Pour qu’une dépression tropicale prenne naissance et puisse éventuellement passer à un stade supérieur, il faut qu’un certain nombre de conditions soient réunies, comme des températures océaniques suffisamment élevées, la préexistence d’une perturbation (onde tropicale, amas nuageux issue de la zone intertropicale, centre dépressionnaire chaud, etc.) suffisamment éloignée de l’Équateur, des vents relativement homogènes de la surface jusqu’au sommet des nuages du complexe convectif. L’atmosphère doit être également assez humide de la surface jusqu’aux couches moyennes, etc. Dans le bassin Atlantique, toutefois, il existe deux particularités qui font de l’Atlantique une zone de développement unique ; les ondes d’est qui n’existent que dans l’Atlantique Nord et le rôle joués par les courants jets au cours de la saison cyclonique.

Les ondes tropicales se définissent comme la propagation vers l’ouest d’une signature convective qui se forme dans l’instabilité créée par le courant jet africain au-dessus de l’Afrique central et oriental avec une intensité maximum dans les basses et moyennes couches et associées à des changements de vents, de pressions ou d’humidité. Il en existe trois types : le modèle de V inversé ou modèle de Frank, le modèle de Riehl et les ondes africaines d’est (AEW).

Le modèle de V inversé décrit l’onde comme une sorte de superposition de bandes nuageuses en V inversé parallèle à l’Équateur et perpendiculaire à l’axe de l’onde. Les vents en basse couche soufflent donc du nord-est à l’avant de l’onde et du sud-est à l’arrière de l’axe. On trouve ce type d’ondes généralement entre les îles du Cap- Vert et les petites Antilles.

Les ondes de Riehl, quant à elles, consistent en un creux inversé en surface et incliné vers l’est en altitude, la convergence (donc les précipitations) se produit à l’arrière de l’onde et la divergence (zone de beau temps) à l’avant. Il y a un changement notable de la direction du vent au passage de ces types d’ondes.

Les ondes d’est prennent naissance sur les hauts plateaux de l’Éthiopie dans l’instabilité associées au courant jet africain et à la topographie de la région. Elles se déplacent vers l’ouest et sont affectées par des variations diurnes. Elles atteignent leur maxima entre 3 000 et 5 000 mètres avant d’atteindre les côtes, très difficiles à détecter à l’est du 10e degré de longitude avant le mois d’août. La convergence et le mauvais temps sont à l’avant de ces ondes alors que le calme et le beau temps se trouvent près et à l’arrière de l’axe. Elles apparaissent souvent entre avril/mai pour se maintenir jusqu’en octobre /novembre. Elles ont généralement une période de trois à quatre jours et une longueur d’onde de 2 000 à 2 500 km. En moyenne, 60 à 70 ondes est se développent sur le continent africain. Soixante pour cent seulement des tempêtes et ouragans de catégorie inférieure se forment à partir de ces ondes alors qu’elles sont à l’origine de 85 % des cyclones majeurs. La baisse de température océanique sur l’est Atlantique devrait toutefois ralentir ou limiter le développement de ces ondes lors de leur passage au-dessus de l’océan au cours de la saison cyclonique en cours.

Les courants jets sont des courants relativement étroits de vents puissants concentrés dans l’atmosphère supérieure. Ils sont généralement créés et maintenus par les gradients de pressions et de températures (variation d’une ou plusieurs variables en fonction de la distance). Le plus important est le jet Stream ou courant jet polaire. Il affecte le temps sur la planète des échelles synoptique et subglobale. Il existe toutefois sous les Tropiques quelques jets Stream, dans les niveaux moyens ou supérieurs de la tropopause qui ont une importance non négligeable au cours de la saison cyclonique.

D’abord, le jet subtropical qui est une figure caractéristique de la circulation tropicale générale. Il atteint son amplitude maximum entre 200 et 300 mb et entre 20 et 35 degrés de latitude nord au-dessus de l’Atlantique et du Pacifique dans l’hémisphère nord au printemps et au début de l’été. Il peut parfois être créé par une branche méridionale du jet polaire séparé ou coupé par le TUTT (un creux barométrique des couches supérieures présent dans le bassin Atlantique durant la saison cyclonique) ou la zone de haute pression subtropicale (de l’Atlantique ou du Pacifique). Sa vitesse peut atteindre ou dépasser les 320 km/h à son maximum en janvier. La présence de jet durant le printemps et la fin de l’automne crée une forte différence de vents entre la surface et les niveaux où il souffle, créant de ce fait des conditions peu favorables à la genèse des cyclones tropicaux.

Le courant jet africain d’est (AEJ) constitue un des éléments de la mousson africaine. Il se développe entre les gradients de température/d’humidité entre le désert brûlant et sec du Sahara/Sahel et les régions plus humides et fraîches du golfe de Guinée. Il atteint sa pleine amplitude à environ 4 500 mètres d’altitude et peut être considéré de ce fait comme un jet des niveaux moyens. L’instabilité dans ce jet est à l’origine des ondes d’est.

Il existe également au-dessus de la mer des Antilles un courant jet, dont l’existence n’a été vraiment reconnue et acceptée par la communauté scientifique que vers le milieu des années 2000 suite au lancement du satellite d’observation Quicksat. Baptisé « courant jet des Caraïbes ou (CLLJ) », il est imbibé dans les alizés générés par l’anticyclone des Açores ou des Bermudes. Il est amplifié et canalisé au-dessus de la mer des Caraïbes, grâce au centre de basse pression de la Colombie, où il aide à la formation de l’atlantique Warm Pool.

Il joue un rôle important dans la météo des régions d’Amérique centrale, de la Jamaïque ainsi que de la Caraïbe ouest en général. Lorsque ce courant jet est puissant, il peut affecter sérieusement tout système tropical pénétrant à l’intérieur des Caraïbes en empêchant et/ou réduisant leur habilité à créer des vents d’ouest au sud du centre de basse pression. Tout renforcement du CLLJ augmente aussi la différence entre la vitesse des vents d’est en surface et les vents d’ouest dans les niveaux supérieures, créant ainsi des conditions peu propices (cisaillement vertical du vent) à la formation ou à l’intensification des ondes ou autres tempêtes tropicales (Thomas 2010, Irène 2011). Plus important durant les épisodes el Niño, il est faible lors des années neutres ou lors de la présence de la Niña. Le développement probable d’el Niño devrait donc compliquer la tâche à toute perturbation tropicale qui se hasarderait à pénétrer à l’intérieur des Caraïbes.