18 La Météorologie - n° 66 - août 2009Phénomènesmétéorologiques

Cyclogenèses etprécipitations intenses enrégion méditerranéenne :origines etcaractéristiques

Projet Cyprim, partie I

Brice Boudevillain(1), Sébastien Argence(2), Chantal Claud(3),Véronique Ducrocq(4), Bruno Joly(4), Alain Joly(4), Dominique Lambert(2),Olivier Nuissier(4), Matthieu Plu(4), Didier Ricard(4),Philippe Arbogast(4), Alexis Berne(5), Jean-Pierre Chaboureau(2),Benoît Chapon(1), Fabien Crépin(4), Guy Delrieu(1), Erik Doerflinger(6),BeatrizM. Funatsu(3), Pierre-Emmanuel Kirstetter(1),FrédéricMasson(7), KarineMaynard(4), Evelyne Richard(2),Emilia Sanchez(8), Laurent Terray(8) et AndreaWalpersdorf(9)

(1) Laboratoire des transferts en hydrologie et environnement (LTHE),université de Grenoble - CNRS - BP 53 - 38041 Grenoble Cedex 9brice.boudevillain@bvra.ujf-grenoble.fr

(2) Laboratoire d’aérologie (LA), université de Toulouse - CNRS(3) Laboratoire demétéorologie dynamique (LMD),Institut Pierre-Simon Laplace (IPSL) - CNRS - École polytechnique

(4) Groupe d’étude de l’atmosphère météorologique (Game),Météo-France - CNRS

(5) École polytechnique fédérale de Lausanne(6) GéosciencesMontpellier, université deMontpellier - CNRS(7) Institut de physique du globe de Strasbourg, université de Strasbourg - CNRS(8) Centre européen de recherche et de formation avancée en calcul scientifique(Cerfacs) - CNRS

(9) Laboratoire de géophysique interne et de tectonophysique (LGIT),université de Grenoble - CNRS

RésuméLe premier volet du projet Cyprimvise à mieux identifier les précur-seurs des cyclogenèses et des précipi-tations intenses en région méditer-ranéenne. Cet article en présente lesprincipaux résultats. Il est questiondes ingrédients météorologiques àl’origine de ces systèmes, de la grandeà la mésoéchelle, des causes des fortesintensités, localisations et parfois sta-tionnarité des précipitations asso-ciées. Le cœur de l’article présentedes méthodes d’identification desanomalies de tourbillon potentielliées à l’occurrence d’événementsprécipitants intenses et dresse une cli-matologie de ces anomalies. Les per-spectives d’exploitation de cetteinformation pour améliorer la qualitédes prévisions sont évoquées.

AbstractCyclogenesis and heavyprecipitations in the Mediterraneanarea: origins and characteristics

The first part of the CYPRIM pro-ject (Cyclogenesis and intense preci-pitations in the Mediterraneanregion) aims at a better identificationof the precursor structures of cyclo-genesis and heavy precipitation in theMediterranean region. This articlepresents the main results. It mentionsthe meteorological ingredients fromwhich these systems originate fromthe large to the mesoscale, the reasonsfor large intensities, the localizationand sometimes stationarity of theassociated precipitations. The heartof the article shows methods for iden-tifiying potential vorticity anomaliesinvolved in the occurrence of heavyprecipitation events and sets up a cli-matology of these anomalies.The per-spectives of the usefulness of thisinformation for improving forecastquality are discussed.

L es régions du pourtour méditerra-néen sont régulièrement soumises àdes épisodes de vents violents et depluies intenses. Associés à une topogra-phie accidentée, ils peuvent engendrer descrues éclairs dévastatrices (Ricard, 2005).L’un des événements les plus récents enFrance, en septembre 2002 dans le Gard, acausé la mort de plus de vingt personneset occasionné plus d’un milliard d’eurosde dégâts (Huet et al., 2003).

Cet article, premier volet d’une série detrois destinée à présenter les principauxrésultats du projet Cyprim (Cycloge-nèses et précipitations intenses en régionméditerranéenne), a pour ambition decaractériser à différentes échelles cesévénements intenses ainsi que leurssignes précurseurs. Nous commence-rons par caractériser ces épisodes d’un

point de vue climatologique. Puis, nousverrons, à travers les résultats du projet,les environnements météorologiques oùévoluent cyclogenèses et précipitationsen allant de l’échelle synoptique à lamésoechelle.

Une des originalités de l’étude présentéeest l’analyse des structures cohérentesd’altitudes liées à l’occurrence de pluiesintenses. Des méthodes nouvelles ontété développées pour les identifier, lescaractériser et tirer parti de leur observa-tion pour améliorer la prévision.

Ce premier article sur le projet Cyprimse termine par une analyse de troissituations récentes visant à expliquerpourquoi certains systèmes précipitantsrestent stationnaires et engendrent descrues catastrophiques.

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Figure 2 - Distribution mensuelle (nombre de jours etfréquence) des jours de forte pluie (supérieure ouégale à 150 mm/j) sur le sud-est de la France pour lapériode 1967-2006.

Caractérisationsdes événementsde pluie intenseUne première façon de caractériser lesévénements de précipitations intensesconsiste à recenser tous les événementsde forte pluie qui ont affecté le sud-estde la France au cours de la période 1967-2006. La figure 1 montre la localisationdu maximum de précipitations quoti-diennes pour lesquelles au moins unestation pluviométrique du réseau clima-tologique d’État de Météo-France aatteint un cumul d’au moins 150 mm/j.Ces maxima de pluie sont principale-ment observés sur les contreforts est etsud des reliefs (des Pyrénées, du Massifcentral, des Alpes et de la Corse) autourde la période automnale (entre septem-bre et décembre) avec un pic durant lemois d’octobre (figure 2).

En moyenne sur les quarante années,entre le 15 août et le 31 décembre, ondénombre entre sept et huit jours avecdes précipitations quotidiennes supé-rieures à 150 mm (figure 2), et trois àquatre jours avec des précipitations au-dessus de 200 mm. Deux événements

paroxysmiques de plus de 500 mm/jont été observés : dans l’Aude les12-13 novembre 1999 (Ducrocq et al.,2003) et dans le Gard les 8-9 septembre2002 (Delrieu et al., 2005). Une étudeplus détaillée a été menée sur la périodedes cinq dernières années (2002-2006)qui comprend vingt-trois jours pour les-quels le cumul pluviométrique journa-lier a dépassé 200 mm. La duréemoyenne des événements a été étudiée àl’aide des données d’impacts de foudreMétéorage, des données de réflectivitésdes radars du réseau Aramis(1) et despluviomètres à la fréquence horaire deMétéo-France.

Il en ressort que la durée moyenne desévénements de pluie intense est de vingt-neuf heures, la phase de déclenchementdes systèmes précipitants se produisantde préférence dans l’après-midi et laphase de dissipation dans la deuxièmepartie de la nuit.

Une étude mettant en œuvre des outilsgéostatistiques (Berne et al., 2009) apermis de faire ressortir certaines carac-téristiques des champs de pluies obser-vés à partir du radar de Bollène duréseau Aramis. Deux cas sont ici étu-

diés : l’événement des8-9 septembre 2002dans le Gard (systèmeconvectif de méso-échelle, cumul maximalobservé : 700 mm) etcelui du 24 novembre2002 sur les Cévennes etle Vivarais (événementcévenol plus « class-ique », cumul maximalobservé : 150 mm).

Pour différents stadesd’évolution de ces deuxévénements, la figure 3

montre la structure spatiale moyenne deschamps de pluie dépassant l’intensité de10 mm/h sur des durées de 5, 15, 30 et

60 minutes. On remarque que les struc-tures sont très différentes selon les typesde systèmes précipitants, notamment entermes d’orientation, forme et taille. Parexemple, pour l’événement des 8-9 sep-tembre 2002, la taille est sensible à ladurée de cumul choisie et au stade dedéveloppement du système précipitant,alors qu’elle évolue bien moins pour lesystème précipitant du 24 novembre2002. Ces différences dans la structuremoyenne peuvent être reliées à la diffé-rence dans l'intensité de la convection : laconvection profonde lors du 8-9 septem-bre génère des cellules intenses qui ontune durée de vie relativement longue etqui sont advectées par le champ de vent(illustrée par l’augmentation de la tailleavec la durée d’intégration), alors que laconvection peu profonde lors du 24novembre génère des cellules d’unedurée de vie moins longue pour lesquel-les l’advection n'a pas d’influence signi-ficative (illustrée par le fait que la taillechange peu avec la durée d’intégration).

EnvironnementssynoptiquesLes épisodes de pluies intenses se produi-sent généralement dans un contextemétéorologique de grande échelle parti-culier. Nous avons cherché à caractériserce contexte de grande échelle de manièreobjective et systématique. L’approche uti-lisée s’inspire des nombreuses études enrégimes de temps qui ont été faites sur lebassin Atlantique (Vautard, 1990) et danslesquelles des outils de classificationautomatique sont utilisés pour décrire lesstructures fréquentes de la variabilitésynoptique de basse fréquence au seind’un domaine d’intérêt.

Une étude préliminaire où la classifica-tion a été appliquée au champ de géopo-tentiel à 500 hPa issu de la réanalyseERA40 (Uppala et al., 2005), sur undomaine méditerranéen, a montré l’exis-tence de sept régimes de temps sur lapériode propice aux épisodes méditerra-néens, de septembre à décembre (Joly etal., 2005). Quatre d’entre eux sont asso-ciés aux événements de pluie intense.Malheureusement, ce type d’étudedonne plus d’information sur les régimesfréquents, où en général il ne se produitpas d’événements extrêmes, que sur untype unique d’environnement de grandeéchelle qui y serait propice.

Figure 1 - Localisationdumaximumde préci-pitations sur le sud-est de la France pourles jours pluvieux dontle cumul quotidien deprécipitations a atteintau moins 150 mmpour la période 1967-2006. La valeuratteinte par le maxi-mum de cumul quoti-dien de précipitationsest indiquée à l’aidedes différents sym-boles colorés. Le reliefest également indiquéen échelle de tonsmarron.

(1) Aramis : Application radar à la météorologieinfrasynoptique (réseau français de radars pourla surveillance des précipitations).

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C’est pourquoi une autre approche, repo-sant toujours sur des outils de classificationstatistique garants de la robustesse, de l’ob-jectivité et de la significativité des classesdétectées, a été directement appliquée à unjeu de jours pluvieux choisis parmi les évé-nements de pluie intense sur le sud de laFrance. L’approche d’identification systé-matique a été conçue et validée sur lapériode 1960-2001, en s’appuyant délibé-rément sur des paramètres observés quel’on vamaintenant décrire.

L’échantillon est composé des réanalysesERA40 pour les paramètres dynamiqueset des séries pluviométriques du réseauclimatologique d’État, géré par Météo-France, pour définir les différentes caté-gories de jours pluvieux. Pour chacune

Figure 3 - Structure spatiale moyenne des champs depluie au sol à différents stades d’évolution des événe-ments des 8-9 septembre 2002 (a, b, c) et 24 novem-bre 2002 (d, e) pour un seuil d’intensité de 10 mm/h etpour des cumuls pris sur 5, 15, 30 et 60 minutes. L’axedes abscisses représente l’extension spatiale moyennedes précipitations selon la direction est-ouest ; celui desordonnées, selon la direction nord-sud.

Figure 4 - Composites pour les épisodes méditerranéensappartenant aux classes Thalweg de Gascogne (TG) etThalweg Dorsale (TD). Géopotentiel à 500 hPa (isolignesrouges, int. 40 dam) ; flux d’humidité à 925 hPa (plagesde couleur, supérieur à 0,6 g.kg-1.m.s-1, intervalle :0,1 g.kg-1.m.s-1) ; vent à 925 hPa (supérieur à 5 m.s-1, flè-ches bleues). Illustration des deux situations types degrande échelle associées aux épisodes méditerranéensde septembre à décembre des années 1960 à 2001, lesflèches noires désignent les alimentations en anomaliesde flux d’humidité sur la zone.

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des séries de pluie des 1 271 stations duréseau pluviométrique et en utilisant uncritère de dépassement d’un quantilechoisi, il est possible d’isoler la partieextrême de la distribution.Ainsi, un jeu de1 210 événements pluvieux significatifs aété constitué pour des valeurs de quantilesdépassant Q97 % (quantile 97 %) et unautre jeu a été défini regroupant les212 cas les plus intenses correspondant àdes quantiles au-delà de Q99%.

À l’instar de la détermination de régimes,on emploie comme méthode de classifi-cation automatique celle des nuées dyna-miques selon une forme dérivée dutravail de Michelangeli et al. (1995). Laréanalyse ERA40 est utilisée pour l’infor-mation synoptique et sous-synoptique,dans sa plus grande profondeur tempo-relle disponible, c’est-à-dire de 1960 à2001 pour la période septembre-décembre, soit un total de 41 automnes.On l’applique au champ de géopotentielà 500 hPa filtré pour ne garder que lesignal de basse fréquence des 1 210 joursidentifiés comme événements pluvieuxsignificatifs.

L’algorithme produit quatre classes repré-sentatives de ces jours particuliers. Troisd’entre elles contiennent des épisodes

intenses, et surtout deux se trouvent asso-ciées aux événements les plus intenses defaçon étroite, en contenant plus de 70 %.On retrouve ces deux classes dans l’étudemenée par Sanchez-Gomez et al (2008).Pour illustrer les caractéristiques d’uneclasse, on calcule la moyenne d’unchamp (appelé composite) pour les jours(ou un sous-ensemble de jours) de laclasse.

Le composite de géopotentiel à 500 hPapour le sous-ensemble des cas extrêmescompris dans la première des deuxclasses montre la présence d’un thalwegassez intense à l’ouest du domaine, suivien aval du flux par une dorsale de cour-bure modérée (figure 4). Cette premièreclasse est nommée classe Thalweg deGascogne (TG).

Pour la seconde classe, on observe aussiune circulation cyclonique qui pousse à laformation de gouttes froides sur la pénin-sule Ibérique. En outre, la dorsale sur lecontinent européen se présente commenettement plus intense : on nomme cetteclasse Thalweg Dorsale (TD). Par cons-truction, ces structures existent dans legéopotentiel, seul champ vu par laméthode de classification. N’existe-t-elleque dans ce champ ?

Rien n’empêche, en effet, de calculer descomposites d’autres champs pour cesmêmes classes. Mais rien n’assure nonplus d’obtenir des composites structuréssur ces autres champs. Il apparaît doncremarquable d’obtenir aussi des compo-sites de champs dans les basses couchesbien organisés au sein de ces classes.C’est le signe qu’il y a des circulations3D complexes dotées de vrais liens dyna-miques entre les niveaux, et non seule-ment une organisation du géopotentiel.

Les deux classes TG et TD révèlent ainsila présence d’un fort jet de basse couchehumide alimentant le golfe du Lion. Dansle cas de la classe TG, l’alimentationdominante remonte du détroit deGibraltar. PourTD, la forte dorsale condi-tionne un jet de basses couches orientéplus au sud-est advectant de l’air humideet instable provenant de la partie orientalede la mer Méditerranée. On peut noterque ces flux de basses couches, parfoisvus comme des attributs de mésoéchelle,apparaissent bien dans la réanalyseERA40, qui décrit l’atmosphère au-delàde la seule échelle synoptique.

Pour la partie des épisodes qui n’entrentpas dans ces classes caractéristiques, il sepeut que la variété des processus, de plus

Figure 5 - Températures de brillance du canal Amsu 8 (isolignes en gras, température supérieure à 221 K) et détection des zones de pluies modérées (en bleu) et convectives(en violet) pour la tempête d’Alger du 9-11 novembre 2001.

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petite échelle en particulier, soit plusimportante au point qu’il soit difficiled’en dessiner une signature commune.

Tourbillons ouanomalies d’altitudeLes environnements synoptiques mon-trent combien le flux d’altitude (seul uti-lisé dans le classement) conditionnel’écoulement à d’autres niveaux(comme les basses couches). Celaconduit à poursuivre l’exploration del’importance des structures en altitude,en particulier la composante de pluspetite échelle.

On sait que les cyclogenèses apparais-sent, pour leur part, liées à des intrusionsstratosphériques et à des anomalies (oustructures cohérentes) en altitude dutourbillon potentiel. Ce sont des struc-tures marquées et localisées dansl’espace qu’il est possible de suivre aucours du temps. Deux méthodes sont iciprésentées pour identifier ces anoma-lies. L’analyse de leurs évolutions, entermes de changement de position, deforme et d’amplitude, a ensuite permisd’étudier l’importance du lien entre lechamp de tourbillon potentiel et les pré-cipitations associées.

Climatologie des anomaliesd’altitude à partird’observations satellitairesLa première approche consiste à utiliserles observations fournies par les satelli-tes météorologiques de type sondeur ver-tical. Le sondeur Amsu (AdvancedMicrowave Sounding Unit), à bord dessatellites Noaa depuis la fin 1998, four-nit des observations avec une résolutionspatiale allant de 48 à 16 km au nadirsuivant les canaux et une bonne résolu-tion verticale. En outre, il possède descanaux à 183 GHz très sensibles aux pré-cipitations. Cela en fait donc un instru-ment bien adapté à l’étude des systèmesprécipitants en Méditerranée et de leursliens avec la situation en altitude.

Une nouvelle méthode d’identificationdes intrusions stratosphériques à partir deAmsu a été développée. Elle repose surl’idée que ces intrusions, du fait de leurorigine, sont associées à des températuresplus élevées que leur environnementimmédiat (Claud et al., 1993 ; Fourrié etal., 2000 et 2003). Laméthode a été testéesur des cas de précipitations intenses :tempête d’Alger des 9-10 novembre2001, inondations dans le Gard des8-9 septembre 2002, crues historiques duRhône des 1-3 décembre 2003 et tem-pêtes sur l’Hérault des 5-9 septembre2005. Ces études suggèrent que le canal 8d’Amsu, dont le maximum de fonction depoids présente un pic vers 200 hPa (c’est-à-dire à un niveau proche de la tropopauseen région méditerranéenne), permet dedétecter les intrusions stratosphériques,alors que la différence des canaux 7 et 5informe sur leur profondeur.

Un travail a été mené sur la détection desprécipitations à partir d’Amsu pour cescas d’études : des comparaisons avec desobservations pluviométriques de l’OHM-CV (Observatoire hydrométéorologiqueméditerranéen Cévennes-Vivarais) et/oudes SQR (Séries quotidiennes de réfé-rence) de Météo-France ont en particulierété réalisées. Différentes combinaisons decanaux conduisent à la détection ciblée deforts taux de pluies par rapport à des pré-cipitations plus normales.

L’interprétation des résultats en termes deliens entre structure d’altitude et précipita-tions montre que les événements les plusprécipitants sont associés aux anomalies

du canal 8 d’Amsu les plus fortes. Cerésultat est illustré pour la tempête des9-11 novembre 2001 qui a touché lescôtes nord-africaines et plus précisémentla région d’Alger (f igure 5). Dès le9 novembre au matin, une structure d’alti-tude est observée au-dessus de la France,alors qu’une région de précipitations nonconvectives apparaît au sud (figure 5a).Les figures suivantes montrent une inten-sification et un déplacement vers le sud-est du thalweg d’altitude, demême qu’unerégion étendue de précipitations convecti-ves en aval (figure 5b) ou en coïncidenceavec le thalweg d’altitude (figures 5c, 5d).Le temps passant, la structure d’altitudeva progressivement diminuer d’intensité,et les pluies, notamment de type convec-tif, vont également se réduire (figures 5e,5f) (Funatsu et al., 2007).

Àpartir des observationsAmsu couvrant lapériode 2001-2006, une climatologie desintrusions stratosphériques et des systèmesfortement précipitants associés a été éta-blie. Les données d’un seul satellite (Noaa-16) ont été considérées afin d’éviterl’existence de biais qui pourraient être liésà des différences intersatellites. Ondécoupe la région en quatre sous-domainesgéographiques. Pour chacun d’eux, lavariabilité interannuelle des intrusions etde leur taille ainsi que leur association àdes précipitations (modérées ou convec-tives) ont été étudiées (figure 6).

Dans la figure 6, on voit que le nombred’intrusions présente une forte dépen-dance saisonnière : les intrusions sontplus fréquentes de novembre à mars sur

Figure 6 - (a) Nombre moyen de jours pendant les-quels des intrusions stratosphériques ont été obser-vées pour les quatre zones géographiques considérées(NW [40-48° N, 10W-18° E], SW [30-40° N,10° W-18° E], NE [10-48° N, 18-40° E], SE [30-40° N,18-40° E]) pendant la période 2001-2006, en fonctiondu mois ; (b) Taille équivalente de l’intrusion ; (c)Pourcentage de cas pour lesquels une intrusion a étédétectée et accompagnée de précipitations ; (d)Pourcentage de cas pour lesquels une intrusion a étédétectée et accompagnée de convection.

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tout le bassin méditerranéen (figure 6a).Les intrusions sont également de plusgrande taille en hiver qu’en été (figure6b). La fréquence des précipitationsassociées est différente suivant que l’onconsidère des précipitations modérées ouintenses. La fréquence des précipitationsmodérées présente peu de variation sui-vant les saisons : 60 % des cas où uneintrusion a été détectée (figure 6c), attei-gnant même 100 % dans le sud-est dubassin méditerranéen. En revanche, lafréquence des précipitations intenses(associées aux intrusions) présente unevariation saisonnière marquée, plusimportante pendant l’été, ainsi qu’unevariation géographique : plus élevéedans la région sud-ouest du bassin quedans les autres (figure 6d).

La variabilité interannuelle du nombredes intrusions et de la fréquence relativedes précipitations associées est plus forteau nord du bassin et pendant l’hiver.Pendant cette saison, le nombre d’intru-sions est lié à la circulation à moyenneéchelle et notamment à l’OscillationNord-Atlantique (moins d’intrusions aunord et davantage au sud en phase posi-tive). La localisation des précipitationsest plus concentrée en aval des intru-sions, principalement pour ce quiconcerne les précipitations intenses. Cesrésultats se sont montrés robustes auxtests de sensibilité aux choix de valeursd’amplitude minimale pour la détectiondes intrusions (Funatsu et al., 2008).

Climatologie des anomaliesde tourbillon potentielà partir de réanalysesLa seconde approche consiste à extraireles structures cohérentes à partir desréanalyses de la façon la plus objectivepossible. À cette fin, on utilise des basesd’ondelettes orthogonales. Elles permet-tent la définition d’un algorithme objec-

tif d’extraction des anomalies de tour-billon potentiel à partir de champs tirésde la réanalyse ERA40. L’idée exploitéedans l’algorithme d’extraction estqu’une anomalie de tourbillon potentielpeut être définie par un ensemble decoefficients d’ondelettes d’une mêmebase. On trouvera les détails de cetteméthode originale dans Plu et al. (2008).L’algorithme en ondelettes a été appli-qué aux champs de tourbillon potentielde la réanalyse ERA40 pour les jours depluies les plus intenses sur le pourtourméditerranéen français (quantile 99 %,évoqué dans la partie « Environnementssynoptiques ») afin de caractériser defaçon climatologique les anomaliesassociées à ces épisodes.

La figure 7 montre des cartes de densitéd’occurrence d’anomalies de tourbillonpotentiel, calculées ici sur la surfaceisentrope 330 K assimilée à la tropo-pause dynamique. Pour les classes asso-ciées aux épisodes intenses identifiéesplus haut (trois classes sur quatre), lesjours de précipitations fortes se caracté-risent par un maximum de présenced’anomalies dans le golfe de Gascogne.On observe de plus que les densités d’a-nomalies sont différentes selon laclasse. Pour la classe 1 (correspondant àla classe TG citée précédemment), lesanomalies sont assez dispersées le longd’un axe Islande-Gibraltar, qui cor-respond au thalweg observé dans lechamp de géopotentiel. La classe 2, lamoins liée à des épisodes intenses, pré-sente au contraire une concentrationimportante d’anomalies autour du suddu golfe de Gascogne, bien corrélée auminimum de la dépression locale.

Influence des structuresd’altitude surles précipitationsNous avons donc vu que les événe-ments de fortes pluies automnales pré-sentent souvent une anomalie d’altitudede tourbillon potentiel évoluant lente-ment au voisinage de la zone de précipi-tation. Afin d’étudier plus précisément

Figure 7 - Cartes de densité de présence des anomaliesde tourbillon potentiel au niveau d’altitude de la surfacede température potentielle 330 K (plages de couleurorangée, intervalle des isolignes 0,1 anomalie/jour) etgéopotentiel au niveau de la moyenne troposphère500 hPa (intervalle 50 mgp), pour les trois classes dechamps synoptiques associés aux précipitations inten-ses identifiées dans la partie « Environnements synop-tiques ». Dans cette figure, la classe TG est notéeclasse 1, la classe TD est notée classe 3. Une valeur dedensité en un point donne le nombre moyen d’anoma-lies présentes en ce point sur l’ensemble des situationsd’une classe. On remarque que les champs de densitéd’anomalies correspondent bien aux champs de géopo-tentiel.

Figure 8 - (a) Tourbillon potentiel à 300 hPa le 6 septembre 2005 à 0 h UTC, pour l’expérience de référence (zones grisées) et l’expérience avec suppression de l’anomalie d’al-titude (isoligne rouge). (b) Les précipitations cumulées sur six heures (le 06-09-05 de 9 h UTC à 15 h UTC) et les vents à 850 hPa pour le 06-09-05 à 12 UTC simulés par lemodèle Arome sont représentés pour l’expérience de référence et (c) pour l’expérience de modification de l’anomalie d’altitude.

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le gain sur les prévisions de précipita-tions que l’on peut attendre, nous avonsprocédé en deux étapes.

Dans une première étape, on quantifiel’action de ces structures cohérentes dutourbillon potentiel dans un modèlerésolvant explicitement les phénomènesconvectifs en modifiant ces structures(position, extension, intensité ; voirArbogast, 2002) dans les conditionsinitiales du modèle coupleur de grandeéchelle. Le champ de tourbillon poten-tiel est ensuite traduit en champsinitiaux de température et de vent à par-tir de l’algorithme d’inversion du tour-billon potentiel (Arbogast et al., 2008).

Sur le cas des inondations du Gard enseptembre 2005, la localisation de lastructure générale des fortes précipita-tions prévues dans ce cas par le modèleà maille de l’ordre de 2 km de Météo-France, Arome, paraît particulièrementsensible aux perturbations initiales.Lorsque la structure cohérente d’altitudeest présente (cette structure est représen-tée en couleurs grisées sur la figure 8a)et se déplace vers l’est, elle influence lacirculation dans les niveaux inférieursen provoquant une rotation des vents desecteurs sud à sud-ouest (figure 8b).Cette rotation des vents favorise l’ad-vection de l’air humide en provenancede la mer sur le continent. La suppres-sion de l’anomalie d’altitude (figure 8c)entraîne une diminution et une modi-

fication de l’orientation du vent de bas-ses couches conduisant à un déplace-ment de la zone de convergence debasses couches ; les précipitations pren-nent alors un caractère plus stationnaire.

Si le rôle dominant du relief et de l’écou-lement de basses couches garantit unebonne prévisibilité de l’allure généraledu champ de précipitations, les structu-res de tourbillon potentiel situées un peuen amont influencent de façon indénia-ble l’organisation de ce vent de bassescouches, elles modulent la position etl’intensité du jet de basses couches ainsique sa persistance. Elles ont, par là, unimpact sur la prévision des structuresprécipitantes de mésoéchelle.

Ce résultat démontrant la sensibilité dela convection organisée à la présenced’une structure cohérente d’altitudeconfirme les résultats déjà obtenus surce sujet et permet d’aller plus loin.

Dans une seconde étape, on a tentéd’évaluer le gain en qualité de prévisiondes précipitations que l’on peut obtenirpar une amélioration de la représentationdes structures cohérentes d’altitude dansles conditions initiales. La méthodologieemployée consiste à définir ces perturba-tions en comparant des champs de tour-billon potentiel dérivés du modèle et desimages satellites obtenues dans le canalvapeur d’eau de Meteosat 7. Ce canalétant principalement sensible à la tem-

pérature et à l’humidité au voisinagede la tropopause dynamique (entre300 hPa et 500 hPa environ), il est pos-sible, sous certaines conditions, derelier les structures sèches (respective-ment humides) de l’imagerie satellite àdes anomalies positives (respectivementnégatives) de tourbillon potentiel. Ainsi,en cas de contradiction entre l’analyseet l’observation par satellite, il est pos-sible d’en déduire des corrections quel’on applique au champ de tourbillonpotentiel.

Sur le cas des inondations d’Alger sur-venues dans la matinée du 10 novem-bre 2001 (environ 130 mm de pluies ensix heures), la pertinence des correc-tions a été évaluée au moyen de simu-lations du modèle à mésoéchelle non-hydrostatique, Méso-NH, (maille de10 km ; Lafore et al., 1998) initialiséesavec des analyses du modèle Arpège,modifiées ou non par inversion de tour-billon potentiel. Les corrections de tour-billon potentiel ont été déterminées àpartir des images deMeteosat. La figure9a illustre un exemple de correction deprécurseur d’altitude. Dans l’analyseopérationnelle d’Arpège du 9 novembre2001 à 12h UTC, l’emplacement dumaximum de tourbillon potentiel ne cor-respond pas à celui du maximum detempérature de brillance observé au-dessus du Portugal. Après correction, lenoyau de maximum de tourbillon poten-tiel est déplacé de quelques dizaines dekilomètres au sud-ouest ; la nouvelleanalyse est en meilleur accord avecl’observation. L’impact des modificationsapporte une double amélioration des pré-visions : la prévision quantitative desprécipitations durant la période critique

Figure 9 - (a) Résultats d’une expérience de correctionde tourbillon potentiel. À gauche : températures debrillance observées dans le canal vapeur d’eau deMeteosat 7 (K, zones sèches en rouge et humides enbleu-vert) le 9 novembre 2001 à 12 h UTC et tourbillonpotentiel à 350 hPa (PVU) à la même date pour l’ana-lyse opérationnelle Arpège (traits noirs) et l’analysedont l’anomalie d’altitude a été corrigée (traits jaunes).La correction a consisté à déplacer le noyau de tour-billon potentiel élevé repéré par le cercle bleu dans lazone repérée par le cercle blanc ; (b) Heidke Skill Score(HSS) calculé selon différents seuils par comparaisonentre relevés pluviométriques et simulations Méso-NH(la simulation est d’autant meilleure que le HSS tendvers 1). Le chiffre au-dessus de chaque courbe indiquela corrélation entre observations et simulations. Lescalculs statistiques sont effectués sur la période depluies allant de 6 h UTC à 12 h UTC le 10 novembre2001. À droite : pression réduite au niveau de la mer(hPa, tous les 2 hPa, colorée sous 1 000 hPa) le11 novembre 2001 à 0 h UTC de : (c) l’analyse de vérifi-cation Arpège ; (d) la simulation initialisée avec l’ana-lyse opérationnelle du 9 novembre 2001 à 12 h UTC et(e) celle démarrant à partir de l’état initial corrigé. Auvu des figures (b), (c), (d) et (e), il est clair que la modi-fication apportée à l’état initial a un impact positif sur laprévision des pluies et de la tempête.

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qui correspond aux inondations d’Algerd’une part (figure 9b), la prévision de latempête en termes de pression au niveaude la mer d’autre part. En effet, la fortedépression qui figure dans la simulationavec état initial corrigé (figure 9e) est enaccord avec l’analyse de vérificationd’Arpège (figure 9c). La simulationinitialisée avec l’analyse opérationnelleproduit de son côté une dépression bientrop creuse (figure 9d) (Argence et al.,2006 et 2008).

Laissons ici la dynamique d’altitudeplutôt d’échelle synoptique et concen-trons maintenant notre attention sur leséléments de mésoéchelle propres auxsituations de pluies intenses.

Environnementde mésoéchelleL’environnement de basses couches àmésoéchelle associé à ces événements aété parallèlement documenté à l’aided’analyses d’échelle fine réalisées pourun ensemble représentatif de situationsde fortes pluies. L’étude a porté sur tousles épisodes avec un cumul quotidienobservé de plus de 150 mm qui ontaffecté le sud de la France au cours d’unepériode de cinq ans entre le 15 août et le31 décembre. On en dénombre quaranteentre 2002 et 2006. La durée de vie deces systèmes précipitants ainsi que leurphase de formation, de maturité et dedissipation sont déterminées à l’aide desdonnées horaires de précipitations etd’impact de foudre. Pour chacun des cas,des analyses à la résolution de 9,6 km ontété réalisées à l’aide du système d’assi-milation 3D-Var du modèle Aladin. Lesdonnées analysées proviennent du réseaude données de surface le plus dense pos-sible, des radiosondages et de donnéessatellitaires (l’imageur Seviri et le diffu-siomètre Quikscat à partir de 2005) ;l’ébauche est fournie par une prévision àsix heures du modèle Aladin. Ces analy-ses ont été réalisées toutes les six heuresau long du cycle de vie du système préci-pitant. Elles fournissent au total un jeude trois cent vingt-neuf situations(Ricard et al., 2008).

Afin de documenter l’évolution deparamètres clés lors de ces épisodes depluie intense (instabilité, flux d’humi-dité, conditions synoptiques, intensité etdirection du jet de basses couches etautres), des analyses composites ontensuite été réalisées en moyennant cesparamètres calculés à partir des analy-ses 3D-Var Aladin pour l’ensemble des

cas ou pour des sous-ensembles de cassélectionnés en fonction de la localisa-tion des fortes pluies (Languedoc-Roussillon, Cévennes-Vivarais, Alpesdu Sud, Corse). Ces analyses compo-sites sont aussi produites pour les diffé-rentes phases des systèmes fortementprécipitants (déclenchement, maturité,dissipation).

Grâce à ces analyses, on met ainsi enévidence des ingrédients communs pourl’environnement de ces systèmes préci-pitants : on retrouve une configurationsynoptique de type thalweg-dorsale évo-luant assez lentement avec un flux desud-ouest divergent en altitude, un fluxde basses couches orienté vers la régioncible où se produisent les fortes précipi-tations ; on note de plus des sourcesd’instabilité et d’humidité localisées enamont sur mer, transportées par des jetsde basses couches, une forte conver-gence d’humidité près de la région cible.

Les événements les plus intenses (plusde 200 mm/j) sont associés à une plusgrande instabilité ou à des flux d’humi-dité plus intenses. La localisation desprécipitations est corrélée à l’orientationdu flux de basses couches et aux condi-tions synoptiques.

Ainsi, la figure 10a montre que les épi-sodes qui affectent les Cévennes sontalimentés par un flux de basses couchesde sud en provenance de la merMéditerranée ; le jet de basses couches

dévié par les Alpes prend une compo-sante est avant de pénétrer dans la valléedu Rhône, concentrant de fortes valeursde vapeur d’eau au pied des reliefs desCévennes.

Pour les événements affectant les Alpesdu Sud (figure 10b), l’orientation duflux de basses couches est différente,c’est un flux de sud-ouest provenant dela Méditerranée et orienté vers les Alpesdu Sud et le golfe de Gênes, associé àdes jets de basses couches plus rapides.Une zone dépressionnaire située auxalentours des îles Baléares induit un fluxde sud-est lors des événements quiaffectent la région du Languedoc-Roussillon (figure 10c).

Les conditions synoptiques sont assezsimilaires pour les événements affectantla Corse, dans ce cas, le flux de bassescouches provient du sud avec une légèrecomposante est (figure 10d), les valeursd’instabilité de basses couches locali-sées en amont sur mer sont très fortespour ce dernier composite (non illustré).

L’environnement de mésoéchelle asso-cié aux événements fortement précipi-tants a été caractérisé plus en détail entermes d’humidité de l’air en exploitantles mesures GPS. Ces études montrentune forte corrélation entre les contenusen vapeur d’eau et les fortes précipita-tions ainsi que l’importance de l’inten-sité du flux d’humidité de bassescouches (voir encadré page suivante).

Figure 10 - Analyses composites de l’environnement associé aux événements précipitants (plus de 150 mm/ j) durantleur phase de maturité : (a) Flux d’humidité intégré entre 1 000 et 700 hPa (flèches et en échelle de couleurs tous les50 kg.s.m-1) et module du vent à 925 hPa (contours tous les 5 m/s au-dessus de 10 m/s, en lignes bleues) présentéespour tous les événements de pluie intense ayant affecté la région des Cévennes ; (b) des Alpes du Sud ; (c) duLanguedoc-Roussillon et (d) de la Corse , la zone cible est indiquée par une boîte (CV, AS, LR, CR).

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Caractérisation du contenu en eau de l’atmosphèreau moyen des mesures GPS,

application aux cas de fortes pluiesConçues à l’origine pour des applications de navigation et de positionnement, les mesures des stations GPS au sol possèdent aussiun contenu météorologique informatif (Doerflinger, 2001). En effet, le contenu en vapeur d’eau intégré sur la verticale (IWV enanglais) peut être déduit des délais zénithaux totaux (ZTD) fournis par le post-traitement des observations GPS. Ces retards lors dela propagation du signal entre le satellite et la station réceptrice au sol sont liés à la réfraction due à l’atmosphère et en particulier àla vapeur d’eau (Bevis et al., 1992).Le réseau régional des stations GPS localisées sur le pourtour méditerranéen permet grâce à sa forte résolution de caractériser lavariabilité spatio-temporelle de l’humidité troposphérique, paramètre clé dans la formation des systèmes précipitants. Ce réseau a

été renforcé chaque automne entre 2002 et 2007 (figure 11) par descapteurs temporaires dans le cadre des campagnes del’Observatoire hydrométéorologique méditerranéen Cévennes-Vivarais (OHM-CV, Delrieu et al., 2005). On a ainsi pu étudier l’évo-lution du contenu intégré en vapeur d’eau avec une forte résolutionspatio-temporelle lors d’épisodes fortement précipitants ou demanière plus statistique sur plusieurs saisons automnales.Ainsi, dans le cadre du projet Cyprim, nous avons mis en relation lesIWV déduits des observations des stations GPS du pourtour médi-terranéen de la France avec les précipitations mesurées par les plu-viomètres sélectionnés dans une zone de 50 à 100 km entourantchaque station GPS. L’étude statistique a porté sur quatre périodespropices aux fortes précipitations (15 août-31 décembre) de 2001 à2004. Le signal saisonnier sur les données d’IWV a été au préalablesoustrait et les journées des périodes d’étude ont été distribuées enquatre classes selon la pluviométrie quotidienne observée : pas deprécipitations, précipitations faibles (0-50 mm), précipitations modé-rées (50-100 mm) et précipitations intenses (>100 mm). Les quanti-tés de précipitations et les valeurs d’IWV sont clairement corrélées,avec notamment les plus fortes anomalies d’IWV associées à laclasse de précipitations intenses. En estimant un flux d’humidité debasses couches à partir de ces données GPS et des données de ventà 10 mètres (Lauvaux, 2005), on montre également que les joursavec les plus fortes pluies sont associés aux flux d’humidité debasses couches les plus intenses, comme l’indique la figure 12 pourla station GPS de Châteaurenard (Bouches-du-Rhône).

L’intégralité des données des campagnes GPS del’OHM-CV de 2002 à 2007 fait actuellement l’objetd’un retraitement homogène pour poursuivrel’étude statistique présentée ici. Par ailleurs, depuis2008, les stations temporairement déployées dansle cadre des campagnes de l’OHM-CV ont étépérennisées au sein du service d’observationRenag de l’Institut national des sciences de l’univers(Insu), permettant ainsi un suivi continu à méso-échelle et sur le long terme du contenu en vapeurd’eau en régionméditerranéenne.

Figure 12 - Maximum sur vingt-quatre heures du flux d’humiditéde basses couches (en dessous de 1 000 m) en fonction dumaximum sur vingt-quatre heures du contenu intégré en vapeurd’eau (pour lesquels le cycle saisonnier est soustrait) pour la sta-tion GPS de Châteaurenard (Bouches-du-Rhône) et pour les qua-tre classes de précipitations quotidiennes (période : 15 août -31 décembre, 2002-2003). Les flux sont estimés à partir desIWV et du vent à 10 mètres mesuré à la station météorolo-gique la plus proche. Les moyennes et les écarts types sontindiqués pour les quatre classes de précipitations.

Figure 11 - Réseau GPS utilisé lors des campagnes OHM-CV réalisées lors desautomnes de 2003 à 2006. Il est constitué de stations temporaires installéespar l’OHM-CV et de stations permanentes du Renag (réseau national GPS deslaboratoires et organismes de recherche) et du RGP (réseau GPS de l’IGN).

Situations favorisantla stationnaritédes précipitationsUn certain nombre d’événements depluies intenses se distinguent par leurstationnarité, qui entraîne alors de forts

cumuls de pluie sur place et par consé-quent des crues importantes. Pour pro-gresser dans l’identif ication et lacompréhension des processus atmosphé-riques associés à ces événements station-naires, le modèle Méso-NH à larésolution de 2,5 km a été utilisé commelaboratoire numérique.

On s’appuie sur trois cas déjà examinés :les crues éclairs extrêmes du Gard enseptembre 2002 et de l’Aude en novem-bre 1999 ainsi qu’un autre cas plustypique de système convectif quasi sta-tionnaire sur la région Cévennes-Vivaraisen 1995. On met en œuvre de nouveauxmoyens comme des rétrotrajectoires et

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des études de sensibilité. Cela conduit àmettre en évidence les liens étroits quiexistent entre la localisation et la struc-ture spatiale de ces systèmes d’une part,la topographie spécifique de la région etle flux humide et instable de bassescouches d’autre part (Ducrocq et al.,2008 ; Nuissier et al., 2008).

La figure 13 synthétise tous ces méca-nismes et ingrédients météorologiques.Dans un contexte de plus grande échellepropice (identifié dans les parties précé-dentes comme un flux de sud divergenten altitude sur la région, un flux conver-gent de composante sud à est, chaud ethumide dans les basses couches venantbuter sur le Massif central, une évolu-tion lente et autres), le forçage orogra-phique est l’un des facteurs de pluspetite échelle qui explique, dans les cascévenols typiques, la formation conti-nue de nouvelles cellules orageuses au-dessus des mêmes régions. Cetteformation procède du soulèvement, dela condensation et du déclenchement del’instabilité convective. En plus, dansdes situations comme celle du Gard de2002, un autre forçage peut intervenircomme le soulèvement de l’air chaud ethumide par un dôme d’air froid engen-dré par l’évaporation des précipitationsen basses couches, donc produit par lesystème convectif lui-même. Ces pro-cessus directement liés à la dynamiqueinterne des cellules orageuses permet-tent d’expliquer, pour le cas du Gard de2002, la localisation inhabituelle desfortes précipitations bien à l’avant descontreforts des Cévennes.

ConclusionCe premier volet du projet Cyprim tentede mieux cerner les éléments météorolo-giques précurseurs caractéristiques d’é-vénements de pluies intenses sur lesrégions méditerranéennes. En France,ces événements se produisent principale-ment sur les contreforts sud-est des mas-sifs montagneux pendant la périodeautomnale.

Des approches parfois profondément dif-férentes dans leurs méthodes ou leurssources de données conduisent sur nom-bre d’aspects à une convergence de vuessignificative. Parmi les éléments com-muns ainsi mis en évidence, du synop-tique à la mésoéchelle, on peut citer : laprésence d’un thalweg profond surl’Europe de l’Ouest associé à une zone deforte baroclinie avec ou sans blocage àl’est, une situation à grande échelled’évolution lente, des flux divergents en

altitude, des flux convergents dans lesbasses couches avec apport d’humidité etd’instabilité depuis la mer. Il a égalementété mis en avant le lien entre la localisa-tion des fortes précipitations avec lesconditions synoptiques, mais aussil’orientation des flux de basses couches.Ces méthodes précisent et renforcent descritères voisins identifiés par les prévi-sionnistes qui doivent anticiper ces situa-tions. La stationnarité de certainssystèmes a été étudiée pour plusieurs cas,en particulier pour les deux événementsparoxysmiques de l’Aude en 1999 et duGard en 2002. La localisation et la struc-ture spatiale des précipitations est ainsiexpliquée par l’interaction entre le flux debasses couches humide et instable et latopographie (Massif central, mais aussiAlpes et Pyrénées). Ces interactions secomplexifient dans le cas du Gard avec lerefroidissement sous orage. Ce méca-nisme additionnel est conditionné parl’humidité de la masse d’air.

La caractérisation et le rôle des structu-res cohérentes d’altitude liées aux fortesprécipitations ont aussi fait l’objet d’étu-des. Des méthodes ont été développéespour les identifier par l’observationsatellitaire ou par l’exploitation de laréanalyse ERA40. Elles ont permis dedresser une climatologie des anomalies

de tourbillon potentiel décrivant leurvariabilité interannuelle, leur taille et leurassociation avec les fortes précipitations.Une forte sensibilité de la localisation etde l’intensité des précipitations simuléesà la présence d’une anomalie de tour-billon potentiel est apparue au moins surle cas des inondations d’Alger ennovembre 2001 et sur le cas du Gard des5-6 septembre 2005. Ces travaux intro-duisent dans le projet la notion de prévi-sibilité. Celle-ci, ainsi que les besoins enobservation associés, est l’objet d’undeuxième article. Le troisième et dernierarticle de la série sur le projet Cyprimtraitera du possible impact du change-ment climatique sur les épisodes de pré-cipitations intenses sur le bassinméditerranéen. Il exploite quelques pro-priétés mises en évidence ici.

RemerciementsLe projet Cyprim était soutenu par leprogramme d’actions concertées incitati-ves du Fonds national de la science« Aléas et changements globaux » duministère de l’Enseignement et de laRecherche. Les auteurs remercient lesdifférents relecteurs pour les améliora-tions apportées au texte.

Figure 13 - Schémas conceptuels des différents mécanismes et ingrédients météorologiques expliquant laformation et le caractère stationnaire de l’épisode de pluie intense des Cévennes (13-14 octobre 1995) et descatastrophes du Gard (8-9 septembre 2002) et de l’Aude (12-13 novembre 1999).

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