gardait une violence suffisante pour provoquer sur la côte mexicaine du Golfe de graves dégâts. Les manifestations hydrologiques eurent une grande part dans ces dévastations. C’est toujours ce qui est à craindre quand le météore quitte l’espace océanique. Il est évident, pourtant, que ce sont les deuxième et troisième phases qui représentent le moment le plus meurtrier. Suivant le lieu de naissance, et aussi la rapidité de l’évolution, le cyclone pourra arriver au deuxième et surtout au troisième stade, sur les Petites ou seulement les Grandes Antilles. Il semble cependant que ce soient les Grandes Antilles qui se trouvent dans la situation la plus délicate, compte tenu de leur position par rapport aux trajectoires (figure 286) et aussi compte tenu de leurs reliefs.
FORMATION DES CYCLONES TROPICAUX
I. — LES GRANDS DOMAINES DE FORMATION
16Les cyclones tropicaux de l’hémisphère Nord se forment, d’après C. S. Ramage17, dans la mer d’Arabie, le golfe du Bengale, la mer de Chine, l’W. du Pacifique du 120 au 130 E., du 130 au 140 E., du 140 au 150 E., l’W. du Pacifique à l’Est du 150 E. à l’Est du Pacifique, dans le golfe du Mexique, la Caraïbe et l’Atlantique. On leur donne des noms différents selon les lieux18. Sur le Pacifique Nord occidental et la mer de Chine, on parle de typhons ; sur le golfe du Bengale et la mer d’Arabie, de cyclones ; sur le Pacifique Nord-orientale, l’Atlantique Nord, la mer Caraïbe et le golfe du Mexiques, d’ouragans (ou hurricanes). Il s’agit en fait d’expressions synonymes.
17Avec le Pacifique Est, ce sont, d’après Ramage (figure 287), les deux aires qui nous préoccupent (Méditerranée américaine et Atlantique Nord tropical) dont la saison cyclonique est la plus concentrée. Abstraction faite des 1 % de mai et de décembre, les cyclones de l’Atlantique se groupent en 5 mois, juillet à novembre. Le pourcentage de septembre (43 %) correspond à une culmination mensuelle dont l’importance ne se retrouve sur aucun mois des autres domaines cités. La saison des cyclones s’étale sur 6 mois (juin à novembre) sur le Golfe et la Caraïbe. Si un paroxysme brutal apparaît sur juin, celui d’octobre, avec 30 %, reste l’un des plus concentrés de l’hémisphère Nord. Il n’y a en effet, outre l’Atlantique, que le Pacifique oriental qui dépasse, de peu, cette valeur (31 % en septembre). Notre domaine d’étude apparaît donc bien individualisé avec une saison des hurricanes relativement peu étalée dans l’année, 5 ou 6 mois, et une exaltation sensible sur le mois le plus affecté, octobre à l’Ouest, septembre à l’Est. A cette localisation saisonnière en longitude, il faut en ajouter une autre liée à la latitude. Au fur et à mesure que l’on se rapproche de la fin de l’hivernage, naissance et phases initiales des cyclones ont tendance à se situer de plus en plus bas sur l’Atlantique et la Caraïbe. En août, de nombreux cyclones ne font qu’effleurer les Petites Antilles ou n’affectent que leur partie septentrionale (août 1955). En septembre et dans la première quinzaine d’octobre, l’archipel oriental est par contre souvent touché au Centre et au Sud, Trinidad restant en moyenne hors d’atteinte.
18Les grands domaines de naissance que nous venons de citer sont des lieux où les conditions de formation cyclonique sont normalement réunies, au moins pendant une partie de l’année. C’est sur ces conditions que nous devons maintenant nous arrêter.
II. — LES CONDITIONS DE FORMATION
19D’après Erik Palmen19, les conditions de formation cyclonique sont au nombre de 4. Elles ont trait à l’instabilité atmosphérique, à la température de surface de la mer, à la valeur de la force de Coriolis et à la présence d’un facteur susceptible d’exploiter les virtualités fournies par les trois premières conditions.
20L’instabilité est un point essentiel. Mondain remarque d’après Palmen qu’elle « est toujours plus forte dans les régions tropicales que dans les régions tempérées et surtout qu’elle s’y étend sur une beaucoup plus grande épaisseur ». Nous avons vu que cette instabilité est maximale en valeur et en épaisseur durant l’hivernage, c’est-à-dire durant la saison des hurricanes. Le fait s’explique par l’importance de la circulation chaude tropicale et par la charge en humidité de l’air d’été. Ces conditions doivent se retrouver avec le plus, de netteté sur mer. Or, c’est bien sur mer que naissent et vivent les cyclones tropicaux. Leur passage sur les îles ne constitue, somme toute, qu’une disposition provisoire. C. S. Ramage remarque, dans le même sens, que pour qu’il y ait développement d’un cyclone, il faut qu’il y ait possibilité pour l’air de monter adiabatiquement au-dessus des eaux de surface jusqu’à 12 000 m (40 000 pieds), l’ascendance de cet air s’opérant au milieu d’un air ambiant non perturbé et considérablement moins chaud. Il convient, en somme, qu’à « tout moment la température de l’anneau chaud entourant l’œil de la tempête soit plus élevée que l’air extérieur situé au même niveau »20.
21La première condition implique la seconde. Les eaux océaniques doivent en effet être suffisamment chaudes pour fournir la chaleur et l’humidité nécessaires. Palmen pense que « les cyclones peuvent se former seulement dans les régions océaniques, non à proximité de l’Equateur, où à la surface de l’eau est une température supérieure à 26 ou 27° C »21. De ce point de vue, la figure 4 montre, sur notre domaine, que l’éclosion des cyclones est possible en été mais ne l’est pas en période fraîche, l’aire des températures au moins égales à270 disparaissant alors de la Caraïbe et de l’Adantique occidental, et celle des températures supérieures à 26° s’y maintenant de façon fort limitée. A. Dumont a, pour sa part,22 discerné les lieux de prédilection de la naissance des cyclones sur l’Atlantique Nord. Ils se forment de préférence au-dessus des zones de mélange des courants marins. Il y a ainsi une aire de cyclogénèse permanente en été, entre 10-15° N., 20 et 25° W. où confluent le courant des Canaries et des eaux équatoriales venues du Sud, avant de devenir le contre-courant de Guinée. Une autre existe entre 10-20° N., 50 et 55° W., au point de rencontre du courant Nord-équatorial, de la digitation Nord du courant Sud-équatorial et d’eaux réchauffées, résidu du courant des Canaries proprement dit. L’auteur reconnaît une treizième zone de cyclogénèse entre 20 et 25° N., 45° W., à proximité du seuil atlantique où il doit y avoir un brassage des eaux profondes froides. Par la prise en considération des eaux fraîches au sein des mélanges, A. Dumont nuance quelque peu le schéma de Palmen.
22La troisième condition concerne le paramètre de Coriolis. Pour qu’il y ait développement d’un cyclone, ce paramètre doit avoir une valeur minimale, ce qui exclut du domaine des hurricanes les régions équatoriales limitées par les parallèles 5 à 8° N. et S.23. Le fait est qu« aucun cyclone tropical n’apparaît à moins de quelques degrés de l’Equateur. Des impulsions se forment certainement tout près de l’Equateur, mais ne rencontrent pas la possibilité cinématique d’aboutir à un cyclone quelle que soit l’instabilité de l’atmosphère »24. A la suite de Palmen, l’exigence d’une valeur minimale de la force de Coriolis est devenue classique. Les écrits actuels signalent ainsi un fait qui revient à un facteur latitudinal. Or, cet effet de latitude n’est pas simple.
23Le théorème du tourbillon enseigne que l’augmentation de latitude qui se produit lorsque le cyclone remonte vers les régions tempérées, tend, en l’absence d’une augmentation suffisante de la convergence, à desserrer la courbure cyclonique. Supposons D à peu près constant. Le tourbillon de la terre augmentant, il faut que ζ diminue pour que se maintienne la relation= (ζ + f = DK ; comme D est constant DK = Cte ; pour que ζ + f = Cte, il faut que ζ diminue, compte tenu de l’augmentation de f avec la latitude). Ce qui revient à dire que si la force de Coriolis doit avoir une certaine valeur pour que se déclanche le tourbillon cyclonique, il faut que cette valeur reste relativement faible pour que ce tourbillon soit virulent. Par là apparaît un effet de latitude optimum qui exclut à la fois les très basses latitudes et les latitudes extra-tropicales.
24Supposons cette fois que le tourbillon relatif d’une dépression tropicale reste constant au fur et à mesure de sa progression vers le pôle. Cette supposition implique l’intervention corrélative d’une convergence horizontale de plus en plus importante, afin que soit compensé l’effet de latitude. On peut traduire cela en disant que les cyclones tropicaux, ou du moins les fortes perturbations tropicales, sont liés à une convergence qui peut n'être pas plus grande, ou pas beaucoup plus grande, que celle que pourront connaître certaines dépressions beaucoup plus calmes des latitudes tempérées. Une part au moins de la différence de virulence entre perturbations tropicales et tempérées doit donc être mise sur le compte de l’effet de latitude, c’est-à-dire encore qu’une part de la violence des hurricanes vient de leur maintien aux basses latitudes.
25Ce raisonnement, appuyé sur le théorème du tourbillon aboutit à des conclusions identiques à celles que livrait l’analyse du vent du gradient25. Négligeant dans les régions relativement proches de l’Equateur la force de Coriolis, nous passions de
26 (équation 2, p. 19) à (p. 20)
27La seule force centrifuge 26équilibrait alors la force du gradient. Un fort gradient barométrique, tel qu’il apparaît dans les cyclones tropicaux pour une cause extérieure, implique donc l’augmentation de c’est-à-dire soit l’augmentation de V, soit la diminution de R, et, de toute façon, l’augmentation de la virulence du tourbillon cyclonique. Ici encore, la puissance du cyclone est consécutive, au moins pour partie, à la médiocrité du tourbillon de la terre.
28La troisième condition est permanente. Nous savons que les deux premières le sont en été. La quatrième est donc sélective. Elle est constituée par le phénomène, ou le groupement de phénomènes qui permettent, à partir du contexte donné, d’obtenir et d’entretenir une puissante ascendance, à la fois par l’épaisseur d’air impliqué et la surface de base de la colonne en mouvement. Et c’est là que se divisent les auteurs. Nous allons insister maintenant sur cette condition sélective.
III. — LES HYPOTHESES SUR LE DECLANCHEMENT DES CYCLONES TROPICAUX
29Deux auteurs, Duvergé et Riehl27, permettent de faire commodément le tour de la question. Nous puiserons donc largement dans ce qu’ils ont écrit à ce sujet, et en particulier dans ce qu’en a dit le météorologiste américain. D’autres travaux, parmi lesquels l’excellent résumé de P. Pédelaborde dans « les Moussons » (Ouv. cité) seront également mis à contribution. Tout se résume en la recherche des modalités de formation d’un puissant tourbillon, ou encore en l’aggravation d’une perturbation initiale modeste par évolution en tempête.
30Certains chercheurs partent de l’idée qu’un cyclone tropical s’établit et vit en air homogène (H. Riehl, G. Dunn). D’autres pensent que « l’homogénéité interne d’un cyclone est loin d’être parfaite » (Duvergé) 28. Nous voyons tout de suite ce qui sépare les premiers des seconds. Pour les uns, le cyclone a, avant tout, un caractère cinématique, pour les autres il résulte directement (ce mot a ici une importance capitale car nous verrons que les contrastes massiques peuvent intervenir, dans le premier cas, mais de façon indirecte), du jeu des masses d’air. Nous retrouvons ainsi les deux conceptions majeures attachées aux perturbations tropicales, celles qu’évoque Palmer avec l’école des perturbations et l’école des masses d’air29. Cette dernière implique le critère frontologique que la première néglige. Avant de voir les deux conceptions, remarquons qu’une théorie a simplement fait des cyclones le résultat d’un phénomène convectif, exagération de ce qui se passe dans un Cb.
A) L’HYPOTHESE CONVECTIVE
31C’est la plus vieille hypothèse ; « this is the oldest hypothesis » (H. Riehl)30. On peut la présenter de la façon suivante. Un nombre inhabituel d’aires de fortes pluies et de tempêtes se développe par convection au-dessus de l’Océan tropical. Les nuages pluvieux s’accroissent et une circulation cyclonique se développe à la base, à cause de la convergence imposée par l’ensemble dans les basses couches. C’est dans ce sens que Fujiwhara, cité par Duvergé, a fait « intervenir la fusion de plusieurs petits tourbillons thermoconvectifs en un seul et vaste tourbillon cyclonique »31. Il y a là une théorie aujourd’hui abandonnée, parce qu’incapable de fournir un tourbillon d’ampleur suffisante, et surtout, parce que cette conception ne se préoccupe pas d’un mécanisme de départ. « No starting mechanism is specified ». Cette remarque de Riehl32 a d’autant plus d’importance que, pour cet auteur, la clé de toute théorie doit partir d’un fait initial sélectif qui fait que le cyclone naîtra ou non. On peut suggérer ici que « l’impulsion initiale pourrait se produire en altitude par l’instabilité dynamique d’une langue d’air froid parvenue par inertie au-dessus de la masse chaude »33. Nous avons en effet admis, à propos des phénomènes thermoconvectifs, qu’il n’était peut-être pas juste de rejeter de ces processus toute possibilité concourant à une brutale augmentation de l’instabilité verticale dont la thermoconvection peut tirer un large profit. Pourtant nous allons bientôt voir que cette advection d’altitude peut s’imposer comme « starting mechanism » au milieu d’un contexte très différent de celui qui vient d’être impliqué. D’ailleurs l’advection froide rompt avec l’homogénéité massique à laquelle les tenants de la théorie convective sont par définition attachés. En somme, l’implication de la masse froide d’altitude ramène aux théories massiques et frontales.
B) L’HYPOTHESE MASSIQUE ET FRONTALE
32Elle part de l’idée, découlant des travaux de l’école norvégienne, que les discontinuités de densité (les fronts), peuvent imposer les conditions initiales du développement d’un tourbillon cyclonique. Elle implique que le cyclone est réalisé en masses d’air différenciées, à l’inverse de la théorie convective, et aussi de celle que l’on conviendra d’appeler cinématique. Or, si les conceptions diffèrent ainsi, les faits sur lesquels s’appuient les auteurs n’en sont pas moins les mêmes pour tous. Comment expliquer alors autrement que par des positions au moins partiellement subjectives, le fait que des chercheurs aient travaillé sur les mêmes régions (Riehl et Deppermann : Pacifique Ouest) ou sur les mêmes documents (Riehl, K. P. Kidd et C. K. Reed)34 et soutiennent des vues opposées ? Les positions « personnelles » sont surtout sensibles aux limites des phénomènes. Les adeptes de la conception frontologique, donc de l’hétérogénéité massique du cyclone, reconnaissent pourtant que « le brassage est si intense que l’on ne peut plus parler de front à l’intérieur de la tempête » (Duvergé)35. Par ailleurs, ils maintiennent cette conception, même si, à défaut de discontinuités de températures, il existe des discontinuités de vents. Exemple significatif puisque, pour les cinématistes, il ne peut s’agir de fronts mais de perturbations spécifiques de basses latitudes. La marge extrêmement étroite à partir de laquelle se séparent partisans de la frontogénèse et de la cinématique, est illustrée par la remarque de Duvergé faite à l’adresse des schémas et cartes de Riehl : « bien que l’air soit « homogène », la présence du front intertropical est indispensable au développement de la perturbation, si bien qu’il suffirait de modifications bien faibles pour retrouver les cartes classiques »36. Ce n’est pas tout. Un front froid arrivant aux basses latitudes n’apparaît plus guère qu’en altitude, surtout si l’advection froide méridienne a cheminé sur l’Océan chaud estival. En sorte que, là où des météorologistes tracent des fronts froids jusque dans les parages de la Z. I. C., d’autres ne signalent que des lignes de discontinuités cinématiques. Il se peut enfin que n’atteignent les basses latitudes que des advections d’altitude à la faveur de vallées planétaires. Est-il encore possible de parler de fronts à propos de processus où les masses d’air se superposent, plutôt qu’elles n’arrivent au contact, le long d’une surface déployée depuis les basses couches ? En d’autres termes peut-on maintenir la notion de front pour désigner la poussée froide no 5 (supra p. 142) qui apporte le mauvais temps par instabilité verticale ? Il est vrai que les fronts peuvent ne pas agir autrement. Nous savons que les fronts froids hivernaux qui passent sur la moitié orientale des Grandes Antilles agissent ainsi parce que l’air froid intervient d’abord en altitude. L’instabilité est alors du type de celle qu’engendre une advection polaire dont la racine se trouve reportée loin, vers le Nord, de son point d’application tropical.
33Ces remarques montrent que les positions de départ ont de l’importance. Ce sont elles qui conditionnent toute une étude sinon toute une théorie. Ainsi en est-il pour les travaux de Delourme qui définit les alizés comme des masses froides à l’égard des masses d’air stagnant aux très basses latitudes.
34On peut regrouper les modes d’attaque de l’air froid sous les trois classes signalées par P. Durandin, V. Mironovitch et A. Viaut37. La 1re montre le refroidissement des basses couches de la troposphère en premier lieu. Les plus élevées sont ensuite affectées. Dans la 2e, il y a refroidissement simultané de toute la troposphère. Dans la 3e le refroidissement commence par les couches troposphériques élevées ; il s’étend ensuite aux régions inférieures. Nous pouvons compléter ce schéma en remarquant qu’à nos latitudes, il y a réchauffement final des basses couches polaires avec maintien de l’air froid en altitude (les deux premières classes) et qu’il y a absence d’arrivée froide aux bas niveaux postérieurement à l’invasion des couches de la moyenne et haute troposphère (la 3e classe).
35Comme les auteurs attachés aux conceptions frontologiques ne semblent pas faire de nuances entre les divers modes d’attaque de l’air froid, nous parlerons ici de fronts, chaque fois que des différences interviendront entre les masses d’air, et quelle qu’en soit l’altitude. Par ailleurs, nous inclurons ces phénomènes dans l’hypothèse massique et frontale pourvu que les contrastes s’opèrent jusqu’au lieu de naissance du cyclone. C’est sur ce dernier point que se séparent finalement des chercheurs comme Deppermann (le tenant des conceptions massiques et frontologiques) et comme Riehl. Pour ce dernier, l’intervention de l’air frais ne peut être niée. Mais, par le « cooling system », l’air en question n’agit pas directement dans le cyclone au contact d’un air plus chaud. Son rôle est extérieur et consiste à complèter et à activer l’organisation cellulaire, dont l’ascendance au sein du cyclone n’est qu’un élément.
36Toutes ces précisions étant données, il paraît intéressant de décrire maintenant les zones de discontinuité des basses latitudes susceptibles de servir de point de départ aux cyclones, dans le cadre de la théorie frontale. A ce sujet, outre M. A. Garbell, il est nécessaire de citer Grimes. Cet auteur a en effet maintenu aux plus basses latitudes, et de façon frappante, les idées Norvégiennes38. Après avoir mis en évidence avec force les phénomènes massiques, Grimes distingue le front intertropical, le front méridien (the meridional front — nous traduisons derrière P. Pédelaborde front méridien plutôt que front méridional, ce qui ne voudrait pas dire grand’chose) et les fronts secondaires (subsidiary fronts).
37L’auteur note que le front intertropical est une discontinuité frontale entre alizés N. et S. avec inclusion, par endroits, de cellules d’air équatorial (doldrums). Quand l’affrontement alizéen est direct, il y a front simple ; quand l’air équatorial intervient, il y a dédoublement. Grimes note par ailleurs que l’avancée de l’alizé à travers l’Equateur n’est pas une progression continue mais qu’elle est faite de surges et de retraits temporaires, chaque surge étant accompagnée par un phénomène typique de front froid39. Il est difficile d’être plus affirmatif dans le sens des conceptions massiques et frontologiques. Nous avons pourtant constaté que les choses se passent différemment sur les Antilles, l’air frais de l’anticyclone du Brésil s’étant réchauffé fortement sur mer avant l’arrivée sur les îles. D’ailleurs, sur les domaines de formations cycloniques qui nous préoccupent, il ne semble guère possible de suivre l’auteur dans sa conception du F. I. T.
38Le front méridien se forme entre masses d’air tropicales issues de deux cellules distinctes du même hémisphère. Il faut voir là un schéma qui rappelle notre bipartition anticyclonique hivernale. Ce qui revient à dire que le front méridien est le stade ultime du front des alizés de P. Pédelaborde ou encore du front tempéré de M. A. Garbell. Grimes note que, durant l’été, les cellules étant plus variables, les fronts méridiens subissent eux-mêmes une plus grande variation dans les positions. Nous ne trouvons, pour notre part, guère de fronts méridiens typiques sur l’Atlantique Nord tropical estival, du moins au Centre et à l’Ouest, et aussi à une latitude suffisamment méridionale. De ces deux fronts, le second pouvant être assimilé au « front froid méridional »40 de Duvergé, qui l’assimile par ailleurs au « front tropical » de Deppermann, il découle la possibilité de trois styles de formation cyclonique.
39Il y a tout d’abord les cyclones de point triple. Ils s’organisent à la rencontre du front intertropical et d’un « front tropical » (Deppermann) (« front froid méridional » de Duvergé ; « front méridien » de Grimes). Duvergé qui en a décrit un bon exemple en février 1949 à Madagascar note que ce sont, de beaucoup, les cyclones de point triple les plus fréquents. Dans ces cas, la cyclogénèse intervient quand l’air froid austral arrive sur la Z. I. C. : « l’arrivée d’air froid dans une dépression du front intertropical bien marquée, située au Sud du 10e parallèle, provoque presque automatiquement une situation cyclonique »41. L’explication frontologique et massique est évidente et le rôle de l’air froid de l’hémisphère, indiscutable. Avant toute discussion sur le rôle direct de l’air polaire dans la cyclogénèse, indiquons tout de suite qu’il nous est difficile d’admettre ce processus sur les Antilles et l’Atlantique Nord tropical en été.
40Grimes suggère un style plus acceptable. Le front méridien est lié à deux cellules tropicales. Il y a essentiellement là une formule d’hiver et de saisons intermédiaires. On peut admettre que ce front traversera l’Equateur, de l’hémisphère d’hiver à l’hémisphère d’été, dans la mesure où les masses d’air qui le créent en feront autant. On conçoit alors que le front méridien austral puisse recouper le F. I. T., dans l’hémisphère boréal, en un point triple susceptible de servir de départ à un cyclone. Ce cyclone évoluera ensuite en direction de l’Ouest, et, pour ce qui nous concerne, en direction des Antilles.
41La naissance d’un cyclone de point triple est généralement favorisée par l’augmentation de vitesse du flux opposé à celui du côté duquel apparaît l’arrivée froide. Le 13 février 1949 (voir ci-dessus), c’est dans le temps où l’air froid venant du Sud se dirige vers la Z. I. C., que celle-ci devient plus nette par un sensible renforcement dû à la mousson de N.-W.
42Duvergé signale d’après Deppermann, que les cyclones peuvent naître aussi d’une ondulation du F. I. T., sans qu’il y ait intervention de l’air polaire, et sans que se forme de point triple. C’est à une augmentation de la convergence par poussées de surges qu’il faut sans doute attribuer la formation de tourbillons cycloniques sur la Z. I. C. Ceux-ci naissent donc par ondulations du front, exactement, semble-t-il, comme naissent les dépressions de front polaire.
43C’est le « front tropical » (ou méridien) qui sert de point de départ au troisième style de formation. Or les auteurs notent que les cyclones qui naissent ainsi, sont plutôt de saison froide et d’inter-saison que de saison chaude. Ce qui les exclut, selon nous, de cette étude et les rattache au cas d’Alice. (Janvier 1955 sur le Nord des Petites Antilles).
44L’arrivée froide qu’impliquent deux des trois cas, et surtout le point triple, mériterait d’être envisagée dans le plan vertical. Il importe en effet de savoir comment elle se manifeste. Si le niveau d’attaque se situe vers 700 ou 500 mb (ou au-dessus) la situation est propice à l’éclosion d’un mouvement tourbillonnaire par augmentation brutale de l’instabilité. Si l’air froid attaque au niveau de la mer, il y a, par contre, destruction rapide de l’ascendance par stratification favorable à la stabilité. C’est d’ailleurs ce que note Riehl lorsqu’il reconnaît que l’entrée d’air froid et sec aux bas niveaux d’une perturbation tropicale en détruit l’ascendance.
45Que faut-il retenir de l’hypothèse frontale et massique au sujet des Antilles ? Il semble assuré que la naissance d’un cyclone sur un point triple, faisant intervenir une advection froide de l’hémisphère jusque dans les parages de la Z. I. C., soit à rejeter (sauf peut-être tard dans la saison). Les cartes montrent sur l’Atlantique central et occidental42 qu’au moment où la Z. I. C. est dans sa position la plus septentrionale, les injections froides sont elles-mêmes incapables de l’atteindre. Il est toutefois possible qu’en automne de brutales décharges polaires y arrivent. A ce moment de l’année, la Z. I. C. n’est en effet pas encore redescendue sur les Guyanes. Nous avons déjà donné notre sentiment à propos du point triple correspondant à la transgression d’un front méridien de l’hémisphère d’hiver, et aussi à propos d’un cyclone pouvant naître sur un front méridien de l’hémisphère d’été. Reste le cas où un cyclone naît sur la Z. I. C. par ondulation de cette dernière. Ce cas n’est pas à exclure. Il faut remarquer pourtant qu’il n’est pas forcément à caractère frontal puisque le front intertropical de convergence peut être considéré comme une ligne de part et d’autre de laquelle l’égalisation massique est obtenue.
46Au total, sauf pour des cas assez exceptionnels, nous ne voyons pas la nécessité d’une théorie frontale des cyclones aux Antilles, car nous ne pensons pas à l’influence directe de l’air froid aux basses latitudes estivales sur notre domaine d’étude. La théorie frontale implique en effet cette intervention dont P. Duvergé, affirme avec force l’importance fondamentale.
C) L’HYPOTHESE CINEMATIQUE
47Nous allons exprimer en fait ici, deux conceptions, l’une correspondant à une solution de compromis et l’autre à une solution extrême. Pour nous, la solution de compromis, c’est celle des météorologistes de la Caraïbe française. Ceci, bien que les idées des prévisionnistes qui se sont succédés à Fort-de-France et au Raizet, depuis 1956 aient pu évoluer et soient plus encore sur le point d’évoluer à la suite de deux années cycloniques récentes (1963 et 1964 qui ont vu la Martinique et la Guadeloupe directement affectées). La solution extrême est fournie par les vues de Riehl. Dans ce dernier cas, la perturbation est conçue, dès l’origine, comme étant en air homogène. La chose est moins claire en ce qui concerne les météorologistes du Service français des Antilles-Guyane43.
48Un fait commun réunit ces deux conceptions et les oppose ainsi aux vues précédentes. Le cyclone est en effet considéré comme résultant de l’approfondissement d’une perturbation préalable. Et cette perturbation, c’est essentiellement l’onde de l’Est.
49Ici, une remarque s’impose. Pour nous, le caractère purement cinématique de l’onde de l’Est n’est pas prouvé. C’est ce que nos développements antérieurs ont tenté de mettre en évidence. Quoi qu’il en soit, les systèmes isallobariques étudiés par Dunn44 à leur propos, recouvrent assez exactement le cheminement des hurricanes. Ce qui milite bien en faveur d’une conception où la thermodynamique s’efface devant les déformations du flux.
1. — LA SOLUTION DES SERVICES FRANÇAIS DE LA CARAIBE
50Le tourbillon cyclonique peut apparaître à la pointe Nord de l’onde de l’Est ou, plus exceptionnellement, à son contact avec la Z. I. C. (point triple). Dans le premier cas, A. Théveneau explique que le tourbillon apparaît ainsi « à la limite entre la circulation des alizés rapides » au Nord, et « la zone d’intense convection caractérisant la partie centrale active de la perturbation » préexistente. Un tourbillon autour du point triple correspond à l’enroulement des « courants en provenance des deux hémisphères ». Pour qu’une telle circulation évolue en cyclone, il faut que « le flux d’alizé rapide » situé au Nord, « gagne vers le Sud ». « La possibilité d’une évolution cyclonique plus au Nord se trouve alors exclue »45.
51Comme précédemment, la perturbation cyclonique de point triple implique l’accélération du flux de chaque côté de la Z. I. C. : ici, accélération de l’alizé boréal, et poussée australe. En tout cas, l’accélération de ces deux flux et à tout le moins de l’un d’entre eux, favorise la naissance du cyclone. Qu’elles approfondissent l’onde de l’Est à la base ou au sommet, les accélérations impliquent un facteur extérieur. C’est ici que se place un fait nouveau : le recoupement de l’onde de l’Est avec une autre perturbation, perturbation du courant d’Ouest de l’hémisphère. Par là nous retrouvons le rôle de l’air froid.
52Dans sa « Note d’étude sur la formation des ouragans dans la région des Antilles », A. Dumont indique que « les conditions initiales favorables à la formation d’un cyclone » sont : l’existence préalable d’une onde de l’Est, — le morcellement de la ceinture subtropicale des hautes pressions atlantiques et l’existence de deux ou trois structures anticycloniques d’altitude, — l’advection d’air polaire (dégénéré ou non), avec composante S.-E. à l’arrivée dans la partie Nord de l’onde de l’Est (le météore se renforce si de nouvelles descentes froides interviennent ultérieurement, jusque sous le 35° N.). L’auteur ajoute que, pour la partie des fronts froids qui interfère avec l’onde de l’Est, il s’agit essentiellement d’un phénomène d’altitude, les basses couches ayant acquis l’égalisation massique de chaque côté de la ligne de discontinuité initiale. Il semble que le tourbillon résultant de cette interférence se creuse d’abord en altitude. Il se propage ensuite vers le sol et dans toute la troposphère. C’est en tout cas la conception de B. Guilmet et de Mondain. D’après le premier auteur cité elle serait applicable « à tous les cyclones issus d’une onde de l’Est, ainsi qu’aux cyclones à triple point »46.
53Nous retrouvons deux idées déjà admises par les partisans de la conception frontologique et massique, à savoir « l’interdépendance des phénomènes des régions tropicales et des régions des latitudes moyennes et le rôle important de l’air froid ». Constatation capitale si l’on souligne que cette citation47 reflète les conclusions du Séminaire de Ciudad Trujillo (février 1956). Cependant nous ne sommes plus ici dans les vues de Deppermann et Duvergé. Et pourtant, nous ne sommes pas encore dans celles de Riehl.
54Deppermann et Duvergé admettent l’air froid très bas en latitude, et sous la forme de fronts caractérisés. A. Dumont pense à des fronts dégénérés, au moins dans les plus basses couches, et à leur intervention à une latitude assez septentrionale. De sorte que ces vues ne tombent pas sous le coup des restrictions que nous avons faites, à propos des interventions froides estivales dans la conception frontale et massique. Ceci étant dit, si le tourbillon se dessine par interférence de deux ondes animées de mouvements contraires, il semble bien que les processus thermodynamiques interviennent, avec le mélange d’airs issus de sources différentes (tropicale et polaire). Ce qui paraît impliquer, conformément aux vues frontologiques, et bien qu’A. Dumont ne fasse pas allusion à la chose, l’hétérogénéité massique au sein du météore. C’est justement par là que nous ne sommes pas encore dans les conceptions de Riehl.
2. — L’HYPOTHESE CINEMATIQUE EXTREME
55Pour Riehl, tout comme pour les météorologistes de la Caraïbe française, les cyclones tropicaux ne se forment que dans des perturbations préexistentes48. Pour lui, ces perturbations constituent le premier élément du mécanisme de départ (the starting mechanism), sans lequel il est impossible que le cyclone se développe. Le second élément de ce mécanisme initial est dans l’intervention de faits extérieurs, tendant à intensifier la perturbation.
56La notion de starting mechanism est un point essentiel de la théorie de Riehl. Elle ne diffère, somme toute, pas de ce qui vient d’être exprimé. Les français de la Caraïbe pensent en effet que le cyclone provient de l’aggravation du tourbillon d’une onde de l’Est à partir d’un fait extérieur. C’est dans la façon dont ce fait extérieur agit que les vues différent finalement, au moins partiellement.
57Pour Riehl, comme pour Dumont, l’approfondissement de l’onde de l’Est s’opère par interférence avec une perturbation du courant d’Ouest des latitudes tempérées. Mais pour l’ancien chef prévisionniste de Fort-de-France, les advections froides semblent jouer directement dans la perturbation préexistente, tandis que pour Riehl elles interviennent de façon plus complexe. Pour cet auteur, en effet, les advections froides se font par l’intermédiaire des vallées du courant circumpolaire d’altitude, et jouent plutôt un rôle d’entretien et de régulation qu’un rôle de création, les crêtes anticycloniques associées à ces vallées intervenant pour leur part de façon déterminante. En outre, Riehl place les événements initiaux de l’approfondissement de la dépression préexistente entre 300 mb et la tropopause49. Bien qu’il n’apporte guère de précisions à ce sujet, A. Dumont ne semble pas concevoir des processus si élevés au moment de l’interférence entre « troughs » d’Est et d’Ouest.
58Avant de voir de quelle façon Riehl envisage les événements, ou plutôt comment nous les concevons à sa lecture, voyons quels sont les mouvements qu’implique l’interférence des circulations tropicale et tempérée. La perturbation initiale du courant d’Est, l’onde de l’Est, se déplace nécessairement comme son courant directeur, le flux alizéen. Les ondulations du courant circumpolaire d’altitude doivent normalement se déplacer vers l’Est. C’est ce que nous avons constaté, au moins pour les racines des talwegs à 300 mb. On peut les considérer aussi comme à peu près stagnantes. Dans ces deux cas, l’interférence est inéluctable. Le mouvement en sens inverse, des deux circulations, semble être envisagé par P. Pédelaborde quand il écrit « comme la vallée de l’alizé se meut vers l’W., c’est-à-dire vers une crête du flux polaire supérieur, la divergence anticyclonique se renforce en altitude »50. Riehl parle de même, à 200 mb, de perturbations tropicales qui se dirigent vers l’Ouest et rencontrent des perturbations se mouvant vers l’Est aux latitudes moyennes.
59Nous croyons devoir insister sur ces points car deux faits les contredisent. Le premier est lié aux talwegs à 300-200 mb que nous avons étudiés antérieurement et qui glissent vers l’W. Le second est contenu dans une phrase de Duvergé qui écrit : « D’après cet auteur — Riehl —, on pourrait donner de la situation dans la zone intertropicale la représentation schématique suivante : dans les basses couches, les alizés sont déformés par des dépressions (troughs) qui se déplacent généralement d’E. en W. ; à haute altitude, la circulation serait composée d’une succession de tourbillons alternativement cycloniques et anticycloniques qui se déplaceraient également d’E. en W. »51.
60Nous gardons pour notre part, le schéma général de deux glissements en sens opposé. Nos talwegs à 300-200 mb évoluent en effet de toute façon vers l’Est, du côté polaire. Par ailleurs, P. Duvergé suggère un style plutôt qu’il ne décrit des faits. Ce qui va suivre correspond donc à un mouvement relatif, amenant la partie septentrionale du trough tropical, à passer successivement sous une vallée polaire d’altitude puis sous l’onde anticyclonique située immédiatement à l’Ouest.
61Dans leur déplacement, l’onde de l’Est ouverte vers l’Equateur et l’onde d’Ouest ouverte vers la dépression polaire, arrivent à un moment donné en connection par leurs sommets. Il s’ensuit un approfondissement de la circulation à la pointe de l’onde de l’Est. On peut penser que cet approfondissement a un caractère thermodynamique, en ce sens qu’à la faveur de l’onde polaire arrive au-dessus de la circulation tropicale perturbée, de l’air frais. Le rôle direct de cet air rappellerait alors celui qu’A. Dumont semble admettre au moment où le front froid recoupe l’onde de l’Est.
62Mais l’originalité des vues de Riehl vient de l’importance qu’il donne à la phase que nous placerons ensuite, et qui amène le tourbillon esquissé, à s’approfondir, surtout à partir du moment où s’y superpose la crête anticyclonique située après la vallée polaire. Il y a alors superposition d’une divergence d’altitude à une convergence dans les basses et moyennes couches. Ce qui correspond à un véritable démarrage « par le haut, la divergence à 300 mb aspirant l’air inférieur »52.
63Or, si l’onde froide a pu participer à l’approfondissement du météore d’une façon où nous suggérons l’influence thermodynamique, l’événement fondamental, la superposition de la crête chaude à l’onde de l’Est en voie de creusement, est un phénomène dynamique. Ce phénomène dynamique soutire puissamment un air que la perturbation alimente par le bas ; ce qui préserve l’homogénéité massique au sein de laquelle se développe le météore.
64Absence de contrastes thermiques dans le cyclone, intervention froide à la périphérie permettant de stabiliser la température du système et d’en assurer le fonctionnement de l’extérieur, telle est la situation à laquelle nous aboutissons. Et c’est là qu’intervient le « cooling system » de Riehl.
65Le cyclone est une masse d’air chaude et humide (l’air arrive à saturation). Une telle chaleur et une telle humidité conduisent d’ailleurs à l’instabilité verticale. Or, une part essentielle de cette chaleur et de cette humidité est fournie par le substratum maritime que nous savons chaud. Ramage note que le flux convergent des bas niveaux se charge d’une chaleur latente puisée à la surface de la mer. Dans le même sens, Riehl indique que la température potentielle de l’air de surface s’accroît le long des trajectoires convergentes et que l’air de surface acquiert de la chaleur latente dans son déplacement à travers les basses pressions53. Ainsi donc, une énergie thermique se trouve-t-elle disponible dans l’air convergent et ascendant, « accumulée par la vapeur d’eau, sous forme potentielle (chaleur latente de condensation) »54. « La chaleur originelle de l’air et la chaleur latente libérée par la condensation au cours de l’ascendance fournissent l’énergie qui assure la persistance du mouvement vertical »55. Mais il peut ainsi se produire un excès de chaleur. L’advection froide du « cooling system » arrivant à la périphérie de la tempête en altitude, se charge de le supprimer.
66L’air froid, qui n’intervient pas dans la colonne ascendante, sert de radiateur. Mais en même temps il assure le fonctionnement de la branche descendante couplée à la branche ascendante du cyclone, imposant ainsi un système cellulaire convectif complet (figure 288). Ce sont ces deux aspects du « cooling System », complémentaires de la colonne chaude d u cyclone, que nous allons voir maintenant.
67L’origine de l’air froid d’altitude du cooling system semble bien être, d’après Riehl, dans une extension vers le Sud, à la faveur d’une vallée du courant-jet, des vents d’Ouest des latitudes moyennes. Nous admettons qu’il s’agit là de la vallée planétaire qui passe en premier lieu sur l’onde de l’Est et lui donne une impulsion initiale. Lorsque l’onde de l’Est est passée sous la crête anticyclonique plus occidentale, l’air froid de la vallée arrive donc hors de la zone du cyclone. Cet air converge alors avec le flux divergent d’altitude de la zone des tempêtes. Il en résulte, à l’emplacement de cette convergence, un tourbillon cyclonique. Nous conviendrons que ce tourbillon se réalise à la pointe de la vallée polaire elle-même. A partir de là est suscitée une expulsion de l’air vers le bas56. Il s’ensuit, dans les basses couches, des conditions anticycloniques renforcées. Celles-ci, plus ou moins proches du cœur du hurricane, imposent un fort gradient de pression, d’où l’entretien assuré du météore (figure 288). On se trouve ainsi en présence d’une colonne ascendante dans le cyclone, avec convergence au bas et divergence en haut, et d’un courant compensateur avec convergence en haut et divergence en bas. L’équilibre thermique est réalisé dans la branche ascendante, par le « radiateur » constitué par l’air frais marginal. Mais il y a aussi, sous une forme dynamique, entretien d’un circuit dans le plan vertical.
68On conçoit que si l’air froid arrive près du cyclone (et non dans son sein), il pourra, par subsidence, assurer ainsi l’augmentation de puissance de l’anticyclone chargé de fournir le flux directeur57. Riehl note justement qu’une advection froide prend fréquemment place dans la basse troposphère en s’écoulant en direction de l’Equateur. L’air polaire se déploie alors et s’affaisse, renforçant la branche descendante de la circulation cellulaire. Ce qui a pour conséquence d’accélérer tout le système et en particulier la puissance de la convergence, donc de l’ascendance au sein du cyclone.
69Riehl refuse par là toute intervention directe de l’air froid dans la perturbation. Il remarque même qu’il ne peut y avoir tempête si l’air polaire envahit la dépression tropicale elle-même. « Of Course, the.re will be no storm if the polar air invades the area of the tropical depression itself »58.
D) DISCUSSION ET ENSEIGNEMENTS CONCERNANT CES HYPOTHESES
70Seules les hypothèses frontale et cinématique seront envisagées ici.
71Compte tenu du fait que les conditions peuvent varier en fonction d’un contexte géographique régional, on peut admettre que des vues diverses sont également fondées. Nous ne rejetterons donc pas a priori les formations cycloniques de fronts froids. Pourtant nous les exclurons de la saison des hurricanes, c’est-à-dire de l’hivernage antillais. Nous pensons de même que des ondulations de la Z. I. C., liées ou non à des points triples, peuvent amorcer des tourbillons. Notre sentiment est cependant que les vues frontologiques fournissent, sur notre domaine d’étude, avant tout les perturbations de départ, c’est-à-dire l’un des deux éléments retenus par Riehl comme « starting mechanism »59. Plutôt qu’à rejeter, la conception frontologique est donc à aménager.
72Ceci dit, il est important que toutes les vues exposées ci-dessus (nous excluons toujours la théorie convective), fassent intervenir l’air froid ou frais de l’hémisphère : intervention directe chez Duvergé, sur une perturbation préexistante chez Dumont, en marge d’une perturbation initiale chez Riehl (bien que l’air puisse y agir, dans la première phase de l’approfondissement, comme pour l’auteur précédent). Or, une difficulté surgit. Nos conclusions ont en effet montré, que les influences polaires régressent en été en direction du pôle, et que triomphent alors les Influencés tropicales. Comment l’air frais en retrait peut-il exercer l’action que postule son intervention dans la cyclogénèse ? P. Pédelaborde a vu la difficulté. « Pendant l’hiver — écrit-il — les coulées sont certes plus puissantes qu’en été. Mais elles dépassent rarement la ceinture des H. P. subtropicales car les situations zonales (flux polaire tendu) sont les plus fréquentes. Au cours de l’été, si les coulées deviennent plus rares et plus faibles, en revanche une forte proportion atteint la zone tropicale en franchissant les cols méridiens des F. A. L. Ces intrusions épisodiques suffisent pour creuser des cyclones »60. Sur l’Atlantique Nord-tropical, les choses se passent sans doute de façon plus complexe.
73En hiver, si le flux est zonal et relativement septentrional sur l’Océan, il est très méridional par apparition d’une forte vallée planétaire, sur le Sud des U. S. A. ; d’où les décharges froides à tous les niveaux jusque sur l’Amérique centrale, le golfe du Mexique et les Antilles. D’ailleurs, dans le même temps, par le col situé à l’Est des hautes pressions maritimes atlantiques, s’écoule vers les latitudes tropicales un air frais prolongeant le flux qui sévit sur la face polaire de ces hautes pressions61. Les transgressions froides hivernales appuient donc en général fortement vers le Sud. Or elles ne suscitent pas de cyclones tropicaux, sauf cas exceptionnels et d’ailleurs à part. C’est que leur action incessante entretient, en fait, aux basses latitudes, un air assez sec et frais pour être généralement stable. La massivité des advections froides semble ainsi inhibitrice à l’égard des cyclones tropicaux, comme à l’égard des autres perturbations tropicales caractéristiques de la saison chaude. Ce n’est donc pas le maintien des influences froides d’hiver en lisière de la zone intertropicale, qui explique la quasi inexistence des cyclones durant cette période de l’année, mais bien plutôt la massivité de leur pénétration, que celle-ci soit directe ou indirecte (décharges polaires qui regonflent les hautes pressions subtropicales).
74Nous ne pensons pas qu’en été, les coulées polaires de l’hémisphère62 puissent atteindre systématiquement les latitudes tropicales à cause du ralentissement du flux circumpolaire, donc de la multiplication de ses linéaments. Ou plutôt, nous ne pensons pas que la chose soit possible, au moment où la position moyenne du jet est reportée très haut en latitude — sur les Grands Lacs en juillet.
75C’est là, à notre sens, la clé du problème car en juin et surtout en juillet, les cyclones tropicaux restent relativement rares, et naissent et évoluent à une latitude plus septentrionale que ceux qui apparaissent en août et surtout en septembre, ou dans la première quinzaine d’octobre. L’importance, en nombre et en puissance, des cyclones de septembre sur les Petites Antilles est significative. C’est au cours de ce mois, où se maintient encore l’air chaud, que se dessine déjà un certain retour des phénomènes polaires. La grande saison des hurricanes, août-septembre, fait vraisemblablement intervenir l’air froid. Mais de même que l’influence polaire est plus septentrionale en août qu’en septembre, les cyclones naissent plus haut durant le premier mois cité que durant le second. Quant à l’air austral, il apporte le nécessaire complément thermique (air chaud), et dynamique (convergence). Il faut rappeler enfin que l’air frais qui intervient alors, ne peut agir qu’en altitude au-dessus d’un coussin d’air chaud et humide. Par là s’explique qu’à l’inverse de ce qui se passe en hiver, où toute la masse est affectée, la période de transition automnale soit la plus propice à l’exploitation maximale de l’influence cyclogénétique froide.
76On se trouve une fois de plus placé devant cette notion de seuil si importante en météorologie, notion telle qu’un phénomène agit à partir d’un certain moment dans le sens opposé à celui où il intervenait antérieurement. Nous pensons en effet que l’intervention froide est inhibitrice en hiver (tout comme l’est son effacement maximal). Le seuil est franchi, avec effets contraires, à partir du moment où cette influence est combinée sur la région de référence, à l’influence adverse (air tropical et équatorial). Un seuil secondaire se combine au précédent, car l’efficacité polaire se révèle à partir d’un niveau d’attaque en-dessous duquel il y a inhibition. Cette dernière remarque est vraie, en tout cas, si l’on admet l’écoulement froid jusqu’à la dépression initiale du starting mechanism. Ce dernier point nous ramène d’ailleurs à un schéma connu. Nous avons vu que, dans les perturbations hivernales, l’aggravation de l’instabilité se fait à partir d’un niveau d’attaque froide d’au moins 700 mb. Il semble qu’ici on doive aller plus haut et admettre 300 mb comme niveau courant du déclanchement cyclonique. Ce qui préserve l’importance en épaisseur, de la couche dans laquelle l’air humide peut être instable.
77La considération de la saison au cours de laquelle les poussées froides sont actives jusqu’aux basses latitudes, est donc importante. Duvergé remarque que « les principales régions cyclogénétiques du globe sont celles où une faiblesse de la ceinture des hautes pressions subtropicales permet l’irruption d’air polaire dans la zone équatoriale ; « bursters » d’Australie, « northers » de la mer des Antilles, air sibérien aux Philippines, front froid à Madagascar »63. En fait, pour ne prendre que les deux exemples de l’hémisphère Nord, l’air sibérien n’arrive certainement pas aux Philippines en été, pas plus que les « Northers » n’arrivent durant cette saison aux Antilles. Ces derniers, ainsi invoqués à l’appui de la conception frontologique et de l’action cyclogénétique de l’air froid, sont un phénomène d’hiver et, au plus, de début de printemps et d’extrême fin de saison chaude. Ceci confirme bien la nécessité où l’on est, en agitant un argument, de le situer dans le temps. Une telle précaution aboutit, ici, à confirmer notre position, qui exclut de l’été tout style frontologique polaire jusqu’à une latitude proche de l’Equateur.
78Ceci dit, le rôle que Riehl assigne à l’air froid nous paraît s’accorder avec les faits. Le cooling system ne postule pas des descentes polaires jusqu’aux plus basses latitudes. Par ailleurs, la dépression d’altitude située au-dessus des conditions anticycloniques de basses couches, se place dans la même perspective que les basses pressions d’altitude corrélatives des anticyclones pelliculaires américains (voir page 150). En outre, la subsidence de la masse froide fournit le resserrement des isobares et l’augmentation du flux sur la face méridionale de l’anticyclone subtropical atlantique, c’est-à-dire là, et au moment où une onde de l’Est peut se creuser. Les notations d’A. Théveneau qui parle d’une possible éclosion cyclonique au Sud des alizés rapides vont dans ce sens.
79Mais il est un point encore du schéma de Riehl qui paraît important. Les cyclones tropicaux naissent, par moments, en véritables familles. Ainsi en a-t-il été en août 1955. Il se peut que trois cyclones se suivent de peu sur l’Atlantique Nord. Il est difficile d’admettre que de telles dispositions soient fortuites. Sans pouvoir en donner d’explication sérieuse, relevons pourtant ceci. Selon Riehl, le tourbillon dépressionnaire d’altitude résultant de la convergence de l’air froid et de l’air divergeant à partir du sommet du cyclone, peut prendre une telle importance, qu’apparaîtra ou s’intensifiera un cyclone de haut niveau, plusieurs centaines de miles à l’Est de la perturbation tropicale principale en mouvement vers l’W. ou le N.-W. Peut-être alors, le nouveau tourbillon s’approfondit-il jusqu’au niveau de la mer, tandis qu’une divergence s’établit à sa partie supérieure. Ainsi est-il convenable qu’un deuxième cyclone naisse du premier.
IV. — CONCLUSION
80« Il est difficile d’édifier une théorie explicative » de la cyclogénèse64. Pour nous, et une fois encore, les causes sont nombreuses et il serait vain de vouloir enfermer la formation du tourbillon dans un schéma unique. Mais il est trop tôt pour trancher car tous les faits ne sont pas connus. L’exploitation de plus en plus systématique des niveaux 300 et 200 mb, et aussi des satellites artificiels, doit permettre d’ici peu, de nouvelles acquisitions en la matière.
ASPECTS ET STRUCTURE DES CYCLONES TROPICAUX
I. — HOMOGENEITE MASSIQUE
81Sans revenir sur la question controversée de l’homogénéité de sa masse d’air, il faut cependant souligner que le cyclone finit par devenir uniformément chaud s’il ne l’est pas dès l’origine. L’impossibilité où l’on est d’y tracer des fronts, constitue donc une différence essentielle avec la dépression tempérée, dont le cœur est par ailleurs froid. Certes, des cyclones tropicaux débutent avec un cœur froid (« Kona Storms »)65. Mais la chaleur latente libérée par la condensation réchauffe graduellement les régions centrales, en sorte que les Kona Storms deviennent des perturbations à cœur chaud. L’origine de ces cyclones se situe en altitude. La circulation cyclonique s’étend ensuite en direction de la surface. Mais la transformation complète se fait rarement par accroissement de l’intensité jusqu’au stade du hurricane66.
II. — PHYSIONOMIE D’ENSEMBLE
82L’aspect du cyclone n’est pas le même du début à la fin de son existence. Nous avons rappelé, d’après G. Dunn, les 4 phases de sa vie. C’est au cours de la 2e — phase de précocité — qu’il est le plus symétrique et occupe une aire relativement petite. Durant les stades de maturité et d’affaiblissement, les isobares occupent graduellement une plus grande surface, de même que les vents de hurricane. Le cyclone peut achever sa carrière aux latitudes tropicales où il se comble, par frottement, en arrivant sur terre. Le frottement sera maximal, et par voie de conséquence le comblement rapide, si la région est montagneuse. Le cyclone peut aussi remonter vers les latitudes tempérées. Alors, ou il se comble progressivement par effet de latitude et advection de « coulées épaisses et généralisées qui… détruisent le champ thermique et affaiblissent l’ascendance »67 ou il se transforme en dépression extratropicale avec fronts et cœur froid.
83Le théorème du tourbillon permet de comprendre les aspects essentiels des cyclones tropicaux au cours de leur vie nord-atlantique et caraïbe, avec déplacement d’Est en Ouest auquel succède ou non un déplacement S.-N.
84Supposons deux cyclones qui évoluent sur l’Atlantique jusqu’à l’arc antillais d’E. en W. selon une trajectoire AB. L’un poursuit ensuite vers le Nord sur une ligne BC, l’autre passe en Caraïbe et continue vers l’W. selon une trajectoire BD. Convenons que les deux météores sont au stade d’ouragan en A, et que le cheminement AB correspond à leur phase de précocité. Les trajectoires BC et BD répondent alors à celles de maturité et d’affaiblissement.
A) LA PRECOCITE
85Le long de AB, f ne varie pas. D’où la relation Le tourbillon relatif des deux cyclones (ζ) dépend donc uniquement de la convergence. Si D croît, ζ croît également et la rotation cyclonique s’intensifie. Le fait est que la convergence croissante que l’on rencontre au début de l’existence d’un hurricane, a pour effet son intensification et un resserrement des isobares.
B) LA MATURITE ET L’AFFAIBLISSEMENT
1. — SUR L’AXE BD
86f ne varie pas (latitude à peu près constante). A partir du moment où le cyclone a atteint la maturité, D et ζ ne varient plus. Le dessin isobarique reste pour un temps à peu près stable, avec forts vents de tempête.
87Puis le cyclone s’affaiblit, ce qui se traduit par une diminution de la convergence. Puisque f continue à ne pas ou guère varier, il faut, dans la relation que ζ diminue également. Ce qui correspond à un certain desserrement de la figure isobarique cyclonique, c’est-à-dire à l’étalement des isobares. C’est bien ce que G. Dunn signale dans la phase ultime.
2. — SUR L’AXE BC
88Trois cas peuvent être envisagés. Dans le premier, supposons qu’au fur et à mesure que le météore gagne vers le Nord, il n’y a ni déficit ni excès de convergence par rapport à la phase précédente. D = K implique f + ζ = K. Or f augmente nécessairement et ζ diminue. La figure isobarique s’étale. Il y a desserrement des lignes de flux et des isobares. L’organisme perd progressivement de sa virulence.
89Avec le second cas, supposons que, dans sa marche vers le Nord, le météore voit sa convergence diminuer. Le processus précédent ne fait alors que s’accentuer. f + ζ décroissant et f croissant, il faut que ζ décroisse davantage encore que dans le premier cas. L’étalement de la figure se fait donc plus rapidement encore que précédemment.
90Dans un troisième cas, supposons que la convergence continue à s’accroître dans la marche du météore vers le Nord. Il s’établit alors un effet antagoniste entre cette augmentation et l’effet de latitude f. L’augmentation de D implique celle de f + ζ. Mais comme f croît nécessairement, l’augmentation de ζ se trouve limitée voire annulée. L’effet de latitude tend donc ici à freiner l’augmentation ou même à imposer quand même une diminution au tourbillon cyclonique.
91Ce troisième cas sort, en partie, du cadre que nous nous étions assigné (maturité et affaiblissement du météore). Si nous l’avons retenu, c’est parce qu’il éclaire le maintien de certaines perturbations très haut en latitude. Tout phénomène de convergence intervenant dans la phase de glissement vers les régions tempérées, contribue à redonner vigueur à l’organisme cyclonique, que sa structure reste ou non tropicale d’ailleurs. Le cyclone Hazel a conservé, en octobre 1954 grâce à une injection froide, une virulence dévastatrice très haut en latitude sur les U. S. A. Ce processus a été loin de combler la perturbation, comme on aurait pu s’y attendre ; ce qui pose un problème sur lequel nous reviendrons.
92Pourtant, le fait d’observation courante est que le long des trajectoires symbolisées par la ligne BC, on assiste à l’étalement des dépressions au fur et à mesure qu’elles se rapprochent du pôle. Ce qui revient à dire que l’influence habituelle, est celle de l’effet de latitude, exactement comme il y a influence majeure de l’effet de latitude lors du desserrement des isobares de l’anticyclone mobile en marche vers le Sud.
III. — LE SYSTEME DE PRESSIONS
93Ce qui précède reflète les modifications de la pression au sein de l’organisme selon sa virulence. Lorqu’il est bien réalisé, la chute du baromètre est brutale et massive au passage de son centre. La remontée est également très rapide (figure 289). La baisse de pression « affecte une aire à peu près circulaire de 50 à 200 km de rayon »68. Dans les stades de précocité et de maturité, les isobares semblent à peu près circulaires du centre jusqu’à l’isobare 995,6 mb selon G. Dunn69. C’est pourtant dans le stade de précocité que la symétrie apparaît la plus nette car, en particulier après le coude des cyclones vers le pôle, intervient une certaine distorsion des isobares.
94Les plus basses pressions sont en général sévères. G. Dunn note que des relevés minima compris entre 914,3 et 931,3 mb (entre 27 et 27,5 inches) sont courants70. Pour Riehl, la structure dépressionnaire intéresse surtout les plus bas niveaux. Vers 30 000 pieds (9 000 m environ) la circulation cyclonique ne l’emporte plus. Au-dessus, la circulation anticyclonique triomphe71. La figure 290, inspirée de Riehl, montre la vitesse des vents cycloniques et le sens de leur giration moyenne à plusieurs niveaux. Entre 2 100 et 9 000 m environ, (7 000 et 30 000 pieds) la rotation cyclonique autour du centre perd en vitesse. Son aire tend en outre à se rétrécir. La ligne de vitesse O, séparant la circulation cyclonique de la circulation anticyclonique, se resserre en effet autour des vents cycloniques. La circulation anticyclonique progressivement triomphante à la périphérie, s’accentue à 12 000 m (40 000 pieds) et 13 500 m (45 000 pieds). Par ailleurs, si les vents cycloniques perdent de leur vitesse, celle-ci croît dans l’anneau anticyclonique. Ainsi arrive-t-on au sommet d’un cyclone mûr vers 100 mb, niveau moyen de la tropopause.
IV. — LES VENTS
95C’est dans la basse troposphère qu’apparaissent les vents violents. Ils peuvent approcher de 300 km/h (nous l’avons dit à propos de Janet). Les vents, parallèles aux isobares, à l’inverse de ce qui se passe habituellement aux latitudes tropicales, ne sont pas répartis équitablement en force autour du centre. Les marins parlent de droite dangereuse et de gauche maniable. A droite, la violence est maximale dans le quadrant arrière. L’explication en est simple (figure 291). Ces vents soufflant vers l’avant se situent à la droite de l’axe de progression du météore. On conçoit que les vents les plus forts soufflent dans la direction où se déplace l’organisme. On conçoit par conséquent que les vents de la gauche « maniable » soient les moins virulents puisqu’ils soufflent à l’inverse du déplacement du météore. L’inégale répartition des vents en vitesse a une autre raison encore, facile à concevoir si l’on prend le cyclone de l’Atlantique Nord au moment où il se dirige vers l’Ouest. Il a alors sur sa droite l’anticyclone subtropical qui lui sert de centre directeur. Il a sur sa gauche les basses pressions équatoriales. Le gradient de pression est donc plus fort au Nord qu’au Sud, d’où la vigueur des vents de la droite dangereuse. Cette explication est suggérée par Dunn. Elle permet de comprendre par ailleurs que « coups de vents » et « vents de hurricane » s’étendent plus loin sur la droite du cyclone que sur sa gauche.
96Il s’agit là du schéma moyen. La disposition des vents, leur force, varient en effet avec le degré d’évolution de la perturbation. En général, la répartition des vents est la plus symétrique dans le stade de précocité.
V. — SYSTEMES NUAGEUX ET PLUIES72
97La physionomie change d’un cyclone à l’autre et d’une phase à l’autre d’un même cyclone. Pourtant, « en gros, on peut dire, qu’en coupe horizontale, la masse nuageuse du cyclone se présente un peu comme l’image d’une tache solaire ou d’une nébuleuse spirale »73. C’est cette disposition qui est devenue classique.
98Au centre se trouve un nimbostratus généralement percé de l’œil de la tempête. Sa limite intérieure est nette. Elle peut l’être également à l’extérieur. Le plus souvent pourtant, le nimbostratus se raccorde de façon irrégulière aux bandes spirales qui comportent des nuages convectifs. On relève également des nuages convectifs dans les intervalles entre ces bandes, puisqu’on y trouve des cumulus, cumulonimbus, stratocumulus. Au-dessus, vers 3 à 5 km, il y a un niveau d’altostratus dont la densité diminue du centre vers la périphérie.
99La couche supérieure, entre 7 et 10 km, comporte des formations cirriformes. On constate à l’avant du météore, des bandes de cirrus qui semblent en émaner (B. Guilmet). Il est vraisemblable pourtant que les cirrus se meuvent en avant, dans le courant d’air général dans lequel est encastré le cyclone (G. Dunn). Il n’y aurait ainsi « qu’une liaison fortuite entre ces derniers et la position des centres des typhons »74. En tout cas, à la périphérie, selon Dunn, où des nuages bas et moyens sont associés au tourbillon, les cirrus semblent ne pas être affectés par la circulation de la tempête.
100Cet auteur note que la pluie reste fixe (il faut entendre uniforme) en intensité et en répartition à l’intérieur de la dépression au stade de précocité. Lorsque la trajectoire commence à s’incurver et que le cyclone atteint de plus hautes latitudes, la pluie tend à se concentrer dans les quadrants frontaux. Dans ce sens I. Eaker note que « les précipitations les plus intenses se trouvent généralement de 100 à 125 km en avant du cyclone »75. Mais il y a des exceptions. G. Dunn en signale d’appréciables. En septembre 1926, un cyclone mût venu du Cap Vert atteint Porto Rico. Le centre de la tempête passe au Sud de San Juan. Or, il tombe sur la ville 75 mm à l’avant de la dépression et 196 mm à l’arrière. Le 27 septembre 1932, un hurricane relativement précoce passe sur Rio Piédras, au S.-E. de la capitale porto-ricaine. L’avant de la perturbation donne 29 mm et l’arrière 40 mm.
101Ce qui vient d’être dit fait évidemment abstraction du facteur topographique qui est susceptible de modifier provisoirement, mais massivement, la répartition interne des pluies.
VI. — LE PROBLEME DE L’ŒIL
102Dans les tempêtes mûres, le diamètre de l’œil est de 15 miles (40 dans les grands typhons) (Riehl)76. Là encore, grande possibilité de variabilité. Un rapport de reconnaissance aérienne cité par Mondain77 indique que « la grandeur de l’œil n’est pas une indication de l’intensité de la tempête », bien que l’œil soit sans doute d’autant mieux réalisé et plus large que le cyclone est plus âgé.
103En général, l’œil est circulaire. Mais il peut aussi être ovoïde, principalement au moment où le météore appuie contre un relief. Il peut se dédoubler ; il peut avoir aussi un dessin diffus. En fait, note Riehl, l’œil est en perpétuelle évolution.
104Malgré une certaine variabilité, certains points communs font de l’œil du cyclone un élément fort original. Des calmes complets peuvent y être relevés. Le Soleil et les étoiles y sont parfois visibles. La chaleur y est jugée oppressante. Mais il n’y aurait là qu’un effet psychologique. Cependant le rayonnement solaire semble susceptible d’apporter un surcroît de chaleur. En somme, l’œil est un domaine sans mouvements atmosphériques violents, sans précipitations notables, au système nuageux beaucoup moins compact que celui de l’entourage ; comment l’expliquer dans le cadre de la puissante ascendance qu’implique nécessairement un cyclone tropical ?
105Les premières vues y ont situé le centre de la colonne ascendante. Mais cette disposition est incompatible avec la raréfaction des nuages. Des idées plus récentes ont fait de l’œil une zone de subsidence au milieu de l’ascendance située dans le système nuageux périphérique78.
106La réalité semble être à rechercher entre de telles hypothèses. Mondain79 ne croit pas à la subsidence généralisée dans l’œil de la tempête, conception qui vient, selon lui, de la difficulté où l’on est d’expliquer autrement l’éclaircie centrale, bien que des phénomènes de subsidence soient parfois accompagnés de nuages. Pour cet auteur, l’œil est une « colonne d’air où les mouvements sont faibles et incohérents », avec disparition de l’ascendance à son endroit plutôt qu’apparition d’une subsidence systématique. Beaucoup plus récemment, C. L. Jordan80 a fourni de nouvelles précisions sur ce problème. L’auteur semble donner encore l’avantage à la subsidence, mais il distingue un domaine de subsidence maximale dans la partie la plus externe du calme central. Les reconnaissances aériennes suggèrent que l’œil est souvent rempli de nuages sous le niveau de vol, nuages dont la base peut être située à moins de 600 pieds. Ils paraissent relativement stables. Toutefois, ils ont un plus grand développement au centre qu’à la périphérie. Ce qui suggère bien un mouvement descendant sur le rebord de l’œil et ascendant à l’intérieur.
CHEMINEMENT DES CYCLONES TROPICAUX
107La vitesse de déplacement du cyclone dépend de sa latitude, de la puissance de son centre d’action directeur, et aussi des « perturbations extratropicales qui viennent interférer en altitude dans les courants d’Est »81. Pour B. Guilmet, le déplacement du météore est d’environ 8 à 12 nœuds sous 15° de latitude, 12 à 18 entre 15 et 25° ; il peut atteindre et dépasser 25 nœuds plus au Nord.
108Les trajectoires sont nombreuses (figure 286). Elles se regroupent pourtant sous quelques faits généraux assez simples : déplacement E.-W. puis S.-N. avec parcours entièrement maritime (Atlantique) ; — disposition identique incluant les Antilles et l’Amérique du Nord ; — translation E.-W. jusqu’à l’arc antillais puis E.-S.E. W.-N.W. sur la Méditerranée américaine, jusqu’à dissipation sur l’Amérique isthmique.
109Si les dessins d’ensemble sont simples, la fantaisie l’emporte dans le détail. Elle existe sur notre domaine d’étude mais à un degré sans doute moindre que celui où elle se présente sur le Pacifique Sud-Ouest82. Cette fantaisie reflète le problème le plus délicat de la prévision en période cyclonique. Aux Antilles, l’exemple de Janet attendu en septembre 1955 à la Martinique, et détourné au dernier moment sur la Barbade, en est une bonne illustration.
110La trajectoire dépend du cyclone lui-même et de facteurs extérieurs. Riehl souligne que les tempêtes de faible rayon et d’intensité médiocre (facteur interne) subissent beaucoup plus l’influence du courant directeur (facteur externe) que les grandes tempêtes dont la tendance est à remonter vers le pôle.
111Les facteurs externes, les plus importants, sont les uns attachés aux conditions géographiques, les autres aux conditions atmosphériques. Les trajectoires moyennes se superposent à celles des courants maritimes chauds. Duvergé y pressent un lien de cause à effet, explicable par le fait que « c’est au-dessus de ces courants maritimes chauds que les perturbations trouvent le maximum d’énergie »83. A. Dumont a aussi insisté là-dessus, notant pour l’Atlantique nord-tropical « le parallélisme des trajectoires des ouragans et des courants marins chauds qui constituent évidemment un lit privilégié pour l’apport constant par la base d’énergie thermique et de vapeur d’eau »84.
112Ceci dit, les cyclones sont surtout liés à des centres d’action directeurs. Une carte de surface en donne une première idée. Les cyclones tropicaux de l’Atlantique nord-tropical se déplacent sur la face équatoriale de l’anticyclone subtropical, jusqu’à ce qu’intervienne un talweg d’Ouest. Alors, à la faveur de cette rupture des hautes pressions, le cyclone tend à remonter vers les latitudes moyennes.
113Le centre d’action qui commande le courant directeur n’est pas nécessairement et sans doute pas essentiellement, au niveau de la mer. En 1951 B. Guilmet remarque que « faute de données précises sur les théories qui situent ce courant directionnel dans la haute troposphère ou même dans la stratosphère, il convient de se borner à considérer la cellule anticyclonique en bordure de laquelle circule le cyclone comme centre d’action principal »85. Dans « Tropical meteorology » (1954) Riehl remarque que la direction implique des forces qui guident une petite perturbation dans un fort courant, ce qui est rarement réalisé. Dans beaucoup de situations, en effet, les isobares sont partiellement imposées par la tempête elle-même. Quoi qu’il en soit, comme la circulation de cette dernière décroît vers le haut, les vents d’altitude ont le plus de chance d’être représentatifs de la direction et de la vitesse du courant directeur. Mais, à quel niveau au juste ? Simpson — cité par Riehl — avait suggéré 700-500 mb. A cela Riehl répond qu’il faut, bien que les dispositions d’altitude soient sans doute déterminantes, rompre avec la notion de niveau majeur et lui substituer plutôt la notion de « couche directrice » incluant la troposphère au moins jusqu’à 300 mb. Les tempêtes tropicales se meuvent donc, pour cet auteur, dans la direction et selon la vitesse du courant défini comme le flux moyen allant de la surface à 300 mb, au-dessus d’une bande de 8° de latitude en largeur, et centrée sur la tempête.
114A. Dumont a, pour sa part, étudié en vue du séminaire de Ciudad Trujillo le problème du centre directeur. Ses constatations sont précieuses pour les premiers jours de vie du météore. Il y a similitude des trajectoires du cyclone et des centres anticycloniques au sol et à 500 mb. A partir de l’étude des cyclones atlantiques et caraïbes de l’année 1955, et en particulier de Connie, Edith et Janet, l’auteur a pu mettre en évidence le fait que la distance entre l’œil et le centre anticyclonique reste quasi constante durant les premiers jours de déplacement. Que le centre haut s’effondre, ou que sa distance à l’œil augmente, et le cyclone reste pour un temps sans guide. Ceci, jusqu’au moment où il passe sous le contrôle d’un autre centre haut.
115Il est possible, d’après ce qui précède, d’expliquer les trajectoires classiques. Et tout d’abord l’évolution E.-W. suivie d’un coude en direction du Nord. Cette trajectoire associe un anticyclone à un talweg du courant d’Ouest. Le cyclone évolue en premier lieu sur la face équatoriale des hautes pressions. C’est quand il rencontre le col barométrique, correspondant à une zone de faiblesse dans la ceinture anticyclonique subtropicale, qu’il tend à remonter vers le Nord. Sur la face polaire de l’anticyclone, il tend à être pris dans les Westerlies et, pour le moins, amorce un glissement vers l’Est aux latitudes tempérées. Ce peut être le point de départ de la transformation du cyclone tropical en dépression tempérée.
116Une trajectoire uniquement E.-W., c’est-à-dire impliquant pour le météore une existence ultime au-dessus de la Méditerranée américaine, s’explique de plusieurs façons. En premier lieu, on peut concevoir l’extension très loin vers l’Ouest du centre anticyclonique atlantique directeur. On peut admettre aussi, d’après Riehl86, les faits en fonction de deux noyaux de hautes pressions (A1 à l’Ouest, A2 à l’Est séparés par un talweg du courant d’Ouest). Ce talweg entraîne l’anticyclone occidental dans sa marche vers l’Est. Au moment où le cyclone, guidé jusqu’alors par la face équatoriale de A2 arrive à hauteur du talweg, il esquisse un mouvement vers le N.-W. ou le N.-N.W. Pourtant, à l’inverse du premier cas cité, la dépression ne poursuivra pas en direction du pôle car A1 la prendra dans son courant de Nord. Ainsi, après un élément de trajectoire aberrant, la marche reprendra vers l’Ouest sur la face équatoriale de A1.
117Ce dernier processus introduit la possibilité de tronçons fantaisistes. On conçoit, en effet, que le cyclone ait déjà fortement glissé en direction des latitudes subtropicales après son coude et avant d’être repris par le flux oriental de l’anticyclone le plus occidental. Mais aussi, l’anticyclone oriental peut lui-même imposer le retour de la trajectoire à une composante Ouest, après une tendance à glissement vers le Nord. Ceci se produira si les hautes pressions en question se déplacent brutalement vers l’W. comme il est possible. La remontée du météore se trouvera stoppée et sa trajectoire déviée vers l’Ouest87.
118Les coudes inattendus sont vraisemblablement dus aussi à d’autres facteurs. C’est ainsi que, là encore, peuvent intervenir les conditions géographiques. C’est du moins notre sentiment. Les cyclones sont sans doute dirigés vers les canaux des Petites Antilles, à la fois par l’existence des îles et de leurs reliefs et aussi, peut-être du fait des courants marins qui empruntent tel chenal plutôt que tel autre, au moment où les eaux chaudes atlantiques s’engouffrent dans la Caraïbe88.
LES MANIFESTATIONS HYDROLOGIQUES DES CYCLONES TROPICAUX89 (fig. 291)
119Les mouvements marins liés aux hurricanes sont la marée de hurricane et l’onde de hurricane. La marée de hurricane peut étendre ses effets très au-delà des vents de tempête. L’onde est liée au centre du météore.
120La marée de hurricane résulte, sur les côtes, d’un transfert d’eau dans un système d’ondes et de houles suscitées par les vents de la perturbation. Les ondes nées dans la moitié avant droit de la dépression sont les plus fortes. Elles sont sous l’influence des vents de la « droite dangereuse ». En outre « elles voyagent dans le même sens que tout le système dépressionnaire. Elles sont donc sous l’influence de vents dont la déviation en direction est relativement petite pour un temps d’action relativement long, d’où leur fetch assez important ». Cette disposition explique l’importance de la marée de hurricane assaillant les côtes orientales du Mexique, lorsqu’un cyclone progresse sur l’Atlantique puis la mer du Golfe (cas de Janet sept. 1955). Les ondes cycloniques issues de l’arrière du hurricane sont nécessairement plus faibles. Elles sont en effet « liées à des vents de force moyenne » (ceux de la gauche maniable). En outre, « elles se dirigent dans un sens opposé à celui de la dépression tropicale tout entière ». Il n’empêche que les vents issus de l’arrière ont fortement attaqué les côtes caraïbes de la Martinique au passage de Janet90.
121L’onde de hurricane se présente comme une rapide élévation de l’eau. Elle est le plus perceptible dans le calme central. Cette élévation est complexe. Elle dépend du déficit de pression dans le météore, et aussi de l’action des vents suscités par la dépression elle-même. G. Dunn suggère qu’il y a, au centre, effet du vent du secteur avant contre le courant créé par les vents de l’arrière droit. Mais il faut sans doute également tenir compte de la houle dépendant des vents de ce secteur, suscitée au moment où le cyclone n’était pas encore au point où se constate l’onde. Une houle levée par les vents venant de l’arrière précède donc le météore. Son action n’est pas dissipée au moment où celui-ci arrive. Cette action s’ajoute à celle des vents arrières du moment. C’est à cela que s’oppose l’effet du vent contraire, issu du secteur avant (et principalement semble-t-il avant gauche). Pour ces raisons, les cyclones sont souvent particulièrement meurtriers et dévastateurs sur les côtes antillaises.
Notes de bas de page
1 Not. et cit. G. Lasserre, Th. citée, t. I, chap. II, III, C, p. 200-201.
2 J. Bougenot : « De la climatologie de la Guadeloupe des cyclones », sept. 1940, dactylographié, non paginé, 27 feuillets (cit., chap. VI).
3 P. Pagney : « Un cyclone dans la mer Caraïbe : le cyclone Janet (sept. 1955), C. O. M., t. X (1957), p. 65 à 91.
4 G. Lasserre, Th., p. 207 et suivantes.
5 M. Perrusset : « Le cyclone Edith », Serv. météo. Groupe Antilles-Guyane, Fort-de-France, 1963, 19 p. ronéotypé.
6 A. Théveneau : Rapport dactylographié sur Héléna, 26-27 oct. 1963, en Guadeloupe, 6 feuillets, texte et tableaux.
7 Renseignements communiqués par M. Perrusset, d’après un rapport du W. B. de Miami.
8 Le cyclone « Cléo » sur la Guadeloupe (Journal Le Monde, 25 août 1964).
9 V. in P. Pagney : « Un cyclone dans la mer Caraïbe » (art. cité), p. 65, note (3) ; in G. E. Dunn : « Tropical Cyclones », comp. 1951 (art. cité), p. 887.
10 V. in A. Viaut : La météo. du navig. (ouv. cité), 1956, p. 31, table de « correspondance des échelles de vitesse de vent ».
11 I. Eaker propose in Météo. trop. (traductt. V. Mironovitch et J. Mondain) une classification différente : dépression tropicale, cyclone tropical, ouragan, p. 173.
12 P. Pagney : « Un cyclone… » (art. cité), p. 82.
13 Id., ibid., p. 72.
14 P. Pagney : « Un cyclone… » (art. cité), p. 82 et « Mouvements marins d’origine cyclonique », B. A. G. F., 1958, p. 61 à 72.
15 G. Dunn : « Trop. Cyclones », in Comp. (art. cité), p. 892.
16 Id., ibid., p. 887 et suivante.
17 C. S. Ramage : « Hurricane development », Jour. of meteo. vol. 16, nber 3, june 1959, p. 227-237.
18 I. Eaker, (ouv. cité), p. 173 ; G. Dunn, (art. cité), p. 887.
19 B. Guilmet : Note sur la météo… (ouv. cité), p. 17 ; v. aussi J. Mondain : « Remarques complémentaires sur les cyclones trop. », 29 p., après traduct. Météo. trop. I. Eaker (v. p. 6).
20 B. Guilmet : Note… (ouv. cité), p. 17.
21 J. Mondain : Remarque… (ouv. cité), p. 8.
22 A. Dumont : « Contribution à l’étude de la prévision des cyclones dans la zone des P. A. » : texte dactylographié, arch. Fort-de-France, janv. 1954. Importance des courants marins précisée dans « Notes d'étude sur la formation des ouragans dans la région des Antilles », communic. établie en vue c Séminaire Ciudad Trujillo ». C’est de cette seconde étude que nous tirons les précisions qui suivent.
23 C. S. Ramage : « Hurricane development » (art. cité), p. 227.
24 J. Mondain : Remarques… (ouv. cité), p. 8.
25 V. notre Introduct., p. 19 et 20.
26 Ou force cyclostrophique ; V. P. Pédelaborde : Les Moussons, p. 92.
27 V. « Les conclusions générales » dans P. Duvergé : « Les cyclones de la saison 1948-1949 à Madagascar », Mém. de la Météo. Nat., no 36, 1951, 110 p., cartes et croquis ; v. aussi H. Riehl : Aerology of Tropical Storms in comp. 1951, p. 902-913. Du même auteur, v. également, in Trop. meteo, 1954, le chap. II « Tropical Storms », p. 281 à 357.
28 Ouv. Cité p. 98
29 V. notre Introduct. et C. E, Palmer, p. 859 à 880 in comp. ; v. spécialement p. 863 à 872.
30 In Trop. meteo., p. 326. L’auteur envisage aussi l’hypothèse convective in « Aerology of Trop. Storms », Comp., p. 907 et suivantes ; v. également P. Duvergé (ouv. cité), p. 98.
31 P. Duvergé (ouv. cité), p. 98.
32 In Trop. meteo., p. 327.
33 J. Mondain : Remarques (ouv. cité), p. 12.
34 Cette deuxième remarque citée par P. Duvergé (ouv. cité), p. 100.
35 P. 98.
36 P. Duvergé (ouv. cité), p. 99.
37 « Structure verticale de l’atmosphère en automne entre les Açores et les Bermudes », Mém. de la Météo. Nat., no 29, 1938, p. 23.
38 A. Grimes : « Equat. meteo. », in Comp. of meteo., 1951, p. 881-886.
39 Id., p. 882 : « The advance of the trade across the equator is not a steady continuous process but is made up of surges and temporary retreats, each surge being accompanied by typical cold frontal type phenomena ».
40 Le mot méridional ne serait-il pas la traduction littérale dans l’expression « meridional front » ? V. Duvergé (ouv. cité), p. 99 pour l’assimilation « front froid méridional » à « front tropical » (de Deppermann).
41 Duvergé (ouv. cité), p. 45.
42 Nous ne pouvons nous prononcer en ce qui concerne la disposition des choses au large de l’Afrique.
43 Un document de Pointe-à-Pitre montre Betsy doté d’un front froid et d’un front chaud (situat. du 11-8-56 à 12 00 TU).
44 G. E. Dunn : « Cyclogenesis in the Tropical Atlantic » (Bull. Am. Meteo, Society), june 1940, p. 215-229. V. aussi in Caribb. Weather Charact. and methods… (ouv. cité), part. II, Synoptic Weather Analysis, p. 111.
45 A. Théveneau : Types de temps aux Antilles françaises, in Monog. de la Météo. Nat., no 31, cité, p. 5.
46 B. Guilmet : Note… (ouv. cité), p. 18 et J. Mondain : Remarques… (ouv. cité), p. 12.
47 A. Dumont, dans : « Résumé des débats du séminaire de Ciudad Trujillo », rédigé pour information à l’adresse de la Direction de la Météo. Nat. Paris.
48 « We observe universally that tropical storms form only within preexisting disturbances » (Tropical meteo., p. 332).
49 « We place the initiating event in the high tropospheric layer, between 300 mb and the tropopause » (id., p. 332).
50 « Les moussons », p. 91.
51 P. Duvergé (ouv. cité), p. 101.
52 P. Pédelaborde : Les Moussons, p. 91. Duvergé note dans le même sens d’après Riehl, que « l’instabilité se développerait… quand un noyau anticyclonique d’altitude passe au-dessus d’une des dépressions des couches inférieures » (ouv. cité), p. 101. Riehl exprime déjà ce point de vue dans « Aerology of tropical storms » in Comp., p. 909 : « Deepening (d’une perturbation) takes place when the curvature of the high-level flow is anticyclonique, or changes from cyclonic to anticyclonic ».
53 Trop meteo. (ouv. cité), p. 286-287.
54 P. Pédelaborde : Les Moussons (ouv. cité), p. 90.
55 Id., p. 92.
56 « The cooler current converges with the outflow from the storm area ; the mixture acquires cyclonic vorticity and sinks » (Trop. Meteo. (ouv. cité), Riehl, p. 338).
57 Sur cette intervention d’un anticyclone, v. infra.
58 Trop. meteo. (ouv. cité), p. 338. Ceci est en tout cas exact si l’attaque se fait dans les basses couches.
59 Notre conception de la naissance des ondes de l’Est s’accorde avec cette suggestion. Nous n’avons en effet pas exclu à l’origine de l’onde un phénomène frontologique.
60 Note 1, p. 94 in Les Moussons.
61 Vues de Delourme.
62 L’hypothèse froide australe nous paraît exclue.
63 Duvergé (ouv. cité), p. 98.
64 P. Pédelaborde : Les Moussons, p. 89.
65 C. S. Ramage : « Hurricane development », J. of M., june 1959 (art. cité).
66 Ces perturbations recouvrent-elles celles dont nous venons de suggérer la présence derrière un cyclone initial ?
67 P. Pédelaborde : Les Moussons, p. 94.
68 Id. ibid., p. 86.
69 « Trop. cyclones », in Comp. (art. cité), p. 888.
70 Id., ibid., p. 888.
71 « … the high-level flow is anticyclonic, … a clockwise circulation (in the northern hemisphere) overlies the low-level counterclockwise wind field above 300 mb ». Riehl : Trop. meteo. (ouv. cité), p. 300.
72 Cette question est bien développée dans Mondain (ouv. cité). De nombreuses illustrations de systèmes nuageux cycloniques se trouvent dans cet ouvrage et dans Guilmet : Note…
73 J. Mondain : Remarques… (ouv. cité), III-B, p. 13. C’est à cet auteur, à B. Guilmet et à G. Dunn que nous devons l’essentiel de ce qui suit sur nuages et pluies.
74 N. de T. dans Météo. trop. (ouv. cité), I. Eaker, p. 178.
75 I. Eaker, ibid., chap. VIII-5, p. 179.
76 Il s’agit vraisemblablement du mile terrestre.
77 J. Mondain : Remarques… (ouv. cité), p. 20.
78 V. fig. VIII-3, p. 176 a, dans Météo. trop., I. Eaker.
79 V. (V) Problème de l’œil du cyclone, p. 20 et suivantes in Remarques…, J. Mondain.
80 C. L. Jordan : « Marked changes in the characteristics of the eye of intense typhons between the deepening and filling stages », J. of Meteo., vol. 18, nber 6, déc. 1961, p. 779-789.
81 B. Guilmet : Note… (ouv. cité), p. 19.
82 J. Giovannelli : « Trajectoires des cyclones tropicaux dans le Pacifique Sud-Ouest, N. I. T., section VII, pièce no 22, 14 cartes, saisons cycloniques 1947-48 à 60-61.
83 Citation Duvergé (ouv. cité), p. 104 ; v. aussi id., fig. 46, p. 103.
84 A. Dumont : « Notes d’étude sur la formation des ouragans dans la région des Antilles », Fort-de-France, déc. 1955.
85 B. Guilmet : Note… (ouv. cité), p. 18.
86 H. Riehl : Trop. Meteo. (ouv. cité), fig. 11, 46, p. 350.
87 H. Riehl : Trop. meteo. (ouv. cité), fig. II-50, p. 355.
88 P. Pagney : « Un cyclone dans la mer Caraïbe… » (art. cité), C. O. M. 1957, v. p. 74 et 75.
89 P. Pagney : « Mouvements marins d’origine cycl. » (art. cité), B. A. G. F. Nous en tirons ce qui suit (v. p. 61 à 64).
90 Id., fig. 2, p. 65.
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Le climat des Antilles
Ce livre est cité par
- Vigneau, Jean-Pierre. (2004) Un siècle de « type de temps ». Norois. DOI: 10.4000/norois.986
- Olmo, Fernando Diaz del. Salomon, Jean‑Noël. Batle, José Ramón Martinez. Artigas, Rafael Cámara. (2009) L’événement climatique extrême tropical (ECET) du 21 novembre 2006 : analyse hydro‑géomorphologique et gestion intégrée des bassins versants hydrographiques tropicaux. Cahiers d'Outre-Mer, 62. DOI: 10.4000/com.5583
Le climat des Antilles
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