Université de Toulouse
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Université de Toulouse Institut National Polytechnique de Toulouse ENSEEIHT Département d’Hydraulique et Mécanique des Fluides Sujet de météorologie: Les Pluies Cévenoles : l’événement des 8 et 9 septembre 2002 Elèves : LEPINE Olivier, BOURGET Nicolas Enseignant : THUAL Olivier HYD 603 : Météorologie Toulouse, le 21 mars 2011 1 Toulouse, le 21 mars 2011 Table des matières INTRODUCTION...............................................................................................................................4 1 DESCRIPTION DU PHENOMENE A L'ECHELLE SYNOPTIQUE:.............................5 1.1 Création d'une goutte froide .........................................................................5 1.1.1 Définition et introduction................................................................5 1.1.2 Principe de tropopause dynamique:................................................6 1.1.3 Analyse synoptique de l'événement du 6 au 8 septembre...............7 1.2 Apparition du front froid..............................................................................15 1.2.1 Description d'un front froid de type anafront froid:.....................15 1.2.2 Evolution du front froid:..............................................................17 1.3 Flux d'air en haute et basse couches:...........................................................22 1.3.1 Dynamique des écoulements horizontaux en hautes altitudes :....22 1.3.2 Dynamique des flux de température en basse couche :.................23 2 MECANISMES DE MESOECHELLE ..........................................................................25 2.1 Début du processus de convection ..............................................................26 2.1.1 L’instabilité du flux de basses-couches ........................................26 2.1.2 Déclenchement de l’instabilité......................................................27 2.1.3 Formation du nuage multicellulaire..............................................28 2.2 Développement du MCS..............................................................................31 2.2.1 Le cisaillement : un paramètre fondamental.................................31 2.2.2 Interaction du cisaillement avec le courant de densité..................32 2.2.3 Génération des cellules convectives..............................................33 2.2.4 Organisation du MCS....................................................................34 2.3 Le forçage orographique..............................................................................35 2.3.1 Condensation par ascendance adiabatique....................................36 2.3.2 Le refroidissement sous orage.......................................................38 CONCLUSION.................................................................................................................................40 ANNEXES.........................................................................................................................................41 BIBLIOGRAPHIE............................................................................................................................44 LIENS INTERNET...........................................................................................................................44 Index des illustrations Figure 1: Localisation des maxima de pluies quotidiennes (>150 mm) sur le sud-est de la France entre 1967 et 2006 (d’après Boudevillain et al., 2009)........................................................................4 Figure 2: Coupe verticale perpendiculaire au courant jet d'une atmosphère en équilibre et d'une atmosphère perturbée............................................................................................................................6 Figure 3: Géopotentiel à 500 hpa du 06/09/02.....................................................................................7 Figure 4:Tourbillon potentiel, vent et pression sur la surface isentrope à 300K le 06/09/02..............9 Figure 5: Divergence horizontale des vitesses et geopotentiel à 300 hpa le 06/09/02......................10 Figure 6: Circulations secondaires associées à une anomalie froide de tropopause...........................11 Figure 7: Vitesses verticales sur le géopotentiel 500 hpa le 07/09/02................................................11 Figure 8: Geopotentiel à 500 hpa, topographie relative H1000-H500 et pression au sol du 7 au 9 septembre ...........................................................................................................................................13 Figure 9: Tourbillon potentiel sur la surface isentrope 320 K entre le 07 et 09/09............................13 2 Figure 10: à gauche: PV à 250 hpa, à droite : profil transversal du PV (courbe iso PV) et anomalie relative à la moyenne mensuelle (couleur)le 9 septembre à 00h00 UTM..........................................15 Figure 11: Vue de dessus d'un front de type anafront.........................................................................17 Figure 12: Coupe d'un front froid de type anafront............................................................................17 Figure 13: Schéma de principe d'un front froir de type anafront.......................................................17 Figure14: Température pseudo-potentiel à 850 hpa le 07/07/02........................................................19 Figure 15: Géopotentiel à 500 hpa le 07/09/02..................................................................................19 Figure 16: Précipitation le 07/09/02...................................................................................................19 Figure 17: Vents verticaux à 500 hpa le 08/09/02..............................................................................21 Figure 18: Température pseudo-potentielle à 850 hpa le 08/09/02....................................................21 Figure 19: Précipitation au sol le 08/09/02.........................................................................................21 Figure 20: Vents verticaux à 500 hpa le 09/09/02..............................................................................22 Figure 21: Température pseudo potentielle à 850 hpa le 09/09/02.....................................................22 Figure 22: Tourbillon potentiels sur la surface isentrope à 300K (ligne bleu et rose) et vent à 500 hpa (à gauche ) et à 925 hpa (à droite) le 09/09/02............................................................................23 Figure 23: Advection des températures à 850 hpa le 08/09/02 à 18H00 UTM..................................23 Figure 24: Advection des températures à 850 hpa le 09/09/02 à 00H00 UTM.................................23 Figure 25: Advection des températures à 850 hpa le 09/09/02 à 06H00 UTM..................................24 Figure 26: Emagramme établi à partir des enregistrements de la station de Nîmes/Courbessac le lundi 09/09/2002 à 9,00 UTC.............................................................................................................25 Figure 27: Situation type des épisodes méditerranéens de classe "thalweg dorsale".........................26 Figure 28: Mouvements verticaux associés à la convergence du vent au voisinage de la surface....27 Figure 29: détail de l’ émagramme....................................................................................................28 Figure 30: Image radar de la perturbation enregistrée le 08/09/02 à 08 UTC...................................29 Figure 31: Cumul des précipitations enregistrés par Météo-France du 08/09 à 00h au 09/09 à 00H. ............................................................................................................................................................30 Figure 32: Hodographe établi à partir des enregistrements de vent de l’émagramme......................31 Figure 33: Interaction entre les tourbillons horizontaux issus du cisaillement (γ) et du courant de densité (ω+ et ω-)...............................................................................................................................32 Figure 34: Vie des cellules convectives au sein d’un orage multicellulaire......................................33 Figure 35: Forme caractéristique en "V" du MCS pleinement développé observé par image radar le 08/09/02 à 18 UTC.............................................................................................................................34 Figure 36: Organisation stationnaire du MCS sous les effets du cisaillement, du flux de sud-est de basse-couche et de la diffusion par les vents d’altitude......................................................................34 Figure 37: condensation par ascendance adiabatique d’une particule P. On note C, le point de condensation et X la position de la particule à l’issue de la transformation......................................36 Figure 38: influence du forçage orographique sur le comportement stationnaire du MCS de 18 à 22 UTC le 08/09/02. Température (en bleu) mesurée à 50m, vitesse verticale en rouge et vitesse du vent mesurée à 10m (flèches).............................................................................................................37 Figure 39: cumuls des précipitations modélisés sans forçage orographique (NOR) comparés aux mesures réelles (CTRL) enregistrées de 12 à 22 UTC le 08/09/02....................................................38 Figure 40: condensation par refroidissement isobare à 900 hpa d’une particule P. On note C le point de condensation, D le point de rosée et t’ la température du thermomètre mouillé. .........................39 Figure 41: cumuls des précipitations modélisés sans refroidissement sous orage (NOC) comparés aux mesures réelles (CTRL) enregistrées de 18 à 22 UTC le 08/09/02.............................................39 3 INTRODUCTION Malgré le faible nombre annuel de jours de pluie enregistrés sur la région, le climat méditerranéen se caractérise par des épisodes pluvieux généralement courts mais pouvant être très intenses, notamment au pied du massif des Cévennes. La figure 1 illustre bien la localisation de tels événements, enregistrés sur une période de 40 ans. Figure 1: Localisation des maxima de pluies quotidiennes (>150 mm) sur le sud-est de la France entre 1967 et 2006 (d’après Boudevillain et al., 2009). Nous verrons par la suite que l’intensité, la saisonnalité et la localisation des orages Cévenols résultent d’un ensemble de conditions météorologiques particulières. Pour tenter d’expliquer ce phénomène, nous avons choisit d’étudier l’épisode violent qui a frappé la région du Languedoc du dimanche 8 au lundi 9 septembre 2002. Lors de cet évènement, les cours d'eau gonflés par des pluies diluviennes, ont rapidement débordé, provoquant des inondations, des coulées de boue, et des dégâts d'une ampleur exceptionnelle. Le département du Gard fut cruellement touché, ainsi qu'une partie de l'Hérault et du Vaucluse. Le bilan fut lourd : 13 morts et 6 disparus au lendemain du drame, plusieurs communes sinistrées et des millions d'euros de dégâts. De nombreuses infrastructures ont été détruites : réseaux électriques, d'eau potable, routiers et ferroviaires, ainsi que de nombreux équipements publics. L'ensemble de l’économie régionale a également souffert, notamment le secteur agricole. Quelques jours plus tard, l'état de catastrophe naturelle est déclaré pour ces départements sinistrés. Dans le Gard, il est tombé jusqu'à 687 mm à Anduze en moins de 24h. Cette pluie a atteint son maximum d’intensité sur le flanc des montagnes cévenoles et de l'Aigoual durant la nuit du 8 au 9 septembre. L'importance de la superficie touchée par les fortes précipitations est exceptionnelle, les 2/3 du département du Gard ayant été affectés par des cumuls de plus de 300 mm. Notons enfin, 4 que ces forts cumuls enregistrés, dans cette zone en particulier, témoignent de la stationnarité exceptionnelle du phénomène observé. Dans une première partie, nous allons identifier les conditions synoptiques, à grande échelle, qui ont favorisé la formation de l'orage, puis nous tenterons d’émettre des hypothèses concernant les mécanismes, à plus petite échelle, ayant conduit à son comportement stationnaire et une organisation si particulière. 1 DESCRIPTION DU PHENOMENE A L'ECHELLE SYNOPTIQUE: En général, ces orages cévenoles se produisent en automne, lorsque la mer Méditerranée est encore chaude et que les conditions météorologiques au sud de l'Europe sont quasi estivales. Au début du mois de Septembre, au nord de l'Europe, le temps commence à changer. Les masses d'air froid de la troposphère, venues du pôle commencent à descendre (en latitude) dans la direction de la zone tempérée. Nous allons voir dans cette partie, comment l'évolution de cette masse d'air froid, va permettre la mise en place de conditions permettant le déclenchement de l'épisode cévenole du 8 et 9 septembre, conditions indispensables et structurées autour de cette dépression. Ainsi, nous allons développer les trois points principaux suivants: Le développement de la dépression d'altitude jusqu'au positionnement d'une goutte froide centrée sur l'Irlande, Le développement d'un front froid dont la vitesse de déplacement non uniforme et son positionnement sur les Cévennes auront un rôle majeur, Les mouvements d'air de basses couches chauds et humides orientés vers la vallée du Rhône et porteurs de beaucoup d'instabilités. 1.1 Création d'une goutte froide Si l'épisode orageux à débuté le 8 septembre, il est intéressant de remonter jusqu'au 6 septembre pour pouvoir bien se rendre compte de l'organisation et de la coordination entre les différents phénomènes qui y ont contribué. 1.1.1 Définition et introduction On parle de « goutte froid d'altitude » en météorologie lorsqu’une dépression s’isole des courants d’Ouest, phénomène qui se caractérise par la présence en altitude d’un dôme d’air froid entouré par des isolignes fermées (isohypse et isotherme). Ce phénomène est généralement fortement associé à une anomalie froide de tropopause. Les gouttes froides se développent dans des creux dépressionnaires appelés (thalweg) et orientés généralement selon une direction Nord-Sud; ces derniers étant reconnaissables à leur forme allongées. Lors de sa progression vers le Sud, l'air froid peut voir son alimentation se couper petit à petit dans sa partie nord. Il finit par s’isoler au sein d’une masse d’air plus chaude, ce qui aboutit à la 5 formation d’une goutte froide (« cut-off » en anglais). Elle se situent généralement entre 4000 et 10.000 mètres d'altitude et ne sont donc pas toujours visibles sur les relevés de pressions au sol, d’où l’expression de «dépression d’altitude ». Pour repérer le phénomène, on peut examiner les cartes de géopotentiel compris entre 200 et 500 hpa, correspondant dans les régions tempérées à une altitude comprise entre 5000 et 7000 mètres. Cependant, l'évolution de ce phénomène peut être analysée de façon beaucoup plus avantageuse en utilisant une carte isentrope à 320 K sur laquelle on peut faire apparaître le tourbillon potentiel isentrope et caractériser la hauteur de la tropopause dynamique. En effet, celui ci étant constant sur une surface isentrope, il est beaucoup plus aisé de suivre l'évolution des masses d'airs liés à cette anomalie dynamique de tropopause. De plus, d'autres paramètres caractéristiques de l'anomalie froide de tropopause peuvent y être associés comme le champ de pression ou le champ de vitesse du vent. 1.1.2 Principe de tropopause dynamique: Pour comprendre le concept d'anomalie de tropopause, on utilise le tourbillon potentiel comme traceur des mouvements d'air d'origine stratosphérique permettant ainsi de définir et de suivre la dynamique de la tropopause. On définit alors le tourbillon potentiel par la relation 1 ⃗ P= ζ⃗a ∇ θ ρ dont l'avantage est de rester constant lors de toute évolution adiabatique si il n'y a pas de changement de phase. avec , ζ⃗a le tourbillon absolu, qui se réduit dans le cas de l'atmosphère au repos à l'effet de la rotation de la terre. A l'échelle synoptique, les isopotentiels étant quasi-horizontaux, la relation précédente peut être approximée par avec 1 P= ( f +ζ) Αθ ρ Α%z . ƒ la force de Coriolis qui dépend de la latitude le tourbillon relatif θ le tourbillon potentiel ζ Figure 2: Coupe verticale perpendiculaire au courant jet d'une atmosphère en équilibre et d'une atmosphère perturbée. 6 Les figures 2a et 2b illustrent la déformation de la tropopause dynamique caractéristique d'une atmosphère perturbée. Ce schéma, volontairement simplifié, permet de comprendre le principe de l'anomalie positive de tourbillon potentiel. Dans une atmosphère à l'équilibre (vitesse de vent nul), la tropopause, comme les isosurfaces de pression et de température tendent à être parallèles (a). On définit alors le niveau de la tropopause comme étant la surface pour laquelle le tourbillon potentiel est 1,5 à 2 PVU, ligne horizontale rouge sur la figure (a). La tropopause constitue alors une limite entre la troposphère à faible tourbillon potentiel et la stratosphère à fort tourbillon potentiel. Cependant cette limite n'est pas rigide et peut se déformer si les particules qui la constituent ont des mouvements verticaux ou horizontaux. Si ces mouvements verticaux sont orientés vers la troposphère, cela se traduit par des intrusions d'air caractérisées par un minimum de géopotentiel (b). Lorsque cela se produit près d'une zone de vent fort, et notamment près du courant jet, cette zone de basse tropopause ou anomalies dynamique de tropopause, interagit avec ce courant-jet: d'une part en se creusant d'avantage, d'autre part en augmentant le tourbillon potentiel en raison du fort cisaillement en bordure du courant-jet, enfin, elle contribue à déformer ce tube de vent fort, créant un rapide du jet (zone de confluence en amont et de diffluence en aval). L'atmosphère réagit à ces déformations en créant du mouvement vertical; celui ci peut se répercuter jusqu'aux basse-couches où la baisse de pression est favorisée par le mouvement ascendant alors que le mouvement subsident contribue à la formation d'un anticyclone. 1.1.3 Analyse synoptique de l'événement du 6 au 8 septembre 6 septembre — situation initiale: Le géopotentiel à 500 hPa du 6 Septembre montre une zone dépressionnaire à 515 hpa positionnée sur la Scandinavie, ainsi que l'apparition d'un thalweg orienté Nord-Sud et entrant dans les hauts géopotentiels de l'anticyclone de l' Atlantique Nord (figure 3). On observe également à proximité du minima de pression du talweg, un resserrement marqué des isohypses, pouvant être interprété comme la marque d'une anomalie négative de tropopause. 7 Figure 3: Géopotentiel à 500 hpa du 06/09/02 La carte des tourbillons potentiels sur la surface isentrope à 320 K, altitudes comprises entre 300 et 550 hpa, permet d'apporter une réponse à cette hypothèse (figure 4). En effet, en constatant la présence de valeurs de tourbillon potentiel élevées, jusqu' à 9 PVU, pour des pressions de l'ordre de 300 hpa, il est possible de déduire deux signatures caractéristiques de l'anomalie froide de tropopause; en effet : d'une part cela renseigne sur la forme de la surface isentrope 320K qui est donc incurvée vers le haut, traduisant une anomalie froide de tropopause, d'autre part, le tourbillon potentiel dans la troposphère ayant un maximum d'intensité de 1,5 pvu dans sa limite supérieure (la limite haute de troposphère), la valeur de 9 PVU à 300 hpa indique donc une limite basse pour la tropopause. Elle nous indique donc que nous avons à faire à une anomalie positive de tourbillon potentiel (intrusion d'air stratosphérique à fort tourbillon potentiel). Il apparaît alors clairement que nous avons à faire à une anomalie basse de tropopause traduisant un abaissement du niveau de celle-ci. 8 Figure 4:Tourbillon potentiel, vent et pression sur la surface isentrope à 300K le 06/09/02 L'interaction avec le jet en bordure de l'anomalie de tropopause décrite précédemment est bien visible sur la carte des divergences à 300 hpa, ci dessous (figure 5): Figure 5: Divergence horizontale des vitesses et geopotentiel à 300 hpa le 06/09/02 9 Du 6 au 9 septembre — développement du talweg et apparition d'une goutte froide. Analyse des vents verticaux: L'analyse des vents verticaux à 500 hpa, apporte de nombreuses informations sur la dynamique générée par l'anomalie froide de tropopause. En effet, les circulations secondaires, associées à une perturbation froide de troposphère sont importantes et contribuent au maintient des équilibres à grandes échelles (stabilité statique, tourbillon potentiel,...). Ils se traduisent comme le montre la figure 6, par des ascendances à l'est de l'anomalie froide et des subsidences à l'ouest de celleci. Figure 6: Circulations secondaires associées à une anomalie froide de tropopause En observant la carte des vents verticaux à 500 hpa du 7 septembre, on observe clairement ce phénomène, avec: des subsidences à l'est du Talweg qui vont avoir tendance à alimenter la zone anticyclonique ce qui conduira à isoler une partie du talweg (création de la goutte froide décrite précédemment), des ascendants à l'ouest qui viennent alimenter la dépression dans la troposphère. Figure 7: Vitesses verticales sur le géopotentiel 500 hpa le 07/09/02 Remarque: les vitesses étant exprimées en hpa par heure, les valeurs négatives indiquent des vitesses de subsidences et les valeurs positives des vitesses d'ascendances. 10 Progression de la dépression: Cette dépression va évoluer rapidement en se dirigeant vers le sud en se positionnant sur l'Irlande (7 septembre), s'isoler de la masse d'air dépressionnaire dont elle est issue et s'étendre jusqu'au nord de l'Espagne (8 et 9 septembre). Entourée de hauts géopotentiels, la dépression ne peut que se combler d'elle-même et évolue donc très lentement. De fait, cette goutte froide va être bloquée et rester quasi-stationnaire, jusqu'à la fin de l'évènement orageux sur les Cévennes (figure 8). Figure 8: Geopotentiel à 500 hpa, topographie relative H1000-H500 et pression au sol du 7 au 9 septembre En suivant son évolution sur la surface isentrope à 320K, on remarque que l'allongement du talweg traduit l'évolution de l'anomalie de tropopause initiée le 6 septembre figure 9. Figure 9: Tourbillon potentiel sur la surface isentrope 320 K entre le 07 et 09/09 11 De plus, la déformation des isobares étant maximale pour des valeurs comprises entre 300 et 400 hpa, cela nous donne un ordre d'idée de la déformation de la tropopause et de l'altitude à son intersection avec l'isentrope 320K. Enfin, on peut alors confirmer ces informations par la carte de tourbillon potentiel ainsi que par la coupe verticale de l'atmosphère du 9 septembre à 00H00 UTM. On retrouve effectivement cette anomalie positive orientée Nord-Sud depuis l'Irlande jusqu'au Nord de l'Espagne. La coupe donne quant à elle une vision plus précise de cette anomalie de tourbillon potentiel qui descend jusqu'à 400 hpa, confirmant ce qui a été dit précédemment. Elle apporte aussi une information supplémentaire sur l'élévation de la tropopause de part et d'autre de l'anomalie froide, traduisant l'élévation de la pression (anomalie positive de pression). Figure 10: à gauche: PV à 250 hpa, à droite : profil transversal du PV (courbe iso PV) et anomalie relative à la moyenne mensuelle (couleur)le 9 septembre à 00h00 UTM Cette goutte froide stationnaire va jouer un rôle très important dans le déroulement du phénomène qui nous intéresse et ce à deux niveaux que nous allons détailler: Le développement d'un front froid et actif durant toute la phase d'évolution de la goutte froide et qui va progresser d'Est en Ouest avec un mode de déplacement en deux temps qui à l'origine du pic d'intensité des précipitations, en basse couche qui vont provoquer des entrées d'air chaud massives dans la vallée du Rhône Les mouvements d'air en basse couche qui vont provoquer des entrées d'air chaud massives dans la vallée du Rhône. 12 1.2 Apparition du front froid 1.2.1 Description d'un front froid de type anafront froid: Les anafronts se caractérisent par: Un courant chaud ascendant incliné vers l'arrière par rapport au front. Cette ascendance est due aux processus de frontogenèse (modification des isentropes sous l'effet des vents géostrophique et agéostrophique) et se produit au voisinage et au-dessus du front de surface. Une nette subsidence de l'air froid sec (basses valeurs des températures pseudo-potentielles) à l'arrière du front issue des courant d'air verticaux à l'ouest de l'anomalie de tropopause(b). Un brusque soulèvement de l'air chaud (hautes valeurs des températures pseudopotentielles) forcé par le flux froid le long du front de surface, ce qui génère une bande étroite de pluies intenses(b et c). Un jet de basses couches; il marque l'accélération de l'air chaud parallèlement au front sous l'effet de la poussée du courant froid subsident © Description schématique de la circulation dans un anafront froid en vue de dessus: le flux chaud (flèche rouge) subit par rapport au front une ascendance inclinée vers l'arrière, au-dessus de la surface frontale; l'air froid (flèches bleues) descend sous cette surface (Figure 11). Figure 11: Vue de dessus d'un front de type anafront La structure verticale d'un anafront froid est une surface frontale inclinée vers l'arrière, du sol à l'altitude; les discontinuités en haute troposphère (notamment à la tropopause) sont en arrière du front de surface (Figure 12). Remarque: la subsidence limite, voire empêche, le développement de la convection dans la traîne qui suit immédiatement un front actif. Cette convection ne peut se développer que plus loin en arrière. Figure 12: Coupe d'un front froid de type anafront 13 L'étroite région de fortes ascendances produit une ligne de fortes précipitations, éventuellement à caractère convectif: « la bande étroite de front froid », reconnue comme la signature au sol du front. L'accélération du flux chaud parallèlement au front se traduit par un jet de basse-couches précédant la bande étroite de front froid. L'ascendance devient moins forte à l'arrière de front de surface, produisant des zones de précipitations faibles à modérées souvent organisées en bandes plus larges (Figure 13). 1.2.2 Figure 13: Schéma de principe d'un front froir de type anafront Evolution du front froid: L'évolution du front froid peut être suivie au travers de deux paramètres : la température pseudo-potentielle ; ce paramètre étant conservatif, il est possible de connaître l'origine des masses d'air sur carte. L'existence d'un gradient important est une des signatures de l'existence d'un front froid, les vents ascendants et subsidents organisés en front sont également un paramètre diagnostic de l'existence de front froid. Remarque: Ces paramètres doivent de préférence être pris en basse couche pour permettre une vision précise du phénomène, ce qui est le cas pour les données de température pseudopotentielles. En revanche, la carte des vents verticaux mesurés à 500 hpa apporte une information plus «qualitative». L'analyse des cartes ci dessous permet de décrire l'évolution du front froid entre le 7 et 9 septembre. Le 7 septembre, on distingue un gradient thermique, orienté Sud-Ouest le long de l'isohypse 1010 hpa, du Nord Est de la France jusqu'au Portugal (figure 14). Ce gradient peut être corrélé avec les vents ascendants situés à l'Est de cette démarcation (conformément à la description faite au dessus) et traduisant la mise en place d'un front froid, orienté Sud-Ouest (Figure 15). Figure 15: Géopotentiel à 500 hpa le 07/09/02 Figure14: Température pseudo-potentiel à 850 hpa le 07/07/02 14 L'analyse des précipitations confirme l'existence de ce front, dont l'activité faiblit au sud de l'Espagne et sur le Portugal (figure 16). Figure 16: Précipitation le 07/09/02 Le 8 septembre, on observe une progression de ce front froid vers l'Est. Cependant, on remarque que ce front est ralenti en rentrant sur l'Espagne, ce qui a pour effet de l'infléchir selon une direction Est Ouest . Il va ainsi progresser en France vers l'Est, indépendamment, et venir se positionner sur une ligne orientée Sud-ouest de Dunkerque à Bayonne et passant juste au-dessus des Cévennes (figure 17 et 19). Notons que ce positionnement sur les Cévennes va jouer un rôle important sur la stationnarité de l'orage et sur l'intensité des précipitations (phénomènes de blocage et d'entretien de la convection développés dans la deuxième partie).On remarque par ailleurs sur la carte des vents verticaux, la présence de vents ascendants positionnés sur le Vaucluse, traduisant le démarrage des convections orageuses (figure 18). Figure 17: Vents verticaux à 500 hpa le 08/09/02 Figure 18: Température pseudo-potentielle à 850 hpa le 08/09/02 15 La carte des précipitations confirme cette progression du front et le début des orages sur l'Hérault et le Sud du Gard (figure 19). Figure 19: Précipitation au sol le 08/09/02 Le 9 septembre, le front reste positionné sur sa partie cévenole où déjà de violents orages se sont abattus pendants la soirée du 8 et durant la nuit 8 au 9. Au sud, en Espagne, le front froid continue de progresser. Cette avancée en deux temps, va avoir une influence déterminante sur l'intensité des orages, en renforçant le flux de basse-couches (figure 20 et 21). Figure 20: Vents verticaux à 500 hpa le 09/09/02 Figure 21: Température pseudo potentielle à 850 hpa le 09/09/02 Ainsi, à partir du 8 septembre, l'avant du front est positionné sur les Cévennes; il y restera jusqu'à la fin de l'épisode orageux. Il aura un rôle déterminant de part sa capacité à provoquer l'advection des masses d'air venant du Sud mais aussi de part sa stationnarité, à concentrer l'évènement en un lieu. Mais la progression de l'arrière du front va également amplifier sur l'intensité des orages. En effet avec son avancée, les masses d'air chaud vont être poussées et converger vers la vallée du Rhône. 16 1.3 Flux d'air en haute et basse couches: 1.3.1 Dynamique des écoulements horizontaux en hautes altitudes : La carte des géopotentiels (voire partie 1.1) montre une dépression autour de laquelle, les vents géostrophiques vont circuler dans le sens anti-horaire (figure 22). L'orientation des isobares, parallèles à la vallée du Rhône, laisse présager de l'orientation des écoulements d'air dans cette direction Sud-nord. La carte du tourbillon potentiel sur la surface à 300K couplé au vent à 500 hpa du 9 septembre à 12H00 permet d'avoir une vision de l'influence de l'anomalie positive de tropopause sur la trajectoire des vents. On constate également que l'influence de l'anomalie se fait ressentir jusque dans les basse-couches sur la carte des vents à 925 hpa. Figure 22: Tourbillon potentiels sur la surface isentrope à 300K (ligne bleu et rose) et vent à 500 hpa (à gauche ) et à 925 hpa (à droite) le 09/09/02 1.3.2 Dynamique des flux de température en basse couche : En basse couche (850 hpa), l'organisation des pressions est sensiblement la même et produit les mêmes effets (vents dirigés autour de la dépression). Cependant, l'avancée de la partie Sud du front va avoir un effet marquant sur les flux de température en basse-couches. En effet, comme le montre les figures 23 à 25 ci dessous, cela va chasser les masses d'air chaud présentes sur l'Espagne et la Méditerranée vers la Vallée du Rhône. Ce mouvement d'air, présent dès le 7 septembre, va s'intensifier à partir de la nuit du 8 au 9 septembre en particulier. Cet effet de chasse puissant, va être responsable de la seconde vague orageuse très violente sur les Cévennes. 17 Figure 23: Advection des températures à 850 hpa Figure 24: Advection des températures à 850 le 08/09/02 à 18H00 UTM hpa le 09/09/02 à 00H00 UTM Le 9 septembre à 06H00, la totalité des masses d'air chaude présentes sur l'Espagne et la Méditérannée a été chassé en suivant les lignes isobares ; une grande partie de celle ci s'est engouffrée vers la vallée du Rhône. Figure 25: Advection des températures à 850 hpa le 09/09/02 à 06H00 UTM Nous avons mis en évidence que l’environnement synoptique a été fortement marqué par le blocage de la Goutte froide, l’évolution du front froid en deux temps et l’entrée d'air massive sur le littoral provençal. Ainsi, cette synchronisation à grande échelle a pu apporter progressivement (plusieurs jours) des conditions favorables à l’apparition d’un système convectif très violent. Notons que le phénomène observé s’est manifesté à une échelle locale, sur une distance caractéristique de plusieurs dizaines de kilomètres et un temps de l’ordre de quelques heures (même si sa durée a été, dans le cas présent, exceptionnelle). En effet, son développement résulte également de la convergence d’un ensemble de mécanismes de mézoéchelle. Dans une seconde partie, nous tenterons d’expliquer ces mécanismes en interprétant notamment l’évolution des particules d’air à l’aide d’un émagramme 761. 18 2 MECANISMES DE MESOECHELLE Nous proposons d’identifier ces mécanismes à l’aide de l’émagramme enregistré le lundi 09/09/2002 à 9,00 UTC à Nîmes. Notons qu’au moment de l’enregistrement, le phénomène convectif ne concerne plus cette zone mais se situe au Nord du département du Gard, balayant ce dernier d’Ouest en Est jusqu’à 12,00 UTC. L’annexe A décrit les différents éléments nécessaires à son interprétation. Au départ de la courbe d’état, nous considérons une particule initialement caractérisée par une pression au sol de 997 hpa et une température de 19,5°C. Figure 26: Emagramme établi à partir des enregistrements de la station de Nîmes/Courbessac le lundi 09/09/2002 à 9,00 UTC. 19 2.1 Début du processus de convection 2.1.1 L’instabilité du flux de basses-couches Une accélération du flux de basse-couches résultant du déplacement de la dépression vers la péninsule ibérique a pu être observée sur le littoral du Var et du Gard dans l’après-midi du 8 septembre. L’orientation des barbules figurant sur l’émagramme traduit bien ce forçage dynamique, caractérisé notamment par des vitesses de vent de l’ordre de 55 Km/h en surface. Accélérées par ce flux de sudest au dessus d’une mer chaude, les particules d’air se sont alors réchauffées tout en se chargeant fortement d’humidité (augmentation de 8mm en 12h de l’eau précipitable). Ainsi, la température et la pression de vapeur saturante des particules sont devenues plus importantes au niveau de la mer qu'en altitude. Sous les effets de la poussée d'Archimède, qui tend à compenser l’augmentation des forces de gravité selon l’équilibre de flottabilité, les particules se sont soulevées ; on parle de "couche instable". L'indice "Showalter", est un des indicateurs permettant d’évaluer cette instabilité. Il représente la différence, en degrés Celsius, entre la température ambiante à 500 hPa et la température d'une particule provenant du niveau 850 hPa et portée au niveau 500 hPa. Lorsque la valeur de l'indice est négative, cela indique que la particule est plus chaude que l'air ambiant et qu'elle subit une poussée de soulèvement (dans notre cas Show = -15-(-12) ~ -3°C). On peut supposer également que la forte convergence du champ de vent horizontal en surface, notamment au niveau du littoral des Bouches-du-Rhône, ait pu contribuer à l’élévation des particules d’air (figure 27). Figure 27: Situation type des épisodes méditerranéens de classe "thalweg dorsale" 20 En effet, selon l’approximation anélastique (détaillée en annexe B), les particules soumises à cette contrainte sont étirées sur la verticale et leur centre de gravité (G) subit un mouvement vertical vers le haut, comme l’illustre la figure 28, ci-dessous. Figure 28: Mouvements verticaux associés à la convergence du vent au voisinage de la surface. Ensuite, les particules vont s’élever jusqu’au niveau de condensation LCL (Level of Free Convection) à 980 hpa. Ce niveau correspond à la pression du point de condensation (C) situé à l’intersection de la courbe d’iso-rapport de mélange issue du point de rosée (D) et de l’isoadiabatique sèche issue de la particule initiale (997hpa). 2.1.2 Déclenchement de l’instabilité C’est seulement à partir du LCL qu’une instabilité de la masse d’air peut se déclencher librement sous l’action des forces de flottabilité (on parle de niveau d’instabilité convective conditionnelle). Ceci explique pourquoi la période allant de la fin de l’été au début de l’automne, pendant laquelle l’eau de la Méditerranée est particulièrement chaude, est plus propice aux épisodes Cévenols. Un radio-sondage de la station de Nîmes a pu enregistrer un renforcement progressif de l’instabilité convective conditionnelle à partir du 8 septembre à 00 UTC, mais ceci avant l’observation des premiers signes d’instabilité observés au dessus de la Méditerranée le 8 septembre vers 4 UTC. Ce décalage dans le temps peut s’expliquer par l’existence d’une contribution énergétique négative, la CIN (Convective inhibition), qui s’oppose au processus d’instabilité créé par les forces de flottabilité. Cette énergie négative (estimée à -25 J/Kg d’air), associée à une flottabilité négative, tend à accélérer les particules vers le bas, et donc à les maintenir dans leur état initial de stabilité. Sur l’émagramme, la CIN représente le domaine pour lequel la courbe d’état se situe à droite de la pseudo-adiabatique saturée issue du point de condensation, ce qui caractérise la zone où les particules d’air, ayant franchit le LCL, restent stable. Ce domaine (région jaune sur l’émagramme) est compris entre l’adiabatique sèche issue de l’état initial de la particule et la courbe d’état jusqu’au 21 niveau de condensation, puis entre la pseudo-adiabatique issue du point de condensation et la courbe d’état jusqu’au niveau de convection libre. Figure 29: détail de l’ émagramme Pour que l’instabilité se déclenche, il faut que les particules franchissent le seuil de convection libre LFC (Level of Free Convection) situé à 874 hpa. En franchissant ce seuil, les particules entrent dans le domaine instable. Tant que la courbe d’état reste à gauche de la pseudo-adiabatique saturée issue du point de condensation, la particule, plus chaude que l’environnement, est accélérée vers le haut grâce à la force de flottabilité. Ce domaine d’instabilité correspond à la CAPE (Convective Available Potential Energy) qui représente l’énergie totale par kg d’air pouvant être libérée en énergie cinétique verticale. Elle permet notamment d’évaluer la vitesse maximale wmax des ascendances : CAPE = ½ w2max Cependant, l’augmentation notable de CAPE enregistrée par la station de Nîmes [3], de 280 à 850 J/kg entre le 7 septembre à 12 UTC et le 8 à 00 UTC, indique qu’elle a pu s’amplifier sans pour autant se manifester immédiatement par une libération d’énergie cinétique (absence de vents verticaux significatifs). Ceci met bien en évidence l’action de la CIN, dont la flottabilité négative a, dans un premier temps, compensé les effets de la CAPE, jouant alors un rôle de « soupape ». 2.1.3 Formation du nuage multicellulaire Lorsque les particules franchissent le seuil de convection libre, la libération de la quantité d’énergie accumulée par la CAPE (jusqu’à 1372 J/kg) s’est traduite par des mouvements ascendants très puissants, caractérisant l’intense convection au sein du nuage. Rappelons que la formation du nuage traduit le fait que les particules d’air atteignent leur état de 22 condensation. Le volume des précipitations, quant à lui, représente la différence entre l’iso-rapport de mélange à saturation (noté rw passant par les points de condensation et de rosée correspondant à la pression initiale de la particule) et l’iso-rapport atteint par la particule au-delà de son état de saturation. Ainsi, la hauteur de formation du nuage et celle des précipitations se traduit par la convergence des courbes d’état et de TPPAM avec celle passant par les points de rosée. Si l’émagramme avait été enregistré pendant le passage du MCS à Nîmes, le 8 septembre entre 18 et 22 UTC, cette hauteur serait comprise entre 874 hpa (LFC) et 250 hpa environ, indiquant la formation d’un nuage de type cumulo-nimbus de 1000 m jusqu’à la limite de la troposphère. La libération de la CAPE sur toute la hauteur du nuage va donc entraîner les particules jusqu’au LNB (Level of Neutral Buoyancy à 252 hpa), niveau où la flottabilité et donc la vitesse ascensionnelle des particules s’annule. Ensuite, par conservation de la masse, ces ascendances seront compensées par des mouvements descendants pour lesquels la flottabilité est négative. En effet, les particules d’air qui parviennent en altitude, très froides (environ - 50°C au milieu du nuage) et plus denses, s’alourdissent sous le poids des précipitations d’eau liquide et de glace, grossissent et sont accélérées vers le bas. On parle de convection profonde. En fait, ces subsidences tendent à rééquilibrer le bilan radiatif sur la verticale (excédentaire en basse couche et déficitaire en altitude). En arrivant au sol, elles s’étalent symétriquement sous le nuage en créant un courant de densité horizontal, qui va se diffuser à la base du nuage derrière un « front de rafale », caractérisé notamment par des vents violents et une baisse significative de température. Ainsi, ce mécanisme cyclique d’ascendances-subsidences a permis le développement des premières cellules convectives au dessus de la Mer Méditerranée dans la matinée du lundi 8 septembre à 4UTC. L’image radar (figure 30) nous montre leur stade de développement à 8 UTC. Figure 30: Image radar de la perturbation enregistrée le 08/09/02 à 08 UTC Ces cellules, advectées par le flux de sud-est, se sont ensuite organisées pour former un système convectif de mézo-échelle ou MCS (Mézo-Scale System) d’une forme typique en « V », observé 23 notamment sur le littoral des Bouches-du-Rhône vers 8 UTC. Selon la définition donnée par Houze [4], « la zone continue de précipitations s’étend sur au moins 100 km dans une direction ». L’« American Meteorological Society » rajoute dans cette définition que la convection doit y être « intense », ce qui était le cas, comme en témoigne le cumul des précipitations enregistré par Météo-France (figure 31). Figure 31: Cumul des précipitations enregistrés par Météo-France du 08/09 à 00h au 09/09 à 00H. En effet, le phénomène s’est manifesté par des précipitations très fortes entre le 8 à 22 UTC jusqu’au 9 à 12 UTC, en particulier à proximité d’Alès (600mm sur 48h). Ce pic traduit bien le comportement quasi-stationnaire du MCS au pied du massif des Cévennes avant qu’il ne soit transporté vers le nord-est en balayant tout le département du Gard. Pour tenter d’expliquer la formation de ce phénomène météorologique, il nous faut donc déterminer, d’une part, les mécanismes déclencheurs de l’instabilité convective, mais également identifier les facteurs ayant contribué à sa stationnarité. Ceci implique donc l’existence d’un forçage suffisamment important dont la contribution énergétique a permis aux particules d’air, non seulement de surmonter la CIN mais également de maintenir, en quelque sorte, la libération de la CAPE. Dans un premier temps, si l’accélération et la convergence des flux de basse-couches ont pu augmenter le potentiel d’instabilité convective, en revanche, il est peu probable que cette seule contribution ait été suffisante pour générer des ascendances aussi violentes que celles observées jusqu’à la tropopause et surtout entretenir un tel système de convection sur une durée aussi longue. De plus, cela ne permet pas d’expliquer l’organisation particulière du MCS. En effet, le cisaillement de l’environnement induit par l’orientation des vents, rendue fortement hétérogène par les circulations synoptiques évoquées précédemment, est un paramètre majeur qu’il faut prendre en compte dans l’organisation d’un tel phénomène. 24 2.2 Développement du MCS 2.2.1 Le cisaillement : un paramètre fondamental Reprenons la situation décrite par l’émagramme le lundi 9 septembre à 9,00 UTC. L’orientation des barbules témoigne d’une variation notable de la direction et de la vitesse des vents suivant la verticale. En effet, au niveau du sol, les vents de basse-couches, soufflant à environ 55km/h, sont orientés nord nord-ouest, tandis que l’on observe des vents très puissants en altitude (8000m) en direction du nord-est, pouvant atteindre 110 Km/h. On associe donc ce gradient vertical de la vitesse du vent au cisaillement de l’environnement, défini par : S = ∂v / ∂z . Le cisaillement, qui est donc un vecteur horizontal, rreprésente la différence entre les vecteurs du vent de l’environnement entre deux altitudes successives. Pour visualiser les directions du cisaillement, on peut établir l’hodographe à partir des barbules de l’émagramme (voir figure 32 ci-dessous). Pour cela, on considère un repère (O,u,v) dont le centre O serait la station de Nîmes, u la direction de l’est et v celle du nord. Les flèches noires représentent une projection horizontale du vent moyen (V) à différentes altitudes, orientées dans sa direction et de longueur proportionnelle à sa vitesse en nœuds (1N~1,854 km/h soit environ 0,5 m/s), tandis que le vecteur cisaillement, noté S, apparaît en vert. Figure 32: Hodographe établi à partir des enregistrements de vent de l’émagramme. 25 Dans notre cas, on remarque que le vent augmente fortement avec l’altitude et que l’hodographe tourne dans le sens horaire, ce qui caractérise un cisaillement « rotationnel ». De plus, la direction du cisaillement est toujours "décalée" d’un certain angle de rotation (dans le sens horaire) par rapport à celle des vents de l’environnement. Nous verrons par la suite que cette différence d’orientation est déterminante dans l’organisation de la convection (influence sur la structure du nuage). 2.2.2 Interaction du cisaillement avec le courant de densité Nous avons vu que l’échelle verticale (H) du nuage, atteignant la tropopause, était de l’ordre de 10000m. Pour une échelle horizontale (L) de l’ordre de quelques dizaines de kilomètres, on peut supposer des conditions quasi-hydrostatiques à l’échelle du nuage : H/L~O(1). Selon le modèle des équations du système de Boussinesq (cf annexe C) donnant les composantes du tourbillon de l’environnement, la contribution verticale du cisaillement prédomine fortement sur sa composante horizontale. Aussi, l’expression du tourbillon horizontal de ce modèle, qui peut se traduire par une rotation des particules autour d’un axe horizontal (O,y) peut être associée directement au cisaillement vertical de vent. Etant donné que la vitesse de vent augmente sur la verticale, ce « tourbillon de l’environnement », noté γ, va être positif dans la direction du cisaillement. La figure 33, qui se place dans le plan du cisaillement (S) nous permet de bien le visualiser. Figure 33: Interaction entre les tourbillons horizontaux issus du cisaillement (γ) et du courant de densité (ω+ et ω-). De même, il faut considérer l’existence de mouvements tourbillonnaires générés par le soulèvement d'air plus chaud arrivant au contact du courant froid de densité. On note ces deux tourbillons ω+ et ω- au niveau des fronts de rafale situés respectivement en amont et en aval du nuage. Si l’on se place dans la direction des x positifs relatifs à la direction du cisaillement, on remarque que γ et ω+ ont le même sens de rotation en amont du courant de densité. Leurs contributions se compensent, ce qui diminue le forçage vertical. En aval, les rotations en sens inverses de γ et ωtendent au contraire à amplifier les ascendances tandis que la différence de leurs intensités respectives va conditionner l’inclinaison verticale des ascendances. 26 Notons que la différence de vitesse verticale en amont et en aval entraîne une perturbation de pression au sein du système convectif, dont la redistribution joue également un rôle dans l’organisation de la convection et notamment sur l’inclinaison des ascendances. Aussi, à cette échelle locale, l’hypothèse des conditions hydrostatiques n’est plus valide, puisque les accélérations verticales doivent être prises en compte. 2.2.3 Génération des cellules convectives Tant que l’environnement va présenter un fort gradient de vent vertical sous l’effet des perturbations synoptiques, le cisaillement va permettre au flux d’air chaud de basse-couches, arrivant sur le bord d’attaque du courant de densité (en aval du nuage dans le sens du cisaillement), de créer des cellules convectives d’intensités croissantes. Ceci explique notamment la durée importante du phénomène (figure 34). Figure 34: Vie des cellules convectives au sein d’un orage multicellulaire. Naissant au bord d’attaque, ces cellules vont être advectées progressivement par les vents vers l’arrière et le haut du nuage. Elles atteindront une phase de maturité au niveau de la partie convective où les précipitations sont les plus intenses. A la fin de leur vie, leur diffusion en panache par les vents puissants d’altitude va constituer la partie stratiforme (enclume) du nuage, expliquant ainsi la forme en « V » observée par les images radar. Etant donné que le renouvellement des cellules s’effectue par l’aval tout au long du processus, on parle de régénération rétrograde. La génération des cellules est donc bien localisée au niveau du bord d’attaque aval du courant de densité et donc à proximité de la surface dans le sens du flux venant de sud-est. En revanche, leur déplacement au sein du MCS et l’orientation nord-est de leur diffusion sont fortement conditionnées par les vents de l’environnement, notamment à haute altitude, comme on peut le voir sur l’image 27 radar ci-dessous (figure 35). Figure 35: Forme caractéristique en "V" du MCS pleinement développé observé par image radar le 08/09/02 à 18 UTC 2.2.4 Organisation du MCS Rappelons que le 8 septembre, entre 13 et 22 UTC, le MCS a adopté une configuration quasi-stationnaire, générant alors d’intenses précipitations. En effet, l’advection des cellules en fin de vie par le vent d’altitude en direction du nord-est, s’est trouvée "compensée" par la génération de nouvelles cellules. Pour schématiser cette organisation (figure 36), il faut considérer la contribution des différents vents de l’environnement. Tout d’abord, les nouvelles cellules de convection (en rouge) vont se former au même endroit, en basse-couche, sur la zone du courant de densité exposée non seulement au flux d’air chaud de sud-est, mais correspondant également à l’aval du nuage par rapport au cisaillement. A cette altitude, nous considérons le vecteur-cisaillement situé entre le niveau du sol et 1000m (vecteur 0-1 de l’hodographe). Après leur stade de maturité (maximum d’activité convective, cellules noires) les cellules vont monter progressivement jusqu’à la tropopause en étant diffusées par les vents d’altitude (V), d’où la forme parabolique de leur trajectoire. 28 Figure 36: Organisation stationnaire du MCS sous les effets du cisaillement, du flux de sud-est de basse-couche et de la diffusion par les vents d’altitude. Pour revenir à notre hypothèse, la contribution du cisaillement aurait donc permis aux particules d’air de « vaincre » la CIN et de libérer la CAPE essentiellement sous forme d’énergie cinétique verticale. En fait, il existe une relation étroite entre la CAPE et le cisaillement. Pour une certaine valeur de la CAPE, un cisaillement trop faible ne pourra pas organiser le système en raison de l’opposition de la CIN. En revanche, s’il est trop important, la contribution du tourbillon horizontal de l’environnement, qui sera bien supérieure au tourbillon du courant de densité, empêchera les ascendances verticales, et donc les cellules convectives, de se former. Le nombre de Richardson [5] permet de comparer l’importance du processus lié à la flottabilité à celui lié au cisaillement. Il est défini par : RiG = 2.CAPE / Smoy2 Où Smoy représente une estimation du cisaillement du vent moyen dans les 6 premiers kilomètres audessus de la surface. Ce nombre adimensionnel permet de caractériser le type d’orage qui peut se former : la plupart des « supercellules convectives » correspondant à des RiG compris entre 10 et 50. On propose de l’évaluer en utilisant l’émagramme. Les barbules nous indiquent une vitesse du vent moyen au sol V0 d’environ 53 km/H (14,7 m/s). A une hauteur de 6000m (vers 400 hpa), nous pouvons estimer une vitesse de vent moyen V1 comprise entre 80 et 85 Km/h (entre 22,2 et 23,6 m/s). 29 Nous obtenons un cisaillement moyen Smoy = V1-V0 compris entre 7,5 et 8,9 m/s. connaissant la CAPE=1372 J/kg, on trouve un nombre de Richardson compris entre 34,6 et 48, ce qui correspond bien au domaine des systèmes multicellulaires, où la contribution de la CAPE est beaucoup plus importante que celle du cisaillement (RiG compris entre 30 et 50 dans la littérature). Même si le cisaillement et l’instabilité potentielle de basse-couches sont des facteurs fondamentaux, ils restent insuffisants pour expliquer l’évolution d’un système convectif aussi complexe, qui peut être influencée par d’autres mécanismes de forçage. En effet, on suppose que le relief particulier de la région a pu jouer un rôle dans l’organisation du phénomène, et notamment en ce qui concerne son comportement stationnaire. 2.3 Le forçage orographique Il semble que le relief du massif des Cévennes soit en partie responsable de la quasistationnarité du MCS entre le 8 à 22 UTC et le 9 à 04 UTC au nord-est du département du Gard. Nous pouvons émettre 2 hypothèses de forçage à ce sujet. 2.3.1 Condensation par ascendance adiabatique Tout d’abord, les pentes sud-est du relief ont pu forcer la masse d’air chaude et humide des flux de basse-couches à s’élever jusqu’à environ 1000m (850 hpa). Dans un premier temps, sous l’effet de la baisse de la température et de la pression extérieure, les particules d’air vont atteindre leur point de condensation (LCL=980 hpa) en subissant une transformation iso-adiabatique. En considérant une particule initialement située au niveau du sol, on peut illustrer schématiquement cette transformation avec la figure 37. Figure 37: condensation par ascendance adiabatique d’une particule P. On note C, le point de condensation et X la position de la particule à l’issue de la transformation. 30 Le volume des précipitations correspond à la masse d’eau condensée par kilogramme d’air sec, ce qui représente la différence entre les rapports des courbes de mélanges issues du point de condensation et celle atteinte par la particule (état au point X). On peut remarquer qu’un forçage des particules par élévation iso-adiabatique entre le point de condensation et le LFC, rapproche, en quelque sorte, la courbe d’état des particules de la courbe de saturation (courbe du thermomètre mouillé). Graphiquement, en revenant à l’émagramme enregistré, cela tendrait à réduire la surface de la CIN, favorisant ainsi la libération de la CAPE. Ce mécanisme apparaît donc comme une contribution favorable au processus de flottabilité. En favorisant la génération des cellules convectives sur les contreforts du massif, ce mécanisme aurait amplifié localement la convection au pied du relief, qui, jouant un rôle de barrière naturelle, pourrait aussi expliquer le comportement stationnaire du MCS. Le modèle MESO-NH, appliqué aux simulations de pluies intenses sur le Sud de la France [6], met bien en évidence la stationnarité (figure 38) et l’amplification des précipitations (figure 39) liées à la configuration du relief dans cette zone. Figure 38: influence du forçage orographique sur le comportement stationnaire du MCS de 18 à 22 UTC le 08/09/02. Température (en bleu) mesurée à 50m, vitesse verticale en rouge et vitesse du vent mesurée à 10m (flèches). 31 Figure 39: cumuls des précipitations modélisés sans forçage orographique (NOR) comparés aux mesures réelles (CTRL) enregistrées de 12 à 22 UTC le 08/09/02. 2.3.2 Le refroidissement sous orage Considérons à présent que le nuage, arrivant au sud du département du Gard, prenne une configuration selon laquelle les précipitations situées sous sa partie stratiforme se trouvent fortement exposées au flux de sud-est, et ce pendant une durée suffisamment longue. Dans cette hypothèse, l’air chaud de basses-couches, au contact des subsidences froides et humides, peut générer une évaporation intense par refroidissement isobare, formant ainsi une poche (ou dôme) d’air froid. La figure 40 ci-dessous schématise le principe de cette condensation appliquée à une particule P à 900 hpa et 16°C qui entrerait au contact de la poche d’air froid. 32 Figure 40: condensation par refroidissement isobare à 900 hpa d’une particule P. On note C le point de condensation, D le point de rosée et t’ la température du thermomètre mouillé. On voit bien que ce forçage, tout comme la condensation par élévation adiabatique, tend à rapprocher la courbe d’état des particules vers la courbe de saturation, ce qui se traduit également par une augmentation des précipitations et peut contribuer au déclenchement de la CAPE. Là encore, le modèle MESO-NH illustre bien l’amplification de la convection par ce mécanisme, comme le montre la figure 41 ci-dessous. Figure 41: cumuls des précipitations modélisés sans refroidissement sous orage (NOC) comparés aux mesures réelles (CTRL) enregistrées de 18 à 22 UTC le 08/09/02. 33 Advecté avec le nuage mais bloqué au pied du massif des Cévennes, ce dôme d’air froid, en forçant les masses d’air plus chaudes à s’élever sur son bord d’attaque, pourrait également induire le mécanisme d’élévation adiabatique évoqué précédemment. Notons que la condensation par mélange des particules chaudes et humides du flux de sud-est avec celles des subsidences, n’est pas à exclure. Aussi, étant donné les interactions possibles entre les mécanismes de forçage par élévation sur le relief et celui du refroidissement sous orage, la modélisation de leurs effets respectifs s’avère relativement complexe. Cependant, on peut supposer que leur combinaison a contribué, d’une part, à l’amplification de la convection et, d’autre part, à la quasi-stationnarité du MCS, notamment le 8 septembre entre 18 et 22 UTC, causant ainsi les cumuls de précipitations exceptionnelles enregistrées à Alès. CONCLUSION L’événement a été bien prévu par Météo-France, qui a pu dresser rapidement une carte de vigilance et déclencher les premiers bulletins d'alerte. Pourtant, les modèles numériques prévoyaient des cumuls de pluie atteignant au plus 100 à 150 mm sur une zone très imprécise, entre le Massif Central et la vallée du Rhône. Ceci illustre bien la complexité de prévoir l’évolution d’un tel événement, en raison des nombreuses interactions entre les mécanismes météorologiques impliqués, notamment à mésoéchelle. En effet, la difficulté d’établir des corrélations entre ces mécanismes locaux limite considérablement la précision des outils numériques utilisés par Météo-France (modèle ARPEGE, méthode 4-D VAR), ce qui nécessite des corrections presque en temps réel à partir des observations. Si les pluviomètres donnent une bonne estimation de la quantité des pluies locales, les radars météorologiques, en revanche, nous donnent une vision cartographique beaucoup plus large des précipitations dans un rayon de 60 à 100 kilomètres. Pour anticiper les événements pluvieux cévenols, régis à la fois par des conditions synoptiques mais aussi à mésoéchelle, l’utilisation conjointe et la précision de ces deux types d’instruments est donc cruciale. Notons que les reliefs montagneux du Massif Central et des Alpes peuvent constituer un écran infranchissable pour le faisceau radar. Aussi, malgré la présence de trois appareils implantés en plaine, à Collobrières (Var), Bollène (Vaucluse) et Nîmes (Gard), un programme de modernisation et d’extension du réseau de radars est actuellement entrepris au niveau de la région PACA (programme RHYTMME). Ces mesures s’intègrent notamment dans le plan « Submersions rapides » initié par l’Etat suite à la tempête Xynthia (27-28 février 2010) et aux inondations dans le Var (15 juin 2010) de juin 2010 dans le Var. Dans ce cadre, Météo-France, qui a été chargé de développer un service d’avertissement infra-départemental pour 2011, s’efforce également d’améliorer les modèles de prévisions des cumuls de pluie à plus petite échelle, et sur des périodes plus courtes (15, 30 minutes). En effet, les modèles actuels de mésoéchelle, confrontés aux ajustements permanents des écarts entre prévisions et observations, impliquent des efforts de calcul et donc des coûts numériques considérables. C’est la raison pour laquelle, aujourd’hui encore, la prévisibilité réduite des phénomènes d’échelle fine requiert toute l’expérience des prévisionnistes. 34 ANNEXES ANNEXE A : DESCRIPTION DE L’EMAGRAMME 761 35 ANNEXE B : APPROXIMATION ANELASTIQUE La forme anélastique de l’équation de continuité suppose que les écarts de masse volumique sont très petits devant la masse volumique de l’atmosphère au repos. (Elle est obtenue en appliquant l’hypothèse des « petites perturbations » au terme d’advection de température par le vent zonal en ne conservant dans l’équation de continuité que les termes du premier ordre [5] ). Elle s’écrit : div(ρref u) = divh(ρref v) + ∂(ρref w)/∂z = [ ∂(ρref u)/∂x + ∂(ρref v)/∂y ] + ∂(ρref w)/∂z = 0 On peut l’interpréter en terme de flux de masse. En effet, elle traduit, localement, que le bilan du flux de masse ρref u à travers un volume géométrique fixé est nul. L’air sortant du volume est donc globalement compensé par l’air entrant. On en déduit en particulier que le bilan du flux de masse horizontal [ ∂(ρref u)/ ∂x + ∂(ρref v)/ ∂y ] et celui du flux de masse vertical ∂(ρref w)/ ∂z se compensent. Au niveau du sol, où la vitesse verticale est nulle, la convergence du vent horizontal est donc nécessairement associée à un mouvement vers le haut. Le phénomène est symétrique si l’air est contraint à descendre à cause de la présence d’un couvercle. 36 ANNEXE C : APPROXIMATION DE BOUSSINESQ Dans l’approximation de Boussinesq, on néglige les variations verticales de la masse volumique de référence (ρref = ρ0 = constante) et on suppose que les écarts de masse volumique par rapport à l’atmosphère de référence sont petits par rapport aux variables de l’état de référence, non seulement dans l’équation de continuité, mais également dans les autres équations décrivant l’évolution du fluide atmosphérique. Aussi, cette approximation est généralement utilisée lorsque la couche d’atmosphère étudiée reste suffisamment mince pour que l’on puisse négliger les variations verticales de masse volumique de l’état de référence. Dans ce modèle, l’équation de continuité anélastique prend une forme incompressible : div(u) = ∂u/∂x + ∂v/∂y + ∂w/∂z = 0 Ce qui permet d’écrire l’équation du mouvement horizontal : Dv/Dt = (-1/ρ0) gradh(p) – ƒk Λ v et celle du mouvement vertical, non hydrostatique : Dw/Dt = (-1/ρ0) ∂p*/∂z – (g/ρ0) ρ* Les équations du tourbillon déduites de ce système sont très utiles pour analyser certains processus de mésoéchelle et la convection profonde en particulier. Elles s’écrivent : Dη/Dt = ∂ß/∂y + η∂u/∂x + [ γ∂u/∂y + (ξ + ƒ)∂u/∂z ] Dγ/Dt = -∂ß/∂x + γ∂v/∂y + [η∂v/∂x + (ξ + ƒ)∂v/∂z ] Dξ/Dt = 0 + (ξ + ƒ)∂w/∂z + [η∂w/∂x + γ∂w/∂y ] Dans ces équations , le terme solénoïdal (premier terme du membre de droite) est directement relié à la flottabilité ß. Ce terme est nul dans l’équation pour le tourbillon vertical. En revanche, il joue un rôle important dans la génération du tourbillon horizontal. Le second terme du membre de droite représente l’"étirement" et celui entre crochets constitue le terme de "bascule". Les deux composantes zonale et méridienne du tourbillon horizontal, notées respectivement η et γ, s’écrivent : η = -∂v/∂z + ∂w/∂y et γ = ∂u/∂z - ∂w/∂x Dans les conditions de l’approximation hydrostatique (L>>H et U>>W) à l’échelle synoptique, les termes de cisaillement vertical sont largement prépondérants devant ceux du cisaillement horizontal dans ces deux expressions. Ainsi, le cisaillement vertical de vent peut être associé à une rotation locale des particules de fluide autour d’un axe horizontal. 37 BIBLIOGRAPHIE [1] AUDARD-VINCENDON B., 2010 : « Apport des modèles météorologiques de résolution kilométrique pour la prévision des crues rapides méditerranéennes : vers une prévision d'ensemble des débits en région Cévennes-Vivarais », Thèse parue au Doctorat de l’Université de Toulouse III, Paul sabatier. [2] BOUDEVILLAIN B., 2009 : « Cyclogenèses et précipitations intenses en région méditerranéenne : origines et caractéristiques », La Météorologie - n° 66, p 18-27. [3] DUCROCQ V., 2004 : « L’événement des 8-9 septembre 2002 : situation météorologique et simulation à mésoéchelle », La Houille Blanche - n°6, p 86-92. [4] HOUZE R.A., 1993 : « Cloud Dynamics », Academic Press. [5] MALARDEL S., 2009 : « Fondamentaux de météorologie », 2e édition, Cépaduès Editions. [6] NUISSIER O., V.DUCROCQ, D.RICARD, 2007 : « Expériences de sensibilité appliquées à des simulations de pluies intenses sur le Sud de la France » 4e réunion des utilisateurs du modèle Meso-NH, CNRM/GMME/MICADO. LIENS INTERNET http://www.meteociel.fr http://www.wikipedia.org http://www.wetterzentrale.de http://www.virtuallab.bom.gov.au/meteofrance/index.html 38
