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Afin de bien comprendre la formation des tornades, il faut avant tout découvrir la structure de l'atmosphère, l'influence de la pression atmosphérique et les mouvements des masses d'air.

Cette anatomie d'un orage à tornades en révèle les principales caractéristiques.L'orage se déplace vers le nord est et l'air arrive principalement du flanc sud.De l'air chaud et instable s'élève au dessus de l'air froid qui s'échappe de l'orage, et la limite de cet orage se confond avec le cumulo-nimbus générateur. La base (exempte de pluie) de cette masse d'air se trouve au niveau de condensation ascendante, tandis que le somment plat du nuage est situé au niveau d'équilibre. En raison de l'intensité du courant ascendant, l'air montant dépasse l'altitude du point d'équilibre avant de retomber dans "l'enclume". A la base du mésocyclone se trouve le "mur". Le "plateau" marque la position du front de rafales où un courant froid descendant, dû aux précipitations, soulève l'air chaud en avant de l'orage.

Les courants ascendants apparaissent dans les orages lorsque la température de l'athmosphère décroît rapidement avec l'altitude. Une masse d'air chaud et humide soulevée à partir de la surface (1) se refroidit tout d'abord plus vite que l'atmosphère environnante. La vitesse de refroidissement ralentit fortement lorsque sa température a atteint le point de rosée au niveau de la condensation ascendante, ou NCA (2), car la condensation de la vapeur d'eau commence à libérer la chaleur latente de vaporisation. Si la masse d'air est propulsée plus loin que le NCA, il est possible qu'elle atteigne le niveau de convection libre, ou NCL (3) , au dessus duquel elle est plus chaude que son environnment. Elle s'élève alors d'elle même (4) jusqu'à ce qu'elle soit de nouveau en équilibre avec son enviroonnement (5). Dans un fort orage, le courant ascendant dépasse le niveau d'équilibre situé au somment du nuage.

Les tornades prennent naissance dans les courants ascendants des orages. Les orages, quant à eux, apparaissent dans une atmosphère instable telle que lorsqu'une masse d'air commence à monter, sa vitesse croît au cours de la montée. Dans l'atmosphère, la pression, et en général la température, diminuent avec l'altitude : une masse d'air ascendante se refroidit en se dilatant, du fait de la diminution de pression. Dans une atmosphère instable, en revanche, la température de l'air ambiant diminue plus vite avec l'altitude que celle d'une masse d'air soulevée : cette masse d'air peut ainsi devenir plus chaude et donc moins dense que le nouvel environnement et elle s'élève alors d'elle-même. Ce mouvement ascendant, que l'on appelle la convection libre, est un processus libérateur d'énergie : l'énergie potentielle emmagasinée dans l'atmosphère instable se transforme en énergie cinétique de déplacement. Dans la réalité, il est rare que la température de l'atmosphère diminue plus vite que celle de la masse d'air ascendante. Cependant, l'air au niveau du sol est en général humide ; quand il s'élève, il se refroidit jusqu'à son point de rosée, à un niveau appelé « niveau de condensation ascendante » ou nca et la vapeur d'eau qu'il contient commence à se condenser. La condensation libère une certaine quantité de chaleur, la chaleur latente fournie à l'eau au moment de son évaporation. Il en résulte une diminution notable de la vitesse de refroidissement de la masse d'air ascendante. Généralement, si l'on porte cette masse d'air à une altitude légèrement supérieure au nca, elle atteint un niveau où elle devient plus chaude que l'air environnant : le « ni-veau de convection libre » ou ncl. Elle s'élève alors librement jusqu'à ce que sa température soit de nouveau en équilibre avec la température environnante. Ce niveau d'équilibre correspond au sommet du nuage ; la base plate à l'avant de l'orage se situe au nca.

Une atmosphère instable est constituée en général d'une couche d'air de surface, humide et chaud, surmontée d'air froid plus sec. Ces deux couches sont souvent séparées par une zone d'inversion de température, c'est-à-dire une mince couche d'air où la température augmente avec l'altitude. Une masse d'air s'élevant à travers cette couche sera plus froide que l'air qui l'entoure et aura tendance à être repoussée vers le bas. L'inversion est donc très stable : elle empêche tout mouvement ascendant et rétablit l'équilibre. Au cours de la journée, lorsque le sol est chauffé par le Soleil, l'air emprisonné sous cette inversion se réchauffe encore plus et peut également devenir plus humide du fait de l'évaporation. Si la zone d'inversion est localement érodée par des mélanges avec la couche inférieure ou si des phénomènes à grande échelle la soulèvent en bloc, la couche de surface devenue très instable jaillit violemment à certains endroits. L'air à la surface du sol s'écoule alors horizontalement vers ces points d'éruption et forme de hauts nuages d'orage.

Une inversion locale peut s'atténuer ou même disparaître complètement si \e jet stream passe au-dessus d'elle avec une force maximale (le jet stream est un courant de vents forts qui soufflent d'Ouest en Est à une altitude comprise entre 8 et 12 kilomètres). Le jet stream au-dessus des États-Unis est généralement associé au front polaire, qui constitue la frontière entre les masses d'air polaire et tropical ; il se déplace vers le Nord ou vers le Sud, suivant la position saisonnière de ce front. Le cœur du jet a environ 100 kilomètres de largeur (dans la direction Nord-Sud) et un kilomètre de hauteur. La vitesse des vents dans le jet varie entre 90 kilomètres à l'heure et un maximum estimé de 360 kilomètres à l'heure (les météorologistes évaluent généralement la vitesse des vents en mètres par seconde, mais nous utiliserons ici le kilomètre à l'heure, qui est une unité plus usuelle). À l'intérieur au jet stream, des vents particulièrement intenses, soufflant sur plusieurs centaines de kilomètres, se déplacent dans le sens du courant en refoulant vers le bas l'air devant eux et en aspirant vers le haut l'air derrière eux. Ce phénomène d'aspiration ascendante, s'il est suffisamment fort, peut dissiper une inversion et favoriser la formation d'orages ou l'intensification des orages en cours. Quand un orage engendre une tornade, on observe presque toujours cette configuration favorable des masses d'air à haute altitude. Même en présence d'une telle configuration, un courant ascendant n'apparaît que si l'air instable au voisinage du sol est poussé jusqu'à la convection libre ; cette poussée mécanique indispensable a des causes diverses. L'une d'elles est l'ascension forcée de l'air le long d'une pente par des phénomènes météorologiques à grande échelle. On observe aussi ce genre de propulsion sur un front froid, où de l'air froid et dense s'avance dans une région plus chaude, se frayant un chemin sous l'air chaud en le soulevant.

Le basculement d'un tourbillon horizontal en un tourbillon vertical amorce la rotation du courant ascendant de l'orage . La rotation autour d'un axe horizontal (illustrée par le tube du vortex) est due au fait que la vitesse du vent augmente avaec l'altitude (1) : le haut d'une masse d'air donnée se déplace plus vite que le bas. Lorsque les vents soumis à ce cisaillement vertical sont déviés par un fort courant ascendant (2), l'axe de rotation bascule et devient vertical et le courant ascendant qui en résulte tourne dans le sens des aiguilles d'une montre; le côté éloigné du tube, qui tourne dans le sens des aiguilles d'une montre, se trouve généralement dans le courant descendant des précipitations de l'orage.

La convergence et l'étirement intensifient la rotation dans le sens inverse des aiguilles d'une montre amorcée par le basculement et la propagent vers le haut. dans la troposhère moyenne, la colonne ascendante tournante renforce les vents qui s'engouffrent à son extrémité inférieure parce que les conditions d'équilibre cyclonique suppriment les entrées d'air à travers les parois de la colonne (effet de "tube dynamique"). Le cisaillement de la direction du vent fait tourner l'air entrant autour de l'axe vertical, et le mouvement de rotation se propage vers le sol. En même temps, l'amplification de l'arrivée d'air comprime la colonne et l'étire vers le haut . Comme la colonne est alors plus étroite, elle tourne plus vite (conservation du moment cinétique)

Les phases de la formation d'une tornade sont explicitées par ces schémas. L'instabilité athmosphérique engendre un intense courant ascendant qui est accentué quand le jet stream est d'intensité maximale (1). Le courant ascendant interragissant avec les vent soumis à un cisaillement vertical aussi bien en vitesse qu'en direction (2), commence à tourner dans la troposphère moyenne et forme un mésocyclone. Le mésocyclone se rétrécit et tourne plus rapidement : sa base se rapproche du sol et il s'étire aussi vers le haut (3). Pendant ce temps, dans une petite zone, la convergeance des vents de surface s'amplifie et une tornade naît à l'intérieur du cyclone. Le cyclone s'intensifiant davantage, un processus similaire aà celui qui l'a produit (basculement, effet de tube dynamique, convergence et étirement) engendre le coeur de la tornade (4). La rotation dans le coeur, contrairement à celle du cyclone est suffisamment intense pour permettre à la tornade de s'étendre jusqu'au sol. Au sol, lors de l'approche du vortex, la pression diminue et la vitesse du vent augmente.

Conditions de formation

A l'origine des tornades, se trouve l'affrontement de deux masses d'air dans une atmosphère extrêmement instable, un front froid et un front chaud. Une masse d'air est une portion de l'atmosphère, une ample étendue d'air de mêmes caractéristiques (température, humidité,..) qui forme une sorte d'unité. Les mouvements de ces masses d'air dépendent de la force de Coriolis due à la rotation de la Terre. Elle est à l'origine de la déviation des vents vers la droite dans l'hémisphère Nord et vers le sens inverse dans l'hémisphère Sud.
Aux Etats-Unis, les courants froids et secs, dits polaires, à environ 10 km d'altitude, du pôle Nord descendent, tandis que ceux du Golfe du Mexique, chauds et humides, dits tropicaux, situés plus bas, remontent. Cet affront se produit au centre des Etats-Unis. L'air chaud, plus léger, a tendance à remonter alors que l'air froid a tendance à descendre. Ainsi, l'air chaud et humide reste bloqué sous l'air froid et sec, mais les deux masses d'air sont séparées par une fine couche d'air chaud et stable, dite zone d'inversion. Cette mince couche joue un rôle prépondérant dans la genèse des tornades en limitant dans un premier temps les mouvements verticaux de l'air chaud. On appelle cette structure, une supercellule.
Au cours de la journée l'air est d'autant plus humide du fait de l'évaporation des sols provoqué par le soleil. Lorsque le sol est chauffé par le soleil, cette mince couche stable peut disparaître en certains points et l'énergie des mouvements ascendants devient suffisante pour passer l'obstacle. Ils jaillissent brutalement dans les couches supérieures donnant naissance à de fortes cellules convectives.

Schema de la cellule convective

Plus rien n'arrêtera donc ce front. En remontant, celui-ci se refroidit, et la vapeur d'eau se transforme en de petites gouttelettes. C'est la condensation, qui entraîne alors la formation d'un nuage, ici le cumulus qui en se gonflant donnera naissance à un cumulo-nimbus. Ces gouttelettes libèrent de la chaleur et réchauffent l'air environnant qui va donc tendre à monter parfois jusqu'à 200 km/h pour former le dôme, partie supérieure de la supercellule, cachée de la tornade.
Ce courant d'air chaud ascendant dans le cumulo-nimbus, peut rencontrer des vents cisaillants appelés " jet streams ". Le jet stream est un courant de vents forts situés à entre 8 et 12 km d'altitude. Aux Etats-Unis, il se déplace du Nord vers le Sud tout en tournant dans le sens des aiguilles d'une montre, dit aussi sens cyclonique. En avançant, le jet stream aspire l'air derrière lui, provoquant un nuage convectif à sa rencontre avec la supercellule qui va tourner de plus en plus vite.

Formation des tornades

De ces supercellules naissent la plupart du temps des orages s'accompagnant de pluies diluviennes. On peut dire que la tornade prend réellement naissance lorsque dans une petite zone du cyclone, située près du sol, les vents se mettent à tourbillonner de plus en plus.
L'air ascendant dit " updraft " est attiré par le coeur dépressionnaire de la cellule orageuse, créant ainsi un nuage en entonnoir provoqué par la rotation de l'air entraînant une forte succion. On ne parle réellement de tornade que lorsque le tuba, l'entonnoir accolé à la base du cumulo-nimbus, a touché le sol. Ce tube dynamique se comporte comme un aspirateur aspirant tout ce qu'il rencontre sur son passage. A l'intérieur, l'air est dirigé par le mouvement tourbillonnaire créé par le cisaillement des vents jet. L'air s'engouffre donc en tournant autour du centre de la colonne du tuba. De plus, plus la masse d'air se rapproche du centre, plus sa vitesse augmente. Ainsi, les particules d'air situées non loin du tuba se mettent elles aussi à tourner, convergeant vers le centre de la tornade, et gagnant de la vitesse avec l'altitude. Ces particules d'air se trouvent, avant, prisonnières dans le buisson, intermédiaire entre le tuba et le sol et principalement constitué de poussières et de débris, qui accompagne les mouvements de la tornade.
Le tuba n'est pas constamment rattaché au sol. On constate que le tuba " rebondit " sur le sol, se collant contre celui-ci, puis faisant des sortes de sauts verticaux.
Après que la tornade ait atteint son maximum d'intensité, le tuba se rétrécit de plus en plus, s'incline à l'horizontale sous la forme d'une corde puis finit par se désagréger. La tornade est alors en phase de mourir.

Les tornades sont classées sur l'échelle de Fujita . Cette échelle est similaire à celle de Richter pour les tremblements de terre. Dans les années 60 Théodore Fujita à classer les tornades selon les dégâts qu'elles causaient. Aujourd'hui on a pu ajouter la vitesse des vents à cette échelle.