1. Introduction

J'ai connu deux guerres, et pourtant je n'ai jamais vu une chose pareille. On aurait cru ta fin du monde : qu'est-ce qu'on peut dire d'autre quand voua voyez des voitures voler par-dessus les toits, des maison}: entières se soulever du sol et aller s'abîmer dans un étang, des poutrelles métalliques prendre l'air comme des fétus de paille, au milieu d'un fracas et de sifflements d'apocalypse ? Non, jamais je n'oublierai cette vision de cauchemar (témoignage d'un habitant de Pommereuil après la trombe du 24 juin 1967, rapporté dans le journal L'Aurore du 26 juin 1967).

Une analyse de comptes-rendus portant sur une période de plus de 300 ans prouve que quelques kilomètres carrés du territoire français sont frappés chaque année par des trombes. Si les conséquences de ces accidents ne constituent pas vraiment une calamité nationale, il arrive cependant qu'à diverses occasions, de nombreuses personnes soient tuées ou blessées, et que les dommages soient importants. Ceci explique en partie l'intérêt manifesté dans le passé pour ce phénomène par des physiciens français tel . que Peltier (1840) et Flammarion (1872). L'augmentation du risque résultant du développement des zones urbanisées et des constructions dans les zones rurales stimule de nos jours cet intérêt.

Depuis 1680, 107 trombes «fortes» ou «violentes » (selon la terminologie de Kelly et ai, 1978) ont été scientifiquement documentées : cette banque de données suffit à établir une climatologie sommaire des trombes françaises et contribue à une meilleure connaissance des trombes en Europe. Wegener (1917) a été le premier à répertorier les trombes en France dans le cadre d'une étude de ce phénomène en Europe occidentale. Parmi des travaux plus récents, on note ceux de Piaget (1976) pour la Suisse, Palmieri et Pulcini (1979) pour l'Italie, Meaden (1985) pour l'Angleterre, et Snitkovsky (1987) pour l'Union Soviétique. Pour une introduction générale sur la physique des trombes, le lecteur pourra se reporter à Snow (1984).

2. Aperçu général sur les trombes en France, avec liste de 107 cas

En France, on a connu des trombes dans chacune des six catégories de la classification proposée par Fujita (1978). Celte classification fixe une valeur d'échelle de FO à F5 pour caractériser l'intensité d'une trombe : elle est basée sur l'estimation de la vitesse maximale du vent d'après l'analyse des dommages aux bâtiments et aux arbres. Par suite de l'incertitude dans la détermination du vent maximal, chaque échelle représente une plage de vitesses. Ce schéma de classification est communément appelé « échelle de Fujita ».  

1 Échelle de Fujita : Les trombes « faibles » sont classées FO (17-32 m s ') et FI (33-49 m s ') : les trombes « fortes » F2 (50-69 m s 1) et F3 (70-92 m s ') ; les trombes < violentes> F4 (93-116 m s') et F5 (117-142 m s') [ D'après Fujita (197S) : terminologie descriptive d'après Kelly et ni. (1978)

Plusieurs trombes « faibles » FO et FI surviennent chaque année en France, mais elles sont difficiles à recenser systématiquement car elles ne sont pas très dévastatrices, elles blessent ou tuent rarement, et risquent facilement d'être confondues avec des coups de vent de grain. Un exemple en est donné par la tempête du 23 juillet 1927 à Montélimar (Drôme) qui a pu être soit une trombe soit un coup de vent de grain, ou môme les deux à la fois (Rougetet, 1929). Comme il est rare qu'une personne soit blessée ou tuée par une trombe FO ou FI. la documentation sur ces événements de faible intensité est souvent médiocre. Sans un réseau dense d'observateurs volontaires comme celui du « Tornade and Storm Research Organisation » en Angleterre (Meaden, 1985). une climatologie basée sur les trombes FO et FI ne serait pas très valable. Pour cette raison, les comptes-rendus de trombes faibles ne sont pas inclus dans cette étude.

Les trombes fortes F2 et F3 surviennent occasionnellement en France : on en a dénombré 94 dans cette étude. Les trombes d'intensité F4 sont rares, avec seulement 11 cas pour les deux derniers siècles. Enfin, il semble que l'on puisse classer en F5 deux trombes survenues dans la période de 309 ans, l'une en "1845 en Normandie, et la seconde en 1967 dans le nord de la France.

Les informations sur ces 107 « grandes » trombes (Haies, 1988) sont résumées dans les appendices. L'appendice A fournit des données extraites de la littérature et l'appendice B présente un résumé sur le nombre des événements dans chaque classe d'intensité F pour la période avant 1960 et pour la période plus récente de 1960 à 1988.

Les informations sur les cas antérieurs à 1960 proviennent de la littérature scientifique française, essentiellement des revues suivantes : Comptes Rendus à l'Académie des Sciences, Annuaire de la Société Météorologique de France, et La Météorologie. Pour les cas survenus dans la période 1960-1988. on a complété les rapports de presse par des comptes-rendus oraux ou écrits de témoins oculaires, par des rapports détaillés établis par les mairies, et enfin par des visites sur les sites de 16 trombes. Une attention particulière a été portée sur l'identification exacte du phénomène afin d'éviter des confusions avec d'autres vents dévastateurs, en particulier avec les coups de vent de grain (Dessous et Blin, 1988).

Pour chaque événement listé en appendice A, on a estimé l'intensité de la trombe d'après les spécifications de l'échelle de Fujita : une comparaison attentive des descriptions des dommages propres à chaque événement a été faite avec les descriptions rapportées dans le tableau 1.3 et avec les photographies de la figure 1.3 de Fujita (1978). Cependant, il existe une incertitude dans cette estimation faite en France sur des spécifications de dommages aux États-Unis ; en effet, les méthodes de construction, et en conséquence la résistance au vent des bâtiments, sont différentes dans les deux pays. De plus, les méthodes de construction ont évolué de façon significative au cours des trois siècles d'observation.

Doswell et Burgess (1988) ont indiqué que l'échelle de Fujita est davantage une échelle de dommage qu'une échelle d'intensité. Pour éviter ce qu'ils nomment le dilemme de l'échelle de Fujita, ils proposent plusieurs solutions, la plus pratique consistant à identifier la façon dont on attribue une classe à une trombe. Ceci a été fait dans l'appendice A par une lettre-code dans la colonne « Échelle F ».

La longueur de la trajectoire donnée dans le tableau est la distance sur laquelle la trombe est restée en contact continu avec le sol, à l'exception éventuelle de quelques courts rebonds. La largeur de la zone touchée est souvent variable le long de la trajectoire, en général plus faible au début et à la fin, et elle est probablement influencée par la topographie ou la rugosité du sol (Dessens, 1972). C'est la plus grande largeur observée le long de la trajectoire qui est reportée dans le tableau.

Afin de définir au mieux le type de temps associé à une trombe, on a noté dans l'appendice A (à l'aide d'un code numérique dans la colonne « type de temps ») l'occurrence (ou la non-occurrence) de tonnerre, ainsi que l'occurrence de grêle. Bien que ces observations soient discutables (par exemple, l'observateur peut ne pas avoir entendu de tonnerre à cause du bruit du vent), elles fournissent quelques informations sur les situations génératrices de trombes.

La topographie et la nature de la surface du sol de la zone où se produit la trombe sont des caractéristiques environnantes importantes. En France, elles peuvent changer fortement d'une région à l'autre, souvent même sur de faibles distances. Une indication sur ces caractéristiques est reportée dans la colonne « type de paysage » à l'aide d'une lettre de code. Un « pays plat » se rapporte à un terrain sans ondulation importante. Ce type de terrain est semblable à celui rencontré dans le nord de illinons ou le nord de l'Indiana. Par opposition, une région « vallonnée » comporte des ondulations marquées, les comptes-rendus indiquant par exemple que la trombe « gravit une colline », ou « descend dans une vallée » ; un terrain de ce type s'apparente à celui rencontré à l'ouest de la Pennsylvanie. Pour les deux trombes n26 et 68, le terrain était montagneux, similaire à celui des Montagnes Rocheuses. 

Tableau 1. Références bibliographiques sur les 11 trombes F4 et les deux trombes présumées F5.

* Trombe présumée F5.

Comme le montre la figure 3, les trombes en France sont concentrées dans le nord-ouest du pays, suivant un axe La Rochelle-Paris-Bruxelles. On observe un second maximum de concentration vers le sud, dans la vallée de l'Aude et sur le littoral méditerranéen [ par opposition, le maximum de fréquence d'orages en France se situe dans le sud-ouest et dans le centre-est du pays (Météorologie Nationale, 1969) ]. Bien que cette distribution comporte un biais lié à la population (8 événements rapportés en région parisienne). de nombreux cas sont observés dans des zones à densité de population comprise entre 10 à 50 habitants par km ou moins (comparer les figures 3 et 6). Le classement des 107 cas par période ne suggère pas de changement en concentration dans le nord-ouest. La concentration dans le sud, déjà visible dans la première période, a augmenté dans la deuxième période, probablement à cause de l'augmentation récente des activités de cette région.

La concentration des trombes dans le nord-ouest reflète la climatologie synoptique de cette région côtière. de nombreux cas s'étant produits dans des situations où une zone frontale à faible vitesse de déplacement avance de l'ouest pour interagir avec une couche de surface conditionnellement instable s'écoulant vers le nord à travers la France. Quelques détails de cette interaction seront fournis au paragraphe 5.

La concentration dans le sud se situe dans la vallée de l'Aude, le long d'une ligne allant de Carcassonne à Narbonne. La vallée de l'Aude sépare les Pyrénées-Orientales (Corbières) du Massif Central (Montagne Noire). Cette disposition topographique augmente la convergence de l'air qui s'écoule entre l'Atlantique et la Méditerranée : dans cette région, il peut se produire de la vorticité par interaction du vent avec le relief. Les trombes observées dans le Jura (26. 43, 68 et 93) et dans le Massif Central (33. 47 et 94) peuvent également avoir été engendrées par des effets géographiques locaux.

c. Trombes en série

A trois reprises, un même mésocyclone a produit deux trombes (situation similaire à celle décrite par Burgess et al., 1982) : 1" août 1963, trombes 54 et 55, distantes de 143 min (80 km) ; 24 juin 1967, trombes 64 et 66, distantes de 80 min (83 km) ; et 20 septembre 1973, trombes 80 et 81, distantes de 120 min (90 km). Dans quelques autres cas, le mésocyclone générateur d'une trombe en France s'est déplacé vers un pays voisin et y a engendré une ou plusieurs trombes supplémentaires : le mésocyclone de la trombe 67 s'est déplacé vers la Belgique et les Pays-Bas, produisant des trombes à Oostmalle, Chaam et Trecht (Wessels, 1968) ; celui de la trombe 69 a continué en Allemagne avec une trombe à Pforzheim (Nestlé, 1969) ; et celui de la trombe 96 a continué en Belgique, avec une trombe à Léglise (Caniaux, 1984).

d. Variations dans le temps

L'appendice B met en évidence une différence marquée entre le nombre de cas de la première période (49 trombes en 280 ans) et celui de la deuxième période (58 en 29 ans). Il n'y a pourtant pas de raison de supposer que le nombre annuel de trombes en France a changé significativement sur les 309 années de la période étudiée. On peut plutôt attribuer cette différence à une meilleure collecte des informations dans la deuxième période. Pour cette raison, on ne considérera que les données de la période moderne pour les calculs de la probabilité du risque et de la période de retour présentés au paragraphe 4e.

e. Dimension des trajectoires et probabilité du risque

Le tableau 3 présente les valeurs moyennes de la longueur L de la trajectoire, de sa plus grande largeur W, et de sa superficie A (= LW) pour les trombes de différentes intensités. On y indique également le nombre d'événements pour lesquels ces données sont disponibles. La superficie de la trajectoire a été calculée avec les 78 cas pour lesquels L et W sont disponibles simultanément. Afin de comparer ces données statistiques à celles des États-Unis, on a utilisé le schéma de classification FPP proposé par Fujita et Pearson (1973), et pointé la longueur moyenne en fonction de la plus grande largeur, le résultat est présenté sur la figure 9. Sur cette figure, on présente également les gammes de longueur et de plus grande largeur des trajectoires observées aux États-Unis pour les classes d'intensité F2, F3 et F4 (d'après le tableau 1 de Fujita et Pearson, 1973).

Tableau 3. Valeurs moyennes de la longueur L de la trajectoire, de sa largeur maximale W et de sa superficie A selon l'échelle F (nombre de cas indiqué entre parenthèses).

Figure 9. Diagramme de la longueur moyenne L de la trajectoire en fonction de sa largeur maximale moyenne W selon l'intensité. Les trois croix entourées d'un cercle représentent les paires de L et W du tableau 3. Les zones délimitées par des carrés représentent les plages des valeurs de ces paramètres pour les trombes américaines (d'après le tableau l de Fujita et Pearson, 1973).

Il apparaît sur la figure 9 que les trombes françaises ont une trajectoire moyenne plus courte que les trombes américaines de même intensité. La différence augmente avec l'intensité de la trombe. On pourrait expliquer le décalage observé par une surestimation systématique des intensités des trombes françaises dans l'échelle F. Cependant, une révision de nos procédures d'estimation rend cette hypothèse peu probable. Une explication différente qui conviendrait plus particulièrement aux trombes violentes pourrait être une surestimation de la longueur moyenne des trajectoires de ces trombes aux États-Unis ; il s'avère en effet comme probable que certaines trombes à « très longue trajectoire » sont en réalité des trombes différentes produites en série par le même mésocyclone (Doswell et Burgess, 1988). La densité de population de la majeure partie du territoire français, même dans la première période, permet une bonne estimation des longueurs de trajectoire. On peut également noter qu'on n'a pas observé en France de trombes à longue trajectoire, alors que plusieurs cas de trombes en série ont été répertoriés.

Lorsqu'on compare les largeurs de trajectoire, on trouve que les valeurs moyennes des trombes françaises F2 et F3 sont à la limite supérieure des valeurs des trombes américaines de même classe. Ceci s'explique par le fait qu'on a considéré la plus grande largeur de la trajectoire et non pas la largeur moyenne de chaque événement. A l'opposé, la plus grande largeur des 11 trombes F4 et F5 se trouve à la limite inférieure des largeurs des trombes américaines comparables.

Par suite de la compensation des différences entre longueurs et largeurs maximales des trajectoires, les superficies affectées par les trombes françaises F2 et F3 et par les trombes américaines correspondantes ne sont pas notablement différentes. Mais pour les trombes F4 et F5, les superficies atteintes sont plus faibles en France qu'aux États-Unis par suite de la plus petite longueur des trajectoires. Nous n'avons pas d'explication à cette différence de caractéristiques comparées entre trombes F2 et F3 d'une part. et trombes F4 et F5 d'autre part. mais il est possible qu'elle résulte à la fois du faible échantillon disponible et de l'absence de trombes à longue trajectoire en France.

La superficie moyenne atteinte par une trombe (4 km) permet d'estimer la probabilité de risque en France. Pour la deuxième période, un a enregistré 58 trombes d'intensité F2 ou plus (2 par an). En conséquence, sur un plan national, la superficie moyenne exposée aux trombes importantes est d'environ 8 km2 par an. A partir du rapport de cette superficie par celle de la France, la probabilité pour qu'un point donné soit touché par une trombe importante s'établit à 1,5 x 10'' par an, et la période de retour est d'environ 70 000 ans. Cette probabilité est à peu près égale à 7% de la probabilité correspondante dans les Grandes Plaines des États-Unis (Abbey. 1976). Il convient de remarquer que celle estimation se rapporte à l'ensemble du pays : si l'on considère la répartition géographique présentée sur les figures 3 et 4, on peut observer que le niveau de risque est fortement plus élevé dans certaines régions de France.

Les conséquences des grandes trombes en France pendant la deuxième période peuvent être appréciées en notant que 20 personnes ont été tuées (0,7 par an) et 327 ont été blessées (11.3 par an). Environ 360 maisons et 320 caravanes (remorques à 2 roues utilisées pour le camping) ont été détruites,'et plus de 1000 maisons ont subi des dommages importants (essentiellement des toitures enlevées).

f. Types de paysage

Le tableau 4 présente les caractéristiques moyennes des trombes selon les conditions géographiques locales. Ces caractéristiques montrent que si les trombes terrestres en provenance de la mer sont peu nombreuses, elles ont tendance a être plus violentes tout en ayant une trajectoire courte. Cette observation suggère qu'il y a rupture du vortex à son passage dans les terres, peut-être dû à un changement de rugosité du sol.

Tableau 4. Valeurs moyennes de l'échelle F. de le longueur L de la trajectoire et de sa largeur maximale W selon le type de paysage (nombre de cas indiqué entre parenthèses).

Les données de ce même tableau suggèrent également que les trombes en régions vallonnées sont presque aussi nombreuses que les trombes en pays plat, et qu'elles ont tendance à être plus violentes. Les augmentations simultanées de la longueur moyenne des trajectoires et de leur plus grande largeur sont logiques, puisque ces paramètres sont l'un et l'autre en relation directe avec l'échelle F (Fujita, 1978).

Les données statistiques du tableau 4 montrent que les trombes en régions boisées sont un peu plus violentes que les autres trombes. De plus, la longueur moyenne de leur trajectoire est plus de deux fois supérieure à celle des autres trombes, et la plus grande largeur est environ quatre fois supérieure. Pour les trombes survenant en pays boisé, les dommages bien visibles aux arbres peuvent conduire à une surestimation de l'intensité, mais permettent une estimation exacte des dimensions de la trajectoire. A l'opposé, la largeur de la trajectoire d'une bande se déplaçant au-dessus d'une région plate et dégagée risque d'être sous-estimée par suite de l'absence de trace laissée au sol.

On peut noter que le fait de trouver des trajectoires plus larges pour les trombes évoluant en régions boisées, donc au-dessus de surfaces rugueuses, est conforme aux simulations en laboratoire (Dessens, 1972 ;Wilkinsf7f ai., 1975) et aux modèles numériques (Harlow et Stein, 1974 : Bode et ai., 1975). Ces simulations et modèles ont montré qu'on doit s'attendre à une augmentation du diamètre d'une trombe lorsque la rugosité du sol augmente. Baker et al. (1982) ont également montré qu'une trombe devient plus dévastatrice peu de temps après son passage sur un îlot boisé. Le fait que les trombes aient une trajectoire plus longue lorsqu'elles évoluent en région forestière est probablement une conséquence de l'augmentation de leur diamètre, une large trombe étant plus stable qu'une petite trombe.

On-note diverses observations rapportant un effet de la rugosité de surface sur la morphologie de la trombe. Les trombes 26 et 80 ont été l'une et l'autre observées au moment de leur passage d'une forêt à une zone dégagée. Dans les deux cas, le vortex s'est réorganisé, et on a observé le développement de vortex secondaires. Des vortex secondaires ont été observés dans les trombes 3, 4, 21, 24 et 52 (voir par exemple la figure 10 ; voir également la planche 8.18 dans Ludlam, 1980) au moment de leur passage sur des sols de rugosité variable, mais on n'a pas noté la relation entre la morphologie de la trombe et la nature du sol. On peut rapprocher ces observations de celles de Blechman (1975) selon lesquelles les transitions de vortex multiple à vortex simple sont bien corrélées avec les augmentations brutales de la rugosité de surface.

g. Type de temps Le tableau 5 présente les caractéristiques moyennes des trombes selon le type de temps qui leur est associé. Le rôle primordial de la convection dans la formation des trombes est suggéré par le maximum de fréquence en été et l'après-midi (fig. 7). il est confirmé par l'association des trombes aux orages et à la grêle.

Tableau 5. Valeurs moyennes de l'échelle F, de la longueur L de la trajectoire et de sa largeur maximale W selon le type de temps (nombre de cas indiqué entre parenthèses).

Type de paysage              Échelle F              L (km)              W (m)   

II est également intéressant de noter que les 13 trombes pour lesquelles les observateurs ont précisé qu'il n'y a pas eu de tonnerre ont été notablement moins violentes que les 26 trombes avec tonnerre, et la longueur ainsi que la plus grande largeur de leur trajectoire ont été plus faibles. Bien qu^il puisse y avoir des erreurs d'observation, nous pensons que la plupart des cas avec tonnerre se sont produits à proximité ou au-dessous de l'orage, et que les cas sans tonnerre sont relatifs à des trombes formées au-dessous d'une ligne de nuage située à distance du foyer orageux principal. Quelques-uns de ces cas sont semblables aux « landspouts » ou « gustnadoes » récemment observés aux États-Unis (cf. Bluestein, 1985 : Brady et Szoke. 1988). II est également probable que quelques autres de ces cas sont de même nature que les vortex observés dans les mésocyclones de petites dimensions, mais intenses, qu'on rencontre sur les côtes de la Manche (Forbes, 1985).

Bien qu'en France la répartition géographique des trombes soit différente de celle des chutes de grêle, on a observé à diverses reprises une forte grêle avec la trombe. Par exemple, il y a 14 cas (13% du total) associées a des chutes de grêlons de taille supérieure à 30 mm : trombes 7. 14; 24. 26. 43. 44. 45, 46, 58 (>100 mm). 65 (100 mm), 68, 84. 90 et 106 (100 mm).

h. Sens de déplacement et de rotation

Le sens de déplacement d'une trombe ainsi que son sens de rotation sont déterminés par l'environnement météorologique. Sur les 89 trombes pour lesquelles le sens de déplacement a été noté. 46 se sont déplacées vers le nord-est, et 79 dans une direction comprise entre le nord et l'est. Les vitesses de déplacement sont connues pour 14 trombes elles s'échelonnent entre 3 et 19 m/s, avec une moyenne de 10.6 m/s (valeur médiane : 11.2 m/s).

On a noté un sens de rotation cyclonique dans 13 cas (trombes 17. 26. 31. 33. 34. 35, 39, 52. 56. 65. 96, 98 et 106). et anticyclonique dans 4 cas (trombes 28, 43. 66 et 83). Ces chiffres ne représentent sans doute pas les pourcentages réels de chaque sens de rotation, mais ils se rapportent simplement à un nombre de cas particuliers.

5. Conditions météorologiques

Les données utilisées pour l'examen des conditions synoptiques qui conduisent à des orages à trombe en France sont extraites du Bulletin Européen Météorologique (publié depuis 1976) et du Bulletin Quotidien d'Études, ce dernier bulletin fournissant des données au sol détaillées pour la France. On va également inclure ici les résumés de deux situations qui ont été étudiées en détail par les services météorologiques français.

Carlson et Ludlam (1967) ont décrit les situations synoptiques qui engendrent les orages violents sur le Royaume Uni et l'Europe de l'ouest, et ils les ont comparées aux situations à orages violents aux États-Unis. Ludlam (1980 ; voir en particulier pp. 244-246, 288-289 et 297-298) a résumé et développé cette discussion.

a. Conditions synoptiques générales

Comme l'on déjà fait Maddox et ai (1980b) aux États-Unis, on a classé, à partir des champs au niveau 500 hPa, les situations synoptiques de 22 journées de la période 1978-1988 au cours desquelles se sont produites au total 24 trombes. Sur les 22 journées, 12 peuvent être immédiatement reconnues comme se reportant exactement à une situation type d'été (5 journées, 5 trombes) ou d'hiver (7 journées, 8 trombes). Sept autres journées (8 trombes) peuvent être assimilées assez facilement à l'une de ces situations (5 pour l'hiver, avec 5 trombes, et 2 pour l'été, avec 3 trombes). Enfin, les situations synoptiques des 3 dernières journées (trombes 89, mai ; 90, février ; 93, juin) diffèrent radicalement de ces deux types de situation, et elles ne peuvent donc pas être assimilées à un écoulement type au niveau 500 hPa.

Pour les situations typiques de l'été (approximativement de juin à août), le champ au niveau 500 hPa présente une profonde dépression soit sur le Golfe de Gascogne, soit plus loin sur l'Atlantique, et des hautes pressions sur le Sahara. Entre les deux zones, on observe en conséquence un écoulement de sud-ouest de l'ordre de 20 m/s au-dessus de la France. Ce type d'écoulement est schématisé sur la figure 11a. Le champ de pression au sol présente un léger creux au-dessus de la France (appelé parfois marais barométrique). Un système frontal faible à déplacement lent est parfois observé immédiatement à l'ouest de la région de la trombe. Les vents au sol sont en général faibles. Ce champ en surface est présenté schématiquement sur la figure 11b. Les trombes 91, 94, 100, 102 et 106 font partie de ce groupe.

Pour les situations typiques de l'hiver (approximativement d'octobre à mars), le champ au niveau 500 hPa présente un écoulement d'ouest rapide (avec des vitesses de vent de 20 à 40 m/s) au-dessus de la France. Comme le montre schématiquement la figure 12, cet écoulement est associé à un creux profond avec dépression principale au nord-ouest des îles Britanniques. En surface, on observe une forte dépression dans la même zone, avec un front froid bien marqué à l'ouest de la région de la trombe. Les vents d'ouest sont forts jusqu'au sol, de sorte qu'il n'y pas de cisaillement appréciable de la direction du vent dans la basse troposphère. Ce champ en surface est illustré schématiquement sur la figure 12b. Les trombes 84 à 86 (3 trombes sur 2 journées consécutives), 88, 98, 99, 103 et 104 font partie de ce groupe « d'hiver ».

Pour les 7 cas intermédiaires, on observe un centre dépressionnaire à l'ouest de la France, entre les positions d'hiver et d'été. Dans ce groupe, les situations relatives aux trombes 95 et 96 (même jour ; voir chapitre 5.b.2) et 97 (toutes en septembre) s'apparentent plutôt à la situation type de l'été. Les situations relatives aux trombes 87 (février), 92 (mars), 101 (avril), 105 (mars), et 107 (février) s'apparentent davantage à la situation type de l'hiver.

Les trajectoires des masses d'air sur des surfaces à température potentielle constante (surfaces isentropiques) ont été établies par la Météorologie Nationale à l'aide des données du Centre Européen de Reading pour deux situations d'été (trombe 100,18 juillet 1983; et 106, 17 août 1986) et pour une situation apparentée (trombes 95 et 96, 20 septembre 1982) ; voir Albergel (1988) pour les détails de la méthode de calcul. Ces trajectoires montrent que l'écoulement à moyen niveau est très lent, qu'il pénètre par le sud de la France, et qu'il s'agit d'air d'origine méditerranéenne. Les trajectoires au niveau supérieur révèlent un écoulement beaucoup plus rapide en provenance .de l'Atlantique arrivant par le sud-ouest de la péninsule Ibérique et atteignant le nord-est de la France.

b Exemples de situations

1) 24/25 JUIN 1967 (TROMBES 64 à 67, ET TROMBES EN BELGIQUE ET AUX PAYS-BAS)

Cette situation à trombe est la plus violente de la période moderne en Europe de l'Ouest. En plus des quatre trombes importantes observées en France (avec 8 personnes tuées et 80 blessées), trois trombes ont touché la Belgique et les Pays-Bas, tuant 5 personnes (Wessels, 1968).

Le 24 juin 1967, une couche d'air en surface conditionnellement instable s'étend sur le Golfe de Gascogne, le sud des îles Britanniques, et la France. La situation synoptique générale en surface à 18h TU sur la côte ouest de l'Europe est présentée sur la figure 13 (carte extraite du Bulletin Quotidien d'Études, 24 juin 1967). A ce moment, le centre dépressionnaire principal est centré sur l'Irlande, à 50°N ,13°0. Une zone frontale à déplacement lent se situe approximativement sur le méridien 6°0 ; la présence d'une ondulation sur ce front au sud-ouest de l'Angleterre est suggérée par l'analyste (il s'agit de la dépression secondaire notée II sur la figure 14). L'écoulement au niveau supérieur et le champ en surface permettent de classer ce cas dans le modèle « d'été » discuté au chapitre 5a.

Dans son étude détaillée. Bordes (1968) a trouvé que les orages à trombe de cette situation se sont produits au passage de deux petites dépressions secondaires à travers la France. L'arrivée de ces dépressions sur le nord-est à l'avant d'une zone frontale est illustrée par la carte à 700 hPa présentée sur la figure 14, où les creux apparaissent comme des dépressions à moyenne échelle. Chacune de ces deux petites dépressions est associée à une convergence renforcée dans la couche de surface, et à une poussée d'air froid océanique à moyen niveau. La première de ces dépressions secondaires, notée 1 sur la figure 14 se forme dans le golfe de Gascogne dans la soirée du 23 juin, puis se déplace rapidement le 24 vers le nord à travers la France et jusqu'en Belgique. Les orages violents générateurs des trombes 64, 65 et 66 se développent dans cette dépression, en se déplaçant à peu près à sa vitesse. La figure 15 présente une analyse en surface détaillée pour le nord de la France et la Belgique à 20h TU, heure à laquelle la trombe 66 touche le sol.

La coupe temporelle de la température potentielle du thermomètre mouillé présentée sur la figure 16 met en évidence le passage des dépressions secondaires au-dessus de Trappes (près de Paris). Avec le fort contraste de température potentielle entre l'air près du sol et l'air à moyen niveau, contraste encore amplifié l'après-midi par l'insolation, la déstabilisation de la couche en surface conduit à une convection profonde au nord et à l'est des dépressions. Une telle séquence d'événements n'est pas unique, ainsi que le suggère la forte similitude entre la situation représentée sur la figure 14 et celle du 4 mai 1961 (trombes 51 et 52) décrite par Delpech (1962a, b). 2) 20 SEPTEMBRE 1982 (TROMBES 95 et 96, ET TROMBE EN BELGIQUE) Trois trombes violentes et de fortes chutes de grêle ont ravagé les Ardennes françaises et belges dans l'après-midi du 20 septembre 1982. Le sinistre le plus important s'est produit à Léglise, Belgique, avec la moitié du village détruite et 5 personnes blessées. Il est dû à une deuxième trombe produite par le système orageux déjà à l'origine de la trombe 96.

Figure 15. Analyse détaillée en surface le 24 juin 1967 à 20h TU pour le nord de la France et la Belgique ' D'après la figure 10 de Bordes (196S) ].

Figure 16. Évolution temporelle de la température pseudo-adiabatique potentielle du thermomètre mouillé à la verticale de Trappes. France (25 km à l'ouest-sud-ouest du centre de Paris) montrant le passage des trois dépressions secondaires. Les régions d'advection d'air froid (essentiellement d'air maritime à moyen niveau) sont représentées par un signe moins (-), et celles d'advection d'air à température positive (essentiellement d'air conditionnellement instable en surface) par un signe plus (+). Sur celte figure, le temps avance de la droite vers la gauche [d'après la figure 16 de Bordes (196S) ].

La situation synoptique générale relative à cet épisode présente une dépression en surface d'intensité modérée à l'ouest de la Norvège, avec un système frontal se déplaçant vers le sud. L'extrémité sud de ce front aborde la France par la Bretagne dans la soirée du 19 septembre. Dans les premières heures du 20 septembre, une ondulation faible se forme sur ce front au large du sud-ouest de la France, et avance rapidement vers le nord-est pendant que le front se déplace lentement vers l'est. Le déplacement de cette ondulation au-dessus de la France est illustré par les cartes au niveau 700 hPa présentées sur la figure 17. Comme on l'a déjà indiqué, nous classons cette journée dans la situation transitoire entre les modèles d'été et d'hiver.

L'analyse détaillée de Caniaux (1984) montre que les orages générateurs des trombes du 20 septembre se sont développés à partir d'une couche en surface conditionnellement instable qui recouvre toute la France depuis plusieurs jours. De nombreux orages se sont déjà produits dans les après-midi et les soirées des trois jours précédents. Le 20 septembre, la convection se développe sur tout le secteur chaud à l'avant de l'ondulation frontale et elle est particulièrement violente au nord de la France par suite d'une forte convergence près du sol et d'une divergence vers les niveaux 200-300 hPa.

Dans les Ardennes françaises, les premiers orages ont lieu en milieu de matinée et les seconds, plus violents, en fin d'après-midi alors que la dépression atteint cette région. L'ascendance sur les Ardennes constitue un élément favorable au déclenchement des orages. Un réchauffement par le soleil de la couche en surface pendant une brève période de ciel clair entre les deux groupes d'orages intensifie la convection. Ce réchauffement provoque également une humidification des basses couches de l'atmosphère par évaporation de l'humidité au sol apportée par les précipitations du premier groupe d'orages. Caniaux (1984) a trouvé que par suite de ces effets locaux, le champ de la température potentielle du thermomètre mouillé à Trappes à 12h TU le 20 septembre présentait une différence de 4°C entre le sol (1010 hPa) et le niveau 820 hPa (de nombreuses caractéristiques de ce cas ressemblent à celles décrites par Maddox et al. 1980a, dans un modèle conceptuel de champs en surface propices à la formation d'orages violents à lavant des zones frontales).

c. Conditions météorologique favorables

A partir d'études de cas et d'analyses telles que celles décrites ci-dessus, on peut suggérer que les trombes françaises les plus caractéristiques se produisent dans une situation marquée par l'invasion dans les basses couches d'air méditerranéen, et par une circulation à moyen niveau amenant de l'air froid atlantique. Un facteur important est constitué par les propriétés thermodynamiques de la couche de surface dues au réchauffement et à l'humidification de l'air pendant sa traversée de la France. Ainsi que l'indique Ludlam (1980 ; p. 245), la Méditerranée est entourée de terres au-dessus desquelles la couche adiabatique atteint une température potentielle plus élevée, de sorte qu'en général il n'y a pas convection ordinaire sur la mer, qui agit comme un puits de chaleur plutôt que comme une source. Ainsi, l'air qui arrive de la Méditerranée sur la France n'a pas normalement un degré élevé d'instabilité conditionnelle. L'instabilité se développe plutôt dans une région située au nord des Pyrénées, lorsque l'air s'écoule lentement de la Méditerranée vers cette région. Carison et Ludlam (1967) suggèrent que le sud-ouest de la France, et notamment la région au sud de Bordeaux, est particulièrement bien situé pour le développement d'une forte instabilité conditionnelle de l'air. Dans cette région du sud de la France, la convection est limitée à la couche de surface par de l'air à moyen niveau possédant une température potentielle élevée. Cette couche de blocage a son origine au sud des Pyrénées, sur la plateau espagnol (une situation analogue se rencontre au Texas, où la convection est bloquée en surface par une couche d'air chaud et sec en provenance des régions centrales élevées du Mexique). La couche inférieure est chauffée et humidifiée par l'ensoleillement du sol humide de cette région.

Lorsqu'une forte perturbation arrive par l'ouest (hiver), ou qu'une dépression se forme dans le golfe de Gascogne (été), cet air de la couche inférieure est transporté vers le nord, éventuellement en dehors de la zone de blocage. Les analyses de Carison et Ludlam (1967) indiquent que cet écoulement en surface n'est pas continu, mais se produit par bulles successives ou poussées d'air chaud et instable.

Le transport de ces bulles vers le nord provoque des conditions localement favorables au développement d'orages violents dans le centre et le nord de la France, mais ne suffit pas forcément au déclenchement de trombes. Les études de cas suggèrent que l'instabilité des couches inférieures doit être amplifiée par des effets locaux, et qu'il doit y avoir un cisaillement suffisant du vent pour que la convection s'organise. Des interactions entre la couche de surface et une masse d'air maritime en provenance de l'Atlantique peuvent fournir les conditions nécessaires au déclenchement des trombes.

Pour chaque type saisonnier d'écoulement synoptique identifié ci-dessus, deux situations à trombes peuvent se produire. La première (et la plus dangereuse, bien que semble-t-il la moins commune) survient lorsque la couche instable de surface se déplace vers le nord ou le nord-est du pays dans le même temps qu'une profonde dépression située sur les îles britanniques et se déplaçant rapidement vers l'est provoque un écoulement d'air maritime froid sur la Manche et le golfe de Gascogne. Une zone frontale barocline très marquée orientée nord-sud sépare les deux masses d'air. Une dépression secondaire se creuse sur la trace du front au sol, ou immédiatement à l'avant ; le développement de cette dépression se produit généralement sur le golfe de Gascogne. La dépression se renforce rapidement et file vers le nord le long ou parallèlement au front en se transformant en occlusion. Selon la vitesse de déplacement vers l'est de la limite frontale, la trajectoire de la dépression secondaire peut soit rester au-dessus de la Manche (comme dans le cas décrit par Forbes, 1985), soit pénétrer en France par la Bretagne et aller vers le centre de la Belgique. Cette dépression à méso-échelle conduit à un développement local du gradient thermique, et génère de la convergence dans la couche de surface : le cisaillement de vent lié au front produit la vorticité favorable à l'organisation de la convection (on peut également* supposer que des processus baroclines locaux permettent la génération de vorticité dans les orages se formant le long d'un tel système frontal). L'expérience suggère que, si la couche de surface contient de l'humidité en quantité suffisante, et si la divergence troposphérique supérieure est forte, les orages s'organisent en un système qui se déplace avec la perturbation secondaire. Ces orages peuvent produire des trombes F2 ou F3. Si la divergence au niveau supérieur est faible, il ne se produit que des nuages précipitants peu épais. Des vortex peuvent se concentrer sous certains de ces nuages, mais ils ne dépassent pas en intensité les classes FO à F2 (comme dans le cas décrit par Forbes).

La seconde situation à trombe (qui est la plus courante) se rattache à des orages qui se forment nettement à l'avant du front froid, souvent juste à l'arrière d'un front chaud qui avance vers le nord et vers l'est. Dans ce cas, le front froid ralentit ou s'arrête en abordant l'ouest de la France. Les orages s'organisent généralement en lignes parallèles au front chaud. 11 semblerait qu'une perturbation à niveau moyen ou supérieur se couple à des effets locaux au sol pour produire de violents orages. Comme Ludlam (1980) l'a bien mis en évidence, les effets locaux contribuent à produire le degré voulu d'instabilité ; l'existence d'une bande d'averses suivie d'une période de ciel clair avant les orages à trombe du 20 septembre 1982 en est une bonne illustration.

Divers aspects de ces situations sont semblables à ceux décrits par Maddox et cil. (1980a) pour le centre des États-Unis. Dans cette région, la convection éclate dans une masse d'air située à l'avant d'un front lent ou immobile apparu le long de discontinuités thermiques internes, tel qu'il en existe entre une région de ciel clair, et donc chauffée par le soleil, et une région voisine nuageuse et relativement froide. L'analyse des situations survenues aux États-Unis suggère que la formation de telles discontinuités internes conduit fréquemment à une circulation thermique directe. A son tour, cette circulation provoque une convergence qui déclenche la convection profonde le long de la limite entre les régions dégagées et nuageuses. De telles situations aboutissent à des trombes violentes, en général de courte trajectoire, avec peu de trombes pour chaque situation, bien à la manière des trombes qui se produisent dans le nord-ouest de la France.

Les différences dans la modification de la couche de surface en provenance du sud rendent compte pour l'essentiel des variations saisonnières reflétées par la répartition géographique de la figure 8. Les régions côtières de l'ouest et du nord-ouest bénéficient d'un climat plus doux et plus humide que la plupart des régions de l'intérieur. Les températures diurnes au sol à l'intérieur du pays sont typiquement plus élevées en été, et plus basses en hiver, que celles des régions côtières de l'ouest et du nord-ouest. En été, les conditions à l'intérieur du pays favorisent le réchauffement par le bas de la couche de surface qui s'écoule vers le nord, et donc sa déstabilisation. Ceci ne se produit pas aussi bien dans les régions côtières parce que le contraste entre les températures du sol et de l'air est moins fort. En hiver, la modification initiale de la couche de surface au nord des Pyrénées se fait plus lentement. Pendant le transfert de cette couche vers le nord, l'air peut être plus chaud que le sol dans l'intérieur du pays, de sorte qu'il est refroidi par le bas et stabilisé. Dans les régions côtières, les températures au sol peuvent excéder celles de l'air d'advection, ce qui amplifie l'instabilité.

6. Conclusions

La présente étude résume les données disponibles sur 107 trombes françaises des classes F2 à F5 de l'échelle de Fujita. L'étude montre que la France connaît à peu près deux de ces « grandes » trombes par an, chacune affectant en moyenne une superficie d'environ 4 km3. En un lieu donné, la probabilité de risque d'une trombe est de l'ordre de 1,5 x 10' par an. Cependant, le risque est bien supérieur dans certaines régions du pays, principalement au nord-ouest d'une ligne allant du golfe de Gascogne au centre de la Belgique, et sur une étroite ceinture de la côte méditerranéenne. Les régions montagneuses sont en général à l'abri des trombes, sauf une vallée du Jura.

Bien qu'il puisse y avoir quelques différences dans la détermination de la classe d'intensité entre les trombes-françaises et américaines, il semble que la plupart des trombes françaises de chacune des classes F2 et F3 laissent une trace au sol plus large mais plus courte que les trombes américaines de même catégorie. Quant aux trombes françaises de la catégorie F4, il se pourrait que leurs traces au sol soient à la fois plus étroites et plus courtes que celles des trombes américaines correspondantes, mais l'échantillon est réduit.

Il apparaît que les caractéristiques des trombes sont davantage influencées par la couverture du sol que par le relief : les trombes en terrain plat et en régions vallonnées présentent des caractéristiques assez semblables (échelle d'intensité, longueur et largeur maximale) alors que les trombes au-dessus des forêts ont une largeur maximale environ quatre fois supérieure aux autres. Plusieurs comptes-rendus font état de la formation de vortex secondaires lorsqu'une trombe venant d'une région à forte rugosité (forêt) arrive au-dessus d'un sol dégagé.

L'analyse des champs de pression au sol et en altitude de 21 situations à trombe dans la période 1978-1988 montre qu'il existe un type de temps caractéristique favorable à la formation de trombes en été, et un autre en hiver. Les rétrotrajectoires isentropiques de masses d'air calculées pour trois de ces situations, et l'examen de notes techniques de la Météorologie Nationale portant sur quelques événements spécifiques, suggèrent qu'une caractéristique commune aux situations à trombe est l'interaction d'une couche d'air instable en surface s'écoulant vers le nord avec de l'air maritime en provenance de l'Atlantique et s'écoulant vers l'est.

APPENDICE A (Suite)

APPENDICE A (Suite)