Début décembre 2021, une tempête atlantique nommée Barra menace l'Europe de
l'ouest. La dépression initialement formée au large des côtes américaines,
profitant de conditions favorables à son amplification, se creuse de 55 hPa
en 24 heures et gagne rapidement les îles Britanniques. La perturbation
engendre à son passage des vents violents ainsi que des précipitations sous
forme de pluie ou de neige. Cet article retrace la chronologie des
événements entre le 6 décembre, date de début du développement barocline, et
le 8 décembre lorsque la dépression se comble.
Le contexte synoptique initial
Lundi 6 décembre 2021 à 06 h UTC, l'Europe centrale est sous l'influence d'un profond thalweg s'étirant jusqu'en Afrique du nord, associé à de l'air plutôt froid et des précipitations neigeuses. Un système frontal aborde la France par la Bretagne. L'air est glacial sur le Canada et une partie de l'Europe du nord, particulièrement en Laponie ; la température descend dans ces régions sous la barre des -20 °C voire -30 °C selon les observations. Le champ d'épaisseur de la couche 500-1000 hPa est représenté sur la carte ci-dessous (plages de couleurs), il donne une information sur le champ de température. En effet, l'épaisseur d'une couche d'air atmosphérique délimitée par deux niveaux de pression est proportionnelle à sa température moyenne. Les faibles épaisseurs sur la figure (en bleu/violet) sont donc associées à de l'air froid tandis que les fortes épaisseurs (en jaune/orange) sont associées à de l'air relativement chaud. L'analyse du champ de pression réduite au niveau de la mer montre la présence d'un anticyclone thermique de surface (1030 hPa) entre la Suède et le nord-ouest de la Russie, surmonté par des bas géopotentiels. Les hautes latitudes sont dominées plus à l'ouest par les basses pressions.
Au-dessus de l'Atlantique nord, qui constitue notre zone d'intérêt,
l'atmosphère est très barocline à l'est de Terre-Neuve, juste au nord de
l'anticyclone subtropical des Açores : on y observe un fort gradient
méridien d'épaisseur. Cela correspond à une variation horizontale de
température supérieure à 15 °C sur une distance de 1000 km. La zone
barocline constitue un réservoir de carburant disponible pour les
dépressions des moyennes latitudes, appelées aussi perturbations
baroclines.
Dans un environnement propice à la cyclogenèse, une onde barocline formée à
partir d'une anomalie chaude de surface circulant déjà dimanche au large des
côtes nord-américaines commence à se développer au milieu de l'océan lundi
matin, approximativement à la latitude de Paris (indiquée par la flèche
rouge sur l'analyse GFS précédente) : bientôt, cette dépression en phase
initiale de développement deviendra la tempête nommée Barra par le service
météorologique irlandais. Le thalweg d'altitude n'est pas encore prononcé
au-dessus de l'Atlantique à ce stade. Mais l'écoulement zonal est rapide à
500 hPa, en témoigne l'espacement entre les isohypses (isolignes en noir sur
la carte).
La baroclinie se traduit, via l'équilibre du vent thermique reliant le gradient horizontal de température au cisaillement vertical de vent à grande échelle, par la circulation d'un courant jet d'ouest soufflant particulièrement fort vers 300 hPa (~ 9 km d'altitude), comme le montre la figure suivante. Les vents atteignent plus de 135 kt soit 250 km/h au coeur du rapide de jet.
L'axe du thalweg à 300 hPa est mis en évidence par le trait brun sur la figure. A l'est, on note une faible divergence d'altitude (signe (+), carré bleu). A cet instant, le minimum dépressionnaire est encore situé du côté droit du jet, en aval du thalweg d'altitude.
La cyclogenèse: début de l'interaction barocline
La perturbation s'amplifie rapidement dès lundi, le tourbillon de basses couches interagissant avec une anomalie cyclonique d'altitude. Sur la prochaine figure, les contours en rose représentent le niveau de la surface 1,5 PVU, c'est à dire le niveau de la tropopause dynamique. On peut visualiser l'approche de l'anomalie de basse tropopause en amont du tourbillon de basses couches lundi après-midi. Lorsqu'une anomalie positive de vorticité potentielle à la tropopause se superpose à la zone barocline, elle interagit avec le courant-jet ; de la vitesse verticale est générée en aval (ascendance) et en amont (subsidence). Les anomalies de surface et d'altitude, légèrement déphasées, se renforcent mutuellement par interaction barocline. La croissance du tourbillon de basses couches est causée par l'étirement des tubes de vorticité sous l'effet de la convergence du vent et des mouvements verticaux. Et plus la vorticité atteint des valeurs élevées, plus elle augmente rapidement, si bien que le tourbillon peut temporairement croître avec le temps de façon quasi-exponentielle.
Lors du processus, la tropopause dynamique s'abaisse significativement. A
l'imagerie dans le canal vapeur d'eau, l'enfoncement de la tropopause qui
s'accompagne d'un transport d'air sec stratosphérique se manifeste par
l'apparition d'une région au ton sombre contrastant avec les tons plus
clairs autour. Une bande sombre (gris foncé) apparaît immédiatement au nord
du courant-jet. La foliation de tropopause et le maximum de vent à 300 hPa
associé au jet-stream sont bien visibles en coupe verticale à travers la
zone barocline lundi soir. Dans l'air froid du côté polaire, la tropopause
est évidemment plus basse (niveau de la surface 1,5 PVU proche de 500 hPa)
que dans l'air chaud du côté équatorial (niveau de la surface 1,5 PVU vers
250 hPa). La transition se produit au niveau d'un front d'altitude repéré
par le gradient horizontal de température potentielle équivalente, et
caractérisé par un fort cisaillement horizontal de vent. Ce front d'altitude
connecte avec une zone frontale en surface.
Une autre vue en coupe orientée OSO-ENE et traversant la dépression à 18 h UTC
fait apparaître :
- l'anomalie de vorticité potentielle, le tourbillon potentiel en basses couches présentant un maximum > 2 PVU (a) associé à une anomalie chaude bien mise en évidence par la déformation des isentropes vers le bas ou directement à partir du champ de température vraie (e) ;
-
une région de faible stabilité statique au-dessus de l'anomalie de surface
;
-
l'intrusion d'air sec jusqu'en moyenne troposphère (b), l'humidité relative
descendant autour de ~ 10 % vers 500 hPa et ~ 30 % vers 700 hPa ;
- un maximum d'ascendance entre 600 et 800 hPa (c), ayant pour effet d'accentuer le cyclonisme et de former des nuages au sein desquels la libération de chaleur latente apporte probablement une contribution à l'augmentation de la vorticité potentielle près de la surface ;
-
un maximum d'advection froide à l'arrière de la perturbation, et un maximum
d'advection chaude à l'avant (d) coïncidant à peu près avec le maximum
d'ascendance, en accord avec la théorie quasi-géostrophique.
La circulation dans le sens anti-horaire autour du minimum dépressionnaire
transporte de l'air chaud d'origine subtropicale vers le nord et de l'air
froid polaire vers le sud. Or ces advections quasi-géostrophiques tendent à
perturber les équilibres géostrophique et hydrostatique de l'atmosphère. Des
mouvements verticaux et horizontaux visent alors à restaurer ces grands
équilibres, et la perturbation se renforce. Par exemple, les ascendances en
aval servent à contrer le réchauffement dû au transfert méridien d'air chaud,
en transportant vers le haut des parcelles d'air caractérisées par une
température potentielle plus basse (la température potentielle augmente avec
l'altitude à l'échelle synoptique). Le refroidissement lié à la détente de
l'air au cours de son ascension est tempéré par la libération de chaleur
latente lors de la condensation, ce qui contribue à accentuer la vitesse
verticale. La figure ci-dessous montre la déformation de la zone barocline à
850 hPa au cours de la cyclogenèse en fin de journée de lundi, à 18 h UTC. Les
isohypses forment pratiquement un angle droit avec les isothermes, à l'ouest
du système (advection froide) et à l'est (advection chaude). La déformation du
champ de température conduit au développement des fronts atmosphériques.
La tempête au large de l'Irlande...
Mardi 7 décembre à 00 h UTC, on retrouve une région très sombre (ton noir) à l'imagerie dans le canal vapeur d'eau : c'est la signature de l'intrusion d'air sec stratosphérique accompagnant l'abaissement de la tropopause suite à l'interaction barocline (figure ci-dessous, image de gauche). L'onde s'est amplifiée, la structure du courant-jet évolue, on observe une cassure. Immédiatement en aval de l'anomalie de tourbillon potentiel en altitude, la divergence en sortie gauche de la branche de jet (vents > 60 m/s) continue de retirer de la masse atmosphérique et se conjugue à des ascendances en moyenne troposphère. En amont de l'anomalie de vorticité potentielle, il apparaît au contraire une petite zone de mouvement descendant combiné à de la convergence près de la tropopause.
La diffluence est marquée à 500 hPa. L'image infrarouge révèle une perturbation de plus en plus développée, dont la tête est devenue consistante, avec front chaud perpendiculaire au front froid. Un enroulement nuageux cyclonique commence à se développer. Une traîne s'organise à l'ouest, dans l'air froid faiblement instable.
En raison de l'augmentation du gradient de pression (les isobares ou les
isohypses se resserrent), la vitesse du vent près de la surface atteint dans
la nuit de lundi à mardi des valeurs importantes (> 30 m/s) au sud de la
dépression au large de l'Irlande, à l'arrière du front froid. Les vents les
plus forts se rencontrent dans le quadrant sud-ouest. Au nord du système, le
gradient de pression est bien moins prononcé.
La subsidence et le refroidissement par évaporation dans l'air sec des précipitations issues des nuages s'enroulant autour de la dépression peuvent aussi contribuer à l'intensité du vent, dans une certaine mesure. En coupe verticale, on met en évidence la circulation d'un jet de basses couches (maximum de vent à 45 m/s à 850 hPa environ) pointant vers une région de mouvement descendant où l'air s'assèche. A l'imagerie WV, la tête et le corps de la perturbation apparaissent en blanc car ces zones sont saturées de vapeur d'eau, tandis que l'anomalie de basse tropopause apparaît très nettement en noir. Le blanc plus clair dans l'enroulement nuageux vire graduellement au gris, indiquant une diminution de la concentration de vapeur d'eau en haute troposphère.
Les échanges méridiens sont importants mardi, et le courant-jet s'est
nettement intensifié depuis la veille sur le flanc ouest du thalweg
d'altitude, dont la profondeur augmente. La divergence reste marquée en aval
de l'anomalie cyclonique d'altitude, mais la propagation du tourbillon vers
l'est ralentit et le développement barocline touche à sa fin mardi matin,
alors que la tempête Barra frappe l'Irlande avec son lot d'intempéries.
Un creusement explosif
La pression au centre de l'anomalie de surface passe de 1014 hPa le 6 décembre
à 09 h UTC à 959 hPa le lendemain à la même heure d'après les données ECMWF,
soit une chute vertigineuse de 55 hPa en 24 heures ! La cyclogenèse est donc
explosive. Dans la plupart des cas, la diminution de pression n'est pas aussi
rapide et durable, ce qui fait de la tempête Barra une "bombe" au creusement
assez exceptionnel. La perturbation arrivée à maturité, le minimum d'altitude
à 500 hPa surplombe la dépression de surface.
La variation de pression sur 48 heures au centre de Barra est représentée sur
le graphique ci-dessous. La pression diminue régulièrement de 7-8 hPa toutes
les 3 heures entre lundi après-midi et mardi en tout début de matinée. Le
minimum, très bas, est atteint mardi à mi-journée. Une bouée a mesuré une
pression minimale de 957 hPa près de la côte irlandaise, à 12 h UTC. Par la
suite, la pression remonte lentement.
La pression atmosphérique en surface est relative au poids de la colonne d'air au-dessus. Son évolution est déterminée par plusieurs facteurs. On peut simplifier le bilan dans une dépression de la manière suivante :
tendance du champ de pression = - DIV + CON - Q
Le terme - DIV représente la contribution de la divergence du vent à retirer
de la masse atmosphérique dans la colonne d'air : la divergence d'altitude
contribue au creusement de la dépression. Le terme CON représente au contraire
l'effet d'un flux de masse convergent : lorsqu'une dépression se forme, la
convergence de basses couches augmente et le flux convergent vient s'opposer à
la baisse de pression. Si la divergence d'altitude excède la convergence près
de la surface, le bilan net de masse reste négatif et la dépression se creuse.
Le dernier terme - Q regroupe les effets diabatiques. Lors de la formation des
nuages, le chauffage dû à la condensation renforce les ascendances et la
baisse de pression en surface. Finalement, quand le flux devient moins
divergent ou devient convergent au-dessus de la dépression de surface située
dans un environnement de moins en moins barocline en marge du courant-jet, le
bilan de masse à l'intérieur de la colonne d'air devient positif et la
pression remonte : c'est la cyclolyse. Sur terre, où les frottements sont
relativement importants et les transferts d'humidité moindres, le comblement
est plus rapide que sur mer.
Les conséquences: vents violents, houle et précipitations
La tempête a occasionné de puissantes rafales de vent sur les îles
Britanniques mardi, d'abord en Irlande, particulièrement touchée, puis en
Grande-Bretagne. Les relevés font état de pointes localement supérieures à
130-140 km/h. L'ouest de la France a aussi essuyé des vents assez forts, le
plus souvent entre 60 et 100 km/h par rafales.
Les modèles de prévision ont bien anticipé la cyclogenèse quelques jours à
l'avance. Le 30 novembre, IFS laisse envisager la possibilité d'un creusement
explosif à J+7 au large de l'Irlande, puis les scénarios de tempête se
multiplient dans la prévision d'ensemble. A J-4, les principaux modèles à
disposition tendent vers un même scénario, bien qu'à cette échéance des
incertitudes subsistent quant à la trajectoire précise du système et la
vitesse du vent prévus. La prévision s'affine de jour en jour et justifie
l'émission d'alertes, pour vents violents mais également pour pluie et neige.
La figure ci-dessous montre les prévisions à moyen et court terme du modèle
ICON pour le mardi 7 décembre à 12 h UTC. La prévision déterministe échoue aux
échéances J-6 et J-5 puis s'avère correcte et plus stable jusqu'au jour J. Le
modèle allemand simule des rafales extrêmes dépassant 140 km/h en mer dans le
quadrant sud-ouest de la dépression. Les observations sont cohérentes avec les
valeurs attendues.
Les vents violents engendrent une forte houle qui se propage à distance, et un risque de vagues-submersion sur les côtes atlantiques et de la Manche. Les creux au large atteignent plus de 6-8 mètres. Sur les littoraux, par exemple dans les Landes, la houle est responsable d'une érosion importante.
A son passage en Europe de l'ouest, la tempête Barra est aussi à l'origine de
précipitations abondantes sur les îles Britanniques mais également au nord de
l'Espagne, dans le sud-ouest de la France et sur les Alpes. On relève 69 mm
sur deux jours à Biarritz, un cumul élevé, même si décembre figure en moyenne
parmi les mois les plus pluvieux. La neige s'invite en Ecosse et sur les
massifs montagneux, notamment les Alpes, le Massif central et les Pyrénées où
elle tombe en abondance à partir du mercredi 8 décembre, l'air froid maritime
gagnant l'ensemble de la France.
L'eau précipitable est relativement élevée pour la saison mardi dans le
secteur chaud de la perturbation, atteignant 25 à 30 mm sur le proche
Atlantique. L'image satellitaire du 7 décembre en début de soirée est superbe.
La perturbation pluvieuse et venteuse touche alors l'hexagone. Le centre
dépressionnaire est situé au nord de l'Irlande et on devine l'enroulement
nuageux cyclonique. A ce stade, la tempête est au début du stade de
dissipation mais le gradient de pression reste élevé.
La traîne composée de nuages convectifs se développant dans l'air froid
au-dessus de l'océan est parfaitement visible, elle aborde l'ouest de la
France mardi soir. La carte ci-dessous montre la MLCAPE qui est une mesure de
l'instabilité convective. Les valeurs de 100-200 J/kg en mer indiquent une
instabilité faible mais suffisante pour déclencher une convection de masse
d'air froid. La MUCAPE était sans doute un peu plus élevée. Les averses
évoluent dans un courant dynamique de secteur nord-ouest et s'accompagnent de
fortes rafales de vent.
Le lendemain, mercredi 8 décembre, un régime d'averses parfois soutenues et
ponctuellement accompagnées de tonnerre se maintient le long des côtes de la
Manche et surtout dans le sud-ouest de la France, où l'image radar de
précipitations montre localement de forts échos. On observe par endroit du
grésil. La limite pluie-neige s'abaisse avec l'arrivée de l'air froid.
Si Barra poursuit son comblement entre Royaume-Uni et mer du Nord, le contexte météorologique ne sera pas moins favorable à des apports humides en seconde partie de semaine. Les pluies abondantes causeront alors de graves inondations dans le sud-ouest de la France, et un risque élevé d'avalanches concernera la montagne.