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Orages - Principes et dynamique des systèmes convectifs

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J'ai pensé à créer ce sujet après avoir terminé une bonne partie des modules sur la convection du MetEd : https://www.meted.ucar.edu/index.php, https://www.meted.ucar.edu/training_module....16#.V3d7KflkiM8 , https://www.meted.ucar.edu/training_module....36#.V3d7KPlkiM8 , https://www.meted.ucar.edu/training_module....37#.V3d7JflkiM8 , https://www.meted.ucar.edu/training_module....18#.V3d7K_lkiM8 , https://www.meted.ucar.edu/training_module....55#.V3d7JflkiM8 ...

En effet, la littérature américaine est très riche en informations sur la convection orageuse, mais c'est évidemment majoritairement en anglais, et tout le monde n'a pas forcément les moyens de se débrouiller pour comprendre. Néanmoins, il y'a une telle quantité d'explications que j'ai pensé à traduire et à regrouper une partie de ces informations. Il y'a de ça plusieurs années en arrière j'aurais été content d'avoir une traduction de certaines perles anglaises ou américaines. Quelques erreurs peuvent se glisser au cours de la traduction ou de la rédaction des posts, dans ce cas n'hésitez pas à les signaler.

On retrouvera donc les bases que l'on trouve un peu partout - il faut bien poser les fondations - et on rentrera ensuite dans des cas beaucoup plus pratiques et détaillés - d'ici quelques posts certainement - . Pas vraiment d'équations à attendre cependant. Au fil des chapitres, on pourra s'écarter des seules sources "MetEd" qui ne sont évidemment pas exhaustives, afin d'être plus ouvert à ce vaste domaine qu'est la convection profonde.

Tables des matières ( sera remplie au fur et à mesure ):

-Première partie : Flottabilité, la CAPE, la CIN etc

1. La flottabilité

2. Étapes des processus de flottabilité

3. Les diagrammes

4. Le LI ( lifted index )

5. La CAPE

6. La formule de vitesse maximale

7. Effets de l'entrainement d'air et du contenu en eau

8. La CIN

9. L'importance des courants descendants ( downdrafts )

10. La DCAPE

11. Le courant de densité

-Seconde partie : Le cisaillement – Utilisation d’un hodographe

1. L’hodographe

2. Le cisaillement vertical

3. Le vecteur moyen de cisaillement

4. L’importance de la forme de l’hodographe

5. Cisaillement de vitesse vs cisaillement de direction

6. Implication à grande échelle d’un hodographe

7. Le storm motion (mouvement de l’orage) et les vents relatifs à l’orage

-Partie 3: Utilisation d'un diagramme thermodynamique ( Emagramme, téphigramme.. )

1. Description

2. Paramètres météorologiques ( humidité, Theta, Theta'e/'w ... )

3. La stabilité verticale

4. Types de stabilités et gradients thermiques verticaux

5. Déterminer la stabilité des gradients thermiques verticaux

6. Causes des variations de stabilité

7. Applications pour la prévision convective

-Partie 4 : Les orages et le cisaillement

1. Interaction cisaillement/courant de densité

2. Modélisation de l’interaction cisaillement/courant de densité

3. Interaction cisaillement/mouvement vertical

4. Cellules isolées et cisaillement

5. Systèmes organisés et cisaillement

6. Résumé

-Partie 5 : Aparté sur les orages élevés

-Partie 6 : Les systèmes convectifs de Méso-échelle ( MCS )

1. Introduction

2.1 Lignes de grains - Vue générale

2.2 Evolution d'une ligne de grains

2.3 Caractéristiques

2.4 Cisaillement et courant de densité dans une ligne de grains

2.5 Mouvement d'une ligne de grains

3.1 Bow-echo

3.2 Evolution d'un bow écho

3.3 Caractéristiques

3.4 Evolution d'une supercellule en bow echo

3.5 Cisaillement associés aux bow échos

3.6 Qu'est ce qu'un Derecho ?

3.7 Les bow échos et les tornades

3.8 Environnement synoptique et local des Bow-echos et des Derechoes

4.1 MCC ( Complexe convectif de méso-échelle )

4.2 Du MCC au MCV

4.3 Menaces associées aux MCCs

5. En conclusion

-Partie 7 : La grêle

1. Formation

2. Prévision du risque de grêle

-Partie 8 : Vents violents non-tornadiques sous orage

1. Introduction

2. Vents violents résultants de forts courants descendants

3. Vents violents sans présence de forts courants descendants

-Partie 9 : Les Tornades - Formation et évolution

1. Caractéristiques générales

2. La tornadogenèse mésocyclonique

* Précisions sur quelques termes et méthodes

3. Du mésocyclone à la tornade

* Quelles sont les parts respectives du FFD et du RFD dans l'aspect tornadique d'une supercellule ?

4. Les tornades non-mésocycloniques

5. La prévision des tornades

6. Formations tornadiques : bottom-up, dynamic pipe effect, vortex breakdown

-Partie 10 : Inondations et crues éclairs

-Partie 11 : Initiation de la convection profonde & Impacts des forçages à grande échelle

1. Introduction

2. Impact des forçages synoptiques sur le gradient vertical de température

3. Impacts des forçages synoptiques sur la CAPE et la CIN indépendamment des variations du gradient vertical de température

4. Initiation de la convection : la complexité de la dynamique de méso-échelle

5. Le paramètre MOCON ( convergence humide )

-Partie 12 : La prévision des orages

1. MLCAPE et pression au niveau de la mer

2. Niveau de condensation et niveau de convection libre ( LCL/LFC )

3. Niveau d’équilibre ( de la couche la plus instable )

4. Gradient vertical de température entre 0 et 500 m

5. Gradient vertical de température entre 500-3000 et 5000 m ( ~ 900-700/500 hpa )

6. Indice Thompson, précipitations convectives et géopotentiel à 700 hpa

7. SBCAPE sur la tranche 0-2 km, et Spout index (indice pour les tornades de type B )

8. Delta theta’E & rafales convectives

9. Theta’E et lignes de flux sur 700-500 hpa ( advection de température )/Theta’E sur 0-1 km, lignes de flux à 10m ( divergence/convergence)

10. Rapport de mélange sur 0-1 km, lignes de flux sur 0-1 km ( advection d’humidité )

11. Vorticité potentielle ( 1 PVU ou 2,5 PVU )

12. Advection de vorticité géostrophique par le vent thermique ( vitesse verticale à 600 hpa ) et géopotentiel à 600 hpa

13. Profondeur de la convergence sur 0-2 km, vecteurs de cisaillement sur 1/4 km & profondeur de la couche instable sur 0/4 km

14. Helicité relative sur 0-3 km, supercell composite parameter ( SCP ) & storm motion

15. Significant tornado parameter ( paramètre de significativité tornadique ), cisaillement sur 0-6 km & cisaillement sur 0-1 km

16. Cisaillement sur 1-8 km, ICAPE & ICIN

17. Interprétation et représentation des orages dans les modèles de prévision

18. Résumé

-Épilogue

- Annexe A : Électrisation des nuages orageux

Première partie : La flottabilité, la CAPE, la CIN etc

1. La flottabilité

La flottabilité est la force qui agit sur une parcelle d'air en réponse à une différence de densité entre la parcelle et l'air environnant ( la flottabilité fait intervenir la poussée d’Archimède et le poids ). Cette force provoque une accélération verticale. Par conséquent, les processus de flottabilité sont essentiels à la génération de courants convectifs ascendants et descendants. Plusieurs facteurs contribuent à augmenter ou diminuer la flottabilité des particules. Les augmentations de température et de la teneur en vapeur d'eau en basse couche, par exemple, augmentent la flottabilité, tandis que l'eau liquide dans les nuages et les précipitations jouent pour diminuer la flottabilité.

Pour les grandes échelles, la flottabilité à tendance à s'équilibrer avec la force du gradient de pression verticale. Ces mouvements sont en équilibre hydrostatique. Pour les petites échelles de mouvement, comme dans les orages, la flottabilité peut dépasser significativement la force du gradient de pression verticale. Les accélérations verticales résultantes peuvent être beaucoup plus grandes que celles généralement associées à des mouvements de grande échelle. Ces mouvements sont appelés non-hydrostatique.

Lorsque le cisaillement vertical du vent est faible, la flottabilité domine sur les courants ascendants et descendants convectifs. Un fort cisaillement mène, par exemple, à des interactions entre le courant ascendant et le cisaillement, actant pour renforcer ou supprimer les accélérations verticales - on le verra un autre jour -.

2. Étapes des processus de flottabilité

Les processus de base associés à la flottabilité dans un nuage convectif sont illustrés dans ce schéma du cycle de vie d'une cellule ordinaire dans un environnement sans cisaillement vertical du vent.

- Etape 1 :

Dans un environnement instable, une fois que l'air est soulevé jusqu'à son niveau de convection libre (LFC), il va continuer à monter tant qu'il est plus chaud que l'air autour de lui.

Niveau de convection libre (LFC): La hauteur à laquelle une parcelle d'air soulevée est plus chaude (moins dense) que l'air environnant. Une fois que la particule atteint le LFC et devient moins dense que l'air environnant, elle continue de monter librement jusqu'à ce qu'elle devienne aussi froide (dense) que l'air environnant. Ce niveau supérieur est le niveau d'équilibre (EL).

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- Etape 2 :

Finalement, la particule atteint un niveau d'équilibre (EL) au niveau duquel sa température est égale à celle du milieu environnant. Comme la particule porte une certaine quantité de mouvement vers le haut, une ascension supplémentaire intervient au delà du EL. Cette hausse supplémentaire forme l'overshoot au-dessus de l'enclume. Enfin, parce que les parcelles sont maintenant plus froides que leur environnement, elles s'écoulent latéralement au niveau du EL. Par la suite, les particules peuvent osciller verticalement autour de l'EL, s'amortissant avec le temps et la distance au nuage. Comme le processus se répète, les particules s'accumulent à ce niveau et s'étalent latéralement, créant l'enclume du nuage.

Pendant ce processus, l'humidité se condense dans l'air du courant ascendant. Le poids de l'humidité condensée finira par être trop lourd pour le courant ascendant. Par la suite, les précipitations vont commencer à tomber dans le courant ascendant.

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- Etape 3 :

Parce que le poids des particules et des précipitations peuvent soustraire de manière significative de la flottabilité positive, l'effet initial des précipitations est d’entraîner l'air vers le bas, comme illustré dans l'image, et en première approche, c'est le contributeur le plus important à la force du courant descendant. Les autres processus contribuant au refroidissement du courant descendant comprennent : (1) l'entraînement de l'air plus sec à mi niveau et (2) l'évaporation de la pluie qui tombe en dessous de la base du nuage. Ces deux procédés permettent de rendre le courant descendant plus froid que l'air ambiant, améliorant encore son accélération vers le sol.

Des études ont montré qu'une grande partie de l'air sec aspiré dans le nuage provient de l'air ambiant entraîné aux niveaux moyens dans un orage, généralement entre 3 et 5 km de haut.

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- Etape 4 :

Lorsque le courant descendant atteint la surface, il se répand, formant le courant de densité ( ou bassin d'air froid ). Le courant descendant et la diffusion du courant de densité représentent les dernières étapes dans le cycle de vie de la cellule. À ce stade, la flottabilité va partout redevenir négative ou neutre.

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3. Les diagrammes

Donc qu'est ce qui rend une parcelle d'air moins dense ?

Nous savons que une parcelle d'air qui est plus chaude que son environnement va s'élever. En considérant une parcelle d'air non saturé située à proximité de la surface, sa température va suivre une adiabatique sèche. Son point de rosée suivra une ligne de rapport de mélange constant. Lorsque l'adiabatique sèche franchit la ligne de rapport de mélange constant, l'air est saturé et la condensation commence. Ceci est le niveau de condensation ou LCL. Comme la particule continue de monter, elle suit une adiabatique humide. En conséquence, la parcelle d'air ascendante devient plus chaude et moins dense que l'air environnant. Tant que le chemin de l'ascension le long de l'adiabatique humide est plus chaud que l'environnement, la parcelle d'air restera moins dense et va continuer à monter. Cette condition est appelée instabilité. Si il n'y a pas d'inhibition convective pour bloquer l'ascension de la parcelle d'air, comme le montre l'exemple, le niveau de condensation ( LCL ) est confondu avec le niveau de convection libre ( LFC ). En présence de CIN ( inhibition convective ), le niveau de convection libre peut être plus élevé que le niveau de condensation, mais jamais inférieur. L'inhibition convective est traitée plus loin.

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Le meilleur outil pronostique que les prévisionnistes peuvent utiliser pour anticiper la force potentielle du processus de flottabilité est un diagramme thermodynamique. En suivant les courbes de montée et de descente appropriées, un prévisionniste peut utiliser un diagramme skew-T pour estimer la force potentielle des courants ascendants et descendants pour une cellule convective. Nous explorons ces méthodes plus tard dans le module.

4. Le LI ( lifted index )

L'indice de soulèvement (LI) est un paramètre simple utilisé pour caractériser la quantité d'instabilité dans un environnement donné. Il est calculé en soulevant une parcelle représentant de l'air de la surface le long de l'adiabatique sèche jusqu' à son LCL, puis le long de l'adiabatique humide, couramment jusqu'à 500 mb. Ensuite, nous soustrayons la température de la parcelle par rapport à la température observée à ce niveau. Lorsque la particule est plus froide que l'environnement à 500 mb, le LI est positif, nous avons des conditions de flottabilité négative. Inversement, lorsque la particule est plus chaude que l'environnement à 500mb, le LI est négatif, nous avons des conditions de flottabilité positive, et la particule va continuer à monter. Des LI inférieur à zéro suggèrent ainsi un potentiel de convection. Quand ils sont à moins de -4, le potentiel de forte convection est présent. Des LI de -10 à -12 ne sont pas rares en saison chaude.

Le LI est une estimation facile pour calculer le potentiel de convection. Cependant, puisqu'il est calculé à un seul niveau, il ya beaucoup de situations dans lesquelles il peut ne pas représenter correctement le véritable potentiel de convection. Pour cette raison, le LI ne doit pas être utilisé sans avoir également regarder toute la colonne atmosphérique.

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5. La CAPE

Une estimation plus complète de l'énergie disponible peut être calculée en déterminant la différence de température entre le trajet ascensionnel et l'environnement à tous les niveaux, du LFC au niveau d'équilibre. Lorsque nous résumons toutes ces différences de température, nous arrivons à un nombre égal à la zone positive entre les deux courbes, comme le montre cette figure.

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Cette zone fournit une mesure des effets intégrés des différences de température potentiels entre la parcelle soulevée et son environnement. La mesure quantitative de cette zone positive est la CAPE. La CAPE est mesuré en joules par kilogramme (J / kg). Lors du calcul de la CAPE, nous soulevons normalement une parcelle qui reflète les valeurs moyennes de la température et de l'humidité dans les basses couches. Cette couche représente les conditions de chaleur et d'humidité moyenne d'alimentation des orages. La CAPE dans l'environnement des orages est souvent dans la gamme de 1000-2000 J / kg. Cependant, des valeurs supérieures à 5000 J / kg se produisent parfois.

Rappelez-vous, vous devriez toujours utiliser la CAPE en conjonction avec un sondage de sorte que vous pouvez verifier la puissance des inversions de bas niveau et la position du LFC, ou d'autres facteurs liés à la distribution verticale de la CAPE qui pourrait aussi moduler convection.

6. La formule de vitesse maximale

Une raison pour laquelle la CAPE est un paramètre utile pour les prévisionnistes est qu'elle est directement liée à la vitesse maximale possible dans le courant ascendant, notée Wmax, comme le montre cette formule : Wmax = racine² ( 2 x CAPE )

Si CAPE = 2000

racine² ( 4000 )

63,2 m.s/2 = 31,6 m/s

Cette équation est dérivée d'une simplification de l'équation de quantité de mouvement vertical en ignorant le mélange, le chargement de l'eau, et les effets de pression. En réalité, ces simplifications signifient que la Wmax surestime la valeur réelle du courant d'air ascendant par un facteur d'environ un facteur deux.

7. Effets de l'entrainement d'air et du contenu en eau

L'effet net de la CAPE sur une parcelle qui s'élève est influencée de manière significative par la distribution verticale de la flottabilité et de l'humidité dans le sondage. Ces influences proviennent des effets de l'entraînement (mélange) et le chargement en eau. Par exemple, les deux sondages disponibles ici affichent des grandeurs identiques de CAPE, mais le A a la CAPE concentrée dans la moitié inférieure du profil alors que B a la CAPE étalé sur une couche beaucoup plus profonde.

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Toutes autres choses étant égales par ailleurs, A produirait un courant ascendant plus fort que B, en particulier aux niveaux inférieurs. La principale raison à cela est qu'une parcelle d'air avec A serait accélérée plus rapidement, ce qui donne moins de de temps pour l'entraînement d'air sec qui pourrait réduire sa flottabilité nette. En outre, le courant ascendant plus fort en A serait plus apte à porter les précipitations en altitude réduisant ainsi la quantité de précipitations retombant dans la partie la plus basse du courant ascendant. Cela réduit l'effet d' entrainement lié aux précipitations dans la partie inférieure du nuage, l'aidant à maintenir un fort courant ascendant. Bien que les effets négatifs de l'entraînement avec B seront minimes, les effets de charge en eau permettra de réduire considérablement la force de courant ascendant maximal par rapport à A.

Contrairement aux sondages avec une égale CAPE montrés plus haut, les sondages A et B suivants ont des profils verticaux identiques de CAPE, mais B est plus sec au-dessus de la surface. A produirait un courant ascendant plus fort que B, mais B produirait un courant descendant beaucoup plus fort.

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L'entraînement de l'air sec à mi-niveau dans l'air humide réduit la flottabilité, principalement par le biais de refroidissement. Ainsi, il agira de façon à affaiblir un courant ascendant et pour renforcer un courant descendant.

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8. La CIN

Jusqu'à maintenant, nous avons ignoré la présence d'une inversion en basse couche, force stabilisatrice qui est mesurée par la CIN. Ce couvercle peut empêcher des particules près de la surface d'atteindre leur niveau de convection libre. En conséquence, ce couvercle peut empêcher la formation d'orages, même avec une forte instabilité en altitude. En présence d'une inversion, un mécanisme supplémentaire est nécessaire pour initier convection. En l'absence de forçage à méso échelle, il ya trois mécanismes communs pour surmonter une inversion :

- Réchauffement

- Humidification

- Forçage d'échelle synoptique

Dans le cas du réchauffement, la présence d'une inversion peut empêcher la convection tandis que la température monte en surface. L'instabilité, mesurée par la CAPE, continue de croître jusqu'à ce que le réchauffement diurne élimine l'inversion. La convection qui suit peut être beaucoup plus forte que si elle avait eu lieu plus tôt.

Une autre façon de surmonter une inversion est d'ajouter de l'humidité dans l'atmosphère inférieure. L'humidification dans la basse atmosphère peut se produire par le biais soit d'une advection de basse couche dans la région ou localement par évaporation d'une source d'humidité locale, comme un lac ou un champ irrigué. Une advection humide de basse couche peut produire de grands changements en un court laps de temps et surmonter des quantités relativement importantes de CIN. L'advection peut être importante même lorsque l'air est humide dès le départ. L'évaporation est plus efficace lorsque les conditions sont sèches lorsque seulement un petit changement est nécessaire pour surmonter la CIN.

Un autre mécanisme commun pour surmonter l'inhibition convective est une forçage d'échelle synoptique provoqué par le passage d'un thalweg. Ces processus agissent de façon à soulever et à affaiblir la couche d'inversion ( soulèvement des iso-theta ). Parce que ce processus agit assez lentement de lui-même, il sera plus efficace si il coïncide avec un chauffage et / ou l'humidification de la couche limite en journée.

9. L'importance des courants descendants ( downdrafts )

Les courants descendants et le courant de densité lié sont utiles pour déclencher de nouvelles cellules. Les principaux contributeurs à la force de ces entités comprennent le chargement en précipitations et l'évaporation. Les précipitations ajoutent du poids efficacement à la parcelle d'air ascendante. L'ampleur du contenu en PP dépend à la fois de la quantité d'humidité dans la particule et de la force du courant ascendant, qui suspend d'abord la précipitation. L'évaporation rend la parcelle d'air plus froide que l'air ambiant. Cela rend l'air plus dense et renforce par conséquent le courant descendant. Les effets de l'évaporation dépendent de la quantité de précipitation qui peut être évaporé, la sécheresse de l'air autour du nuage et du type de précipitation.

10. La DCAPE

En général, il est difficile de prévoir les contributions nettes des précipitations sur la flottabilité. Cependant, nous pouvons faire certaines estimations raisonnables des contributions potentielles de refroidissement par évaporation en regardant à nouveau le profil de l'environnement.

Exemple 1

Habituellement, le courant descendant a sa source près du niveau de minimum de T'w, à 3-5 km au-dessus du sol. Dans cet exemple, nous supposons que le courant descendant provient de 700 mb et que les parcelles de ce niveau restent saturées tout le long du chemin vers la surface et ne se mélangent pas avec l'air du courant ascendant.

Nous pouvons estimer le chemin des parcelles descendantes en déterminant sa t'w, puis, à partir de cette température, suivre une adiabatique humide jusqu'à la surface. Sur le diagramme skew-T, nous déterminons la t'w en soulevant la parcelle le long d'une adiabatique sèche jusqu'à saturation. De ce point, il est aisé de suivre une adiabatique humide jusqu'en surface. Dans l'exemple montré ici, nous pouvons voir que la particule reste plus froide que l'environnement tout au long de sa descente et accélère ainsi.

La DCAPE, un équivalent de la CAPE mais pour les courants descendants, peut être calculée en intégrant les contributions négatives sur l'épaisseur considérée.

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Exemple 2

La t'w nous donne une estimation du maximum de refroidissement que la particule pourrait subir. Le refroidissement peut être moins important si la particule ne connaît pas d'évaporation tout le long du trajet jusqu'à la surface. Il serait alors plus juste de suivre l'adiabatique sèche, plutôt que l'adiabatique humide.

Si l'air à mi-niveau était plus humide, la température potentielle du thermomètre mouillé serait plus élevé, et la force potentielle du courant descendant serait moindre. Ce serait également le cas si l'air du courant descendant serait mélangé avec l'air chaud et humide du courant ascendant.

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11. Le courant de densité

En plus de contribuer directement à la force du courant descendant, les processus d'évaporation contribuent également à la force de la cold pool ( courant de densité ) en surface, qui détermine en grande partie la force des vents sortant de l'orage ou du nuage convectif.

La force d'un CD et de ses résultantes en rafales de vent sont liées à la vitesse théorique de la propagation de la cold pool ( ou piscine/bassin d'air froid, en français ). Cette vitesse de propagation, à son tour, dépend de deux choses: (1) la profondeur du courant de densité et (2) sa température par rapport à l'environnement. Une plus grande profondeur et de plus grandes différences de température contribuent à des vitesses de vent plus élevées.

La vitesse de propagation du CD et le front de rafales associé peuvent affecter la longévité du système orageux. Si le CD se déplace trop rapidement et devance la tempête, il peut effectivement couper l'alimentation en air chaud instable qui alimente l'orage.

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12. Résumé

Les points clés à retenir sont :

- Lorsque le cisaillement vertical du vent est faible, les processus de flottabilité sont dominants sur la dynamique des courants ascendants et descendants.

- Les contributions positives à la flottabilité viennent de l'augmentation de la température potentielle et de la vapeur d'eau.

- Les courants ascendants dominent lors de la première partie du cycle de vie d'une cellule ordinaire; les courants descendants dominent dans les étapes ultérieures.

- Les diagrammes thermodynamiques sont des outils essentiels pour estimer la distribution de la flottabilité sur la verticale, ce qui a des implications importantes tant pour un courant ascendant que descendant.

- L'indice LI est une estimation quantitative simple de la flottabilité dans les niveaux intermédiaires de nombreux environnements convectifs.

- La CAPE fournit une estimation quantitative de l'énergie de flottabilité, en particulier lorsqu'elle est calculée en utilisant une moyenne en basse couche de l'humidité et de la température.

- La CAPE peut être utilisée pour estimer la force maximale du courant ascendant (Wmax).

- Une inversion, mesurée par la CIN, peut soit empêcher le développement d'orages ou retarder l'initiation.

- Les courants descendants et le courant de densité près de la surface dépendent à la fois de la précipitation et des processus d'évaporation.

- En général, des niveaux moyens plus secs sont associés à des mouvements subsidents plus forts.

Sur le site en étant inscrit il y'a maintenant normalement un questionnaire à remplir sur ce module. Avec un score supérieur à 75% vous avez votre petit certificat :P

Fin de la première partie.

MetEd

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Seconde partie : Le cisaillement – Utilisation d’un hodographe

L’hodographe est un outil graphique qui permet aux prévisionnistes d’évaluer le cisaillement vertical du vent ( variation en vitesse et en direction du vent en fonction de l’altitude ). Dans un environnement convectif, une compréhension du cisaillement vertical du vent est extrêmement importante pour anticiper le type d’orage qui peut se former, la probabilité de supercellule, etc.

La capacité à prévoir des structures orageuses est essentielle dans la gestion de vos prévisions avant et pendant un événement orageux. Avoir le bon ensemble de paramètres pour évaluer un environnement orageux donné fera de vous un prévisionniste plus efficace et plus précis. L’hodographe représente le cisaillement vertical du vent de l'environnement, qui influe profondément sur l'évolution des orages. Ainsi, un hodographe combiné à un diagramme thermodynamique représentera beaucoup mieux l’environnement.

1. L’hodographe

-Barbules de vent vs vecteurs de vent

Les météorologues sont tous familiers avec le profil vertical du vent traditionnel à partir d'un radiosondage qui utilise des barbules de vent pour indiquer la direction et la vitesse du vent à différents niveaux. L’hodographe communique les mêmes informations. Cependant, puisque son but principal est de révéler le cisaillement vertical du vent, l'hodographe est basé sur les vecteurs de vent. Contrairement aux barbules, un vecteur indique la vitesse via sa longueur, plutôt que d'une combinaison de barres ou de triangles.

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-La coordonnée polaire

Pour un hodographe, les vecteurs de vent sont reportés sur un graphique en coordonnées polaires. Les axes du graphique représentent les quatre directions de la boussole. Tous les vecteurs de vent partent de l'origine et pointent dans le sens du mouvement du vent. Etant donné que la longueur du vecteur indique la vitesse, les cercles concentriques autour de l'origine représentent des vitesses de vent constantes. Par exemple, cela montre que sur la figure ci-dessous les vents à 4 et 5 km sont de 25 m / s, bien que leurs directions soit de l'ouest et d’ouest nord-ouest, respectivement.

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-Le cisaillement sur un hodographe

Typiquement, les vecteurs de vent réel ne sont pas tracés sur l'hodographe, mais sont indiqués par leurs extrémités sur le graphique en coordonnées polaire. L’hodographe est tracé en reliant les extrémités de chacun des vecteurs de vent. C’est le vecteur cisaillement.

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2. Le cisaillement vertical

Le cisaillement vertical du vent est une description de la façon dont le vent horizontal change avec l'altitude. C’est une grandeur vectorielle, en d'autres termes, elle possède à la fois une information sur la vitesse et la direction. Par conséquent, nous déterminons le cisaillement vertical du vent en prenant la différence vectorielle entre le vent horizontal à deux niveaux.

Le vecteur résultant est appelé le vecteur de cisaillement du vent vertical. Ici, nous décrivons le vecteur de cisaillement en unités de mètres par seconde (m / s) sur la profondeur de la couche représentée (par exemple 25 m / s sur 6 km). Plus précisément, on cherche à déterminer l’amplitude du cisaillement sur une épaisseur donnée. Ainsi, 25 m / s divisé par 6,000 m (6 km) conduit à une amplitude de cisaillement de 0,004 par seconde.

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L’hodographe est idéalement adapté pour l'affichage du cisaillement vertical du vent. En utilisant une carte en coordonnées polaires, le cisaillement est révélé par le tracé des vecteurs de cisaillement à partir des extrémités de chaque vecteur de vent (on relie les pointes). Vous pouvez voir que le tracé de l'hodographe représente en fait le cisaillement vertical du vent pour chaque couche.

Si les vecteurs de vent sur un hodographe représentent les vents à intervalles réguliers (habituellement chaque kilomètre ou 500 m), les vecteurs de cisaillement sont équivalents en termes de profondeur qu'ils représentent. Leurs longueurs relatives indiquent alors la force relative du cisaillement du vent de couche en couche.

Il est également important d'étudier comment le cisaillement du vent est répartie sur la profondeur de l'hodographe. Un hodographe avec un fort cisaillement de bas niveau a des implications très différentes pour la structure de l’orage que ne le fait un hodographe avec un cisaillement total égal, mais moins fort en basse couche.

3. Le vecteur moyen de cisaillement

Une autre particularité importante de l'environnement de l’orage qui est plus facile à percevoir sur un hodographe que par d'autres données est le vecteur moyen de cisaillement du vent. Par exemple, la direction du vecteur de cisaillement moyen fournit des informations pour vous aider à anticiper les mouvements supercellulaires.

Vous pouvez déterminer la direction du vecteur moyen de cisaillement du vent (mais pas l'ampleur) en dessinant simplement une ligne qui relie le vent de surface au point à 6 km. Encore une fois, nous utilisons la couche de 0-6 km qui est la couche la plus importante pour l’orage.

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4. L’importance de la forme de l’hodographe

- courbé vs rectiligne

En plus de l'amplitude du cisaillement, la forme de l’hodographe est également importante dans l'anticipation de la structure et l'évolution des orages. Nous sommes intéressés de savoir si l'hodographe est relativement droit ou courbé, et quand il est courbé, le niveau à travers lequel il se courbe et s’il se courbe en sens horaire ou antihoraire avec la hauteur. Ces variations ont toutes des implications pour la structure de l’orage.

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5. Cisaillement de vitesse vs cisaillement de direction

Nous savons que cisaillement vertical du vent est créé à la fois par des changements dans la vitesse du vent avec la hauteur (cisaillement de vitesse) et les changements de direction du vent avec la hauteur (cisaillement directionnel). Le type de cisaillement, cependant, nous dit peu de choses sur la forme de l'hodographe car il se réfère à la vitesse et la direction du vent et pas au vecteur de cisaillement du vent.

Il est vrai qu’un cisaillement de vitesse seul dans un hodographe donne un tracé droit(1) (cisaillement unidirectionnelle), et que le cisaillement directionnel seul donne un hodographe courbé(2) (le vecteur de cisaillement tourne avec la hauteur), mais la combinaison des deux peut créer tout types de modèles.

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6. Implication à grande échelle d’un hodographe

Alors que les hodographes de forme similaire peuvent affecter l'évolution des orages de la même façon, leurs implications pour les processus de plus grande envergure et pour le potentiel de convection peuvent différer sensiblement.

Par exemple, les deux droites illustrées ci-dessous vous conduiraient à anticiper des supercellules si la convection se produit. Cependant, le cisaillement directionnel de l’hodographe A révèle une rotation vers l’arrière à mi niveaux, qui est indicatif d’une advection froide de grand échelle dans cette couche (Hémisphère sud ). L’hodographe B révèle une rotation horaire, indicative de l'advection d'air chaud dans cette couche ( Hémisphère Sud). Ces deux profils auraient des implications très différentes pour le potentiel de convection en fonction d'autres facteurs environnementaux. Ainsi, il est très important de considérer l'environnement à grande échelle que vous analysez avec un hodographe.

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7. Le storm motion (mouvement de l’orage) et les vents relatifs à l’orage

En anticipant l'évolution d'un phénomène convectif, il est important de considérer à la fois l'environnement du phénomène au moment présent et celui dans lequel il pourrait se déplacer. Par exemple, la nature de l'air qui nourri l’orage a des implications pour son évolution.

Pour mieux comprendre cet élément, vous devez d'abord déterminer ou estimer le mouvement prévu de l’orage sur l'hodographe et ensuite étudier les vents relatifs au phénomène. Parce que l’orage se déplace à travers son environnement, le vent qu'il « ressent » est souvent très différent de celui mesuré par un radiosondage.

Afin d'étudier les vents relatifs à l’orage, vous devez d'abord déterminer le mouvement de celui-ci. Pour des orages déjà formés, cela peut être fait en utilisant des boucles d'imagerie radar ou satellite. Mais pour anticiper le mouvement des phénomènes avant qu’ils n’existent ou avant que le mouvement soit apparent dans l'imagerie, vous devez l’estimer.

Nous pouvons supposer, au moins dans les premiers stades de la plupart des orages, qu’ils se déplacent à une vitesse proche de celle du vent moyen sur les 6 premiers km ( des études ont confirmé que c’est le niveau ou les phénomènes y sont le plus sensibles ). Le mouvement des supercellules va diverger du vent moyen, mais ce sujet est discuté dans un autre module.

-Estimer le mouvement de l’orage : hodographe rectiligne

Lorsque l'hodographe est relativement simple, le vent moyen sera environs à mi chemin entre le sol et 6km. Pour trouver les vents relatifs à l’orage à chaque niveau il suffit alors juste de réorienter les axes (xs, ys) pour que ce mouvement devienne nul. Le vent relatif à un niveau donné est déterminé en traçant un vecteur partant de ce point jusqu’au niveau escompté.

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-Estimer le mouvement de l’orage : hodographe courbé

Lorsque l’hodographe est courbé, l'estimation devient un peu plus compliquée. Nous devons examiner de plus près la façon dont le vent moyen est effectivement calculé.

Chaque vecteur de vent peut être décrit en termes de composantes U et V séparés. Cette illustration montre une cassure de la composante vers 3 km.

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Pour calculer le vent moyen, nous séparons les composantes U et V du vent à tous les niveaux. Ensuite, nous ajoutons la moyenne U et V des vecteurs. Dans la pratique, ce n’est pas un calcul rapide. Heureusement, l'hodographe vous permet de faire une approximation visuelle !

Pour illustrer la façon dont nous pouvons faire une estimation, revenons à notre exemple d’un hodographe courbé. D'abord, vous pouvez voir que chaque point de l’hodographe a une composante U et V. Pour estimer la moyenne de u, nous moyennons juste les vents entre la surface et le niveau 6km. Cela suppose un espacement assez égal des vents le long de l’hodographe, mais c’est suffisant comme approximation. Ensuite, nous estimons la moyenne des composantes v des vents à tous les niveaux. En ajoutant la moyenne des vecteurs U et V, nous arrivons à une bonne estimation du vent moyen.

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Pour estimer le vent relatif on fait tourner ensuite le plan ( pour prendre en compte la courbure ).

9. Résumé

-Le but principal d'un hodographe est de représenter le cisaillement vertical du vent.

-Le cisaillement vertical du vent est une description de la façon dont la vitesse du vent horizontal change avec l'altitude. Nous déterminons le cisaillement vertical du vent en faisant la différence de vecteur entre le vent horizontal à deux niveaux

-L’ hodographe est basé sur les vecteurs de vent, plutôt que sur les barbules. Pour créer un hodographe, les vecteurs de vent sont reportés sur un graphique en coordonnées polaire. Ensuite, leurs extrémités sont reliées.

-L'ampleur totale de cisaillement vertical du vent sur une profondeur particulière est un facteur important dans l'anticipation de la structure et de l'évolution possible de l’orage. L’estimation totale du cisaillement vertical du vent se fait en combinant les longueurs de tous les vecteurs de cisaillement sur une profondeur particulière (la longueur nette de l'hodographe, 0-6km en général).

-Vous pouvez déterminer la direction du vecteur moyen de cisaillement du vent (mais pas l'ampleur) en traçant une ligne à partir du point qui trace le vent de surface au point traçant le vent à 6 km.

- Le calcul du vecteur moyen de cisaillement du vent est tout simplement une moyenne des composantes x et y de chaque couche.

- En plus de l'ampleur du cisaillement, nous sommes également intéressés de savoir si l'hodographe est relativement droit ou courbé. Alors que les hodographes de formes similaires peuvent affecter un orage de la même façon, leurs implications en fonction des processus de plus grande échelle et sur le potentiel de convection peuvent différer sensiblement.

-Parce que l’orage se déplace à travers son environnement, le vent qu'il éprouve est souvent très différente de celui des vents par rapport au sol. Les vents relatifs peuvent aussi être calculés sur un hodographe.

Fin de la deuxième partie.

MetEd

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Sujet fort intéressant passiion ! :thumbsup:

En effet, en parapente on aime beaucoup les ascendances qui permettent de rester en vol parfois plusieurs heures. Qu’elles soient dynamiques, thermiques ou encore thermodynamiques ce n’est pas toujours aisé à gérer. Toutefois, d’amies elles peuvent se transformer en redoutables ennemies lorsqu’elles se montrent trop généreuses, surtout quand le cisaillement vient s’en mêler.

Une voile n’est pas une aile fixe comme sur un avion, si c’est pratique de l’enrouler au sol dans un gros sac à dos pour la transporter il ne faut pas oublier qu’elle peut également se replier suite à un mauvais courant d’air en plein vol. C’est ce qu’on appelle une “fermeture” qui va complètement modifier son profil, au pire emmêler les suspentes et entrainer une perte de contrôle totale. D’où l’utilité d’avoir un parachute de secours, un bon vieux “champignon” qu’on peut déployer en 2-3 secondes, on fait des stages pour apprendre cette procédure.

Un exemple très marqué de passer d’une ascendance à une “dégueulante” imprévue ou d’un cisaillement:

C’est du costaud, comme si on aurait croisé le “jet blast” d’un A380 ! Et pourtant le ciel est clair, juste quelques petits cumulus ça et là. C’est très trompeur, et parfois fatal.

Juin 2014. Je sait que j’ai un groupe de potes qui vole dans les Vosges et en consultant les ensembles je tombe sur ça:

post-14699-1454516209_thumb.png

Immédiatement je les préviens de prendre beaucoup de précautions. Le dimanche 8, le plus expérimenté s’est élancé en premier. Il s’est vite posé et rapporté qu’il s’était fait sévèrement chahuter. Le reste de l’équipe a sagement décidé de renoncer. Et pourtant pas d’orage en vue, un beau ciel bleu. Mais en l’air c’était pire qu’une bande de hooligans qui se seraient emparé d’une piste d’auto-scooter un jour de ducasse. Et cette journée a mal tourné pour d’autres:

http://www.rts.ch/info/regions/autres-cant...s-dimanche.html

“Un sport dangereux”. Oui, quand on ne s’informe pas des conditions, qu’on a pas de secours ni l’expérience nécessaire. C’est toujours difficile d’expliquer à nos élèves que malgré l’apparence on préfère s’abstenir dans les moments les plus “thermiques” du jour. Au matin et en début de soirée, l’aérologie se montre plus stable.

Puis bon, c’est un peu aussi le boulot du prévisionniste à surveiller tout ça hein ! Et ce topic vaut la peine d’en faire un solide argument de compréhension.

Encore merci passiion, prochaine fois qu’on va dans les Vosges faudrait venir nous donner un cours. Barbecue, ambiance et convivialité assurés. :P

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C’est du costaud, comme si on aurait croisé le “jet blast” d’un A380 ! Et pourtant le ciel est clair, juste quelques petits cumulus ça et là. C’est très trompeur, et parfois fatal.

post-14699-1454516209_thumb.png

Salut,

Oui c'est sur, ça peut convecter significativement sous une couche stable, voir même sous le LCL. Donc rien d'apparent à première vue. Par contre j'avoue que quand j'ai créer ce sujet j'avais plutôt en tête la convection profonde ( qui concerne toute l'épaisseur troposphérique ). Mais il y'aurait aussi beaucoup à dire sur la convection peu profonde ( convection sèche, etc ), notamment comme tu le dis, pour ceux qui veulent en profiter ;)

A propos de la vidéo que tu as postée, ça me rappel une autre vidéo d'une femme, je crois, qui s'était faite littéralement aspirée par un fort courant ascendant. La pauvre montait montait... heureusement, au final elle est sortit de l'aspiration et elle a pu rejoindre le sol.

:thumbsup:

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Salut,

Oui c'est sur, ça peut convecter significativement sous une couche stable, voir même sous le LCL. Donc rien d'apparent à première vue. Par contre j'avoue que quand j'ai créer ce sujet j'avais plutôt en tête la convection profonde ( qui concerne toute l'épaisseur troposphérique ). Mais il y'aurait aussi beaucoup à dire sur la convection peu profonde ( convection sèche, etc ), notamment comme tu le dis, pour ceux qui veulent en profiter ;)

A propos de la vidéo que tu as postée, ça me rappel une autre vidéo d'une femme, je crois, qui s'était faite littéralement aspirée par un fort courant ascendant. La pauvre montait montait... heureusement, au final elle est sortit de l'aspiration et elle a pu rejoindre le sol.

:thumbsup:

Bonjour tout le monde,

Je pense que tu fais référence à cette vidéo-ci Passion ?

Il y a aussi celle-ci :

Modifié par Futururgentiste

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Hello,

Non, ce n'était pas ça ( c'était filmé depuis le sol, c'était du kit-surf en fait je crois ).

Merci quand même pour les vidéos ;)

PS : Le prochain chapitre pour ce topic sera dédié à certaines notions utiles au sujet des diagrammes thermodynamiques ( en plus de celles déjà citées plus haut ). Ensuite on rentrera plus sérieusement dans la dynamique des orages.

Modifié par passiion

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Partie 3: Utilisation d'un diagramme thermodynamique ( Emagramme, téphigramme.. )

Ici seront exposées des notions sur la base d'un téphigramme, mais elles sont facilement applicables à d'autres diagrammes.

1. Description

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A. Les lignes presque horizontales sont des isobares, espacées de manière logarithmique les unes par rapport aux autres, d'environ 1 050 hPa en bas à 100 hPa en haut. Elles sont tracées tous les 50 hPa.

B. Les adiabatiques sèches représentent les lignes de température potentielle constante. Sur le téphigramme, les adiabatiques sèches sont des lignes droites pleines présentant une pente du coin inférieur droit vers le coin supérieur gauche. Elles indiquent le taux de variation de la température dans une particule d'air sec qui monte ou descend adiabatiquement, c.-à-d. avec aucun gain ou aucune perte de chaleur par la particule. Les adiabatiques sèches sont exprimées en kelvins et tracées à des intervalles de 10 ou 20 K sur le téphigramme. Elles sont indiquées selon une palette de couleurs plus claire affichée sur la gauche du téphigramme, à partir de 220 K dans le coin inférieur gauche et jusqu'à 600 K près du coin supérieur gauche.

C. Les adiabatiques saturées, aussi connu sous le nom d'adiabatiques humides ou pseudo-adiabatiques, représentent dles lignes de température potentielle équivalente constante. Sur le téphigramme, les adiabatiques saturées sont représentées sous la forme de lignes légèrement courbées émanant verticalement du bas et se courbant vers la gauche. L'inclinaison et l'espacement des lignes varient en fonction de la hauteur et de la température. Les adiabatiques saturées représentent le taux de variation de la température dans une particule d'air saturé ascendante (en supposant que toute la vapeur d'eau condensée est liquide et tombe immédiatement à mesure que la particule prend de la hauteur – c'est l'hypothèse pseudo-adiabatique). Il est à noter que les adiabatiques saturées deviennent presque parallèles aux adiabatiques sèches lorsque les valeurs d'humidité, de température et de pression sont faibles.

Chaque adiabatique saturée est décrite par sa valeur de température en degré Celsius au niveau de son point d'intersection avec l'isobare de 1 050 hPa. Sur certains téphigrammes, les adiabatiques saturées ont la même légende que les isothermes et les adiabatiques sèches. Par ailleurs, sur certains autres téphigrammes, elles apparaissent sous la forme de zones continues couvrant une gamme de valeur, alors que sur d'autres elles sont en pointillés. Généralement, elles comportent une couleur ou un ombrage différent afin de les distinguer des autres lignes du diagramme.

D. Les isothermes représentent les lignes de température constante. Sur le téphigramme, les isothermes sont droites et pleines, et sont tracées du coin inférieur gauche vers le coin supérieur droit. Dans cet exemple, l'intervalle des isothermes est de 10 °C, et celles comprises entre -30 °C et +40 °C sont indiquées en bas de la première isobare le long des isothermes.

E. Les lignes du rapport de mélange de saturation, également appelées lignes du rapport de mélange d'humidité, représentent les valeurs constantes de la capacité de la vapeur d'eau, plus précisément le nombre de grammes d'eau requis pour saturer un kilogramme d'air sec à un niveau précis de température et de pression. Sur le téphigramme, les lignes du rapport de mélange de saturation (ws, ou parfois symbolisées par rs) sont représentées sous la forme de lignes droites, souvent en pointillés, suivant une pente allantdu coin inférieur gauche vers le coin supérieur droit. Elles sont décrites au bas du diagramme par une légende graduée de 0,02 à 40 grammes par kilogramme, c.-à-d. en parts de vapeur d'eau pour 1 000 parts d'air sec. Il est à noter que puisque la capacité de vapeur de l'air varie de façon non linéaire avec la température, l'intervalle de description des lignes possédant une valeur ws équivalente n'est pas uniforme, autrement dit, les valeurs ne sont pas linéaires mais exponentielles.

2. Paramètres météorologiques

-Humidité relative (HR)

L'humidité relative (HR) est le rapport (exprimé sous forme de pourcentage) entre la quantité de vapeur d'eau dans un volume d'air donné et la quantité que le volume occuperait si l'air était saturé.

L'humidité relative peut être calculée à partir du rapport de mélange (w) et du rapport de mélange de saturation (ws) au moyen de l'équation suivante :

HR = 100 * (w/ws)

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Dans l'exemple de sondage ci-dessus, une particule d'air à 850 hPa a un rapport de mélange de 2,9 g/kg, un rapport de mélange de saturation de 6,5 g/kg, et une humidité relative de 45 %.

Veuillez noter que la définition suppose un rapport de mélange de saturation (et une humidité relative) pour l'eau liquide et non pour la glace.

-Dépression du point de rosée

La dépression du point de rosée est la différence entre la température et la température du point de rosée à un certain niveau de pression. Les valeurs de l'humidité provenant des observations de radiosondages sont généralement exprimés en termes de dépression du point de rosée. Un milieu saturé a une dépression du point de rosée de zéro, tandis qu'un milieu sec a une forte dépression du point de rosée (30 °C ou plus).

-Température virtuelle

La température virtuelle (Tv) est la température à laquelle l'air sec aurait la même densité que l'air humide, à une pression donnée. En d'autres termes, deux échantillons d'air ayant la même température virtuelle ont la même densité, indépendamment de leur température réelle ou humidité relative.

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Étant donné que la vapeur d'eau est moins dense que l'air sec et que l'air chaud est moins dense que l'air frais, la température virtuelle est toujours supérieure ou égale à la température réelle.

Veuillez noter qu'étant donné que le rapport de mélange de saturation augmente de façon exponentielle avec la température (il double à peu près avec chaque augmentation d'environ 10 °C), la correction de la température virtuelle devient de plus en plus importante pour les points de rosée plus élevés.

-Température potentielle

La température potentielle (thêta) est la température qu'un échantillon d'air aurait s'il était amené selon l'adiabatique sèche à une pression de 1 000 hPa.

La température potentielle est généralement exprimée en kelvins. Toutefois, dans ce module, nous utiliserons le degré Celsius (°C) par souci de commodité. Pour la conversion des kelvins en degrés Celsius, il faut tout simplement soustraire 273,15.

Méthode :

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À partir de la courbe de température à la pression donnée, suivez l'adiabatique sèche vers l'isobare de 1 000 hPa. La valeur de l'isotherme à ce point équivaut à la température potentielle de la particule d'air. L'adiabatique sèche est une isotherme de température potentielle constante. Par conséquent, l'air avec une température de -30 °C à 500 hPa (illustration) a la même température potentielle que l'air avec une température de 0 °C à 750 hPa ou de 23 °C à 1 000 hPa.

-Température équivalente

La température équivalente (Te) est la température qu'aurait un échantillon d'air à un niveau de pression si toutes ses humidités étaient condensées par un processus pseudo-adiabatique (selon lequel toute l'humidité condensée est immédiatement éliminée de l'échantillon d'air). La chaleur latente de condensation réchauffe ensuite l'échantillon d'air. Parfois, la température équivalente est appelée « température équivalente adiabatique ».

Méthode :

116188thetae.png

-À partir du point de rosée à la pression donnée, tracez une ligne vers le haut parallèle aux lignes du rapport de mélange de saturation. De plus, à partir de la courbe de température à la pression donnée, tracez une ligne vers le haut le long de l'adiabatique sèche jusqu'à ce qu'elle coupe la ligne tracée à partir du point de rosée. Rappelez-vous que ce niveau est le niveau de condensation par ascendance.

-À partir du niveau de condensation par ascendance, suivez l'adiabatique saturée vers le haut à une pression où l'adiabatique saturée est parallèle à l'adiabatique sèche. Il s'agit du niveau de pression où toute l'humidité a été condensée à partir de l'échantillon.

-À partir de cette pression, suivez l'adiabatique sèche pour revenir jusqu'à la pression d'origine. La valeur de l'isotherme à ce point est égale à la température équivalente (Te).

Dans cet exemple, l'air à 850 hPa avec T = 10 °C et Td = -8 °C a une température équivalente de 17 °C.

-Température potentielle équivalente

La température potentielle équivalente (thêta-e) est la température qu'aurait un échantillon d'air si toute son humidité était condensée par un processus pseudo-adiabatique (c.-à-d., avec la chaleur latente de condensation utilisée pour réchauffer l'échantillon d'air), et si l'échantillon était ensuite ramené en fonction de l'adiabatique sèche à une pression de 1 000 hPa.

La température potentielle équivalente est identique à la température équivalente, sauf que l'échantillon est ramené au niveau de 1 000 hPa.

-Température du thermomètre mouillé

La température du thermomètre mouillé (Tw) est la température à laquelle une particule d'air à une pression constante se refroidit par l'évaporation de l'eau qu'elle contient. À cette température, la particule devient saturée. En d'autres termes, prenez une particule d'air, qui n'est pas à saturation. Ensuite, à pression constante (sans le mouvement vertical), faites évaporer l'eau dans la particule. Un refroidissement par évaporation aura lieu jusqu'à ce que la particule arrive à saturation. La température du thermomètre mouillé est atteinte lorsque la particule d'air atteint la saturation. La température du thermomètre mouillé tombera toujours entre le point de rosée et la température, sauf si l’air est saturé. À saturation, la température, le point de rosée et la température du thermomètre mouillé sont égaux.

Dans l'atmosphère réelle, la valeur Tw fournit souvent une bonne estimation de ce que la température en surface devient après le début des précipitations et une fois que les conditions deviennent saturées.

Méthode :

95330957tw.png

À un niveau de pression donné, prenez les mesures suivantes :

À partir de la température, remontez le long d'une adiabatique sèche.

À partir du point de rosée, remontez le long d'une ligne du rapport de mélange.

À partir de l'intersection des deux lignes, descendez le long de l'adiabatique saturée jusqu'au niveau initial.

Dans cet exemple, l'air à 850 hPa avec T = 20 °C et Td = 0 °C a une température du thermomètre mouillé de 10 °C.

-Température potentielle du thermomètre mouillé

La température potentielle du thermomètre mouillé (thêta-w) est la température du thermomètre mouillé qu'aurait un échantillon d'air s'il était amené le long de l'adiabatique saturée à une pression de 1 000 hPa. Idem donc que précédemment, sauf qu'au lieu de ramené la particule à son niveau de départ on la ramène à 1000 hpa.

-Niveau de condensation par ascendance (NCA)

Le niveau de condensation par ascendance (NCA) est la hauteur à laquelle une particule d'air devient saturée lorsqu'elle est soulevée en fonction de l'adiabatique sèche.

Méthode :

778126okaq.png

Le niveau de condensation par ascendance est situé sur un sondage à l'intersection de la ligne du rapport de mélange de saturation qui passe par la température du point de rosée en surface avec l'adiabatique sèche qui passe par la température en surface. Dans cet exemple, l'air à la surface avec T = 9 °C et Td = 0 °C sera saturé s'il est soulevé en fonction de l'adiabatique sèche à 870 hPa, soit le niveau de condensation par ascendance.

Remarque : Lorsque la teneur en humidité dans les couches près de la surface varie considérablement, on peut utiliser une valeur de l'humidité moyenne des bas niveaux à la place de la valeur de l'humidité des particules de surface pour calculer le niveau de condensation par ascendance (NCA).

-Niveau de condensation par convection (NCC)

Le niveau de condensation par convection (NCC) est la hauteur à laquelle une particule d'air, si elle est suffisamment chauffée par le bas, va s'élever avec un processus adiabatique jusqu'à ce qu'elle soit juste saturée. Habituellement, il s'agit de la hauteur de la base des nuages cumuliformes produits par la convection thermique causée uniquement par le réchauffement de la surface.

Méthode :

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Afin de déterminer le niveau de condensation par convection (NCC) sur un sondage, commencez au point de rosée à la surface, remontez le long de la ligne du rapport de mélange de saturation jusqu'à ce que cette ligne croise le profil de température sur le sondage. Le niveau de l'intersection est le niveau de condensation par convection.

Dans cet exemple, l'air à la surface avec un point de rosée de 0 °C aurait un niveau de condensation par convection de 750 hPa.

-Niveau de convection libre (NCL)

Le niveau de convection libre (NCL) est la hauteur à laquelle une particule d'air, lorsqu'elle est soulevée, devient plus chaude que l'air environnant et donc convectivement instable. La particule est soulevée selon l'adiabatique sèche jusqu'à saturation [au niveau de condensation par ascendance (NCA)], puis selon l'adiabatique saturée par la suite.

Méthode :

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À partir du niveau de condensation par ascendance (NCA), remontez le long de l'adiabatique saturée jusqu'à son intersection avec la courbe de température du sondage. Le niveau de cette intersection est le niveau de condensation par ascendance.

Dans cet exemple, la surface T = 9 °C et Td = 0 °C, ce qui se traduit par un niveau de condensation par ascendance (NCA) de 870 hPa et un niveau de convection libre de 675 hPa.

-Niveau zéro du thermomètre mouillé

Le niveau zéro du thermomètre mouillé est le niveau le plus bas dans un sondage auquel la température du thermomètre mouillé est de 0 °C.

Lors d'un événement de précipitation en saison froide, plus le niveau zéro initial du thermomètre mouillé est élevé, moins il y a de chances pour que les précipitations se changent en précipitations verglaçantes/solides à la surface. De plus, pendant la période d'activité convective, les niveaux zéro plus bas du thermomètre mouillé peuvent indiquer une plus grande probabilité de chutes de grêle.

Méthode :

249341OKOK.jpg

À partir de la surface, remontez sur l'isotherme de 0 °C jusqu'à ce qu'elle traverse le profil de température du thermomètre mouillé. Ce niveau est le niveau zéro du thermomètre mouillé.

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3. La stabilité verticale

-Etat stable

Lorsqu'une particule soulevée a une température virtuelle plus faible que celle du milieu environnant, la particule sera plus dense que l'environnement. Dans ce cas, la particule déplacée a tendance à revenir à sa position d'origine et l'environnement est dit stable. Dans les mêmes conditions, une particule descendante aura une température virtuelle plus élevée que l'air environnant, ce qui la fera monter par rapport à sa position d'origine.

Notez que la condition normale de l'atmosphère est une condition stable, sauf lorsque certains processus, tels qu'un réchauffement de la surface du sol important, un mouvement ascendant, etc., rendent la condition instable. La compréhension des répercussions de tels processus sur la stabilité constitue un problème important lié à la prévision et il est abordé plus loin dans la section Stabilité variable.

-Etat instable

Si une particule soulevée a une température virtuelle plus élevée que celle du milieu environnant, sa densité sera inférieure à celle de l'environnement. Dans ce cas, la particule déplacée accélérera vers le haut par rapport à son niveau d'origine et l'environnement est alors qualifié d'instable. Dans les mêmes conditions, une particule descendante aura une température virtuelle plus faible que celle de l'air environnant et elle accélérera vers le bas en s'éloignant de sa position d'origine.

-Etat neutre

Lorsqu'une particule soulevée a la même température virtuelle que le milieu environnant, sa densité sera la même que celle du milieu environnant. Dans ce cas, la particule déplacée a tendance à rester à son nouveau niveau et la stabilité environnementale est neutre.

4. Types de stabilités et gradients thermiques verticaux

Le téphigramme, comme avec d'autres diagrammes thermodynamiques, offre un outil utile pour appliquer la méthode de la particule et évaluer la stabilité atmosphérique en comparant le gradient thermique vertical de la courbe de la température virtuelle (Tv) d'une couche donnée avec le gradient thermique vertical de la courbe adiabatique sèche correspondante (dans le cas d'une particule non saturée) ou de la courbe adiabatique saturée (dans le cas d'une particule saturée).

Dans la pratique de prévision actuelle, la courbe de la température ambiante (T) est utilisée pour ces comparaisons, au lieu de la courbe plus exacte Tv afin d'évaluer plus rapidement la stabilité ou l'instabilité. Notez, toutefois, que dans des environnements très chauds et humides, le remplacement de la courbe Tv par la courbe T peut être une source d'erreurs importantes dans le cadre de l'évaluation de la stabilité.

-Stable

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Sur ce graphique, la ligne rouge (ligne T-T′) décrit un profil de température observé simple et stable de la surface (près de 960 hPa) à 400 hPa. Si une particule d'air à la surface, avec la température T et le point de rosée Td, est soulevée, elle se refroidira en suivant l'adiabatique sèche jusqu'à ce qu'elle arrive à saturation au point T1. Si la particule est davantage soulevée, elle se refroidira en suivant l'adiabatique saturée au point T2. À chaque point de son ascendance, la particule est plus froide que l'air ambiant (ligne T-T′). Ainsi, l'air qui suit la trajectoire T-T1-T2 sera toujours plus froid et plus dense que l'air ambiant, ce qui signifie que la particule aura toujours tendance à revenir à son état d'équilibre. On dit que cet air est stable.

- Instabilité absolue

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Sur ce graphique, la ligne rouge (ligne T-T′) décrit un profil de température observé de la surface (près de 960 hPa) à 850 hPa. Si une particule d'air à la surface, avec la température T et le point de rosée Td, est soulevée, elle se refroidira en suivant l'adiabatique sèche jusqu'à ce qu'elle arrive à saturation au point T1. À chaque point de son ascendance, la particule est plus chaude que l'air ambiant (ligne T-T′). C'est pourquoi l'air qui suit la trajectoire T-T1 sera plus chaud et moins dense que l'air ambiant. Par conséquent, sa température continuera d'augmenter d'elle-même. On dit que cet air est « absolument » instable. Le gradient thermique vertical de sondage de la ligne T-T′ dépasse l'adiabatique sèche et il est communément appelé le gradient superadiabatique.

Notez que l'instabilité absolue est une situation relativement rare et qu'elle se limite habituellement à une couche mince près de la surface dans des conditions de réchauffement important de la surface du sol (par exemple, réchauffement solaire ou air très froid au-dessus d'une masse d'eau chaude).

- Instabilité conditionnelle

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Sur ce graphique, la ligne rouge (ligne T-T′) décrit un profil de température observé de la surface (près de 960 hPa) à 400 hPa. Si une particule d'air à la surface avec une température T et un point de rosée Td est soulevée, elle se refroidira selon l'adiabatique sèche jusqu'à ce qu'elle arrive à saturation au point T1. Si la particule est davantage soulevée, elle se refroidira alors en suivant l'adiabatique saturée au point T3. Pendant son ascendance et avant d'arriver au point T2 (à environ 770 hPa), la particule est plus froide et plus dense que l'air environnant et donc inférieure à 770 hPa (le long de la section de la ligne T-T1-T2); l'atmosphère est stable. Cependant, après le passage du point T2, la particule est toujours plus chaude et moins dense que l'air environnant et elle est donc instable. Nous qualifions ce point (T2) de . On dit que l'air est « conditionnellement instable ». On dit que l'air est « conditionnellement instable ». L'adjectif « conditionnel » signifie que la particule soulevée est stable si elle est non saturée et instable (au-dessus du NCL) si elle est saturée. Dans le cas d'un déplacement vers le bas, la température des particules initialement saturées et non saturées se réchaufferait selon l'adiabatique sèche.

- Neutralité

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Si la courbe de température d'un sondage est parallèle à une courbe adiabatique saturée, alors une particule saturée déplacée vers le haut ne sera ni soutenue ni entravée par l'atmosphère environnante et aura tendance à rester au niveau vers lequel elle est déplacée. Dans ce cas, la particule saturée déplacée vers le haut est en équilibre neutre avec l'environnement.

De même, si la courbe T du sondage est parallèle à une courbe adiabatique sèche, une particule non saturée déplacée vers le haut aura aussi tendance à rester au niveau vers lequel elle est déplacée. Par conséquent, la particule non saturée et déplacée vers le haut est en équilibre neutre avec l'environnement.

5. Déterminer la stabilité des gradients thermiques verticaux

- Gradient superadiabatiques

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Les gradients superadiabatiques persistent rarement dans l'environnement. Toute perturbation verticale favorisera la libération de l'instabilité. De véritables gradients superadiabatiques sont souvent observés dans les 300 premiers mètres de la surface (en raison du réchauffement de la surface du sol). Cependant, lorsque des gradients adiabatiques absolument instables sont signalés dans la troposphère au-dessus de la couche limite, ils sont souvent rejetés, car on estime qu'il s'agit de données erronées. On attribue habituellement les gradients adiabatiques de ce type à des défauts de mesure ou à des faux effets. Cependant, des preuves indiquant que de véritables gradients superadiabatiques peuvent être observés dans une couche assez mince entre deux couches stables dans la troposphère, et ce bien au-dessus de la couche en surface.

Deux processus peuvent expliquer la présence de gradients superadiabatiques réels de ce type :

-Déstabilisation importante en raison d'une ascendance rapide à la frontière entre l'air saturé et l'air sec dans la couche soulevée.

-Taux élevé d'évaporation au sommet d'une couche de nuages.

L'apparition simultanée de deux processus est également une possibilité. Ainsi, si vous voyez un gradient superadiabatique dans un sondage aérologique, vous ne devriez pas le négliger en pensant qu'il s'agit de mauvaises données. Prêtez une attention particulière aux conditions synoptiques qui sont observées dans la zone où est réalisé le sondage. Lorsqu'un soulèvement rapide de couches semble probable, en raison du mouvement rapide d'un front froid ou d'une ascendance orographique, la probabilité d'observer une couche mince avec un gradient superadiabatique est importante. Des rapports d'altocumulus castellanus sur la carte de surface sont souvent constatés dans la zone d'une telle activité.

- Gradients autoconvectifs

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Il existe des gradients superadiabatiques où la baisse de la température avec l'altitude est tellement importante que la densité de l'air est constante ou augmente avec l'altitude. La densité de l'air est constante avec la hauteur lorsque le gradient thermique vertical est égal à 34,2 °C par km. On appelle cela le gradient vertical autoconvectif ou le gradient d'autoconvection. Si ce gradient thermique vertical est dépassé, l'air plus dense qui se trouve au-dessus descendra spontanément en rejoignant l'air moins dense situé en dessous. Ce renversement spontané de l'atmosphère est appelé autoconvection, car l'autoconvection de l'air commence sans impulsion externe. L'autoconvection se produit généralement avec des cas de réchauffement important de la surface du sol et est limitée à quelques mètres au-dessus de la surface de la Terre.

- Gradients isothermes

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Des gradients thermiques verticaux isothermes sont observés lorsque la température ne change pas en fonction de la hauteur. Étant donné que toute particule d'air déplacée verticalement se refroidira ou se réchauffera selon le gradient adiabatique approprié, les gradients thermiques verticaux isothermes sont un cas particulier de gradient thermique vertical stable.

- Inversions

671864inv.png

Une inversion est observée lorsque la température augmente avec l'augmentation de la hauteur. Étant donné que toute la particule d'air qui est déplacée vers le haut se refroidira selon le gradient adiabatique approprié, les inversions sont un cas particulier de gradient thermique vertical stable.

Les inversions se forment en réponse à plusieurs processus, qui sont notamment (sans s'y limiter) les suivants :

-Refroidissement de la surface par rayonnement

-Subsidence en altitude

-Passage d'un front

|(A suivre)|

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6. Causes des variations de stabilité

( section non détaillée )

Plusieurs processus agissent dans l'atmosphère pour modifier des gradients thermiques verticaux. En tant que prévisionniste, vous devrez comprendre ces processus afin d'obtenir la meilleure analyse de la stabilité au cours d'une période de prévision. Cinq types de processus physiques de base peuvent modifier la stabilité à un point ou dans une couche verticale locale donnée.

-Réchauffement et refroidissement diabatiques ( réchauffement diurne ou refroidissement nocturne par ex. )

-Advection ( uniforme ou différentielle )

-Mouvement vertical d'une couche

-Convection profonde

-Humidification

Dans la pratique, plusieurs de ces processus fonctionnent habituellement simultanément au même endroit, et il peut être difficile, voire impossible, d'évaluer leurs effets séparément. Par conséquent, vous devrez tenir compte de tous ces processus au moment d'analyser un sondage.

7. Applications pour la prévision convective

Il existe une vaste gamme de problèmes de prévision qui se prêtent à l'utilisation du téphigramme et des paramètres atmosphériques connexes dans les applications concrètes suivantes (liste non exhaustive) :

-évaluation du potentiel de convection et de la gravité de cette dernière

-prévision des risques de cisaillement du vent, de turbulence et de givrage pour les aéronefs

-prévision des températures et des types de précipitations

- Prévision des orages de masse d'air

Les orages de masse d'air se produisent lorsque le forçage synoptique est faible, mais que la couche limite est humide et relativement chaude. Le cisaillement vertical du vent est habituellement faible, et le soulèvement de la particule est principalement dû à la poussée verticale, qui peut être estimée à partir de l'énergie potentielle convective disponible (EPCD). Le gradient thermique vertical du milieu doit être conditionnellement instable et l'air doit avoir suffisamment d'humidité pour que les particules d'air qui s'élèvent saturent et continuer à s'élever au-delà de leur niveau de convection libre. Une inversion bloquante peut être présente pendant la matinée et peut retarder le début de la phase, jusqu'à ce que la couche limite soit réchauffée à sa température de convection. Rappelez-vous que la température de convection est la température de la surface qui doit être atteinte pour initier la formation de nuages convectifs par le réchauffement de la surface.

Dans certains cas, le gradient thermique vertical du milieu peut être plus instable et le cisaillement vertical du vent plus important. Dans ces cas, ce n'est plus nécessairement une convection associée associée aux orages de masse d'air; on assiste alors à la formation d'orages violents, accompagnés de grêle, de vents forts et, dans certains cas rares, de tornades. Les paramètres de sondage qui permettent d'évaluer la possibilité de convection profonde sont abordés dans la section Orages violents.

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Vous trouverez ci-dessous quelques paramètres qui sont utiles pour diagnostiquer le potentiel d'orages de masse d'air.

-Température de convection

Instabilité

-Indice de soulèvement (LI)

-Indice Total-Total (TT)*

Poussée verticale

-EPCD ( CAPE en anglais )

Possibilité d'orages et teneur en eau

-Indice de George (K)**

Cisaillement vertical du vent

-Profil du vent

*L'indice Total-Total (TT) est encore un autre indice de phénomènes météorologiques violents. Il est calculé à l'aide de la température et du point de rosée à 850 hPa et de la température à 500 hPa. Plus le point de rosée et la température à 850 hPa sont élevés et plus la température à 500 hPa est basse, plus l'instabilité et la valeur TT qui en découle sont grandes.

Les valeurs TT sont empiriquement liées à la probabilité de phénomènes météorologiques violents, de la manière suivante :

TT Événement

44 Orages

50 Orages violents possibles

55 ou plus Orages violents probables;

possibilité de formation de tornades

Points forts et limites :

L'indice Total-Total (TT) est un indice de phénomènes météorologiques violents largement utilisé qui est très facile à calculer. Toutefois, il est limité, dans le sens où il utilise les données de deux niveaux obligatoires seulement (850 et 500 hPa), et par conséquent, il ne tient pas compte des inversions intermédiaires ou des couches humides ou sèches qui peuvent se produire en dessous de ces niveaux ou entre eux. En outre, il ne fonctionne pas dans les régions de l'ouest des grandes plaines ou les Rocheuses, où le niveau de 850 hPa se trouve près de la surface ou sous la surface du sol. Enfin, à l'instar de plusieurs autres indices relatifs aux phénomènes météorologiques violents, il ne prend pas en compte le cisaillement du vent, qui est un facteur essentiel dans de nombreux environnements convectifs violents.

**L'indice de George (K) est particulièrement utile pour déterminer les environnements convectifs et ceux produisant de fortes pluies. Son calcul tient compte de la répartition verticale de l'humidité et de la température. Il n'a pas besoin d'un téphigramme; il est simplement calculé à partir des températures à 850, 700 et 500 hPa, ainsi que des points de rosée à 850 et 700 hPa. Plus le taux d'humidité est élevé et plus grande est la différence de température dans la couche 850-500, plus l'indice de George et le potentiel de convection sont élevés.

La probabilité d'orage varie de très faible lorsque l'indice de George est inférieur à 20 (indice de George inférieur à 15 à l'ouest des Rocheuses) à une probabilité d’activité étendue lorsque l'indice de George est supérieur à 35 (indice de George supérieur à 30 à l'ouest des Rocheuses).

Points forts et limites :

L'indice de George est un outil utile pour diagnostiquer le potentiel de convection. Toutefois, on ne peut pas l'utiliser pour déduire la gravité de la convection. Étant donné qu'il utilise les données de la couche de 850 hPa, il n'est pas applicable dans la région des Rocheuses, où la pression en surface est généralement inférieure à 850 hPa.

- prévision des orages violents

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Les milieux dans lesquels se produisent des orages violents sont identifiés à l'aide d'une valeur EPCD élevée ou d'un fort cisaillement, voire les deux. La répartition verticale du cisaillement (p. ex., profondeur de cisaillement, sa force) a une incidence sur l'organisation et l'évolution des orages violents. L'examen de certains paramètres du téphigramme est essentiel, mais cela n’est pas suffisant pour la prévision des orages violents. Les paramètres du téphigramme devraient toujours être utilisés en combinaison avec d'autres données (analyses en surface et en altitude, sorties de modèle de PNT, etc.) pour faire une évaluation complète du potentiel de temps violent.

Les paramètres à regarder sont :

Instabilité

-Énergie convective potentielle disponible (EPCD)

-Inhibition convective (IC)

-Indice de soulèvement (LI)

-Indice de stabilité de Showalter (SI)***

-Indice Total-Total (TT)

***L'indice de Showalter (SI) est un indice populaire de phénomènes météorologiques violents. Il est semblable à l'indice de soulèvement (LI), mais alors que l'indice de soulèvement débute par la moyenne du premier 100 hPa du sondage au-dessus du niveau du sol, l'indice de Showalter utilise une particule soulevée de 850 hPa à 500 hPa. À 500 hPa, la température de la particule est soustraite de la température du sondage. Des valeurs d'indice de Showalter plus négatives indiquent une plus grande instabilité.

Les valeurs de l'indice de Showalter ont été empiriquement liées à des événements convectifs de la manière suivante :

Valeur de l'indice de Showalter / Événement

+3 à +1 Averses de pluie,

quelques averses et orages

+1 à -2 Averses et orages

-3 à -6 Orages violents

moins de -6 Orages violents,

possibilité de tornades

Comme avec l'indice de soulèvement ou del'énergie potentielle convective disponible , vous ne devez jamais vous fier uniquement à l'indice de Showalter pour évaluer le potentiel de convection.

Cisaillement vertical du vent

Le cisaillement vertical du vent est un paramètre très important pour déterminer à quel moment évaluer le potentiel de formation d'orages violents ainsi que la prévision du type d'orage, de son évolution et de son mouvement. À mesure que le cisaillement de 0 à 6 km prend de l'ampleur, les caractéristiques de l'orage évoluent, de cellules ordinaires de courte durée de vie à des cellules multiples, jusqu'aux supercellules lorsque le cisaillement est supérieur à 25 m/s.

Dans les milieux favorables à la formation d'orages violents, les vecteurs de cisaillement du vent tournent habituellement dans le sens horaire, ce qui donne des vents qui tournent dans les derniers kilomètres les plus bas. En cas de cisaillement du vent de forte ampleur, un hodographe tournant dans le sens horaire favorise un orage plus soutenu et ayant une durée de vie plus longue, avec un courant ascendant en rotation de manière cyclonique.

Combinaisons d'instabilité et de cisaillement du vent

Indice SWEAT****

Nombre de Richardson apparent (BRN)

****En général, les conditions suivantes entraînent un indice SWEAT plus élevé et une plus grande probabilité de temps violent :

-augmentation de la température et de l'humidité à basse altitude

-températures plus fraîches en altitude

-grand cisaillement vertical du vent

-direction du vent dextrogyre avec la hauteur

Les valeurs de l'indice SWEAT ont été empiriquement liées à des événements convectifs de la manière suivante :

SWEAT Potentiel de temps violent

150-300 Faible (risque d'orages)

300-400 Modéré (risque d'orages violents)

400 ou plus Élevé (risque de tornades)

Les sondages de temps violents

- Loaded Gun

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Ce sondage se caractérise par une couche humide assez bien mélangée d'une profondeur d'au moins 100 à 150 hPa, séparée par d'une couche sèche située au-dessus par une inversion bloquante. Les gradients thermiques verticaux au-dessus de l'inversion sont généralement presque des adiabatiques sèches. Souvent appelés sondages « loaded gun », ils présentent habituellement une Td à la surface supérieure à 10 °C et une Td à 850 hPa supérieure à 8 °C. Les sondages de type I comportent souvent des valeurs EPCD et TT élevées, ainsi que des faibles valeurs LI et SI. Ils sont couramment observés dans la région des grandes plaines des États-Unis durant le printemps, pendant la saison de temps violent.

- Sondage de type II :

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Ce type de sondage est courant dans les tropiques, mais il est observé à plusieurs reprises sur une grande partie du territoire des États-Unis situé à l'est des montagnes Rocheuses, en particulier pendant l'été, au-dessus de la côte du golfe du Mexique et dans la région sud-est. Il se caractérise par une couche profonde, humide et conditionnellement instable, avec des humidités relatives supérieures à 60 % de la surface jusqu'à 7 km au-dessus du niveau du sol. Il n'y a aucun blocage; on observe donc généralement une convection répandue.

- Sondage de type III :

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Ce type de sondage est semblable à celui de type 2, à l'exception des températures qui sont de 10 à 15 °C plus froides. Il est couramment observé à proximité des creux comportant des bassins d'air froid en altitude et des cyclones.

- Sondage de type IV ( V inversé ) :

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Ce type de sondage se caractérise par une couche d'air dans les bas niveaux relativement sec et bien mélangé, avec une humidité relative qui augmente avec la hauteur, ce qui lui donne l'apparence d'un « V inversé ». Il est observé fréquemment pendant la saison estivale dans les hautes plaines des États-Unis, ainsi que dans les régions montagneuses et les plateaux de l'ouest des États-Unis. Il est généralement associé à des orages qui ont une base élevée, accompagnés de vigoureux courants descendants engendrés par l'évaporation et de microrafales.

Prévision des rafales convectives - microrafales sèches/humides

Les microrafales sont définies comme des courants descendants violents qui ne s'étendent pas sur plus de 4 km horizontalement. Un aéronef qui est confronté à une microrafale peut soudainement perdre de la vitesse et subir une diminution de portance connexe, ce qui peut avoir des conséquences potentiellement catastrophiques. Les prévisionnistes doivent reconnaître certaines des caractéristiques de sondage communément associées aux microrafales, de sorte que les ressources aéronautiques puissent être prévenues lorsque les risques existent.

Les courants descendants associés aux microrafales sont causés par la flottabilité négative liée au refroidissement par évaporation. Une fois que ces forts courants descendants atteignent la surface, ils s'étendent horizontalement, ce qui produit un dangereux cisaillement du vent. Les microrafales sont classées en deux catégories de base : celles qui sont associées à des orages contenant des précipitations, appelées microrafales humides, et celles observées dans les orages qui comportent peu ou pas de précipitations, appelées microrafales sèches.

Voici un sondage typique de microrafale humide.

764745micro.jpg

Les sondages de microrafales humides sont caractérisés par des conditions humides, presque saturées dans les bas niveaux et des conditions plus sèches en altitude. Ces sondages prennent souvent la forme de la lettre « Y », comme les sondages de temps violent, mais ils présentent en général des valeurs d'eau précipitable plus élevées. L'air sec en altitude est entraîné dans les courants convectifs descendants et augmente le refroidissement par évaporation, ce qui augmente la flottabilité négative et renforce les courants descendants. Ces microrafales se produisent le plus fréquemment sur le sud-est des États-Unis, et elles sont souvent accompagnées de fortes précipitations.

Voici un sondage typique de microrafales sèches.

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La basse troposphère est relativement sèche, avec des conditions humides, parfois saturées dans les moyens niveaux. En raison de l'apparence de leurs courbes de température et de point de rosée, on appelle parfois les sondages des microrafales sèches sondages en « V inversé ». Le niveau de condensation par convection est élevé et, par conséquent, les nuages convectifs possèdent une base élevée, avec des précipitations qui s'évaporent dans la couche plus sèche dans la basse troposphère. Le refroidissement par évaporation contribue à son tour à la flottabilité négative qui renforce les forts courants descendants. Ces courants descendants se répandent horizontalement une fois qu'ils ont atteint la surface. Parfois, aucune précipitation n'atteint réellement la surface. Seul un cercle de poussière en dessous du virga peut signifier la présence d'une microrafale sèche.

Plusieurs indices ont été mis au point pour prévoir les rafales de vent dues à la convection. Ici, nous vous présentons l'indice WINDEX (McCann, 1994), qui a été élaboré directement à partir des recherches portant sur les microrafales.

L'indice WINDEX (WI) est calculé comme suit :

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Équation WINDEX pour prévoir les rafales de vent dues à la convection

où :

WI = vitesse maximale des rafales de vent (en nœuds)

HM = hauteur du niveau de fusion (km)

RQ = QL/12, mais la valeur de RQ ne peut pas dépasser 1

QL = rapport de mélange moyen dans le kilomètre le plus bas (g/km)

QM = rapport de mélange au niveau de fusion (g/km)

tautau = gradient thermique vertical du niveau de fusion jusqu'à la surface (°C/km)

Prévision de la grêle

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Les chutes de grêle sont relativement rares avec les orages de masse d'air habituels, mais elles sont plus fréquentes avec les orages multicellulaires et supercellulaires. Plusieurs facteurs entrent en jeu lorsque l'on essaie de prévoir les chutes de grêle. Les considérations importantes qui peuvent être évaluées sur le téphigramme comprennent les éléments suivants :

-Niveau d'équilibre (NE)

-Niveau de congélation

-Niveau zéro du thermomètre mouillé

-Niveau de condensation par convection (NCC)

-EPCD

-Cisaillement vertical du vent

Plus le niveau d'équilibre est élevé dans un sondage, plus la probabilité de grêle est importante, ce qui a tendance à être favorisée dans les plus grands orages. Près des deux tiers de tous les orages dont l'écho radar atteint plus de 50 000 pieds (15,2 km) se traduisent par de la grêle à la surface.

Il est également important d'évaluer le niveau de congélation et le niveau zéro du thermomètre mouillé. Des niveaux zéro plus bas sont propices à la grêle, étant donné qu'une plus grande profondeur de l'orage contient des températures inférieures au point de congélation, là où la grêle peut se former. Par conséquent, la grêle est plus susceptible de se produire dans les orages qui présentent des niveaux de congélation inférieurs à 12 000 pieds (3,7 km).

Plus la valeur EPCD est élevée, plus la vitesse du courant ascendant est importante et plus il y a des risques d'un épisode de grêle important, avec de gros grêlons.

Les sondages qui présentent un important cisaillement vertical du vent indiquent que les orages peuvent devenir penchés, avec une séparation courant ascendant/courant descendant qui peut promouvoir l'intensité et la longévité des courants ascendants.

Enfin, l'élévation joue un rôle clé. Par exemple, en Amérique du Nord, la grêle se produit le plus fréquemment dans les régions sous le vent des montagnes Rocheuses, du Colorado au Wyoming aux États-Unis et vers le nord, jusqu'à l'Alberta, au Canada. Dans cette région, l'altitude de la surface est comprise entre 4 000 et 6 000 pieds (1,2 et 1,8 km) au-dessus du niveau moyen de la mer, de sorte que le niveau de congélation climatologique est plus près de la surface.

Prévision des risque d'inondations et crues subites

Des crues subites se produisent généralement lorsque le taux de précipitations est très important pendant une longue période. Les conditions qui favorisent la production des crues subites comprennent : les forts orages multicellulaires, les supercellules, les systèmes convectifs à méso-échelle et les perturbations tropicales (ondes, systèmes dépressionnaires et cyclones).

Des crues subites se produisent lorsqu'un système produisant de fortes pluies devient quasi stationnaire au-dessus d'un bassin versant, ou lorsque des systèmes convectifs successifs passent au-dessus du même bassin versant. La formation de nouvelle convection est fortement influencée par le front de rafale produit à partir des cellules existantes (et antérieures). La régénération ou « formation » de cellules au même endroit est associée à un front dans les bas niveaux qui se déplace lentement, un courant jet dans les bas niveaux, une divergence en altitude, et un cisaillement vertical faible du vent.

Le taux de précipitations à un point particulier est proportionnel à l'ampleur du mouvement vertical de l'humidité vers le haut. Cela signifie que l'air qui monte doit avoir une teneur en vapeur d'eau importante et la vitesse d'ascension doit être élevée. L'atmosphère doit être conditionnellement instable et il doit y avoir un mécanisme selon lequel l'air chaud et humide augmentera jusqu'à son niveau de convection libre.

Paramètres du téphigramme :

Instabilité :

-Valeur EPCD requise

Profil de température :

-Au niveau de l'adiabatique saturée ou très proche de cette dernière, notamment dans la moitié inférieure de la troposphère

Humidité dans les bas niveaux et efficacité des précipitations :

-Valeurs élevées de l'indice de George (K) (généralement supérieures à 35)

-Couche épaisse de nuages chauds (distance du NCA au niveau de fusion [niveau de congélation] supérieure à 4 km)

-Eau précipitable dépassant 150 % de la moyenne (par exemple, pour la majeure partie de la zone continentale des États-Unis, une eau précipitable supérieure à 1,75 po (4,5 cm) représente un sondage chargé d'eau, tandis qu'une quantité inférieure à 0,75 po (1,9 cm) représente un sondage plutôt sec).

Profil du vent :

-vents à 850 hPa dépassant 25 kt (29 mi/h, 46 km/h, 13 m/s) et à 700 hPa dépassant 30 kt (35 mi/h, 56 km/h, 15 m/s)

Cisaillement faible du vent dans la moyenne troposphère (et parfois vents légers et variables)

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Fin de la partie 3! J'ai volontairement omis certaines parties ou certains points vu que le module est très long. On pourra toujours y revenir plus tard.

MetEd

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Partie 4 : Les orages et le cisaillement

1. Interaction cisaillement/courant de densité

Introduction

Le cisaillement vertical du vent influe sur l'organisation de l’orage en améliorant la capacité d'un courant de densité (ou piscine d'air froid) pour déclencher de nouvelles cellules. En soi, un courant de densité ne peut déclencher de nouvelles cellules que si le mouvement vers le haut à son bord d'attaque peut soulever l'air chaud jusqu’à son LFC. Dans un environnement uniforme, lorsque le cisaillement vertical du vent est faible, aucune partie du front de rafales ne favorise la croissance de nouvelles cellules. Bien sûr, puisque l'atmosphère n’est généralement pas uniforme, il ya généralement des zones le long du front de rafales où le soulèvement d’air plus chaud peut atteindre plus facilement le LFC.

Lorsque le cisaillement de vent verticale augmente, l'interaction entre le cisaillement et le bassin d’air froid devient un facteur supplémentaire qui peut améliorer le soulèvement d’air sur un flanc préférentiel. Ce soulèvement accru se produit même dans un environnement relativement uniforme. Nous pouvons décrire cette interaction cisaillement / courant de densité à travers le concept de vorticité horizontale.

Vorticité horizontale

Un profil vertical de vent cisaillé conduit à tourbillon horizontal dans l'atmosphère. Nous pouvons visualiser ce tourbillon si nous imaginons une roue placée parallèlement à la direction du cisaillement. Rappelez-vous, la roue est juste un outil pour visualiser le tourbillon, et l'air ambiant ne tourne pas réellement autour d'un axe horizontal.

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Les gradients de flottabilité horizontaux génèrent du tourbillon horizontale. Dans cet exemple d'un courant de densité en propagation, du tourbillon horizontale négatif est généré le long du bord droit, et du tourbillon horizontale positif est généré sur le bord gauche.

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Interaction entre différentes vorticité

Pour voir comment le tourbillon associé avec le cisaillement vertical du vent peut améliorer le soulèvement sur un côté préférentiel, nous devons examiner les propriétés générales du tourbillon. En particulier, nous devons examiner comment le flux global est influencé par l'interaction des différents champs de tourbillon.

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Par exemple, si des régions positives et négatives de tourbillon horizontal sont de même ordre de grandeur et existent à proximité immédiate l’une de l'autre, du mouvement vers le haut est produit à droite du tourbillon négatif et à la gauche du tourbillon positif, ce qui conduit à une forte hausse du mouvement vertical entre les tourbillons. Par contre si un tourbillon est plus fort que l’autre, le mouvement vertical sera « tiré » du côté du plus fort tourbillon.

2. Modélisation de l’interaction cisaillement/courant de densité

La puissance de l’ascendance formée sur un des bords du courant de densité est optimisée lorsque le tourbillon horizontal associé à l’environnement est à peu près égal en ampleur et en profondeur à la couche de vorticité horizontale produite par l’air froid sous l’orage.

Cet effet est montré plus bas dans un ensemble de simulations numériques à deux dimensions dans lesquelles un bassin d'air froid se propage dans des conditions de cisaillement vertical différentes. Les contours de couleur représentent les températures les plus froides de la poche froide, et les vecteurs de vent illustrent l'écoulement. Les vecteurs de vent sont présentés tous les 700 m de hauteur et de tous les 2000 m horizontalement.

Courant de densité dominant

Si le tourbillon lié au courant de densité est beaucoup plus fort que le tourbillon lié au cisaillement de l’environnement, les particules seront soulevées jusqu’à la hauteur du bassin d’air froid, puis traînées vers l'arrière.

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Équilibre entre le courant de densité et l’environnement

Si le tourbillon du courant de densité et celui de l’environnement sont presque équilibrés, le soulèvement produit est beaucoup plus marqué et vertical. C’est un cas de soulèvement optimal.

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Cisaillement de l’environnement dominant

Si les contributions de cisaillement de l’environnement sont plus grandes que les contributions du courant de densité, l'air à l’avant du bassin d’air froid sera soulevé puis entrainé horizontalement. Le scénario produit moins de soulèvement que le cas optimal de cisaillement équilibré.

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Les résultats des interactions courant de densité / cisaillement peuvent être prédits en fonction du rapport entre la vigueur du courant de densité, donnée par la vitesse de propagation, et la force du cisaillement de l’environnement à basse altitude. Nous pouvons déterminer ce dernier en faisant la différence entre le vent de surface et le vent à 2,5 km. Ceci est la profondeur sur laquelle le cisaillement vertical du vent interagit le plus efficacement avec le bassin d'air froid. Comme on l’a montré, l'état optimal pour l’ascendance forcée se produit lorsque ce ratio est proche de 1.

Question ! -> La convergence de surface est souvent utilisée pour mesurer le potentiel pour forcer une nouvelle convection. Est-ce que la force de la convergence de surface produit sur les bords d'un bassin d'air froid est un bon proxy pour savoir sur quelle profondeur seront soulevées les particules ?

La bonne réponse est non, pas nécessairement.

Un ordre de grandeur donné de convergence de surface nous dit peu de choses sur la force nette qu'une particule connaîtra. Il est possible d'avoir une convergence de surface très forte dans un environnement de faible cisaillement qui produit un soulèvement net minime en raison de la domination du courant de densité. Aussi, une beaucoup plus faible convergence de surface dans un environnement fortement cisaillé peut produire beaucoup plus de soulèvement net dû à l’interaction cisaillement/bassin d’air froid.

3. Interaction cisaillement/mouvement vertical

Dans cette section, nous allons discuter de la façon dont le cisaillement vertical du vent interagit avec des courants ascendants pour organiser la convection. De toute évidence, le cisaillement vertical du vent va créer courant ascendant incliné.

Bien que nous souligneront comment le cisaillement vertical du vent peut augmenter l’organisation de la convection, nous devons d'abord rappeler que le cisaillement vertical du vent prend d'abord de l'énergie au courant ascendant. En fait, si la force du courant ascendant est faible par rapport à la force du cisaillement vertical du vent, le nuage se développant peut être déchiré et ne jamais se transformer en un orage.

Inclinaison du courant ascendant

Une partie de l’impulsion verticale du courant ascendant est transférée dans la dynamique horizontale et de ce fait, le courant ascendant va s’incliner ou se renverser. L'ampleur de l'inclinaison dépend à la fois de la force du cisaillement vertical du vent ainsi que de la force du courant ascendant. Pour une quantité donnée de cisaillement, un courant ascendant plus fort et plus dynamique ne basculera pas autant qu’un courant ascendant plus faible tout simplement parce que son élan vertical sera plus grand.

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Courant ascendant et vorticité latérale

L’inclinaison peut également être expliquée par l'utilisation du tourbillon horizontal.

Quand le courant ascendant se développe, du tourbillon horizontal est généré en continu le long de ses côtés. Ce tourbillon est expliqué par le gradient de flottabilité horizontale à travers le courant ascendant, tout comme nous l'avons vu sur les bords d'un bassin d'air froid sortant d’un orage. L'exemple montre que du tourbillon positif est généré sur le côté droit et du tourbillon négatif est généré sur la gauche. Dans un environnement sans cisaillement vertical du vent, les tourbillons horizontaux positifs et négatifs sont en équilibre et le courant ascendant monte verticalement.

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Lorsque le cisaillement vertical du vent est profond, le tourbillon horizontal associé à la couche de cisaillement profonde s’ajoute au tourbillon associé avec le gradient de flottabilité dans le courant ascendant. Cela force le basculement du nuage convectif. En d'autres termes, la tempête bascule dans la direction du vecteur de cisaillement ou "downshear."

64284715A.jpg

( le nuage s’incline vers le côté du tourbillon de même signe que l’environnement )

Création d’anomalies de pression dynamiques

Voyons maintenant un autre effet causé par l'interaction du cisaillement avec le courant ascendant. Lorsque le flux de l'environnement est partiellement bloqué par la colonne du courant ascendant, celà crée un effet dynamique avec une hausse de pression en amont du flux et une dépression ( ou sous pression ) en aval.

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Comme les parcelles d'air montent dans un environnement cisaillé, ce gradient de pression autour du courant ascendant est une autre façon de comprendre ce qui rend le courant ascendant incliné.

(A suivre)

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Pour imager cette histoire de "cold pool", ici on la voit très bien sur cette image radar, en forme de cercle, matérialisée par des poussières ou autres :

outflow_boundary700.png

Cette limite est parfois qualifiée de front froid d'échelle réduite.

http://www.ustornadoes.com/2015/02/10/how-...-and-gradients/

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--> Suite de la partie 4 <--

4. Cellules isolées et cisaillement

Cellule classique

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Ce schéma montre le cycle de vie d'une cellule ordinaire typique composée uniquement de liquide donc sans glace. Les couleurs représentent les échos radar hypothétiques. Tout au long de son évolution, l'écho maximal apparaît au centre. Cela se produit parce que le cisaillement vertical du vent est faible et l’écho radar dans le nuage n’est pas incliné avec la hauteur. Lorsque la cellule se dissipe, le front de rafales avance loin de la cellule d'origine dans toutes les directions. Ce front peut engager une nouvelle croissance en fonction de la hauteur du LFC, la profondeur du bassin d'air froid, les variations de stabilité locales, et d'autres facteurs. Cependant, le plus souvent, l’ascension produite par le front de rafales en présence de faibles conditions de cisaillement est insuffisante pour générer constamment de nouvelles cellules sur son bord. Dans un environnement de cisaillement faible, les cellules ordinaires se déplacent dans la même direction et à la même vitesse que le vent de l'environnement dans la couche du nuage.

Multicellules

Cette section montre un système multicellulaire mature. Seule une enclume persiste au niveau de la cellule la plus ancienne (1). En se déplaçant vers la droite du schéma, les cellules sont aux premiers stades de leur cycle de vie (5). Cette tendance d’évolution est une caractéristique distinctive d'un système organisé à cellules multiples. Les cellules individuelles dans le système tendent à ressembler aux cellules ordinaires à la fois dans la structure et l'évolution, chacune se déplaçant à la vitesse moyenne du vent dans la couche de nuages.

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Le schéma ci-dessous montre que dans un environnement modérément cisaillé le front de rafales associé à un système de cellules multiples se propage toujours vers l’extérieur, mais une nouvelle croissance cellulaire est favorisée sur le côté « downshear » de la piscine froide là où l’ascension est le plus grande. Bien sûr, de nouvelles cellules peuvent également être initiées en d'autres points le long de la limite d'écoulement du courant de densité, en fonction des facteurs externes. En outre, si les vents de bas niveau sont assez forts, le front de rafales ne se propage pas de façon symétrique.

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L'interaction entre le bassin d’air froid et le cisaillement environnant impact fortement la tendance à générer de nouvelles cellules dans les systèmes cellulaires multiples. En l'absence d'autres mécanismes de forçage, les systèmes cellulaires multiples les plus solides et à longue vie se produisent dans des environnements caractérisés par des cisaillements de bas niveau marqués. Rappelons que la condition optimale pour la génération de nouvelles cellules convectives se trouve quand le tourbillon du courant de densité et celui de l’environnement sont à peu près équilibrés.

Supercellules

L'interaction entre un courant ascendant fort et le cisaillement vertical du vent peut générer un dipôle de rotation à mi niveau dans un orage. Lorsque le cisaillement vertical du vent est suffisamment fort, la rotation à mi-niveau et l’anomalie de pression associée peuvent être assez grandes pour générer de nouveaux courants ascendants sur les flancs latéraux des cellules. Dans certaines circonstances, cette rotation peut conduire à un courant ascendant en forte rotation. Le courant ascendant rotatif est une caractéristique principale des supercellules, qui sont souvent associées à des conditions météorologiques extrêmes.

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Nous venons de voir que le cisaillement vertical du vent combiné avec une flottabilité suffisante peut conduire à la formation d’une supercellule. En outre, la forme du profil de vent, représenté sur un hodographe, influe fortement sur l'évolution de l’orage. Les images ci-dessous montrent l'évolution de trois orages supercellulaires avec leurs hodographes typiques. Les hodographes montrent tous des environnements fortement cisaillées, mais avec des formes différentes. Nous avons délibérément retiré l’échelle d’espace parce que les mouvements supercellulaires peuvent varier considérablement en fonction du profil de cisaillement. Les supercellules peuvent parcourir des centaines de kilomètres ou, pour certaines combinaisons de cisaillement, demeurent presque stationnaire.

Un fort cisaillement unidirectionnel produit un split en deux supercellules symétriques :

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Un fort cisaillement directionnel dans le sens horaire favorise la supercellule de droite, appelée aussi ‘le moteur droit’. C’est l’inverse pour un cisaillement dans le sens antihoraire :

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Les études d'observation et de modélisation suggèrent qu’un cisaillement total du vent vertical de 25 m / s ou plus entre le sol et 4-6 km sont suffisantes pour générer des supercellules. Le cisaillement vertical du vent <15 m / s est généralement insuffisant pour produire des supercellules. Les environnements avec des amplitudes de cisaillement entre ces seuils sont moins certains, mais certains processus cellulaires rotatifs sont encore possibles. Ces grandeurs s’appliquent indépendamment de la forme de l’hodographe. Aussi, si le cisaillement est trop peu profond (profondeurs de 2-3 km ou moins), il tend à promouvoir une ligne de cellules plutôt que des supercellules.

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->> Suite de la partie 4 <<--

( Les posts sont volontairement petits pour permettre de soulager la page 1 qui commence à devenir très longue, et de passer à la page 2 ).

5. Systèmes organisés et cisaillement

Ligne de grains

Dans la section précédente, nous avons démontré que le cisaillement vertical du vent a une influence déterminante sur la forme et l'évolution des orages « isolés ». Peut-il aussi agir sur l'évolution des grands systèmes orageux ? Absolument ! Les caractéristiques des MCS dépendent fortement de la flottabilité (instabilité ) de l'environnement et des profils de cisaillement du vent. La force et l'organisation des systèmes orageux (avec une base en basse couche) augmentent avec l’augmentation du cisaillement vertical de bas niveau. L'élément unificateur le plus important pour créer un MCS est le bassin d’air froid en surface, de ce fait on dénote une évolution du système fortement contrôlée par l'interaction entre ce courant de densité et le cisaillement verticale de bas niveau de l’environnement.

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Les lignes de grains sont observées pour un large éventail de valeurs de CAPE et de cisaillement. Cependant, pour une CAPE donnée, la force et la longévité du système augmente avec la profondeur et la force du cisaillement vertical du vent. Les résultats de recherche montrent que les environnements des deux lignes de grains ci-dessus disposent d’un cisaillement vertical de vent significatif, surtout en basse couche. En moyenne, l'ampleur du cisaillement est légèrement plus forte pour les lignes de grains fortes que pour les lignes bénignes.

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Lors de l'estimation du cisaillement de vent pour une ligne de grain, la composante perpendiculaire ou parallèle du cisaillement de bas niveau par rapport à la ligne exerce le plus de contrôle sur la structure et l'évolution de la ligne.

Ce graphique ci dessous montre trois lignes de grains qui évoluent dans des environnements avec des profils de cisaillement identiques. Cependant, en raison de leur orientation différente, les lignes de grains sont peu susceptibles d'évoluer de la même façon. La ligne supérieure sera probablement un système solide à long terme, parce que tout le cisaillement du vent est perpendiculaire à la ligne. D'autre part, le système en bas ne connaît pas de cisaillement perpendiculaire, il sera donc certainement de courte durée et plus faible.

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Bonus -> Les lignes de grains ne nécessitent pas de cisaillement minimum pour être initiée, aussi longtemps que certains mécanismes linéaire de forçage sont présent. Cependant, l'augmentation du cisaillement de bas niveau augmente l'organisation et la longévité des lignes de grains, de sorte que les lignes de grains fortes sont généralement associées à un fort cisaillement de bas niveau.

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Bow écho

Les Bow échos, comme nommés par le Dr Fujita, sont une forme particulièrement intense de MCS. Ils commencent souvent comme une forte cellule isolée ou une petite ligne de cellules qui évoluent en un segment symétrique en forme d'arc et puis finalement en un écho en forme de virgule. Le processus se déroule sur plusieurs heures, et encore une fois, le cisaillement vertical du vent joue un rôle important dans le processus. Les bow marqués sont le plus souvent observés dans des environnements avec un cisaillement de bas niveau modéré à fort et une très haute CAPE. Les indices de (LI) sont en moyenne d'environ -8 K, ce qui indique généralement une valeur de plus de 2500 CAPE J / kg. A 700 hPa, les moyennes de vitesse de vent sont de l’ordre de 17 m / s.

Les bow echos, ou grain en arc en bon français, et les environnements de supercellules peuvent avoir beaucoup de chevauchement, par exemple un bow echo est souvent le dernier stade d’une supercellule. Comparer ces deux informations : l'environnement représenté dans la figure 1 produit à la fois des échos en arc et une supercellule, alors que l'environnement représenté dans la figure 2 produit seulement un écho en arc.

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Les bow echos se produisent principalement dans les profils de vent avec un cisaillement vertical fort confiné à de faibles niveaux (plus bas que 2-3 km), tandis que les supercellules se produisent principalement avec des profils de cisaillement profonds (fort cisaillement s’étendant au moins sur 4-6 km). En outre, les arc en échos ont tendance à se propager dans la direction du vecteur cisaillement de bas niveau (0-3 km).

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Bon, vu que tu espères et désespères de passer à la page 2...

Bonjour, comment vas-tu ?

Ce message ne sert vraiment à rien mais laissez-le pour qu'il puisse enfin passer à cette foutue page 2 :whistling:

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Ce n'est pas tant pour moi que pour ceux qui consulteraient le sujet, j'aimerais éviter que la lecture et la présentation ne prennent la forme d'un coup de massue textuel dans la tronche dès le départ :lol:

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6. Résumé

Interaction cisaillement/courant de densité

-Le cisaillement vertical du vent influe sur l'organisation de la convection en améliorant la capacité d’un bassin d’air froid à déclencher de nouvelles cellules.

-Le cisaillement vertical du vent est nécessaire pour la création d’une convection organisée à long terme.

-Quand le cisaillement de bas niveau est fort, de nouvelles cellules se développent préférentiellement au côté « downshear » du vecteur cisaillement de bas niveau ( là ou le tourbillon et l’environnement et celui du courant de densité agissent de manière constructive ).

-Quand le cisaillement de bas niveau est faible, l’ascendance crée par la circulation du courant de densité à elle seule est insuffisante pour permettre à une parcelle de surface d’atteindre son LFC (à moins que la LFC soit assez bas).

- Le soulèvement le plus fort se produit lorsque le tourbillon généré le long du bord d'attaque de la piscine d’air froid est presque égal en grandeur, en sens de rotation opposé, au tourbillon horizontal associé au cisaillement de bas niveau de l’environnement.

Aux latitudes moyennes, entre 0 à 2,5 km, des valeurs de cisaillement de 10-20 m / s sont généralement suffisantes pour promouvoir un soulèvement assez profond capable de favoriser le développement de nouvelles cellules le long du front de rafales. Dans les environnements tropicaux 5 m / s peuvent être suffisants. Du cisaillement supplémentaire au-dessus de cette couche peut également renforcer l’ascendance.

Interaction cisaillement/courant ascendant

-Le cisaillement vertical du vent va essayer d’incliner un courant ascendant.

-Lorsque le cisaillement vertical du vent est fort, il a d'abord un effet préjudiciable sur un courant ascendant en développement, en particulier lorsque le courant ascendant est faible (il peut déchirer le nuage).

- L'ampleur de l'inclinaison dépend à la fois de la force du courant ascendant et de la force du cisaillement vertical du vent.

- Les gradients de flottabilité sur les côtés d'un cumulus bourgeonnant créent du tourbillon horizontal des deux côtés du courant ascendant.

- Lorsqu'il n'y a pas de cisaillement de vent, le tourbillon horizontal de chaque côté est en équilibre et le courant ascendant monte verticalement.

-Lorsque le cisaillement est plus fort, le courant ascendant sera incliné vers le côté qui génère le même signe de tourbillon que celui associé avec le cisaillement du vent de l'environnement. En d'autres termes, le courant d'air ascendant s’incline du côté « downshear » .

-Quand le courant ascendant bloque le flux de l'environnement, il crée des anomalies de pression dynamiques ( surpression en amont, sous pression en aval du flux ).

L'impact du cisaillement sur les orages isolés

-Le cisaillement vertical du vent combiné avec une flottabilité suffisante peut conduire à la formation de supercellules.

-La forme du profil de cisaillement, représenté sur un hodographe, influe fortement sur le mouvement et la structure d'une supercellule, conduisant à des splits et des trajectoires courbées.

-Un cisaillement total vertical de 25 m / s ou plus dans la couche 0-4/6 km est suffisant pour générer des supercellules. Un cisaillement vertical du vent <15 m /s est généralement insuffisant pour produire des supercellules.

Impact du cisaillement sur les systèmes organisés

-Pour une CAPE donnée, la force et la longévité d’un MCS augmente avec la profondeur et la force du cisaillement vertical du vent.

-C’ est la composante perpendiculaire du cisaillement de bas niveau à l'orientation de la ligne orageuse qui est la plus critique pour le contrôle sur la structure d’une ligne de grains et de son évolution.

- Les environnements de grains en arc et les environnements de supercellule se chevauchent, avec des grains en arc qui caractérisent souvent les étapes ultérieures d'une supercellule.

- Les forts échos en arc sont le plus souvent observés dans des environnements avec un cisaillement de bas niveau modéré à fort et une très haute CAPE.

Fin de la partie 4.

Meted

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Partie 5 : Les orages élevés ou d'atmosphère libre

Ce sont des orages pour lesquels les basses couches atmosphériques ne participent pas à l'alimentation, ni aux forçages qui permettent de libérer l'instabilité présente dans les couches moyennes. On les appels aussi " orages d'atmosphère libre " car ils se déclenchent au dessus d'une couche limite atmosphérique stable. Attention à ne pas confondre avec des orages à base élevée qui sont forcés par des éléments de surface, en présence d'un LCL haut. Les paramètres à prendre en compte pour ces deux types d'orages ne sont pas les mêmes ( la CAPE peut parfois être nulle en basse couche, mais présente en moyenne troposphère ). Il est intéressant de remarquer à quel point la littérature française est peu fournie sur la mécanique et l'existence, pourtant pas si rare, d'orages qui ne résultent pas de forçage ou d'alimentation via la couche limite. Les explications tout publics, et même celles d'ouvrages spécialisés font mentions de mécanismes d'initiation en lien avec la surface, ne donnant donc pas d'explication sur les orages qui se forment indépendamment du cycle diurne, et avec des basses couches stables. Ce qui explique en partie pourquoi on retrouve ces orages d'atmosphère libre fréquemment à des heures "atypiques" ( prédominance la nuit, début de matinée ).

On peut énoncer deux types d'orages d'atmosphère libre :

- Situation avec basse couche stable mais humide ( présence de brouillard, bruine, temps gris... possible ). Les bases des orages qui se forment au dessus de cette couche stable ne seront donc pas identifiables depuis le sol, car souvent présentes au dessus de la nébulosité de basse couche ; à l'étage moyen.

Sur un sondage, le profil de theta'w présente un nez chaud vers 500/600 hpa, témoignant d'une advection chaude à ce niveau.

On retrouve parfois ces situations en flux de sud-ouest en été dans le sud de la France, lors des synoptique de "Spanish Plume". L'air chaud ibérique, soulevé dans la dépression thermique espagnole, et passant au dessus des Pyrénées surplombe de l'air plus froid venant de l'océan. On a un maximum d'advection chaude et humide en moyenne troposphère associée à un jet.

Le forçage associé sera donc une convergence marquée en moyenne troposphère, le cisaillement et la génération d'onde de gravité. Les orages ( ou averses ) d'étage moyen associés peuvent se retrouver déportés bien plus au nord par advection, jusqu'en Belgique ou en Angleterre par exemple.

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Source : Météo-France

- Situation avec basse couche stable mais sèche. Dans ce contexte, les bourgeonnements d'étage moyen sont mieux observables, mais parfois noyés dans une couche d'altocumulus. On retrouve encore une fois un nez chaud de T'w vers 600 hpa. On peut retrouver ces phénomènes dans les mêmes conditions que celles décrites plus haut.

Plusieurs situations peuvent déclencher des orages d'altitude ( sans implication de la surface ). Par exemple, les synoptique à panache saharien, où de l'air chaud est soulevé jusqu'en moyenne troposphère dans la dépression thermique présente dans cette zone et ensuite advecté vers le nord, les flux de sud/sud-ouest très profond et/ou marqués...

Ce sont des orages de type pré-frontal, qui se déclenchent donc à l'avant des fronts de surface, sur des traces frontales en altitude ( advection chaude et humide marquée en altitude, visible sur les modèles avec la t'w à 700 hpa par exemple, conduisant à une stratification instable à ces niveaux ) mais aussi par déstabilisation de la couche par cisaillement ou onde de gravité. Les phénomènes de rafales au sol sont rares car les basses couches sont stables ( risque de heat burst très localement si la précipitations traverse une couche très sèche et acquière suffisamment de mouvement vers le bas pour "percer" la couche stable et se réchauffer par compression ). Sur les images radars, ce type d'orage présente un motif plutôt régulier, suivant le flux d'altitude selon une courbure anticyclonique le plus fréquemment.

En situation instable, ils peuvent provoquer l’éclosion future d'orages de surface ( par consommation de la CIN ). L'éclosion d'orages d'atmosphère libre peut surprendre car le ciel ne s'assombrit pas comme à l'approche d'orages classiques. Le risque de foudroiement est donc élevé.

Il existe aussi des MCS à base élevée, qui présentent en générale d'importantes structures lisses et esthétiques à leur base. On en retrouve beaucoup plus fréquemment en Amérique.

Modifié par passiion

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Pour parler détail à propos d'une particularité que les nuages convectifs ont, et qui ne manque pas de se faire remarquer, c'est le côté choux fleur ou alors très chaotique ( certains bourgeonnements sont parfois assez désordonnés avec de nombreuses parties qui se détachent puis s'évaporent ). Cette apparence typique de bourgeonnement dans ces nuages est liée à l'entrainement turbulent aux bords et au mélange avec l'air extérieur au nuage. Cet air est généralement bien plus sec et le mélange crée donc de l'évaporation et des perturbations de flottabilité sur les bords des tours convectives.

16032512133757761.jpg

Le schéma met bien en évidence le phénomène, même si dans ce cas on serait plutôt en présence d'un nuage qui ne supporte pas trop le mélange avec l'environnement ( déstructuration évidente, qui peut être favorisée par le cisaillement de vent ).

Modifié par passiion

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Partie 6 : Les systèmes convectifs de Méso-échelle ( MCS )

1. Introduction

- Qu'est ce qu'un MCS ?

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Les systèmes convectifs apparaissent en de nombreuses formes, produisant une grande variété de conditions météorologiques dangereuses et affectant des domaines allant de quelques mètres ou kilomètres à des centaines de mètres ou kilomètres. Les orages isolés sont généralement classés selon l'un des trois types de base: les cellules ordinaires, les systèmes multicellulaires et les supercellules. Cependant, les groupes d'orages se joignent souvent pour former des systèmes plus grands, génériquement appelés systèmes convectifs de méso échelle (MCS). Certains de ces types de MCS classiques incluent les lignes de grains, les échos en arc, et les complexes convectifs de méso-échelle, dont chacun seront discutés individuellement. Les MCS se produisent dans le monde entier et pendant toute l'année.

Pour la précision, la définition souvent rencontrée définieun MCS comme un système convectif ayant une zone continue de précipitation d'au moins 100 km dans une direction. Pour plus d'infos : http://www.atmos.washington.edu/MG/PDFs/ROG04_houze_MCS.pdf

- Menaces associées

Les cellules individuelles contenues dans un MCS peuvent être de n'importe quel type mentionnés plus haut ( ordinaires...supercellulaires ), en fonction des caractéristiques environnementales. En plus du temps violent produit par les cellule individuelles dans les MCS, ces systèmes peuvent générer de grandes zones de fortes pluies et / ou des vents forts. De grandes étendues de vents destructeurs en surface sont une préoccupation particulière avec les échos à l'arc. Un indicateur de vents forts et de fortes turbulences avec les MCS est un arcus ( voir image plys haut ). Ils sont souvent placés sur le bord d'attaque d'un MCS et peuvent mesurer plus de 100 km de longueur.

- Initiation

Les systèmes convectifs de méso-échelle peuvent évoluer à partir d'une cellule isolée ou d'un petit groupe de cellules ou peuvent aussi être initiés directement en temps que système convectif linéaire dès le début, par exemple le long ou à l'avant d'un front froid ou le long d'une ligne sèche.

- Exemples de MCS

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Différents exemples de systèmes convectifs sévères et non sévères

Les systèmes convectifs apparaissent selon de nombreuses formes, allant d'une masse relativement désorganisée des cellules convectives à une ligne convective hautement organisée. Cette page montre juste quelques-uns des nombreux types de systèmes convectifs qui composent ce spectre.

- Facteurs influençant la structure d'un MCS

Tout comme la structure et l'évolution de la convection isolée dépendent de la flottabilité et du régime de cisaillement du vent vertical dans lequel ils se trouvent, les propriétés des MCS dépendent également des caractéristiques de flottabilité et des profils de cisaillement. Dans ce module, nous examinons comment la virulence et le degré d'organisation d'un MCS augmentent avec des magnitudes plus élevées de cisaillement vertical du vent. Nous verrons que la dynamique de la piscine d'air froid ( courant de densité ) agit comme la force unificatrice la plus importante pour les cellules individuelles, conduisant à la formation d'un MCS. L'évolution d'un MCS est fortement contrôlée par l'interaction entre la piscine d'air froid du système et le cisaillement vertical de bas niveau. Comme les MCS durent souvent pendant plusieurs heures, l'effet de Coriolis a également un impact significatif sur l'évolution du système.

Il est très important de noter que dans ce module, nos discussions sur le rôle du cisaillement et du courant de densité s'appliquent à des systèmes ayant des bases en interaction avec la couche limite, pas des systèmes convectifs élevés.

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2.1 Lignes de grains - Vue générale

- Qu'est ce qu'une ligne de grain ?

Probablement, la forme la plus fréquemment observée d'organisation convective à méso échelle est la ligne de grains. Une ligne de grains peut être considérée comme une ligne de cellules convectives, continue ou presque continue. Il n'y a pas de définition stricte en terme de taille pour les lignes de grains, bien qu'à des fins de recherche, certains auteurs ont proposés 50 kilomètres de long et 10 kilomètres de large. Une distinction importante par rapport aux autres types d'orages est que les lignes de grains ont un plus grand rapport longueur-largeur. Elles sont le plus souvent composées de cellules essentiellement ordinaires. Cependant, lorsque l'environnement présente un profond cisaillement vertical du vent, les lignes de grains peuvent également être initialement composées de supercellules. Au cours des premiers stades d'un tel système, il peut exister des supercellules le long de toute l'étendue de la ligne. Cependant, au fil du temps les supercellules sont souvent perturbées car leurs mouvements va les amener à interagir avec d'autres cellules voisines.

- Localisation des supercellules dans une ligne de grain

Même pour les profils de cisaillement les plus favorables, les structures supercellulaires au sein de la partie centrale d'une ligne de grains évoluent habituellement en plusieurs structures convectives linéaires, comme des échos en arc. Cependant, les cellules aux extrémités des lignes sont en mesure de maintenir leur indépendance et peuvent rester supercellulaires pendant de longues périodes de temps. Il est assez fréquent de trouver des supercellules seulement à l'extrémité sud. Il est également fréquent de trouver des supercellules près des "cassures" à l'intérieur des lignes de grains. Ces deux endroits ont besoin d'être surveillés de près pour un potentiel accru de phénomènes météorologiques violents.

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Système supercellulaire localisé à la limite sud d'une ligne de grain.

- Classification des lignes de grains

Les lignes de grains peuvent adopter un large spectre d'apparence. Elles évoluent souvent comme une ligne de cellules convectives dispersées, avec de nouvelles cellules qui viennent éventuellement remplir les trous dans la ligne, mais elles peuvent aussi démarrer par une ligne continue. Comme mentionné précédemment, ce dernier scénario est particulièrement probable quand il y a un forçage linéaire, comme avec un front froid ou une ligne sèche. Dans certains cas, les lignes de grains sont également structurées en régions plus dispersées de cellules convectives, ou noyées dans une région plus uniforme de précipitation stratiforme. L'étude de Bleustein et Jain des modes de formation de ligne de grains dans l'Oklahoma les a classés en quatre catégories: «broken line», «back building", "broken area ," et "embedded area," avec la broken line et la back building étant les plus communes.

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Illustration des types de lignes citées ci-dessus.

Une étude de 2003 entre les Rocheuses et les Appalaches a déterminé que plus de 70% des systèmes ont évolués à partir de la fusion de plusieurs clusters convectifs. Ils ont aussi noté que les MCS qui étaient linéaires au moment de la formation, ont donné lieu à de plus longue durée de précipitation sévères que ceux qui se formaient initialement avec des cellules dispersées. Ces résultats contiennent des informations opérationnelles utiles et sont sans aucun doute souvent liés à la présence d'un mécanisme de forçage linéaire pour les systèmes plus intenses.

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