La tornade du 23/1022 en France: Analyse météo et lien avec le réchauffement climatique

par: Flavio Pons

La tornade du 23/1022 en France: Analyse météo et lien avec le Réchauffement Climatique

Flavio Pons

Abstract

Dimanche 23 octobre 2022, le Nord-Est de la France a été touché par un outbreak de tornade aux caractéristiques sans précédent pour la région et la saison depuis le début des observations. Dans cet article, nous analyserons la situation météorologique qui a conduit à l’événement, et discuterons du lien possible entre le changement climatique et les tornades en Europe. Nous ne couvrirons pas en détail les dégâts causés par les tornades et nous ne montrerons pas plusieurs images des tempêtes, qui peuvent être facilement trouvées dans plusieurs articles de journaux et publications sur les réseaux sociaux. L’objectif de cet article est plutôt de comprendre la configuration dynamique et thermodynamique qui a rendu cet événement possible, et de le placer dans le contexte de la variabilité climatologique actuelle et future de la France. Sauf indication contraire, les cartes présentées sont issues des runs 12Z du 23 octobre 2022 du modèle ARPEGE (cartes continentales) et WRF-NMM 2 km (cartes France), extraites de meteociel.fr.

Descriptif de l’événement

Dans l’après-midi du 23 octobre, la situation météorologique sur la France était caractérisée par la présence d’une dépression localisée sur l’Europe de l’Ouest, et d’un Anticyclone remontant d’Afrique du Nord, avec des maxima de géopotentiel sur la Méditerranée centrale (voir Fig. 1). Associé à cette dépression de grande échelle, il y avait un minimum de pression local situé à l’ouest de la Bretagne, dans le nord-ouest de la France, se déplaçant vers l’ENE. Cette configuration place la France dans une zone à fort gradient géopotentiel, à courbure cyclonique au-dessus de la moitié Nord du pays.

Figure 1 : champ de hauteur géopotentielle à 17h00 CEST pour le dimanche 23 octobre 2022. // Source : meteociel.fr


Vers 17h45 la cellule la plus au sud lâche une tornade sur Conty (Somme), et environ une demi-heure plus tard la tornade frappe Bihucourt (Pas-de-Calais). Comme le montre le composite radar de la Fig. 2, cet orage est devenu une grande supercellule à longue distance, qui a balayé une trajectoire de plus de 200 km, se déplaçant bien en Belgique. Nous verrons ce qu’est une supercellule et comment elle se forme dans la prochaine section de cet article. L’image radar montre également la trajectoire courbe de cette cellule, s’écartant de la ligne droite suivie par le système convectif global, signe connu de rotation cyclonique dans l’orage.

Figure 2 : Composite de réflectivité radar de 16h15 à 19h15. // Source : meteo60.fr

Alors que le rapport initial suggérait que cette cellule avait généré au moins 5 tornades, une enquête de terrain menée par Keraunos, l’observatoire français des orages violents et des tornades, la tornade qui a frappé Conty et Bihucourt est en fait restée au sol pendant 147 km (https://www.keraunos.org/actualites/fil-infos/2022/novembre/tornade-23-octobre-2022-bihucourt-conty-somme-nord-pas-de-calais), traversant la frontière franco-belge, ce qui en fait la plus longue trajctoire de tornade jamais enregistrée en France (le précédent record de 81 km appartenait à une tornade violente ayant frappé le Jura le 19 août 1890, voir https://www.keraunos.org/actualites/faits-marquants/1850-1899/tornade-saint-claude-19-aout-1890-ef4-jura-franche-comte-orage). L’enquête menée par Keraunos sur les dégâts observés à Bihucourt a conclu que la tornade devait être classée en EF3 sur l’échelle Enhanced Fujita (EF, https://www.weather.gov/oun/efscale), avec des vents compris entre 220 et 270 km/ h, et une largeur moyenne de 200 m (Fig. 3). Cela serait considéré comme une tornade majeure également aux États-Unis, où seulement environ 1% des très nombreuses tornades qui frappent le pays chaque année sont plus fortes que EF3 et finissent par être classées dans les catégories EF4-EF5. Cet événement est exceptionnel pour la France (nous discuterons plus tard à quel degré) à la fois en intensité et en durée, et il s’est également produit en dehors de la saison typique des tornades pour la région, qui serait au mois de juillet (Groenemeijer, P., & Kühne, 2014). Avant de procéder à une analyse détaillée des causes de cet outbreak, rappelons quelques principes de la tornado-genèse.

Que sont exactement les tornades et comment se forment-elles ?

En termes simples, une tornade est un vortex reliant le sol et la base d’un nuage d’orage appelé cumulonimbus. Il existe deux principaux types de tornades : les “landspouts”, qui peuvent se former lors de n’importe quel orage, et les tornades mésocycloniques, associées à un type particulier d’orage, appelé supercellule. Les trombes marines non mésocycloniques sont en quelque sorte une exception, car elles peuvent se former sous des nuages plus petits appelés cumulus congestus, sont généralement plus faibles et se dissipent dès qu’elles touchent terre.

La plupart des landspouts sont faibles, appartenant principalement aux catégories EF0-EF1; rarement, ils peuvent atteindre l’intensité EF2-EF3. Alors que les tornades mésocycloniques peuvent également appartenir aux niveaux inférieurs de l’échelle Fujita, toutes les tornades violentes (EF4-EF5) et la majorité des tornades les plus fortes (EF2-EF3) sont engendrées par des supercellules, comme dans le cas de l’événement discuté dans cet article.

Figure 3 : Quelques-unes des sinistres de Bihucourt (Pas-de-Calais) ayant motivé le classement EF3. Remarquez les toits et les murs de briques arrachés aux bâtiments bien construits.

Les orages, dont nous savons maintenant qu’ils sont une condition nécessaire aux fortes tornades, se forment grâce à la combinaison de trois ingrédients principaux : l’humidité, l’instabilité et le soulèvement. L’instabilité est généralement due à un gradient de température vertical déséquilibré, avec de l’air relativement froid en altitude et de l’air chaud près du sol : comme l’air chaud est moins dense, lorsqu’il est soulevé et pénètre dans l’environnement plus froid, il continuera à se soulever et à se dilater, créant une courant ascendant (ou updraft), tandis que la vapeur d’eau se condense en gros cumulonimbus (Fig. 4). Le soulèvement peut être apporté par des facteurs dynamiques, par un front froid au sol, ou encore par l’orographie : c’est pourquoi, durant l’été, des orages peuvent se former au-dessus des massifs montagneux même en conditions de beau temps.

Le courant ascendant pousse de grandes quantités d’eau dans la partie supérieure de la troposphère, où les gouttes entrent en collision et gèlent, créant de grosses gouttes et des grêlons : lorsque ceux-ci deviennent trop lourds pour être soutenus par le courant ascendant, ils commencent à tomber au sol en produisant des précipitations et en traînant vers le bas l’air froid des niveaux supérieurs. Si le courant descendant (ou downdraft) coupe le courant ascendant, l’orage se dissipe ; cependant, le front froid local peut soulever une partie de l’air chaud environnant, générant un nouvel orage sur le côté de la cellule en dissipation. C’est le cycle de vie typique d’un orage d’été isolé. Si les conditions sont favorables, les orages peuvent également s’organiser en structures plus complexes, telles que des lignes orageuses le long d’un front froid ou des systèmes convectifs plus importants.

Figure 4: Life cycle of a thunderstorm. // Source: https://www.weather.gov/jetstream/life

Cependant, les supercellules se distinguent de tous les autres types d’orages par une caractéristique particulière : tout leur courant ascendant tourne, créant un cyclone à petite échelle, appelé mésocyclone. Pour créer un tel orage tournant, un autre ingrédient est nécessaire en plus de le soulèvement, de l’instabilité et de l’humidité : le cisaillement du vent. Le terme cisaillement du vent désigne une variation du vent avec l’altitude, et il peut être de deux types : cisaillement de vitesse ou cisaillement directionnel.

Le cisaillement de vitesse apparaît lorsque des vents forts à haute altitude soufflent au-dessus de vents plus faibles près du sol. C’est une situation courante, car le vent près du sol est ralenti par la friction, mais elle est exacerbée lorsque les vents d’altitude sont particulièrement forts en raison de la présence du courant-jet. Le cisaillement directionnel peut apparaître dans différentes situations ; le cas d’une dépression qui s’approche est particulièrement intéressant, lorsque le vent a tendance à venir du S-SE près du sol et du W-SW à des niveaux plus élevés (dans l’hémisphère Nord).

Les supercellules se forment souvent à l’Est d’une dépression qui approche, dans le secteur chaud, où le cisaillement du vent est maximal et où l’air chaud et humide peut alimenter la formation d’orages. Mais comment le cisaillement du vent provoque-t-il exactement la rotation des orages ? Comme le montre le panneau de gauche de la Fig. 5, le cisaillement du vent de vitesse « pousse » les niveaux supérieurs de la troposphère plus rapidement que les niveaux inférieurs, créant une vorticité horizontale. Lorsqu’un orage se développe dans un environnement caractérisé par un cisaillement de vitesse, ce vortex horizontal est soulevé et étiré, de sorte qu’il accélère également en raison de la conservation du moment angulaire (panneau de droite de la Fig. 5). Ici entre en jeu le cisaillement directionnel, qui supprime la rotation anticyclonique et renforce la partie cyclonique du courant ascendant, accélérant encore la rotation cyclonique et créant finalement le mésocyclone. Il convient de mentionner que, si toutes les tornades mésocycloniques sont par définition connectées à des supercellules, pas toutes les supercellules ne produisent de tornades : selon le NOAA (National Severe Storm Laboratory) pas plus de 20% des supercellules deviennent tornades.

Figure 5 : Gauche : vorticité horizontale générée par le cisaillement de vitesse. Droite : l’effet du soulèvement sur la vorticité horizontale. // Source : https://www.weather.gov/jetstream/tornado

Le cisaillement de vitesse joue un rôle supplémentaire dans la formation des supercellules et leur capacité à vivre longtemps et à parcourir de longues distances : le vent plus fort à haute altitude fait basculer le courant ascendant vers l’avant. De cette façon, la zone où se forment les précipitations et le courant descendant qui en résulte sont séparés du courant ascendant lui-même, et l’air froid descendant ne perturbe pas le mésocyclone (Fig. 6).

Figure 6 : Vue latérale schématique d’un orage supercellulaire // Source : http://stevehorstmeyer.blogspot.com/

Alors que le courant descendant principal est situé en avant du courant ascendant en raison du cisaillement de vitesse, un autre courant descendant peut également se former sur le flanc arrière de la tempête. Ce courant descendant de flanc arrière (rear flank downdraft, RFD) s’enroule autour du courant ascendant (Fig. 7), le comprimant et accélérant davantage. On peut remarquer qu’à ce stade le mésocyclone est connecté à un système frontal local, avec le secteur chaud alimentant le courant ascendant, et deux fronts froids générés par les deux courants ascendants interagissant avec lui. Souvent, le mésocyclone se resserre lorsque le RFD apparaît, générant la tornade sous la base du mésocyclone, dans la zone d’occlusion du système frontal local. Cependant, notre compréhension de la tornado-genèse est encore incomplète et des simulations numériques récentes suggèrent que le RFD peut être impliqué dans la formation de tornades mésocycloniques dans certains cas, mais sa présence n’est pas strictement nécessaire.

Sur la Fig. 8, nous mettons en évidence certaines des caractéristiques de la supercellule superposées à une belle image, prise du Sud ou du Sud-Est, de la supercellule qui a généré la tornade à longue trajectoire du Pais-de-Calais le 23 octobre 2022.

Figure 7 : interaction entre le courant ascendant et les deux courants descendants dans un orage supercellulaire classique. // Source : https://www.weather.gov/media/lmk/soo/Supercell_Structure.pdf


Comme dernière remarque sur la tornado-genèse, revenons brièvement sur les tornades non mésocycloniques. En cas d’orages formés dans un environnement sans cisaillement du vent, une partie du courant ascendant peut encore initialement être séparée du courant descendant, générant une interaction frontale locale similaire à celle trouvée dans les supercellules. Cette interaction peut encore produire une vorticité près du sol, qui est soulevée par le courant ascendant et peut se connecter à la base des nuages et générer une tornade, même si cela n’est pas soutenu par la rotation de niveau supérieur en l’absence d’un mésocyclone. C’est – à peu près – comment se forment les landspouts et les trombes marines, et cela explique pourquoi elles sont généralement plus faibles et de plus courte durée que les tornades mésocycloniques.

Fig 8 : Structure de la supercellule juste avant qu’elle ne génère la tornade qui a frappé Bihucourt (Pas-de-Calais) le dimanche 23 octobre 2022. // Photo originale : ©Wouter van Bernebeek /Twitter @StormchaserNL

Analyse météorologique de l’outbreak du 23 octobre

Après avoir couvert grossièrement les principes de la formation des supercellules et de la tornado-genèse, nous pouvons essayer de comprendre ce qui a permis la formation de la supercellule à longue trajectoire et de la tornade relative le 23 octobre 2022 dans le Nord de la France. En bref, nous pouvons résumer la section précédente en disant que la formation de supercellules et de tornades nécessite quatre ingrédients : le cisaillement du vent, le soulèvement, l’instabilité et l’humidité. Analysons alors l’atmosphère sur la France ce jour-là et voyons comment ces éléments se sont réunis pour donner vie à cet impressionnant événement de tornade hors saison.

Nous avons déjà mentionné dans la première section que la France se trouvait sous une zone de gradient géopotentiel cyclonique, entre une dépression venant de l’ouest et un anticyclone sur la mer Méditerranée. Cette zone a été caractérisée par le passage d’un jet streak – c’est-à-dire un noyau de vent fort à l’intérieur du jet polaire – avec des vents à 300 hPa jusqu’à 200 km/h, traversant la France du SW au NE (partie gauche de la Fig. 9). Le fort vent à haute altitude fournit un cisaillement de vitesse pour créer une vorticité horizontale et incliner le courant ascendant des orages qui se forment dans la région, favorisant les caractéristiques des supercellules. Ce n’est pas la seule contribution d’un jet streak dans une telle position, car la zone touchée par la tornade était située près de la sortie avant gauche du jet streak. Comme le montre le panneau de droite de la Fig. 9, cette position est associée à une divergence à haute altitude. Lorsque les lignes de courant divergent, un déséquilibre de masse est créé en altitude, appelant l’air du niveau inférieur et produisant ainsi une chute de pression et un mouvement ascendant. Même si ce schéma est un modèle simplifié d’une traînée de jet linéaire, même dans des cas réels, cette zone est particulièrement favorable à l’initiation des orages, fournissant à la fois cisaillement et soulèvement.

Figure 9: jet streak au-dessus de la France, vue dans le champ de vent de 300 hPa (à gauche). Représentation schématique du flux d’air entrant et sortant d’une série de jets droits (à droite) // Source : https://learningweather.psu.edu/node/100

La Fig. 10 montre que, sur la région affectée, le vent soufflait directement du Sud près de la surface (panneau de gauche) et du SW à 700 hPa (panneau de droit), à environ 3000 m au-dessus du niveau de la mer. Cela indique la présence d’un cisaillement directionnel du vent dans les couches inférieures de l’atmosphère, comme le confirme l’hélicité relative 0-1 km, montrant des valeurs allant jusqu’à 200 m2/s2 sur la région (Fig. 11). Ce paramètre est lié au potentiel de tornado-genèse une fois qu’une supercellule est formée, et les valeurs supérieures à 100 m2/s2 sont généralement considérées comme propices à la formation de tornades.

Figure 10 : intensité et direction du vent à 975 hPa (gauche) et 700 hPa (droite), montrant le vent S près de la surface et le vent SW dans la moyenne troposphère.

Considérons maintenant la configuration thermodynamique. Le mois d’octobre avait été caractérisé par une anomalie thermique positive intense et persistante, avec des températures supérieures à la moyenne dans la plupart des régions d’Europe, dont la France. Dans l’après-midi du 23 octobre, les températures près du sol étaient comprises entre 22 et 24 degrés dans le Nord de la France, des valeurs remarquablement élevées pour la saison, alors qu’un front froid s’approchait de l’Ouest, comme le montre la Fig. 12. Cette situation est associée à instabilité, comme en témoignent également les valeurs d’énergie potentielle convective disponible supérieures à 1000 j/kg (panneau de gauche de la Fig. 13), pas extrêmement élevées, mais suffisantes pour le développement d’un orage. Enfin, comme on peut le voir sur le panneau de droite de la Fig. 13, le flux du sud n’était pas seulement associé à des températures élevées près de la surface, mais à des valeurs très élevées d’humidité relative à 700 hPa (~3000 m), fournissant l’humidité nécessaire pour la formation d’orages.

Figure 11 : hélicité relative dans la couche 0-1 km, indiquant un potentiel de tornado-genèse. Figure 12 : Température près de la surface (à gauche) et à 500 hPa (à droite), montrant de l’air chaud près du sol et un front froid d’altitude venant de l’ouest.

L’analyse de ces paramètres montre que tous les ingrédients nécessaires au développement d’un fort orage étaient présents. Cela avait été bien capté par le modèle WRF-NMM : les cartes des vitesses verticales pour 17h et 18h montrent des points de valeurs pleine échelle de vitesse verticale ascendante autour de 3000 m sur la zone, allongées dans la direction SW-NE en raison du jet streak en correspondance de la région touchée (Fig. 14), corroborant le potentiel de développement d’orages avec des courants ascendants extrêmement intenses et inclinés.

Figure 13 : Énergie potentielle convective disponible (à gauche) et humidité relative à 700 hPa (à droite) Figure 14 : vitesses verticales à 700 hPa à 17h (gauche) et 18h (droite).


Cet événement était-il normal ? Y a-t-il un lien avec le changement climatique ?

Pour répondre correctement à la première question, il est nécessaire d’établir ce que nous entendons réellement par le terme « normal ». Le sens de ce mot peut changer selon le contexte ou le phénomène étudié. Dans la plupart des cas, « normal » est un concept statistique et indique qu’une valeur observée d’une variable atmosphérique se situe dans un certain intervalle autour d’une valeur de référence. Par exemple, si nous examinons une valeur de la température maximale quotidienne à un certain endroit, nous pourrions la considérer dans la norme si elle est supérieure aux 5 % les plus froids et inférieure aux 5 % les plus chauds des températures observées à cet endroit. Ces deux seuils contiennent la valeur de référence, c’est-à-dire la moyenne climatologique de la température maximale à cet endroit. Les valeurs inférieures et supérieures à ces seuils ne sont pas physiquement impossibles, mais simplement peu fréquentes, et sont considérées comme «non normales» dans le sens où ce sont des événements extrêmes ; cependant, ils appartiennent toujours à la variabilité naturelle de la température à cet endroit. Sauf exception, le changement climatique ne produit pas nécessairement des valeurs qui étaient auparavant physiquement impossibles, mais augmente la valeur de la moyenne et la fréquence des extrêmes chauds : ce qui n’est pas normal dans les températures observées ces dernières années, c’est la récurrence accrue de valeurs élevées qui étaient autrefois considérés comme extrêmes.

Pour un phénomène comme les tornades, ces évaluations sont plus compliquées. Les tornades sont un phénomène ponctuel et sont rares par définition : seule une petite fraction des orages devient des supercellules, et pas plus de 20 à 30 % des supercellules sont capables de produire des tornades (valeurs américaines, https://www.nssl.noaa .gov/education/svrwx101/tornadoes/types/, https://www.weather.gov/lmk/supercell/dynamics). Alors, il faudrait plutôt scinder la question initiale en sous-questions plus précises : ce phénomène appartient-il à la variabilité naturelle de la météorologie française ? Est-ce anormal dans certains aspects particuliers ? Le changement climatique l’a-t-il rendu plus probable ?

La réponse à la première question est, en bref : oui. Des tornades, même fortes ou violentes, sont possibles en Europe, y compris en France. Comme le montre la Fig. 15, prise de Antonescu et al. (2016), le Nord de la France est en fait l’une des régions européennes les plus susceptibles de voir des tornades fortes ou violentes. Et même si la saison typique des tornades dans la région se situe en juillet, la base de données européenne sur les phénomènes météorologiques violents (European Severe Weather Database, ESWD) contient des rapports de tornades en provenance de France chaque mois de l’année (Groenemeijer & Kühne, 2014). Cela fait de cette tornade un événement extrême assez anormal pour la saison, mais compatible avec ce que nous savons déjà sur les tornades en Europe, même compte tenu de l’attention relativement moindre portée à ce type d’événement par rapport aux États-Unis, où les bases de données sur les tornades ne reposent pas uniquement sur des rapports, comme dans l’ESWD, mais au cours des dernières décennies chaque tornade est suivie à l’aide d’un radar Doppler, et même les tornades signalées par radar font l’objet d’enquêtes de terrain par le National Weather Service, offrant une vue beaucoup plus complète du phénomène.

Figure 15 : nombre d’événements de tornades fortes à violentes (F2 et plus fortes) par 10 000 km2. Groenemeijer & Kühne (2014)

En ce qui concerne la question de savoir si le changement climatique a rendu cet événement particulier plus susceptible de se produire, la réponse est beaucoup plus compliquée et incertaine. Comme nous l’avons vu dans les sections précédentes, une tornado-genèse nécessite la combinaison d’un certain nombre d’ingrédients dynamiques et thermodynamiques. La configuration dynamique implique principalement une jet liée à une dépression en approche avec un noyau froid de haut niveau : il n’y a pas de consensus dans la littérature scientifique actuelle sur le fait que le changement climatique modifie le comportement du jet stream de manière spécifique, nous ne faisons donc pas de preuve en ce sens. Nous pourrions cependant affirmer que, compte tenu de la même configuration dynamique, le réchauffement climatique augmente la probabilité d’environnements thermodynamiquement favorables, avec une plus grande disponibilité d’air chaud et humide. Dans ce cas particulier, une configuration dynamique parfaite s’est mise en place très tard dans l’année par rapport à la saison normale des tornades, mais vers la fin d’un mois d’octobre beaucoup plus chaud que la moyenne, et en particulier dans l’un des jours les plus chauds de le mois (Fig. 16)

Ainsi, alors que l’attribution de l’événement lui-même pose des défis encore non résolus, l’attribution de l’épisode caniculaire au changement climatique est possible avec des techniques basées sur l’analyse statistique (https://www.worldweatherattribution.org/) ou la théorie des systèmes dynamiques (Faranda et al., 2022 ). Cependant, aucune étude d’attribution n’a encore été réalisée sur cet épisode spécifique de canicule d’automne, laissant cette réponse dans le domaine de la spéculation.

Plutôt que d’essayer de relier cet épisode unique au changement climatique, on peut se demander si l’on observe des tendances dans la récurrence ou l’intensité du phénomène parallèlement à un réchauffement climatique. Dans ce cas, la réponse est oui, comme le montre la Fig. 17 prise de Antonescu et al. (2017) : une tendance claire dans le nombre total de rapports sur les tornades, à la fois agrégés et désagrégés par mois. Cependant, cette conclusion s’accompagne d’une mise en garde importante : les tornades sont globalement sous-déclarées en Europe, et la fréquence des signalements est fortement liée à la densité de population (http://bogdanantonescu.net/blog/2014/9/18/tornadoes-in-europe), puisque seules les tornades directement observées sont incluses dans les bases de données existantes. Le fait que des tendances positives soient dues à ce biais d’observation est corroboré par les données sur les blessures et les décès, qui ont fortement augmenté au cours des dernières décennies, mais semblent stationnaires lorsqu’elles sont normalisées sur la population totale (Fig. 18). Dans le cas de l’Europe, la tendance concomitante entre les tornades et les augmentations de température est donc un cas de fausse corrélation.

Figure 16 : température moyenne journalière en France du 1er octobre au 27 octobre, comparée à la climatologie 1991-2020. Source : MétéoFrance Figure 17 : (a) Le nombre annuel de signalements de tornades en Europe entre 1950 et 2015. (b) nombre de signalements de tornades pour chaque mois et pour chaque année, grisé selon l’échelle. (c) pourcentage du nombre total de rapports, pour lesquels des informations sur l’ampleur des dommages étaient disponibles, pour chaque niveau de l’échelle EF et pour chaque année, ombrée selon l’échelle. Antonescu et al. (2017) Tornades associées à des blessés et des décès en Europe entre 1950 et 2015. (a) Le nombre de tornades associées à des blessés (ligne verte fine) et à des décès (ligne bleue fine). (b) Comme en (a), mais pour le nombre de victimes de tornades pour 5 millions d’habitants. Antonescu et al. (2017)

Enfin, nous pourrions nous demander si les modèles de projection climatique suggèrent des tendances futures possibles de la fréquence ou de l’intensité des tornades selon différents scénarios de changement climatique. Les tornades étant des phénomènes ponctuels dans l’espace et dans le temps, elles ne peuvent pas être reproduites dans les modèles climatiques, car leur taille spatio-temporelle est inférieure à la résolution des modèles. Pour cette raison, les études doivent plutôt se focaliser sur la présence des environnements favorables au développement des tornades. Le rapport AR6 du GIEC (Seneviratne et al., 2021) conclut que « des conditions favorables à une augmentation des orages convectifs violents à l’avenir, mais l’interprétation de l’évolution des tornades ou de la grêle est une question ouverte en raison de la forte dépendance au cisaillement » dont les changements futurs ne sont pas clairs, comme nous l’avons mentionné concernant le comportement futur du jet stream. Le GIEC conclut alors qu’il est « extrêmement difficile de détecter et d’attribuer des changements dans les orages convectifs violents »

Aujourd’hui encore, les tornades restent un phénomène insaisissable et relativement mystérieux, des mécanismes de formation exacts – étudiés avec des techniques allant du radar doppler mobile monté sur les véhicules des chasseurs d’orage aux simulations numériques à très haute résolution (Orf, L., 2019) – à leur variabilité naturelle à long terme. Des événements comme celui qui a frappé le nord de la France le 23 octobre nous rappellent que de fortes tornades sont possibles en dehors de la célèbre Tornado Alley aux États-Unis, et qu’elles peuvent frapper des zones peuplées. Le développement de systèmes d’alerte peut être considéré comme nécessaire à mesure que la densité de population augmente, que le changement climatique crée des conditions thermodynamiques favorables et que la technologie devient de plus en plus disponible. En attendant, sensibiliser à la manière de reconnaître et de s’abriter convenablement en cas de tornade ne peut être qu’une bonne idée : à cet effet, consultez cet article de MétéoFrance pour une liste des comportements appropriés en cas de tornade : https://meteofrance.com/comprendre-la-meteo/le-vent/la-tornade-un-phenomene-devastateur .

References

Antonescu, B., Schultz, D. M., Lomas, F., & Kühne, T. (2016). Tornadoes in Europe: Synthesis of the observational datasets. Monthly Weather Review, 144(7), 2445-2480.

Antonescu, B., Schultz, D. M., Holzer, A., & Groenemeijer, P. (2017). Tornadoes in Europe: An underestimated threat. Bulletin of the American Meteorological Society, 98(4), 713-728.

Faranda, D., Bourdin, S., Ginesta, M., Krouma, M., Messori, G., Noyelle, R., Pons, F. & Yiou, P. (2022). A climate-change attribution retrospective of some impactful weather extremes of 2021. Weather and Climate Dynamics, in press, 1-37.

Groenemeijer, P., & Kühne, T. (2014). A climatology of tornadoes in Europe: Results from the European Severe Weather Database. Monthly Weather Review, 142(12), 4775-4790.

Orf, L. (2019). A violently tornadic supercell thunderstorm simulation spanning a quarter-trillion grid volumes: Computational challenges, i/o framework, and visualizations of tornadogenesis. Atmosphere, 10(10), 578.

Seneviratne, S.I., X. Zhang, M. Adnan, W. Badi, C. Dereczynski, A. Di Luca, S. Ghosh, I. Iskandar, J. Kossin, S. Lewis, F. Otto, I. Pinto, M. Satoh, S.M. Vicente-Serrano, M. Wehner, and B. Zhou,2021: Weather and Climate Extreme Events in a Changing Climate. In Climate Change 2021: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Sixth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Masson-Delmotte, V., P. Zhai, A. Pirani, S.L. Connors, C. Péan, S. Berger, N. Caud, Y. Chen, L. Goldfarb, M.I. Gomis, M. Huang, K. Leitzell, E. Lonnoy, J.B.R. Matthews, T.K. Maycock, T. Waterfield, O. Yelekçi, R. Yu, and B. Zhou (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, pp. 1513–1766