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Climatologie

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Genèse du mistral par interaction barocline et advection du tourbillon potentiel


Vers une nouvelle approche dynamique pour une meilleure définition du maître des vents

Genesis of Mistral: a combination of baroclinic interaction and potential vorticity advection

Christophe Yohia

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Résumé

Cette étude introduit la notion de cyclonisme dynamique de Lee dans la genèse de la situation météorologique de Mistral. Ensuite, le processus d'interaction barocline renforçant les conditions de violence, de sécheresse et de fraîcheur de ce « maître des vents » de Provence est décrit. Enfin, le cas des régimes de vents de nord-ouest, ayant une dynamique atmosphérique bien différente de celle du Mistral bien qu’ils soient de même secteur, sera détaillé afin de discriminer les deux cas et de spécifier les critères permettant d'affiner la définition du Mistral. La nouvelle définition dite dynamique montre que le nombre de jours de Mistral serait en moyenne de 30 jours contre 80 jours par an.

Abstract

The present study introduces the concept of Lee cyclonism dynamic in the genesis of the Mistral meteorological situation in the western Mediterranean. It subsequently describes the baroclinic interaction process intensifying the violence, drought and coldness conditions of this "master wind" of Provence. Finally, this study lightens the other north-west wind conditions, regularly mistaken with Mistral due to their common direction, however with different atmospheric dynamics. This work details these atmospheric dynamics differences in order to discriminate between the situations, and specify criteria for a refined definition of the Mistral. The number of day of Mistral is 30 days by years with the new concept, before the old definition counted 80th days by years.

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Mots-clés : barocline, cyclone de Lee, effet Venturi, mistral, tourbillon potentiel

Keywords: barocliny, Lee cyclone, mistral, potential vorticity, Venturi effect

Texte intégral

Introduction

Dans le Sud-Est de la France souffle un vent froid venant du Nord appelé Mistral, connu et redouté depuis l'Antiquité, le vent noir, tel qu'on le surnommait alors. Pour Pline l'Ancien, le Mistral fait partie des nombreux fléaux qui désolent la terre : « Dans la Narbonnaise, le vent le plus célèbre est le Mistral que nul au monde ne surpasse en violence ». Au premier siècle avant J-C., l'empereur romain Auguste éleva à ses frais dans la capitale de la Narbonnaise, un temple au dieu Mistral, pour flatter les Gaulois du Midi (i.e. le sud-est de la France). Le Mistral doit son nom à ses origines provençales, mistrau, qui se traduit en français par « maître ». Il a un effet très néfaste sur les cultures et la végétation car c'est un vent froid et sec qui contribue à renforcer l'évapotranspiration des plantes et a un pouvoir de dessèchement très important. Il est aussi le principal facteur dans la propagation des incendies de forêts, de par sa violence et sa dynamique chaotique, rendant la tâche des pompiers très difficile et périlleuse. D'un point de vue socio-économique, son impact peut également être extrêmement conséquent : le 22 février 2002, par exemple, sa virulence (des rafales de 130 km.h-1 relevées en vallée du Rhône) a provoqué l'immobilisation du train à grande vitesse (TGV) Paris - Marseille. Le 27 octobre 2012, des rafales de l'ordre de 150 km.h-1 (155 km.h-1 enregistrés à la station météorologique du Frioul, station de l’Observatoire des sciences de l’Univers (OSU) – Institut Pythéas) ont provoqué l'échouage d'un bateau de croisière dans le port de Marseille. On observe également un impact sur la mer. Le Mistral induit un forçage mécanique à la surface de l'eau générant une remontée d'eau profonde du plateau continental à la côte ; ce que l'on appelle généralement upwelling. Ce phénomène entraine une chute de la température de l'eau de plusieurs degrés en quelques heures. D'autres branches d'activités économiques sont également impactées par l'extrême violence potentielle de ce vent, comme par exempleles pêcheries ou les très nombreuses activités touristiques (voile, randonnées et autres activités de plein air) de la région.

Au 16ème siècle, un dicton populaire mentionne que « Mistral, Parlement et Durance sont les trois fléaux de Provence ». Aussi, depuis le milieu de 20ème siècle, on a tenté de définir de manière plus précise le Mistral. Météo-France le définit à ce jour, comme un vent froid et sec (surtout en température ressentie) soufflant à 50 km.h-1 en moyenne et pouvant atteindre 100 km.h-1 en rafale. Il parcourt la basse vallée du Rhône et la Provence, et envahit le littoral méditerranéen à partir de la Camargue. De secteur nord dans la vallée du Rhône, la direction du Mistral devient nord-ouest en région marseillaise, puis d'ouest sur la côte varoise et la Corse. Ce vent régional, souvent plus fort en hiver et au printemps, peut durer plusieurs jours, voire plus d'une semaine. Selon ces critères, il soufflerait 81 jours/an en moyenne à Toulon (normale climatologique 1981-1990). Il est caractérisé en hiver, par un temps froid et sec, et un temps frais l'été. Il se forme lorsque se positionnent une dépression dans le golfe de Gênes et un anticyclone sur le proche atlantique (Jacq et al., 2005).

Plusieurs types de Mistral peuvent être distingués. Tout d'abord, le Mistral blanc, un vent sec et froid accompagné d'un temps sec et bien ensoleillé ; ensuite, le Mistral noir, généralement accompagné de mauvais temps avec de la pluie. En hiver, il est responsable de certains épisodes de neige en Provence. Enfin, le Mistral rhodanien, qui souffle essentiellement en vallée du Rhône et dont l’extension à l’ouest de la Provence se limite à Fos sur-Mer. Cependant, il existe sur la Provence d’autres situations de vent de nord-ouest soufflant assez fort (rafales ≥ 16 m.s-1) qui pourraient s'apparenter à du Mistral mais qui pourtant n'en sont pas. En effet, certaines situations de vents forts pendant lesquelles se développe un effet de fœhn sectrès marqué sur les reliefs provençaux (massifs du Luberon, des Maures ou mont Ventoux) ont été observées (Carrega et Napoli, 2002). Ces épisodes se caractérisent par une hausse des températures au sol, sous le relief, en totale contradiction avec la définition du Mistral (vent froid), bien que les directions du vent soient dans les mêmes secteurs et que les vitesses mesurées correspondent à la définition.

Certaines situations ne correspondent donc pas à des cas de Mistral définis selon les critères évoqués précédemment. Dans cette étude, nous proposons d'apporter de nouveaux critères complémentaires afin de définir plus précisément le Mistral et ses conditions de formation. Si les critères utilisés jusqu’alors s'appuient sur des critères éoliens et une configuration synoptique de surface uniquement, nous avons, dans cette étude, introduit la dynamique de la tropopause, l’interaction barocline ainsi que les paramètres additionnels de surface (température, humidité relative). A l’aide de ces nouveaux critères, nous nous sommes intéressées à tracer l'origine de l'air froid en suivant l'hypothèse d’Appenzeller et al. (1996), à savoir une origine stratosphérique liée à un affaissement de la tropopause au niveau de la vallée du Rhône, accompagnée du développement d'un jet de basse couche. L’affaissement de la tropopause, avec la dépression dynamique du golfe de Gênes, permettrait de développer une cyclogenèse de basse couche (Tafferner, 1990). Ainsi, notre étude a consisté à l'apport de nouveaux critères plus stricts à la définition du Mistral, et de mieux le caractériser, permettant ainsi de mieux différencier ce ‘maître des vents’ des autres régimes de vent de nord-ouest.

1. Matériels et méthodes

La zone d’étude se concentre sur le sud-est de la France jusqu'à la Corse et une partie du golfe du Lion. La région est bordée par la Méditerranée dans sa partie sud, de hauts sommets de la chaine des Alpes sur la partie nord-est et à l'ouest, par le Massif Central. Entre les deux massifs se situe la vallée du Rhône que l'on nomme couramment couloir rhodanien(figure 1a).

Figure 1 : a) Carte indiquant la position de la zone géographique d’intérêt. b) Focus sur la zone géographique concernée par le Mistral et présentation du réseau de stations météorologiques impliquées dans l'étude : les stations de l'OSU - Institut Pytheas = (1*) Solemio / Frioul / Endoume / Chateau-Gombert, (2) Toulon, (3) Porquerolles, (4) Observatoire de Haute-Provence Saint-Michel ; les stations du réseau MétéoSudEst = (1) Peypin, (2) Besse sur Issole, (3) Cannes, (4) Nice, (5) Grau du Roi, (6) Montpellier, (7) Mont Aigoual, (8) Roque d'Antheron, (9) Grambois, (10) Avignon, (11) Montélimar, (12) Aubenas, (13) Puy, (14) Sablon, (15) Saint-Auban, (16) Dignes, (17) Sisteron, (18) Saint Veran, (19), Bastia ;les stations de Météo-France = (1) bouée du Golfe du Lion, (2) Dyfamed ; les zones des coupes verticales du modèle détaillées dans les autres figures, centrées sur (1) l'Etang de Berre, (2) Saint-Tropez et (3) le massif des Maures.
a) Map of the geographic zone of interest. b) Focus on the geographic area concerned with Mistral and meteorologic stations network used for the study ; Vertical sections areas of the model detailed in the figures, centered on (1) Etang de Berre, (2) Saint Tropez and (3) massif des Maures.

(Sources : Google Earth).

1.1. Données de terrain pour la validation des modèles utilisés

Notre étude porte sur une période de trois ans, allant du 1er janvier 2013 au 31 décembre 2015. Les situations météorologiques ont été sélectionnées selon les critères définis par Météo-France, à savoir un vent ayant une direction comprise entre 290° et 360°, et des rafales supérieures à 16 m.s-1 (Jacq et al., 2005), ce qui représente environ 85 cas par année d'étude. Seuls les cas les plus représentatifs seront détaillés dans cet article.

Les mesures météorologiques proviennent du réseau de l'OSU – Institut Pythéas (Aix-Marseille Université, CNRS / INSU, IRD). Ces mesures ont été complétées par les données des bouées marines du golfe du Lion et Côte d'Azur (Météo-France, www.meteo.shom.fr/real-time/), et celles du réseau de stations météorologiques de MétéoSudEst (http://www.meteosudest.org). L’ensemble de ces données est en accès libre (figure 1b).

1.2. Modélisation

Pour cette étude, le modèle WRF (Weather Research Forecast) avec les deux cœurs de calcul NMM (Nonhydrostatic Mesoscale Model) et ARW (Advanced Research Weather) ont été utilisés (Skamarock, 2004 ; Skamarock et al., 2005), et fonctionnent en opérationnel à l'OSU - Institut Pythéas. La modélisation, dans notre étude, permet de comprendre la situation synoptique et les phénomènes de méso-échelle, en apportant des informations complémentaires aux réseaux de stations de surface. Le cœur NMM a été configuré avec trois grilles de calcul, de type ARAKAWA-E par emboîtement (nesting), de respectivement 10 km (110 × 130 points), 3 km (130 × 150 points) et 1,5 km (260 × 290 points). Pour chacune, 38 niveaux verticaux ont été choisis. Ce cœur est construit avec une coordonnée verticale de type sigma-P (σ-P) et un schéma numérique Leap-Frog (Klemp et al., 2007). La configuration du modèle ARW est la suivante : une grille de calcul de type ARAKAWA-C de 3 km (250 × 220 points) et 28 niveaux verticaux. Ce cœur est fondé sur les équations d'un fluide compressible non-hydrostatique, formulées sur la coordonnée verticale sigma (σ). Ces équations sont résolues à l'aide d'un schéma numérique de Runge-Kutta, d'ordre 3 (Klemp et al., 2007).

Les conditions aux frontières sont fournies par le modèle global Global Forecast System – GFS (National Center Atmospheric Research / National Center Environmental Prediction, 2007). Le modèle GFS est construit sur une grille gaussienne pour le calcul des quantités non-linéaires avec une résolution spectrale. Sa résolution horizontale a une troncature de T1534 entre 00 h et 240 h, évoluant à T574 à partir de 240 h jusqu’à 384 h. Sa résolution verticale est de 64 niveaux en coordonnées hybrides σ-P construit sur une grille de Lorentz. L'intégration temporelle est basée sur un schéma de type Leap-Frog pour les termes d'advection et de type semi-implicite pour les ondes de gravité (http://www.emc.ncep.noaa.gov/GFS/doc.php).

1.3. Paramètres physiques complémentaires

Nous avons examiné le comportement de la dynamique atmosphérique d'altitude sur la région et calculé le tourbillon potentiel d'Ertel (P) sur le niveau 300 hPa (PV300), selon sa définition et ses unités classiques (Ertel, 1942) :

P = ζ / ρ × gradθ

où ζ est le tourbillon absolu (paramètre de Coriolis + tourbillon relatif), ρ la masse volumique de l'air, gradθ le gradient de la température potentielle.

L’unité du tourbillon potentiel d'Ertel (pvu) s'exprime en K.m-2.kg-1.s-1 dans le système international. Une unité de tourbillon potentiel (1 pvu) correspond à 10-6.K.m-2.kg-1.s-1. Dans la troposphère, le tourbillon potentiel est relativement uniforme et a une valeur d'environ 0,5 pvu (Malardel, 2008). En revanche, dans la stratosphère, il augmente rapidement sur la verticale. A partir de ce contraste très fort entre le tourbillon d’Ertel troposphérique et stratosphérique, il est possible de matérialiser la tropopause vers 1,5 ou 2 pvu (Malardel, 2008). Si les particules d’air de la tropopause sont soumises à des variations verticales, le tourbillon potentiel permet alors de mieux tracer l’origine, troposphérique ou stratosphérique, de ces particules.

Nous avons également calculé la température pseudo adiabatique du thermomètre mouillé (Tpw) sur les surfaces 850 et 925 hPa. Plus robuste que la température ou la température potentielle, le paramètre conservatif Tpw permet de repérer les intrusions d’air froid ou les anomalies chaudes qui pourraient marquer une zone barocline. Dans cette étude, les altitudes sont exprimées en hPa.

2. Résultats

Dans un souci de lisibilité et de meilleure compréhension, nous avons choisi de ne présenter que les cas les plus caractéristiques des situations de Mistral et des situations de vent de nord-ouest n’en étant pas, entre 2013 et 2015.

2.1. Caractérisation de la période d'étude

Entre 2013 et 2015, à la station météorologique du Frioul (figure 2), station répondant aux normes d'installation de l'Organisation Météorologique Mondiale et représentative des conditions synoptiques, nous avons sélectionné les jours dont les rafales étaient supérieures à 16 m.s-1 et de direction comprise entre 310 et 360°. Nous avons ensuite filtré ces jours en fonction du contexte synoptique : présence d'une dépression dans le golfe de Gênes et d'un anticyclone sur le proche Atlantique. Cette première sélection a permis de définir le nombre de jours de Mistral sur la période d'étude, soit 177 cas, correspondant à la définition de Météo-France, que nous appellerons par la suite définition « éolienne ». Sur ces 177 cas retenus, nous avons introduit les critères dynamiques de tropopause et interaction barocline dans le contexte synoptique. On nommera par la suite cette sélection définition « dynamique ».

Figure 2 : Nombre de jours de Mistral issu de la définition de Météo-France (rouge) et de celle intégrant les nouveaux critères (bleu) entre 2013 et 2015 à la station du Frioul.
Number of days with Mistral from Météo-France definition (red color) and from the definition with the new concept (blue color) between 2013 and 2015 at Frioul station.

Alors que la définition anémométrique a identifié 87, 82 et 95 jours de Mistral pour les trois années étudiées, la définition dynamique n'en identifie plus que 22, 28 et 33 jours (figure 2). On remarque également que les critères anémométriques identifient systématiquement plus de jours de Mistral par mois, quelle que soit l'année considérée, que les critères dynamiques. Concernant la distribution des jours de Mistral sur l'année, la définition éolienne présente une répartition assez homogène tandis que la définition dynamique montre une tendance à l'augmentation des cas en période automnale et hivernale.

Des trois années étudiées, c'est 2015 qui présente la plus forte différence de nombre de jours entre les deux définitions, puisqu'on comptabilise respectivement 95 contre 22 jours avec les critères anémométriques et dynamiques. Cette forte différence s'explique par la situation synoptique particulière de cette année : elle se caractérise par une circulation zonale importante avec des ondes de Rossby successives, qui ont favorisé le développement d'ondes de pression sur le massif central et le développement de dépressions dynamiques dans le golfe de Gênes.

2.2. Anomalie de tropopause et interaction barocline

On observe des caractéristiques communes dans l'ensemble des scénarios de type Mistral identifiés avec la définition dynamique : la présence d’une anomalie de tropopause en altitude, d’un cyclone de Lee dans le golfe de Gênes en basse couche et d’une intrusion d'air stratosphérique vers 2 000 m. Un cyclone de Lee (ou dépression de petite taille) se forme sous le vent derrière une barrière orographique, et peut provoquer de forts coups de vent. Un noyau de PV300 se positionne sur le nord-est de l'Europe ou sur le nord-ouest au niveau de l'Atlantique et se déplace vers le sud-est de la France. Il peut également être matérialisé avec le champ de géopotentiel sur la surface 2 pvu, permettant ainsi de repérer les variations d'altitude de la tropopause (figure 3).

Figure 3 : Cartes représentant l’épisode du 21 novembre 2015 à 12 hTU. a) Altitude géopotentielle (m) sur le niveau 2 pvu. b) Pression (hPa) réduite au niveau mer.
Maps presenting the situation of the 21th November 2015 at 15h UTC. a) Geopotential altitude (m) at 2 pvu level. b) Pressure at sea level (hPa).

La zone où le PV300 est maximal correspond à ce que l'on appellera par la suite anomalie de tropopause. L'anomalie de tropopause s'abaisse jusqu’à des altitudes de 5 000 à 6 000 m et son parcours suit la vallée du Rhône jusqu'au large des côtes. Dans certaines situations, comme celle du 8 août 2013, elle peut s'isoler au sud de la Sardaigne. Au-dessous de celle-ci, une masse d'air froid est advectée sur la Provence, se matérialisant par des Tpw comprises entre 4 et 6 °C, engendrant un fort gradient de Tpw entre l'ouest et l'est de la Provence. Ce gradient forme un front à l'arrière duquel peut se développer un jet de basse couche.

Le jet de basse couche (vers 950-925 hPa) se positionne dans la vallée du Rhône (figure 4) et il est surmonté par le jet d'altitude (200 hPa). En altitude, le noyau de PV se renforce et s'isole en amont du jet. Le flux se trouve orienté au nord, et canalisé en vallée du Rhône par effet Venturi.

Figure 4 : Champ de vent (m.s-1) sur la surface 925 hPa le 28 octobre 2012 à 00 h TU, sur la zone d'étude.
Wind fields (m.s-1) at 925 hPa level the 28th of October 2012 at 00h UTC, on the study area.

En basse couche, sous les Alpes, se forme une zone cyclonique, qui plus tard, va se creuser par interaction barocline. C'est le mécanisme d'un creusement de Lee par contournement de relief, appelé dépression dynamique (figure 3). Ce creusement dynamique entre dans un mécanisme thermodynamique d'interaction barocline augmentant les tendances cycloniques sur le golfe de Gênes.

2.3. Mise en évidence d'une intrusion d'air stratosphérique en épisode de Mistral

Une autre des caractéristiques du Mistral est qu’il s’accompagne de forts refroidissements. La chute des températures peut atteindre 10 à 15 °C en 24 h après l'établissement du vent (relevé de la station météorologique du Frioul ; figure 1). On retrouve le même phénomène sur l'ensemble des stations du réseau (données non présentées). Nous nous sommes donc intéressés à l'origine de ces chutes de températures. Pour cela, des profils verticaux ont été réalisés sur différents scénarios de Mistral. Nous prendrons comme exemples trois situations : le 21 novembre 2015, les 27-28octobre 2012 et le 14 octobre 2015.

En début d'après-midi du 21 novembre 2015, on observe une chute de température brutale, passant de 10 à 4 °C en moins d'une heure (figure 5). La courbe de la thêtaE sur le niveau 925 hPa montre une baisse progressive durant l'après-midi, de l'ordre de 5 K en 6 heures. Le profil vertical d'humidité relative montre quant à lui un assèchement très net et rapide de la masse d'air en moyenne atmosphère au moment de la chute de température. Ce phénomène de refroidissement rapide est également retrouvé dans d'autres scénarios (données non présentée).

Figure 5 : Variation des paramètres de surface et d'altitude lors de l'intrusion d'air froid du 21 novembre 2015, à la station Château-Gombert (cf. figure 1) avec le relevé de température (graphique du haut) et le relevé de l’humidité relative ( %) à 700 hPa et ThetaE (K) à 925 hPa (graphique du bas). La flèche (↓) matérialise le début de la chute d'air froid vers le sol.
Surface and altitude parameters during the cold air intrusion of the 21th of November 2015, at Château-Gombert station (cf. figure 1): temperature (up) and relative humidity (down) observation (%) at 700 hPa level and ThetaE (K) at 925hPa level. The arrow (↓) shows the begining of the cold air intrusion to the ground level.

Le 27 octobre 2012, se produit un fort refroidissement, une chute de 11 °C sur 20 h (dont 6 °C en seulement 1 h). L'air froid est advecté sous l'anomalie de tropopause et des précipitations sous forme de neige se produisent sur la ville de Marseille. Une coupe verticale a été réalisée en première partie de la nuit du 27 au 28, entre la Belgique (secteur présentant un fort noyau de PV, donnée non présentée) et la région marseillaise. Un fort assèchement de la masse d'air en altitude se produit, avec des humidités (RH) inférieures à 20 % sur le nord de la France et en vallée du Rhône. Les valeurs d'humidité en basses couches sont quant à elles importantes sur la région Sud-Est. Les fortes valeurs de RH en basse couche sont dues à la présence de la perturbation qui tend à revenir vers l'Ouest en cours de nuit. Les faibles RH pourraient matérialiser l'intrusion d'air stratosphérique jusqu'en basse couche, entraînant un refroidissement important. Cette intrusion d'air sec est encore plus remarquable sur le profil vertical d’humidité relative modélisé sur le secteur de Marseille (figure 6), avec une masse d'air très sèche entre 2 500 et 5 000 m, où RH est inférieure à 5 %, avant de remonter à environ 15 % dans la haute atmosphère. Cette baisse d'humidité est concomitante à une baisse de la température de 15 °C en 48 h jusqu'au sol.

Figure 6 : Profil vertical de l'humidité relative ( %) du 28 octobre 2012 à 00 hTU, à Marseille.
Relative humidity vertical profile (%) the 28th of October 2012 at 00h UTC, in Marseille.

L'épisode de Mistral du 14 octobre 2015 présente les mêmes caractéristiques que la situation des 27-28 octobre décrite ci-dessus. Lors de cet épisode, on observe également un net refroidissement au sol. Des coupes verticales ont été réalisées sur deux points pour cette situation (figure 7) : le premier point se situe sur l'étang de Berre, à l'ouest du département des Bouches-du-Rhône, et le second à Saint-Tropez, à l'est du département du Var. Sur l'étang de Berre, un affaissement de la RH se matérialise entre 2 500 et 12 000 m (10 % < RH < 15 %) (figure 7). En revanche, en basse couche (surface – 2 000 m), la RH remonte rapidement (≈ 50 %). A Saint-Tropez (figure 7), elle est plus importante, avec des valeurs de 90 % en moyenne atmosphère (vers 4 000 – 5 000 m). Ce secteur est alors sous l'influence du cyclone de Lee dont l'extension se limite à Hyères.

Figure 7 : Profil vertical de l'humidité relative ( %) du 14 octobre 2015 à 15 h TU à l’Etang de Berre (en haut) et à Saint-Tropez (en bas).
Relative humidity vertical profil (%) the 14th of October 2015 at 15h UTC in Etang de Berre (up) and Saint-Tropez (down).

2.4. Circulation d'ouest et effet Venturi

Les situations dites de non-Mistral se développent par régime d'ouest sur le proche Atlantique et l'Europe de l'Ouest. Ce régime est engendré par la circulation d'une onde de Rossby dans un flux d'ouest (figure 8).

Figure 8 : Cartes représentant la situation de non-Mistral du 9 mai 2015 à 12 h TU : a) géopotentiel (dam) et vent (m.s-1) sur la surface 300 hPa ; b) géopotentiel au niveau 2pvu (dam). Le point vert centre l'anomalie de tropopause.
Non-Mistral situation of the 9th of May 2015 at 12h UTC: a) geopotential (dam) and wind (m.s-1) at 300 hPa level; b) geopotential at 2pvu (dam) level. Green circle shows the tropopause anomaly.

Elle se matérialise par un train d'onde avec le passage de talweg et de dorsales. En altitude, à 300 hPa, le vent est de composante ouest à nord-ouest sur la France et l'anomalie de tropopause se situe sur l'Allemagne et la Belgique. Le flux reste orienté ouest sur une grande partie de la France jusqu'à 850 hPa, et celui-ci a tendance à s'orienter nord en vallée du Rhône. En effet, le long de la vallée du Rhône, le vent se trouve canalisé et prend une composante nord entre le sol et 850 hPa, par effet Venturi, comme montré pour la situation du 1er avril 2015 (figure 9).

Figure 9 : Zone d'étude le 1 avril 2015, à 06 h TU : a) champ de vent sur la surface 925 hPa (m.s-1), le trait matérialise le transect réalisé le long de la vallée du Rhône ; b) transect représentant la vitesse du vent dans la couche limite atmosphérique le long de la vallée du Rhône ; les lignes isotaches sont exprimées en km.h-1 ; le point de départ se situe à la ville de Léoncel (Drôme), le point d'arrivée se situe à Port-Saint-Louis-du Rhône (Bouches-du-Rhône) ; la distance entre les deux points est de 175 km.
Study area the 1st of April 2015 at 06h UTC: a) wind field at 925 hPa level. The line materialize the transect realized along the Rhône valley (between Léoncel and Port-Saint-Louis-du-Rhône separated by 175 km). b) transect displaying the wind speed in boundary layer along the Rhône valley. Isotach lines are expressed in km.h-1.

Sur le transect réalisé le long de la vallée du Rhône, on note une accélération du vent (figure 9a). Au nord de la vallée, le vent souffle aux alentours de 40 km.h-1 vers 200 m d'altitude (figure 9b) et accélère progressivement pour atteindre 80 km.h-1 au milieu de la vallée. En sortie de la vallée du Rhône, le vent difflue, prenant une composante nord-ouest, pouvant s'étendre jusqu'à la Corse. Dans ces cas, le vent en mer peut devenir très fort avec des rafales proches de 100 à 110 km.h-1 (données non présentées). Cette accélération du vent en mer se produit par une baisse de la tension de frottement. L'effet Venturi est limité vers Saint-Tropez, du fait de la présence des Préalpes et du massif Alpin où se développe une dépression dynamique (figure 9a). Cette dernière n'évolue pas en cyclone de Lee du fait de l'absence d'une interaction barocline. En effet, à l'inverse des épisodes de Mistral, il n'y a pas, dans ces situations, d'interaction barocline permettant de creuser le cyclone de Lee. La dynamique d'altitude n'est plus observée lors de ces scénarios : les anomalies de tropopause circulent plutôt sur le nord de la France et la Belgique et n'engendrent pas de forts refroidissements sur la Provence par intrusion d'air stratosphérique (Appenzeller et al., 1996).

2.5. Effet de foehn sur les massifs provençaux

Pendant le régime de nord-ouest de l’épisode du 8 au 10 mai 2015, on observe des températures qui restent douces à Marseille (figure 10). Durant ces deux jours, on enregistre une hausse nette des températures maximales, un peu plus faible pour les minimales. Le 9 mai aux environs de 12 h TU, les températures maximales sont de l'ordre de 25 °C pour atteindre 27 °C le 10 mai en milieu d'après-midi.

Figure 10 : Relevés de température à Marseille les 8-9-10 mai 2015, à la station Château-Gombert.
Temperature observations for Marseille the 8, 9 and 10th of May 2015 at Château-Gombert station.

La tropopause reste très haute aux alentours de 10 000 ou 12 000 m (figure 8). Cela ne permet pas l'intrusion d'air stratosphérique et n'entraine pas un refroidissement en surface. Cette configuration explique alors un courant d'ouest sur la France avec le développement d'un effet Venturi le long de la vallée du Rhône et une dépression dynamique sous le relief alpins (figure 11).

Figure 11 : Champ de vent sur la surface 950 hPa (m.s-1) le 9 mai 2015 à 12 h TU. La croix (+) indique le centre du tourbillon de vent généré par le relief. Cette zone est liée à la dépression dynamique formé par ondulation du champ de pression ; cette ondulation est générée par le relief en l'absence de zone barocline.
Wind field at 950 hPa level (m.s-1) the 09th of May 2015 at 12 h UTC; the cross (+) materializes the relative vorticity center generated by topography; this area is connected to cyclone dynamic induced by the pressure ondulation linked to topography without baroclinic zone.

Ainsi, cet épisode ne se caractérise pas par une chute des températures en surface, mais à l'inverse, par une hausse des températures. Cette hausse est due à un effet de foehn se développant sur les massifs Provençaux lorsque le vent d'ouest à nord-ouest s'établit en basse couche (figure 11). La masse d'air s'assèche sur les premiers niveaux de l'atmosphère lorsque le vent souffle perpendiculairement au relief, ce qui est le cas pour la plupart des reliefs provençaux ou le massif des Maures. Sous le vent, lorsque l'air subit une subsidence, cela provoque une compression qui entraine une hausse de la température. Cette subsidence peut être mise en évidence en observant les vitesses verticales, comme pour la situation du 9 mai 2015 (figure 12). La coupe verticale sur le massif des Maures montre que la vitesse verticale devient très fortement positive. Elle croit entre la surface et 2 000-2 500 m d’altitude, avec des valeurs de 5 Pa.s-1. Cette variation de la vitesse verticale peut être observée pour l'ensemble des massifs de l'ouest Provence (données non présentées).

Figure 12 : Profile vertical représentant la vitesse verticale (Pa.s-1) le 9 mai 2015 à 15 h TU sur le massif des Maures.
Vertical profile of vertical velocity (Pa.s-1) the 09th of May 2015 at 15h UTC on massif des Maures.

3. Discussion

Dans cette étude, pour l'ensemble des cas de Mistral définis selon les critères de Météo-France (définition éolienne), nous avons observé l'existence de deux types de scénarios synoptiques différents. Leur discrimination a pu être établie grâce aux critères dynamiques et thermiques spécifiques de formation, ces critères de formation du Mistral étaient bien différents de ceux sur lesquels reposent d’autres régimes de vents de nord-ouest. Selon la définition éolienne, le Mistral est caractérisé par des critères de vitesse et de direction et soufflerait, en moyenne, 81 jours/an. Afin de mieux appréhender la formation de ce vent, nous avons introduit une nouvelle approche pour comprendre sa dynamique atmosphérique, à savoir l’observation du tourbillon potentiel et l’interaction barocline avec le cyclone de Lee. Ces nouveaux critères ont permis de mettre en évidence des cas de vents de nord-ouest n’étant pas du Mistral parmi les cas de Mistral pourtant initialement identifiés, conduisant à l’établissement de nouveaux critères de définition dynamique. Selon la nouvelle définition dynamique, le Mistral soufflerait 30 jours/an.

L'établissement du Mistral est initié par la formation d'un cyclone de Lee, ou encore appelé zone dépressionnaire, au niveau du golfe de Gênes. La formation du cyclone de Lee se déroule en deux phases (Tafferner, 1990 ; Aebischer et Schaar, 1998) : la première phase correspond à la génération d'une ondulation du champ de pression au niveau des Alpes, qui à son tour génère une dépression dynamique en basse couche, entre la surface et 850 hPa. La seconde phase correspond à un affaissement de la tropopause. L'advection du tourbillon potentiel dans les parties hautes de l'atmosphère favorise alors la cyclogenèse de basse couche. Lorsque le maximum de PV circule à l'aplomb de la zone perturbée, celle-ci tend à se creuser et à évoluer en ‘cut-off’ (Malardel, 2008). C'est la combinaison de l'advection du tourbillon potentiel et de la zone barocline en surface qui favorise la cyclogenèse (Hoskins et al., 1985). Les fortes valeurs de tourbillon potentiel, ou anomalies positives de PV, sont associées aux basses tropopauses. Lorsque cette anomalie arrive en amont de la zone barocline, le cyclone de Lee se développe et se renforce (Speranza et al., 1984). Dans l'ensemble des cas retenus dans cette étude, l'ondulation du champ de pression se forme quelques heures avant la dynamique d'altitude et nous avons pu observer les deux phases dans les épisodes de Mistral. En revanche, dans les cas de vents de nord-ouest, seule la première phase est observée (figures 3 et 8).

Dans les situations de vent de nord-ouest non-Mistral, l'anomalie de tropopause circule sur le nord de la France et ne concerne pas le sud-est du pays. La tropopause reste haute, aux alentours de 10 000 m (figure 8) et le flux synoptique de composante est lié à la circulation d'une onde de Rossby (figure 9). Lorsque ce flux arrive contre les Alpes, le massif joue alors le rôle de barrière générant un tourbillon accompagné d'une chute de pression sous le relief (Orlanski et Gross, 1994). Ce tourbillon, ou dépression dynamique, va favoriser le développement d'une accélération du flux dans la vallée du Rhône. Lorsqu’il arrive au nord du Massif Central et des Alpes, il se trouve canalisé, créant un effet Venturi. Il accélère sensiblement avant de diffluer au niveau des Alpilles et à la sortie de la vallée du Rhône. (figure 9).

La présence ou non d'une intrusion d'air froid est également caractéristique et permet de discriminer entre les deux types de situations. Contrairement aux épisodes de non-Mistral pour lesquels la tropopause reste haute, lors des épisodes de Mistral celle-ci descend aux alentours de 5 000 m (figure 3). Cet abaissement est lié à de fortes valeurs de PV, indiquant une intrusion d'air stratosphérique dans la troposphère, jusqu'à une altitude de 3 à 5 km (Appenzeller et al., 1996). Cette intrusion d'air stratosphérique se matérialise par l'abaissement de l'humidité spécifique ou relative, pouvant alors être considéré comme un traceur passif (Hoskins et al., 1985). Nous avons donc suivi ce marqueur et avons observé sa présence dans plusieurs des situations, celle du 28 octobre 2012 par exemple (figure 6). Durant cet épisode, des intrusions très nettes d'air sec sont observées à l'avant de l'anomalie de tropopause. Les valeurs d'humidité relative sont inférieures à 15 % jusqu'à des altitudes comprises entre 2 500 et 3 000 m, caractéristiques des forts refroidissements et de faibles humidités, typiquement observés durant un épisode de Mistral (figure 6).

En revanche, dans les cas de flux d'ouest à nord-ouest non-Mistral, ces refroidissements rapides et intenses ne sont pas observés. Dans ces scénarios, nous avons même mis en évidence le phénomène inverse, à savoir une hausse des températures sous les reliefs provençaux (figure 10). Ces hausses pourraient correspondre à des effets de foehn sec locaux se produisant en air sec. En effet, lorsqu'une masse d'air passe au-dessus d'un relief, il y a détente adiabatique et assèchement fort de la masse d'air derrière la barrière montagneuse (Aebischer et Schaar, 1998). Ce processus se produit à grande dimension sur les reliefs alpins, ainsi que sur les massifs provençaux, bien que moins marqué (Carrega et Napoli, 2002). Ce phénomène produit un mouvement ondulatoire, appelé onde de gravité, développant une subsidence forcée, favorisé par l'existence d'une couche d'air stable en dessous de la crête (Carrega et Napoli, 2002).

Comme mentionné précédemment, plusieurs types de Mistral peuvent être distingués. Un épisode commence par l'établissement d'une situation engendrant un temps sec et froid, correspondant au Mistral blanc. Ensuite se met en place le Mistral rhodanien, soufflant en basse vallée du Rhône et dont l'extension se limite à l'ouest de l'Etang de Berre. Il marque généralement la fin de l'épisode, puisque lorsque l'advection du tourbillon potentiel s'arrête et/ou que la zone barocline se frontolyse, le cyclone de Lee tend à disparaître. Il ne reste alors qu'un écoulement le long de la vallée du Rhône, qui s'apparente à un effet Venturi. Cependant, il existe parfois en hiver des cas où la zone barocline revient par l'est sur les départements du Var ou des Bouches-du-Rhône, rapportant par circulation rétrograde pluies ou neige jusqu'au littoral. Pour ces situations particulières, on l'appelle Mistral noir. Ces épisodes neigeux, souvent liés à des intrusions d'air froid, montrent une nouvelle fois l'importance de la détection du Mistral et de sa distinction des autres cas de vent de nord-ouest.

Enfin, le long des côtes des Bouches-du-Rhône (Sud-Est de la France), la mer Méditerranée réagit rapidement au forçage mécanique induit par le vent. Des remontées d'eau froide sur le plateau continental (upwelling) se développent lorsque le vent souffle à 45° par rapport à la côte, donc typiquement pendant les épisodes de vent fort de nord-ouest (Mistral et non-Mistral). Cependant, on ignore à ce jour si ces upwellings se développent indépendamment du type de vent de nord-ouest considéré. Une meilleure distinction entre les vents de nord-ouest permettra de vérifier s'il existe un développement préférentiel de ces remontées d'eau froide à la surface et leurs impacts sur la variation de la couche limite océanique par le gradient de température air-mer.

Conclusion

En utilisant la définition classique du Mistral entre 2013 et 2015, nous avons isolé des situations pour lesquelles nous avons cherché à mettre en évidence les critères indispensables à l'établissement du Mistral, en nous intéressant aussi bien aux critères dynamiques que thermiques. Nous avons pu mettre en évidence que la combinaison de deux critères bien spécifiques est indispensable, à savoir la présence du cyclone de Lee et l'advection de tourbillon potentiel, et nous avons observé que l'absence d'un des deux critères conduit à une situation de vent d'ouest à nord-ouest qu'on ne peut plus appeler Mistral. Nous avons également suivi l'intrusion d'air froid associé au Mistral et montré son origine stratosphérique, alors que les cas de non-Mistral sont eux associés à des effets de foehn sec. Ainsi, cette étude permet d'apporter une plus grande précision dans la définition du Mistral et dans les critères de discrimination avec les épisodes de vents nord-ouest considérés comme n’étant pas du Mistral.

Cette étude a été réalisée grâce aux ressources de la Plateforme de Calcul Intensif et à la mise à disposition des données du Service d'Observation de l'OSU - Institut Pythéas (UMS 3470 CNRS/IRD/AMU). Tous nos remerciements à J.‑L. Dourches (ancien prévisionniste de Météo-France) pour son aide précieuse et ses nombreux conseils. Merci à A. Barani (M.I.O / Aix-Marseille Université) pour ses critiques et corrections. Merci aux membres de MétéoSudEst, notamment J.‑M. Muggianu et J.‑P. Dussol, pour leurs discussions et les échanges sur les différents scénarios. Merci également à J.‑C. Romano (Professeur émérite, Université de Corte).

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Pour citer ce document

Référence électronique : Christophe Yohia « Genèse du mistral par interaction barocline et advection du tourbillon potentiel », Climatologie [En ligne], mis à jour le : 22/02/2017, URL : http://lodel.irevues.inist.fr/climatologie/index.php?id=1182, https://doi.org/10.4267/climatologie.1182

Auteur(s)

Christophe Yohia

UMS 3470 OSU - Institut Pythéas Aix-Marseille Université, CNRS / INSU, IRD, Toulon Université, 163 avenue de Luminy, Case 901 13288 Marseille – France
christophe.yohia (at) univ-amu.fr