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Épisodes méditerranéens
La thèse s’intéresse aux événements fortement précipitants (ou HPEs, pour Heavy Precipitation Events) qui affectent fréquemment en automne la région méditerranéenne et qui font partie des risques naturels majeurs dans cette région. Le sud de la France est particulièrement touché par ces HPEs notamment la région des Cévennes et le Languedoc-Roussillon, mais également la Côte d’Azur et la Corse. Au fil des ans de nombreux cas ont été recensés et étudiés. Parmi eux, on peut citer les cas en France de l’Aude en novembre 1999 avec des cumuls de plus de 500 mm en 24h (Ducrocq et al., 2003) et du Gard en septembre 2002 avec des cumuls jusqu’à 700 mm en 24h (Delrieu et al., 2005). L’ensemble du pourtour méditerranéen occidental est affecté par ces évènements, avec par exemple les cas en Ligurie (Italie) en novembre 2011 avec plus de 500 mm en 14h (Silvestro et al., 2012) et en Catalogne (Espagne) en juin 2000 avec plus de 200 mm en 6h (Llasat et al., 2003).
Les conditions synoptiques favorables à la formation de tels systèmes précipitants ont été étudiées notamment par Nuissier et al. 2011 qui en analysant les périodes au-tomnales de 1960 à 2000 ont mis en évidence quatre situations différentes menant à des HPEs. Parmi elles, deux situations sont particulièrement favorables aux HPEs dans le sud de la France en représentant plus de 75% des cas : Cyclonic SouthWesterly (CSW) et Cyclonic Southerly (CS). Dans les deux cas, en altitude (500 hPa) les conditions sont proches, caractérisées par une dépression centrée proche de l’Irlande avec un thalweg qui se prolonge des îles Britanniques en Espagne. Ce qui diffère plus largement sont les conditions en basses couches et les sources d’humidité. Dans les situations CSW, le flux de basses couches provient du sud-ouest et de l’océan Atlantique à travers le détroit de Gibraltar et la source d’humidité provient essentiellement de la région des Baléares. Les situations CS sont caractérisées par un flux de sud-est en basses couches en provenance de la Tunisie qui se charge en humidité en passant au-dessus de la mer. Nous noterons également que dans la classe CS, une dorsale importante sur l’Europe Centrale renforce la convergence des flux vers le golfe du Lion.
Dans les deux cas, les flux inconditionnellement instables de basses couches jouent un rôle majeur dans la formation d’HPE. Plusieurs mécanismes de soulèvement des masses d’air instables entraînant la convection ont été identifiées (Ducrocq et al., 2008, Ducrocq et al., 2016) :
— Le soulèvement orographique, où, à la rencontre de reliefs les masses d’air d’air chaudes et humides s’élèvent.
— La convergence des vents en basses couches qui entraîne des mouvements ascen-dants. La convergence peut résulter de la situation synoptique mais également être générée par des flux de contournement liés aux reliefs et aux îles, ou encore être amplifiée par des circulations atmosphériques secondaires (Duffourg et al., 2018).
— La formation de plage froide sous orage résultant de l’évaporation des précipita-tions, qui, en jouant le rôle de relief virtuel, va forcer le soulèvement des masses d’air instables.
La Figure 1.1 illustre schématiquement ces différents mécanismes de soulèvement en Méditerranée occidentale. Selon les caractéristiques de chaque situation (vitesse du vent, instabilité, humidité) les mécanismes impliqués sont différents et parfois combi-nés (e.g. Mastrangelo et al., 2011, Rebora et al., 2013, Davolio et al., 2016). Le plus souvent, les fortes précipitations sont produites par des systèmes convectifs de méso-échelle (MCS, Mesoscale Convective System) quasi-stationnaires. La stationnarité de ces systèmes est due au relâchement de l’instabilité convective au même endroit sur plusieurs heures du fait d’une évolution lente des conditions de basses couches, ce qui conduit à des cumuls de précipitations très importants et très localisés. La mer Médi-terranée joue donc un rôle important, premièrement en étant un réservoir de chaleur et d’humidité qui alimente le flux instable de basses couches. Duffourg et Ducrocq (2011) ont ainsi montré que, suivant les conditions atmosphériques, la Méditerranée pouvait contribuer à alimenter en humidité de 40% à 60% les flux de basses couches et ce particulièrement en automne alors que la mer est encore chaude. Plus récemment, Meroni et al. (2018a,b) ont montré que la stratification verticale océanique contraint le refroidissement de la couche mélangée océanique et donc les échanges air-mer, et, que les structures océaniques fines (tourbillons, méandres, filaments) peuvent modifier la convergence en basses couches par un mécanisme de transfert vertical de quantité de mouvement. Ainsi, en plus d’un rôle thermodynamique, il existe dans ces situations des effets non-négligeables de la dynamique océanique.
Circulation en Méditerranée occidentale
Figure 1.2 – (a) Circulation des eaux Atlantique de surface (MAW, pour Modified Atlantic Water) et sub-surface (WIW pour Western Intermediate Water) dans le bassin méditerranéen occidental. Figure extraite de Millot (1999) ; (b) Circulation océanique de surface en Méditerranée nord-occidentale : NC : Courant Nord ; NBF : Front Nord Baléares ; BF : Front Baléares ; CG : Gyre Cyclonique. Les flèches bleues représentent les principaux vents régionaux.
La circulation océanique en Méditerranée est largement documentée et des sché-mas illustrant cette circulation des masses d’eau ont été proposés et fréquemment mis à jour (e.g. Millot, 1999, Millot et Taupier-Letage, 2005). La circulation générale en Méditerranée est pilotée par l’entrée des eaux Atlantique froides et peu salées à Gi-braltar qui ensuite suivent un circuit cyclonique engendrant au passage des méandres et des tourbillons, tout en se densifiant progressivement par action principalement de l’évaporation (Bormans et al., 1986, Mariotti et al., 2002).
La Figure 1.2a les détails de la circulation océanique dans le bassin méditerra-néen occidental. Passé le détroit de Gibraltar et la mer d’Alboran, les eaux Atlantique forment le Courant Algérien longeant les côtes africaines de manière plus ou moins stable avec la formation de tourbillons. Au détroit de Sicile les eaux Atlantique se séparent en deux branches, une qui va continuer dans le bassin oriental et l’autre qui va continuer le long des côtes italiennes au nord de la Sicile vers la mer Tyrrhénienne. Arrivées en mer Ligure les eaux Atlantique forment le Courant Nord (NC ou courant Liguro-Provençal) qui va longer les côtes françaises puis espagnoles. La circulation de surface est largement influencée par la bathymétrie complexe de la Méditerranée (Testor et al., 2005) ainsi que par les forts régimes de vent (Pinardi et Navarra, 1993).
Les reliefs importants qui bordent la Méditerranée occidentale génèrent en effet des vents régionaux tels que le Mistral entre les Alpes et le Massif Central, la Tramontane entre le Massif Central et les Pyrénées. Ces vents continentaux du nord et nord-ouest, respectivement, amènent des masses d’air froides et sèches au-dessus de la mer Méditer-ranée entraînant de fortes pertes de chaleur et d’eau par évaporation, pouvant parfois conduire à la formation d’eaux denses (Schott et al., 1996, Marshall et Schott, 1999). Ce phénomène hivernal de formation d’eau dense (souvent associé à de la convection océanique profonde) possède de fortes variations inter-annuelles et fait l’objet de nom-breuses études (e.g. Somot et al., 2016, Estournel et al., 2016b, Seyfried et al., 2017) et campagnes de mesures (Testor et al., 2018).
Dans la partie nord du bassin occidental (Fig. 1.2b), la circulation s’organise fi-nalement en un gyre cyclonique (GC) dans le golfe du Lion, limité au nord par le Courant Nord et au sud par le Front Nord Baléares (NBF) qui représente la limite des eaux Atlantiques entrantes, relativement chaudes et peu salées, avec celles, froides et plus salées, au centre du gyre. La dynamique de ce front est sensible aux proces-sus de méso-échelle et aux variations saisonnières (López García et al., 1994). Il est également influencé par les forts régimes de vents automnaux (Seyfried et al., 2019). La circulation de surface en Méditerranée nord-occidentale est ainsi particulièrement sensible aux échanges à l’interface air-mer, notamment au flux d’eau douce qui s’ex-prime comme l’évaporation moins la précipitation moins l’apport des rivières, et ce à l’échelle du sous-bassin comme à très fine échelle.
Fleuves et dynamique océanique
Le long des côtes les fleuves jouent un rôle très important. Les fleuves se déversent dans l’océan avec des propriétés dynamiques et thermohalines très différentes de l’océan ouvert. Plusieurs études ont montré que cet afflux d’eau douce créait une circulation locale liée aux processus dynamiques de transfert de ces eaux vers le large sous forme de panaches (e.g. Simpson, 1997, Brando et al., 2015). La morphologie et la dyna-mique des panaches sont principalement liés aux processus d’advection et de mélange à l’embouchure tandis que le transport le long de la côte est déterminé par plusieurs processus, notamment le mélange turbulent des couches stratifiées, le transport océa-nique, la marée et le forçage atmosphérique (i.e. vent), ainsi que les effets de Coriolis (e.g. Hetland, 2005, Otero et al., 2008, Horner-Devine et al., 2015). Otero et al. 2008 ont notamment mis en évidence sur la côte ouest portugaise l’impact de différents régimes de vents sur la dynamique des panaches des fleuves, identifiant des caractéris-tiques d’expansion ou de confinement du panache près des côtes en fonction du vent. Falcieri et al. 2014 ont montré, en étudiant le fleuve du Pô en mer Adriatique, que sur une longue durée (i.e. un mois), le forçage principal définissant la morphologie du panache était le débit du fleuve alors que sur une courte durée (i.e. quelques jours) le vent était le forçage dominant, surtout en cas d’événement de vent fort. La Figure 1.3 montre à partir d’une image satellite un exemple de morphologie et de dynamique du panache de l’Ebre. La structure du panache peut être définie en plusieurs zones dyna-miques différentes, représentées schématiquement sur la Figure 1.4. Une zone « source » où l’initiation du panache est régit par la dynamique de l’estuaire, ensuite une zone de recirculation anticyclonique et finalement une zone au large où les eaux ont perdu la dynamique initiale du flux mais restent distinctes des eaux ambiantes.
Cet apport d’eau douce plus froide, va modifier la stratification aux abords des embouchures et donc engendrer une diminution de la salinité (SSS) et de la température (SST) de surface. Brando et al. 2015 ont notamment montré à l’aide d’images satellites, des fronts de SST et de SSS marqués délimitant le panache des fleuves le long des côtes lors d’un épisode de crue en mer Adriatique en novembre 2014. Cet impact peut être transporté par les courants et avoir une influence au large (e.g. Tseng et al., 2016, Fournier et al., 2016). En Méditerranée occidentale le fleuve le plus influent est le Rhône qui se jette dans le golfe du Lion avec en moyenne un débit de 1700 m3.s−1. Son panache peut s’étendre jusqu’à plusieurs kilomètres de son embouchure (∼ 40 km) (Estournel et al., 1997) et peut fortement varier en fonction des conditions météorologiques et hydrologiques (i.e. vent, débit) (Broche et al., 1998, Estournel et al., 2001). Il est à noter également que, dans le golfe du Lion, qui est une des régions méditerranéennes les plus productives en termes de matières organiques en suspension, le Rhône représente 95% des apports continentaux (Sadaoui et al., 2016, Pruski et al., 2019).
La représentation des fleuves pour la modélisation océanique peut se faire de différentes façons. Plusieurs études ont comparé différentes représentations du flux d’eau douce (e.g. Roullet et Madec, 2000, Yin et al., 2010), les deux principales méthodes étant d’ajouter le flux d’eau comme un volume d’eau entrant au travers d’une frontière océanique ouverte, soit d’inclure dans l’équation de salinité un flux d’eau douce sans changer le volume d’eau (VSF pour Virtual Salt Flux). La première méthode, plus réaliste, est une des plus utilisées. Dans ces deux cas, le flux d’eau douce des rivières agit en surface ponctuellement à l’embouchure. Cependant il est également possible d’injecter le débit non pas uniquement à la surface mais sur une colonne d’eau. Sur des configurations expérimentales ou régionales, Schiller et Kourafalou 2010 et Herzfeld 2015 ont notamment étudié différentes approches d’injection du débit et ont montré un impact sur le panache et les processus de mélange proche des côtes. Plus particu-lièrement la distribution verticale du débit des fleuves sur plusieurs mètres permet de réduire les biais de salinité en surface (e.g. Tseng et al., 2016).
Interactions à l’interface air-mer
Les interactions air-mer sont variées (Fig. 1.5) et peuvent avoir une influence im-portante aussi bien sur le climat global et régional que sur des événements météorolo-giques intenses et localisés. Dans la suite nous nous concentrerons sur les interactions océan-atmosphère et vagues-atmosphère.
Interactions Océan-Atmosphère
Les interactions océan-atmosphère à grande échelle sont au cœur du système cli-matique. L’évolution océanique joue ainsi un rôle sur des phénomènes climatiques de grande ampleur tel que le phénomène ENSO (El Niño-Southern Oscillation) dans l’océan Pacifique (e.g. Glantz, 2001, McPhaden et al., 2006). Survenant irrégulièrement (intervalles de 3 à 7 ans) il se traduit par la variation de pression atmosphérique entre l’est et l’ouest du Pacifique et une circulation océanique entraînant les eaux chaudes de surface, associé à de la convection et des précipitations, d’ouest en est. Il est alors observé des modifications de la couche de mélange océanique et des changements de position de la thermocline qui à leur tour conduisent à des changements affectant les régimes de vent et les précipitations. Ce phénomène est à l’origine de la mise en place de campagnes de mesures telles que TOGA-COARE (Webster et Lukas, 1992) en 1992 dans le but d’une meilleure compréhension des processus couplés océan-atmosphère.
Les cyclones tropicaux sont des événements météorologiques pour lesquels les inter-actions océan-atmosphère ont un rôle primordial (e.g. Chiang et al., 2011, Vincent et al., 2012, Jullien et al., 2014). De manière très générale, les cyclones puisent leur éner-gie de l’évaporation de la surface océanique entraîné par les vents forts. Les conditions océaniques favorables à leur développement sont : une température élevée (>26° C) et ce, sur une profondeur suffisante (∼ 50 m). La forte quantité de mouvement injectée dans l’océan provoque d’importantes modifications de la couche de mélange océanique sous le cyclone entraînant un important refroidissement et finalement une rétroaction négative sur l’atmosphère pouvant provoquer une baisse d’intensité du cyclone.
La SST est un facteur clé qui contrôle les échanges océan-atmosphère dans ces situations. En Méditerranée, les études de Miglietta et al. 2011 et de Pytharoulis 2018 sur des cas de medicanes (pour « cyclone méditerranéen ») survenus au sud de l’Italie ont montré une sensibilité à la SST. L’intensité du phénomène est notamment plus importante lorsque la SST est plus chaude. Plus généralement, les régimes de vents forts locaux (par exemple Mistral, Tramontane ou Bora) favorisent les échanges turbulents et l’évaporation, et donc le refroidissement et l’approfondissement de la couche de mélange en même temps que le réchauffement et l’humidification de la couche limite atmosphérique marine (CLAM). Ils peuvent également déclencher le phénomène d’upwelling côtier. Nous avons précédemment introduit l’influence de la mer sur les HPEs méditerranéens. De nombreuses études ont examiné l’impact de la SST sur les HPEs dans la modélisation à fine échelle (e.g. Millán et al., 1995, Romero et al., 1998, Romero et al., 2014, Pastor et al., 2001, Pastor et al., 2015, Homar et al., 2003, Lebeaupin Brossier et al., 2006, Cassola et al., 2016, Stocchi et Davolio, 2017, Ivatek-Šahdan et al., 2018, Meroni et al., 2018b, Strajnar et al., 2019, Senatore et al., 2019). A titre d’exemples, Pastor et al. 2001 et Cassola et al. 2016 ont montré que l’utilisation de SST haute résolution provenant de données satellites permettait d’améliorer les prévisions des cumuls de précipitation en Espagne et en mer Ligure, respectivement. Pastor et al. 2015 a mis en évidence, à l’aide d’expériences modulant le champ de SST, les zones favorisant les échanges air-mer et donc l’extraction de chaleur et de vapeur d’eau alimentant les systèmes de fortes pluies dans la région de Valence. De même, Stocchi et Davolio 2017 et Ivatek-Šahdan et al. 2018 ont montré par des tests de sensibilité à la SST, un impact sur la localisation et l’intensité des précipitations sur différents événements fortement précipitants autour de la mer Adriatique.
Plus largement, le contenu thermique de la couche de mélange et la stratification verticale ont un rôle sur les HPEs (e.g. Lebeaupin Brossier et al., 2009b, Meroni et al., 2018a alors que de fortes disparités à très fine échelle de ces paramètres sont présentes sur le bassin occidental en raison principalement de sa dynamique, au large comme en zone côtière. De plus, dans les cas de fortes précipitations en mer, des apports soudains d’eau douce impactent la SSS, la stratification verticale et la SST, créant ainsi de forts gradients localement (de la même manière que les fleuves). En conclusion, il apparaît important de mieux prendre en compte l’océan à fine échelle, en particulier sa structuration 3D et ses évolutions rapides pour la compréhension et la prévision des HPEs. Lebeaupin Brossier et al. 2013 et Berthou et al. 2014 ont montré sur des études de cas en Méditerranée nord occidentale que la réponse océanique suite à un événement de vent fort pouvait avoir une influence sur les HPEs qui s’ensuivent.
Interactions Vagues-Atmosphère
Les vagues, qui représentent l’interface dynamique entre l’océan et l’atmosphère jouent également un rôle important dans les échanges air-mer. Notamment, en affec-tant la rugosité de surface les vagues vont avoir un impact sur les flux turbulents de surface (i.e. le stress du vent, les flux de chaleur sensible et latente) (e.g. Kudryavtsev et Makin, 2007, Liu et al., 2011, Fisher et al., 2017). Dans le cas d’une mer du vent le stress induit par les vagues représente une large partie du stress total ce qui provoque une augmentation de l’effet d’entraînement de l’air (i.e. coefficient de traînée) et donc modifie le profil du vent et la dynamique des basses couches atmosphériques (Jans-sen, 1989, 1991, 1992, Donelan, 1990). La rugosité de surface impacte également les flux de chaleur et l’épaisseur de la couche limite atmosphérique (Doyle, 1995, 2002). Par exemple, un impact sur la structure thermodynamique et sur le transfert d’hu-midité affectant l’évolution d’un système convectif a récemment était mis en évidence par Varlas et al. 2018 avec l’utilisation d’un système couplé atmosphère-vague en Mé-diterranée. Thévenot et al. 2016 et Bouin et al. 2017 ont montré un impact sur la localisation des précipitations lors d’HPEs méditerranéens lorsque l’état de mer est pris en compte dans le calcul des flux turbulents de surface.
Les embruns marins jouent également un rôle important à l’interface air-mer. Ce phénomène résulte de l’extraction de gouttelettes liquides éjectées de la surface de la mer généralement en raison du déferlement des vagues et de phénomènes tels que l’entraînement des bulles et de l’écume (e.g. Veron, 2015, Fig. 1.6). L’effet des embruns est significatif sur les échanges d’humidité et de chaleur à l’interface air-mer et a fait l’objet de plusieurs études (e.g. Andreas, 1992, Andreas et al., 1995, Kepert et al., 1999, Bao et al., 2000, Bao et al., 2011, Bianco et al., 2011, Wu et al., 2015). Li 2004 et Liu et al. 2012 ont mis en évidence au travers de simulations de cas idéalisés et réels de typhons dans l’océan Pacifique que la prise en compte de l’effet des embruns pouvait provoquer une augmentation des flux de chaleur latente (jusqu’à +40%) et une augmentation de l’intensité du vent de surface (jusqu’à +30%). De récentes études ont démontré l’important de formulations permettant de mieux prendre en compte les effets de l’état de mer et des embruns sur la rugosité et les flux turbulents de surface durant des événements extrêmes comme l’ouragan Arthur en 2014 (Garg et al., 2018) ou le medicane de 2006 (Rizza et al., 2018). Ils ont montré qu’inclure l’effet des vagues dans les modèles améliorait significativement les trajectoires simulées ainsi que l’intensité et la vitesse maximale du vent de la tempête.
Table des matières
Introduction
1 État de l’art
1.1 Épisodes méditerranéens
1.2 Circulation en Méditerranée occidentale
1.3 Fleuves et dynamique océanique
1.4 Interactions à l’interface air-mer
1.4.1 Interactions Océan-Atmosphère
1.4.2 Interactions Vagues-Atmosphère
1.5 Modélisation couplée à fine échelle
1.6 Questions scientifiques
2 Les outils de modélisation et couplages
2.1 Modèle océanique NEMO
2.2 Modèle de vagues WaveWatch III
2.3 Modèle atmosphérique AROME
2.4 Modèle de surface SURFEX
2.4.1 Flux turbulents à l’interface air-mer
2.4.1.1 Equations bulk
2.4.1.2 Prise en compte de l’état de mer
2.5 Couplages
I Amélioration de la représentation des débits des fleuves
I.1 Forçage des débits et descriptions des simulations
I.1.1 Jeux de données de débits
I.1.1.1 Climatologie
I.1.1.2 Débits observés
I.1.2 Protocole expérimental
I.2 « Impact of the representation of the freshwater input in the Western Mediterranean Sea »
I.2.1 Résumé de l’article
I.2.2 Article
I.2.3 Supplément
I.2.4 Discussion et conclusion
II Échanges et mécanismes à l’interface air-mer et impact de la représentation de l’état de mer dans la prévision du temps
II.1 Événement fortement précipitant du 12-14 octobre 2016
II.1.1 Description du cas d’étude
II.1.1.1 Situation synoptique
II.1.1.2 Caractéristiques de l’événement
II.1.1.3 Conséquences de l’événement
II.1.2 Protocole de simulations Atmosphère – Vagues
II.2 « Characterization of the air-sea exchange mechanisms during a Mediterranean heavy precipitation event using realistic sea state modelling »
II.2.1 Résumé de l’article
II.2.2 Article
II.2.3 Discussion et conclusion
III La modélisation couplée Océan – Atmosphère – Vagues à haute résolution
III.1 Modélisation couplée océan-atmosphère-vagues
III.1.1 L’océan dynamique de NEMO-NWMED72
III.1.2 Expériences numériques
III.1.3 Méthode
III.2 Analyse de sensibilité au couplage
III.2.1 Impact sur le flux de quantité de mouvement et la dynamique des basses couches
III.2.1.1 Stress
III.2.1.2 Vent
III.2.2 Échanges de chaleur et environnement en basses couches
III.2.3 Précipitations
III.2.4 Impact sur l’état de mer
III.2.5 Validation du compartiment océanique
III.2.6 Impact du forçage des fleuves
III.3 Discussions et conclusion
Conclusions et perspectives
Bibliographie
A AMS 21st Air-Sea Interaction – Résumé long
B Scores supplémentaires pour la validation du compartiment océanique
C Glossaire
