Les évènements fortement précipitants en région méditerranéenne

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Les types de systèmes fortement précipitants

Deux types de phénomènes météorologiques induisent des cumuls de précipitations importants et des inondations en Méditerranée : les perturbations de grande échelle avec des systèmes frontaux quasi-stationnaires et plus fréquemment les systèmes convectifs de méso-échelle (SCM) quasi-stationnaires (Rigo and Llasat, 2004).
Dans un premier cas, des systèmes précipitants de grande échelle associés à des systèmes frontaux dynamiques peuvent perdurer sur plusieurs jours. Les précipitations observées sont modérées mais le caractère continu et persistant de ces systèmes peut amener à de fort cumuls comme lors de la crue exceptionnelle du Rhône au cours de l’hiver 2003. Lors de cet épisode, les précipitations ont perduré pendant 3 jours sur une large région, atteignant 300 mm dans la vallée du Rhône et avec des cumuls quotidiens localement supérieurs à 150 mm à Marseille ou Montpellier. Ces systèmes fortement précipitants de grande échelle se développent au sein d’une masse d’air perturbée, généralement dans un environnement très dynamique, à la limite entre deux masses d’air aux caractéristiques bien diﬀérentes. Le cyclonisme de l’environnement génère les ascendances qui produisent les systèmes précipitants. Ces ascendances sont renforcées au niveau des zones frontales qui soulèvent l’air chaud de la perturbation. Les précipitations sont majoritairement stratiformes et sont éventuellement associées à quelques cellules convectives. Pour atteindre des cumuls importants, les systèmes doivent persister sur la même zone pendant une longue durée. Ils évoluent lentement en lien avec une perturbation active peu mobile et un front quasi-stationnaire. Cette perturbation peut s’être formée par cyclogénèse sur la Méditerranée ou par réactivation d’une perturbation Atlantique. La perturbation active peut être renforcée par la présence de relief (Houze Jr et al., 1993).
Dans le second cas, les SCM quasi-stationnaires sont des orages multicellulaires. L’unité de base du système convectif est la cellule convective, comportant une zone d’ascendance principale et des courants subsidents compensatoires associés aux pré-cipitations qui amènent un refroidissement en surface. C’est la formation continue de nouvelles cellules convectives adjacentes aux cellules plus anciennes qui définit l’orage multicellulaire. Ils sont donc composés de diverses cellules convectives situées à des stades diﬀérents de leur cycle de développement. Au moment où l’une des cellules commence à se développer, une autre entre dans sa phase mature et encore une autre plus ancienne entre déjà dans sa phase de dissipation (Browning and Ludlam, 1960; Chappell, 1986). Lorsque l’ensemble convectif s’étend sur plus de 100 km, on parle de SCM. La durée de vie d’un orage multicellulaire est plus longue que celle d’une cellule convective isolée, typiquement plusieurs heures.
Le déplacement des SCM résulte de la somme de deux vecteurs : le vecteur vitesse moyen de déplacement des cellules convectives du système (la composante advective) et le vecteur vitesse de propagation discrète due à la formation de nouvelles cellules (la com-posante propagative). Le SCM devient quasi-stationnaire lorsque les nouvelles cellules se forment en amont du système à un rythme compensant leur advection vers l’arrière. On parle de régénération rétrograde. Le vecteur vitesse de propagation contrebalance alors le vecteur vitesse moyen de déplacement des cellules (Figure 1.1).
Figure 1.1 – Déplacement d’un système convectif : (a) eﬀet de la propagation. La vitesse de déplacement des cellules est déviée d’un angle sur la droite du vent moyen dans le système convectif. Le vecteur vitesse de déplacement du système convectif est la somme du vecteur vitesse moyen de déplacement des cellules et du vecteur vitesse de propagation des cellules. (b) conditions pour la stationnarité. D’après Chappell (1986)
Les systèmes convectifs donnent souvent des précipitations intenses avec des cumuls horaires élevés, comme le 29 sept 2014 à Montpellier (97 mm) ou les 6-7 octobre 2014 à Prades le Lez (95 mm). Le SCM quasi-stationnaire est par définition peu mobile et les cellules convectives qui le composent se régénèrent au-dessus de la même région pendant plusieurs heures. Les cumuls peuvent alors atteindre plus de 300 mm en quelques heures, comme par exemple 683 mm en 24 heures les 8-9 septembre 2002 dans le Gard, et sont fréquemment à l’origine des crues éclair. Ce type de système peut se former à l’avant d’un front et se renforcer lors de son passage, comme ce fut le cas lors de l’épisode du Gard en 2002 (Nuissier et al., 2008).
Les SCM quasi-stationnaires caractéristiques de la région Méditerranée prennent fré-quemment une forme en V dans l’image satellitaire infra-rouge représentant le sommet du système nuageux (Figure 1.2). Cette forme en V s’explique par le mécanisme de ré-génération rétrograde et par l’interaction de la convection profonde avec le flux (souvent diﬄuent) en altitude (Rivrain, 1997; Bluestein and Jain, 1985). Les cellules orageuses prennent naissance à la pointe du V, se développent et se propagent vers le haut du V via les vents d’altitude, puis se dissipent, alors que de nouvelles cellules se forment à la pointe du V. On a observé ce type de SCM par exemple pour les évènements de Vaison la Romaine en septembre 1992 (Benech et al., 1993; Sénési et al., 1996) et de l’Aude les 12 et 13 novembre 1999 (Aullo et al., 2002; Ducrocq et al., 2008).

Les contextes synoptiques

L’approche climatologique de Nuissier et al. (2011) a mis en évidence plusieurs contextes synoptiques favorables aux pluies intenses dans le sud-est de la France. L’étude de l’ensemble des épisodes observés sur une quarantaine d’années a permis de construire deux composites caractérisant les schémas synoptiques de 75% de ces épisodes de fortes précipitations. Dans les deux cas, la situation synoptique est caractérisée par une zone de bas géopotentiels orientée sud-sud-est/nord-nord-ouest sur le proche Atlantique et parfois jusque sur la péninsule Ibérique (Figure 1.3).
Cette configuration d’échelle synoptique propice aux épisodes de pluies intenses sur le sud-est de la France induit un flux de sud-ouest en altitude associé à une advection humide et instable vers les côtes par un flux de basses couches de sud-ouest à sud-est en provenance de la mer Méditerranée. Dans la première classe CSW (cyclonic south westerly) le flux de basses couches advecte de l’air chaud et humide au-dessus du Golfe du Lion depuis Gibraltar et les Baléares (Figure 1.3a) tandis que dans la classe CS (cyclonic southerly) l’advection provient en grande partie des côtes d’Afrique du nord (Figure 1.3b).
Le thalweg d’altitude est associé à des hauts géopotentiels sur le reste de l’Europe, en particulier dans le composite CS. Ceci ralentit la progression vers l’est de la zone de bas géopotentiel. Nuissier et al. (2008) ont montré qu’une évolution lente du contexte synoptique était indispensable à l’occurrence d’évènements précipitants intenses en permettant la quasi-stationnarité des systèmes orageux et l’accumulation de pluie au même endroit.
Ce sont des conditions synoptiques similaires qui prévalent pour les pluies fortes en Espagne ou en Italie par exemple, mais avec un thalweg décalé spatialement selon la zone impactée. Pour l’Espagne, les évènements fortement précipitants se développent dans un contexte synoptique caractérisé par un cut-oﬀ au sud-ouest de la péninsule ibérique, pouvant se décaler au sud, jusqu’au nord de l’Afrique. Une zone humide dans les basses couches sur une large partie sud-ouest du bassin Méditerranéen et une advection zonale par un flux de basses couches à l’est des côtes espagnoles sont généralement présents (Massacand et al., 1998; Ramis et al., 1994). Pour l’Italie, Buzzi et al. (1998) et Ferretti et al. (2000) ont montré que le nord-ouest de l’Italie était sujet à de tels événements lorsque la dépression d’altitude se trouvait, comme pour certains cas du sud-est Français, au niveau du Portugal et lorsque que le flux marin de basses couches focalise l’humidité vers les contreforts des Alpes.
Le contexte synoptique favorable à la formation de systèmes fortement précipitants est donc caractérisé par un thalweg d’altitude peu mobile sur le proche Atlantique per-mettant notamment l’apparition d’un flux de basses couches chaud et humide durable de la Méditerranée vers les côtes.

Le flux de basses couches à méso-échelle

Le flux de basses couches à l’avant de la zone de bas géopotentiel advecte vers les côtes une masse d’air méditerranéenne chaude et humide. Il apporte l’instabilité et l’humidité nécessaires au développement des systèmes fortement précipitants. Jansa et al. (2001) et Romero et al. (2000) montrent que dans une grande majorité des cas de fortes pluies, la formation d’une dépression secondaire méditerranéenne peut moduler l’orientation et intensifier ce flux de basses couches. L’approche climatologique de Ricard et al. (2012), portant sur 40 évènements forte-ment précipitants sur le sud de la France, montre que les caractéristiques de méso-échelle du flux de basses couches varient selon la zone géographique impactée. Les résultats de cette étude sont synthétisés par la Figure 1.4. En arrivant sur les côtes, le flux de basses couches prend (i) une composante moyenne de sud-est pour les évènements de pluies intenses en Languedoc-Roussillon (Figure 1.4a), (ii) une composante moyenne de sud pour la région Cévennes-Vivarais et une convergence sur le piémont du Massif Central (Figure 1.4b), (iii) une composante de sud-sud-ouest pour les évènements sur la région des Alpes du sud (Figure 1.4c) et (iv) une composante de sud pour les évènements en Corse (Figure 1.4d).
Ricard et al. (2012) ont aussi relevé des zones particulièrement instables avec la présence importante d’humidité. L’orientation de ces zones est modifiée selon la région impactée. De plus, les événements fortement précipitants les plus longs sont associés à des valeurs plus élevées de CAPE, une troposphère plus humide et un flux de basses couches plus rapide. Les événements les plus intenses se révèlent en général associés à des valeurs encore plus élevées de ces paramètres ou à un flux de basses couches quasi-perpendiculaire au relief.
Lors des évènements impactant l’est de l’Espagne, le flux est majoritairement d’est (Ramis et al., 1994), tandis que pour les fortes pluies sur le nord-ouest de l’Italie, le flux est de sud-ouest provenant du Maghreb et dévié par les îles et les montagnes (Rotunno and Ferretti, 2001), de manière assez similaire aux cas corses.

Le rôle de la Méditerranée

Figure 1.5 – Schémas conceptuels de l’alimentation en humidité des systèmes médi-terranéens fortement précipitants sur le sud-est de la France pour les épisodes précédés de conditions anticycloniques (gauche) ou cycloniques (droite). La contribution des dif-férentes sources d’humidité est indiquée en pourcentage bleu. Les flèches montrent le transport de l’humidité, leurs couleurs montrent l’extension verticale du flux (bleue : 4 km, rouge : 1,5-1 km). La chronologie journalière est aussi indiquée. D’après Duﬀourg and Ducrocq (2011).
Les forts cumuls de précipitations observés lors de ces épisodes méditerranéens nécessitent un apport en vapeur d’eau important. A partir d’une analyse lagrangienne du flux d’alimentation et de bilans en eau pour une dizaine de cas fortement précipi-tants, Duﬀourg and Ducrocq (2011) ont montré que l’humidité advectée vers les côtes provenait d’une part de l’évaporation de la mer, d’autre part de sources plus lointaines. La mer Méditerranée constitue une source d’humidité et de chaleur importante pour l’alimentation des épisodes de fortes précipitations au travers des flux de chaleur latente et sensible présents à l’interface air-mer. Les résultats de cette étude sont synthétisés sur le schéma conceptuel de la Figure 1.5.
Les cas sont distingués selon la situation synoptique prévalant avant l’épisode de pluie. Dans le cas de conditions cycloniques précédant l’évènement, la Méditerranée contribue pour environ 40% de la vapeur d’eau alimentant le système précipitant. Sa contribution est limitée par un temps de résidence réduit au-dessus de la mer (< 24h). La Méditerranée contribue jusqu’à 60% dans le cas de conditions anticycloniques dans les jours précédents l’évènement. Toutefois, la vapeur d’eau alimentant les systèmes for-tement précipitants est aussi fournie par une advection d’humidité provenant de sources plus lointaines sur une durée supérieure à 3-4 jours. Lorsque le transport d’humidité d’origine plus lointaine est important, la contribution de la mer Méditerranée se trouve limitée par la saturation rapide de la masse d’air.
On trouve deux principales branches d’humidité, soit en provenance de l’Atlantique, le long de la côte espagnole, soit en provenance d’Afrique du nord en longeant la Sardaigne et la Corse. Dans le premier cas, l’océan Atlantique apporte de l’humidité soit par advection de masses d’airs tropicales soit par sa propre évaporation (20 à 40% de l’humidité en entrée du système précipitant). Dans le second cas, la vapeur d’eau provient de l’Afrique tropicale (5 à 20% de l’humidité en entrée du système précipitant). L’apport d’humidité par la seconde branche est moins fréquent mais généralement plus sensible. Le transport de l’humidité se fait dans un premier temps sur la moitié basse de la troposphère avant de descendre dans les plus basses couches à son arrivée sur la Méditerranée 1 à 3 jours avant l’épisode où le flux continue à se charger en humidité par évaporation. Ces résultats sur l’apport en humidité sont à corréler avec les circulations synoptiques et méso-échelles mises en évidence par Ricard et al. (2012) et Nuissier et al. (2011) qui la transportent.
La contribution de la Méditerranée peut aussi être modifiée par une évolution de la température de la surface de la mer. En eﬀet, l’évaporation est d’autant plus importante que la température est élevée, que l’air est sec et que le vent de basses couches est fort (Lebeaupin Brossier et al., 2008). Inversement, les échanges de chaleur importants, peuvent aussi contribuer au refroidissement de la couche de mélange océanique et à une diminution de son évaporation. De manière générale, Lebeaupin et al. (2006) montrent qu’une modification globale de la température de la mer a un impact sur l’intensité des précipitations, alors que les modifications locales n’en ont pas.

Les mécanismes de soulèvement

La quasi-stationnarité du SCM avec le déclenchement répété des cellules convectives dans une région bien déterminée est essentiel pour accumuler les précipitations sur la même région. Pour cela, l’air humide doit être soulevé jusqu’à son niveau de convection libre, libérant l’instabilité conditionnelle convective du flux marin, au même endroit pendant plusieurs heures. Des ascendances de grande échelle peuvent faciliter ces soulèvements mais elles ne sont généralement pas suﬃsantes. En plus d’une situation synoptique évoluant lentement, il est donc nécessaire qu’il existe un mécanisme de soulèvement pour contrebalancer la force de flottabilité négative dans les plus basses couches de l’atmosphère et pour focaliser le déclenchement de la convection profonde. Parmi les principaux mécanismes on distingue : (i) le forçage orographique, (ii) le dôme froid sous orage et (iii) la convergence des vents en basses couches.
De nombreuses études ont montré la capacité du relief à amener à saturation une masse d’air instable et à déclencher la convection profonde (Buzzi et al., 1998; Ramis et al., 1998). Houze et al. (2001) présentent diﬀérents processus de soulèvement des masses d’air par le relief selon les caractéristiques de l’environnement, du relief lui-même et du flux incident, via la valeur du nombre de Froude Fr comme paramètre de contrôle.
F r = U (1.1) N h où U est la vitesse du flux incident, h la hauteur du relief et N la fréquence de Brunt-Vaisala qui caractérise la stabilité statique de la masse d’air. Dans le cas où Fr est bien supérieur à 1, le flux rapide, conditionnellement instable et humide, est contraint à s’élever lorsqu’il rencontre le relief. La masse d’air s’élève le long de la pente. Dans le cas où Fr est inférieur à 1, on observe un eﬀet de blocage ou de contournement des reliefs par le flux incident. Chen and Lin (2005); Miglietta and Rotunno (2010), entre autres, ont étudié la validité du nombre de Froude dans un cadre expérimental en eﬀectuant des expériences de sensibilité sur les diﬀérents paramètres. Ducrocq et al. (2008) ont eﬀectué des simulations numériques d’évènements passés (Gard en 2002, Aude en 1999 et Cévennes en 1995) pour mieux comprendre les mécanismes associés à la stationarité des évènements fortement précipitants. Ils ont mis en évidence l’importance du relief Cévennols pour le cas de 1995. Les mêmes travaux ont été réalisés sur d’autres régions de l’arc méditerranéen nord-occidental comme en Ligurie (Buzzi et al., 2014; Ferretti et al., 2014; Parodi et al., 2012) où les pentes des Alpes semblent jouer un rôle clé dans la localisation du déclenchement de la convection.
Le soulèvement peut également être dû à une convergence des vents en basses couches. Celle-ci peut être causée par la circulation de grande échelle (origine barocline), résulter d’eﬀets de canalisation ou de contournement des reliefs (origine orographique) ou encore provenir d’une déviation des flux en basses couches liée à des dépressions de surface et des zones frontales (Romero et al., 2000). En eﬀet, les reliefs et les îles modifient la circulation en basses couches au-dessus de la Méditerranée. Ce mécanisme permet la formation de convection sur mer.
Enfin, un troisième mécanisme de soulèvement vient de la formation d’une plage d’air froid sous les cellules convectives. La poche d’air froid est créée par l’évaporation des précipitations et les courants de densité associés qui s’étalent au sol. Les ascendances se concentrent sur le bord d’attaque de la plage froide et peuvent ainsi se décaler en amont des reliefs, sur plaine ou sur mer. Le système convectif peut alors s’auto-entretenir. Ce mécanisme a été mis en évidence dans le cas des inondations du Gard en 2002 expliquant la localisation du maximum de précipitations en plaine (Ducrocq et al., 2008). Un flux lent et/ou un environnement non saturé peuvent favoriser l’apparition du dôme froid (Bresson et al., 2012). La prévisibilité de ces épisodes en devient encore plus complexe.
Chaque mécanisme peut agir indépendamment ou interagir avec les autres. Par exemple, l’orographie, outre son rôle direct de soulèvement, peut détourner le flux de basses couches et créer de la convergence. Par exemple, Scheﬀknecht et al. (2016) ont étudié un cas de 2012 sur la Corse en aplanissant le relief de l’île, avec pour conséquence un déplacement des précipitations. Le relief a son importance car l’évènement est juste-ment localisé au dessus d’une ligne de convergence résultant en partie d’un écoulement venant du nord et dévié par les montagnes corses. L’orographie peut aussi bloquer la plage froide. Sénési et al. (1996) ont réalisé une analyse à méso-échelle du cas de Vaison la Romaine en 1992. Ce cas est caractérisé par la formation de plusieurs systèmes convec-tifs à l’avant d’un front froid se déplaçant lentement. La relation entre l’orographie et la plage froide a permis de focaliser des cellules convectives au même emplacement.

Conclusion

Les pluies intenses en Méditerranée nord-occidentale sont le plus souvent attribuables à des systèmes convectifs de méso-échelle quasi-stationnaires (à régénération rétrograde). Ces systèmes peuvent se déclencher et se développer grâce à une situation synoptique particulière qui évolue lentement et qui conduit un flux de basses couches humide et conditionnellement instable vers les reliefs côtiers du pourtour Méditerranéen. La convection est déclenchée par (i) un soulèvement orographique, (ii) une convergence des vents induite par une dépression secondaire ou par des eﬀets de canalisation/déviation et/ou (iii) un dôme froid sous orage lié à l’évaporation des précipitations sous le système.
Ces connaissances sont le résultat de nombreux travaux reposant sur des modéli-sations numériques. La campagne HyMeX nous donne aujourd’hui une opportunité de valider ce type de simulations et de mieux comprendre comment les mécanismes identifiés fonctionnent en interaction avec leur environnement. Peu d’études portent actuellement sur des cas de SCM se formant en mer avant de toucher les côtes Françaises. Là encore la campagne HyMeX fournit un large éventail de nouvelles observations sur mer non négligeable pour étudier le déclenchement de la convection sur mer.

Table des matières

Introduction
1 État de l’art : La prévision numérique des évènements fortement précipitants
1.1 Les évènements fortement précipitants en région méditerranéenne
1.1.1 Les types de systèmes fortement précipitants
1.1.2 Les contextes synoptiques
1.1.3 Le flux de basses couches à méso-échelle
1.1.4 Le rôle de la Méditerranée
1.1.5 Les mécanismes de soulèvement
1.1.6 Conclusion
1.2 Modélisation de la convection profonde
1.2.1 Les modèles de prévision actuels – simulations numériques à l’échelle kilométrique
1.2.2 La modélisation dans la zone grise de la turbulence
1.2.3 LES de systèmes convectifs
1.2.4 Conclusion
2 Cadre d’étude
2.1 Le modèle de recherche Meso-NH
2.1.1 Le coeur dynamique
2.1.2 Les paramétrisations physiques
2.1.3 Les outils diagnostics
2.2 La situation convective du 26 octobre 2012
2.2.1 Le contexte météorologique
2.2.2 Les précipitations observées
2.3 La stratégie d’observation pendant la POI16a
2.4 Conclusion
3 Simulation numérique à l’échelle kilométrique
3.1 Protocole de simulation
3.2 Validation de la simulation à 2.5 km de résolution (BL2.5)
3.2.1 L’environnement à méso-échelle
3.2.2 Les systèmes précipitants
3.2.3 Les processus de basses couches
3.3 Conclusion
4 Sensibilité de la simulation dans la zone grise de la turbulence
4.1 Synthèse de l’article : Analyse à fine échelle de la sensibilité de la POI16a
à la paramétrisation de la longueur de mélange
4.2 Article : Fine-scale numerical analysis of the sensitivity of the HyMeX IOP16a heavy precipitating event to the turbulence mixing length parameterization.
4.3 Conclusion
5 Simulation LES de la POI16a sur un grand domaine
5.1 Protocole de simulation
5.2 Apport de la haute résolution sur la simulation de la POI16a
5.2.1 Le système précipitant
5.2.2 L’environnement et les mécanismes de convection
5.3 Représentation du système nuageux à 150 m de résolution horizontale
5.4 Conclusion
Synthèse et perspectives
Annexes
A La microphysique dans les modèles
B Les outils diagnostics Meso-NH – Équations bilans pour l’eau liquide et le graupel
C Article : Offshore deep convection initiation and maintenance during the HyMeX IOP 16a heavy precipitation event
Bibliographie