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passiion

Orages - Principes et dynamique des systèmes convectifs

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Un tout tout grand merci et bravo pour ce merveilleux exposé :clapping::thumbup:

Surtout au niveau des vents, c'est toujours le même bazar quand je dois expliquer à mes zouaves que ce qu'ils observent n'est pas du tout ce qu'ils croient à l'approche d'un orage:

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C'est vrai que ce genre d'image peut prêter à confusion ! Alors que dans ce genre de situation il est plutôt grand temps de plier bagage et se mettre à l'abri, à chaque fois l'un ou l'autre viendra dire "Meuuuh non ! Regardes la manche à air, le vent est dans l'aut' sens donc l'orage s'éloigne". Ben voyons... :rolleyes: Bon d'accord, quand des rafales descendantes vont éventuellement se manifester brouf la "biroute" va se retourner et là ce sera vraiment force de constater qu'on aurait du déguerpir depuis un moment. Au moins dans ce sujet on trouve de quoi les persuader que c'est plus complexe que ça en à l'air. C'est du beau boulot :thumbsup:

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Un tout tout grand merci et bravo pour ce merveilleux exposé :clapping::thumbup:

Surtout au niveau des vents, c'est toujours le même bazar quand je dois expliquer à mes zouaves que ce qu'ils observent n'est pas du tout ce qu'ils croient à l'approche d'un orage:

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C'est vrai que ce genre d'image peut prêter à confusion ! Alors que dans ce genre de situation il est plutôt grand temps de plier bagage et se mettre à l'abri, à chaque fois l'un ou l'autre viendra dire "Meuuuh non ! Regardes la manche à air, le vent est dans l'aut' sens donc l'orage s'éloigne". Ben voyons... :rolleyes: Bon d'accord, quand des rafales descendantes vont éventuellement se manifester brouf la "biroute" va se retourner et là ce sera vraiment force de constater qu'on aurait du déguerpir depuis un moment. Au moins dans ce sujet on trouve de quoi les persuader que c'est plus complexe que ça en à l'air. C'est du beau boulot :thumbsup:

Merci :)

Bonne remarque que tu soulèves. En fait, j'ai fait le même constat avec mon père ou quelques amis "non météos" quand un orage s'approchait, ils avaient tendance non pas à faire attention au vent, mais au déplacement des fractus de basse couche dans les environs de l'orage ( qui suivent l'aspiration de ce dernier, donc indirectement ils faisaient attention au vent aussi finalement, mais pas celui en surface ). On les appels des scud clouds en anglais.

C'est le meilleur moyen de se faire piéger puisque l'orage modifie l'environnement autour de lui. Ce n'est donc pas représentatif du flux général, mais d'un vent/ flux local propre à la circulation orageuse. D'ailleurs, y'a certaines vidéos de supercellules en Amérique avec un inflow - le flux vers l'orage - qui atteint voir dépasse parfois les 90/100 km/h, capable de faire des dégâts...

D'un autre côté, suivre le déplacement des cellules orageuses en elles mêmes n'est parfois pas recommandé non plus, principalement quand on a affaire à des systèmes multicellulaires. Le déplacement ou l'advection des cellules par le vent synoptique peut se faire dans un sens opposé à celui de la génération de nouvelles cellules ( aussi appelée propagation discrète ). Ce genre de système peut progresser contre le flux par ce mécanisme. Une illustration :

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Après, sur le terrain c'est aussi du cas par cas, chaque orage ou situation sont différentes. Mais l'idée générale c'est bien de suivre le déplacement du système orageux. Au final, cet histoire de vent, c'est un peu comme si on énonçait le fait qu'une tempête ne passera pas d'ouest en est sur un pays de l’hémisphère nord au motif que le vent tourne au sud à l'avant... :P

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Après, sur le terrain c'est aussi du cas par cas, chaque orage ou situation sont différentes. Mais l'idée générale c'est bien de suivre le déplacement du système orageux.

Exactement, toute tendance orageuse est à surveiller de près. Et ce n'est pas parce qu'un est passé qu'on est tranquille pour autant, un autre peut très bien se développer derrière. Il y a quelques années, vers la mi-Août, alors que le temps était chaud et "lourd" dans l'après-midi un premier orage est arrivé. Rien de vraiment concret, une situation assez banale en plein été. Après son passage les éclaircies sont revenues, et à la surface des prairies et des champs se sont développés une sorte de petits cumulus dispersés qui stagnaient ça et là durant une petite heure. Puis en une fois, alors que les nuages d'altitude restants partaient vers l'Est, ceux au ras du sol filaient en sens contraire ! Étonné du phénomène, je suis sorti tenter de comprendre ce qu'il en était. Et là j'ai pu voir une nouvelle cellule impressionnante en train de se développer quasi à vue d’œil qui "avalait" littéralement cette brume. Je suppose que c'est ça qui l'a justement alimentée en énergie et humidité. Ce nouvel orage faisait un chahut d'enfer, comme un grondement permanent en son sein, avec de fortes précipitations, vent et même grêle. Du costaud !

C'était le 18 Août 2011, ce jour-là beaucoup de dégâts furent constatés. Le plus lourd fut au "Pukkelpop festival" avec des victimes et de nombreux blessés. Mis à part d'autres faits plutôt localisés depuis, je crois que ce fut la dernière fois qu'on aie eu autant de déploiement de cellules sur une bonne partie du pays.

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Partie 10 : Inondations et crues éclairs

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http://www.dailymail.co.uk/news/article-31...gas-valley.html

Les crues soudaines sont le danger le plus mortel associé à la convection orageuse, dans le monde entier. Bien que les décès relatifs aux ouragans et aux tornades aient diminués ces 50 dernières années, les pertes liées aux inondations n’ont pas diminuées de la même façon. La prévision des crues éclairs pose des problèmes de prévision, car elle est compliquée par l'interaction de la météorologie avec l'hydrologie. Par exemple, pour une pluie donnée, les risques de produire une crue éclair sont sensiblement affectés par des facteurs tels que les quantités de précipitations antérieures, la taille du bassin versant, la topographie du bassin, la quantité d’urbanisation dans le bassin, les ruptures de barrage, etc. Bien que nous nous concentrerons sur les aspects météorologiques des crues éclair, il ne faudra pas oublier que les aspects hydrologiques sont tout aussi importants.

En général, la durée des précipitations augmente avec la diminution de la vitesse de propagation de l’orage et donc quand la vitesse du vent moyen synoptique diminue. Dans le cas des MCS, la durée des précipitations est maximisée lorsque le mouvement des cellules est opposée à la propagation du MCS ( sens de déclenchement des nouvelles cellules ), auquel cas le mouvement du système peut être quasi-stationnaire. Cette situation est le plus souvent observée lorsqu'un front chaud ou un front stationnaire interagit avec un jet de bas niveau, de telle sorte que de nouvelles cellules sont déclenchées à plusieurs reprises sur le flanc arrière du MCS, ce qui conduit à une structure « backbuilding ». Des cellules convectives avec un taux de précipitations élevé peuvent se succéder à plusieurs reprises sur les mêmes zones. Dans ces événements, le cisaillement du vent de bas niveau a tendance à être à peu près perpendiculaire aux limites de surface, et le cisaillement du vent à moyenne altitude tend à être sensiblement parallèle à la limite. En général, les MCS de type LS – pour leading stratiform - ont tendance à se déplacer plus lentement que les types PS – parrallel stratiform- et que les types TS – trailing stratiform- et sont donc plus enclins à produire des accumulations extrêmes de pluie ( voir plus loin pour le schéma représentant ces différents systèmes ). Dans les MCS de type LS, la propagation (qui dépend de la façon dont le front de rafales interagit avec les limites à méso échelle ou avec le cisaillement du vent de l'environnement) tend à s’opposer au mouvement des cellules qui compose le système (à peu près égal au vent moyen dans l’orage ), ou tout du moins n'a pas une direction qui coïncide avec le mouvement des cellules, alors que dans le type TS la propagation du MCS et le mouvement des cellules tendent à être dans la même direction. La durée des précipitations en un lieu donné dépend également du type d’orage, par exemple, un MCS avec une grande zone de précipitations stratiformes constitue une menace plus grande qu'un MCS avec une petite région de précipitations stratiformes, toutes choses étant égales par ailleurs.

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Schéma montrant une quasi-annulation entre le mouvement cellulaire (rouge) et la propagation du système (bleu). Le mouvement du système (vert) est très lent et est vers le sud-est. http://journals.ametsoc.org/doi/pdf/10.117...IB%3E2.0.CO%3B2

Le taux de précipitations instantanées, R, à un endroit particulier est proportionnel au flux vertical d’humidité, WRV, où w est la vitesse verticale et vr est le rapport de mélange en vapeur d'eau de l'air ascendant. Ainsi, pour des précipitations importantes, l'air ascendant devrait avoir une forte teneur en vapeur d'eau et un taux de montée rapide. Cependant, la totalité de la vapeur d'eau entrée dans un nuage ne tombe pas sous forme de précipitations. Le montant qui tombe dépend du rapport entre la quantité d’eau mesurée au sol et le flux de vapeur à la base du nuage.

Il est quelque peu intuitif de comprendre que l'efficacité de précipitation diminuerait avec un cisaillement croissant, en raison du fait que l'entraînement de l'air ambiant a tendance à augmenter avec le cisaillement. L'entraînement de l’air ambiant généralement sec, conduit à l'évaporation des hydrométéores et la production de courants descendants, qui réduisent la quantité de précipitations qui atteint la surface. En outre, dans un environnement avec un grand cisaillement, les précipitations devraient tomber plus loin du courant ascendant et être exposées à plus d’air ambiant et donc plus d'évaporation lors de leur descente à la surface, ce qui réduit encore l'efficacité des précipitation. Un vent fort cisaillement vertical peut ne pas toujours être préjudiciable à de fortes précipitations, même si il se révèle que le cisaillement réduira généralement l'efficacité des précipitations. La convection a tendance à être mieux organisée et donc potentiellement plus persistante dans des environnements contenant un cisaillement du vent significatif. Les orages à longue durée de vie pourraient conduire à une plus grande accumulation de précipitation que ce que l’on aurait eu autrement, même si l'efficacité de la précipitation instantanée peut ne pas être nécessairement plus grande. Par exemple, les supercellules HP lentes sont parfois responsables de précipitations extrêmes et d’inondations. Lorsque l'humidité de l'environnement relative augmente, l’efficacité des précipitations augmente car le taux d'évaporation diminue, même si une quantité non négligeable d’entraînement se produit. De plus, un courant ascendant isolé est plus susceptible de subir l’entraînement qu'une ascendance emboîtée dans un système plus grand, étant donné que l'environnement aux environs d’un système orageux est beaucoup plus proche de la saturation que l'environnement au voisinage d’un courant ascendant isolé.

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Représentation schématique de trois archétypes de MCS décrits dans Parker et Johnson (2000). La partie gauche montre les profils moyen de vent relatif pour les classes de MCS linéaires. Les vecteurs de vent sont représentés en tant que composantes en ligne parallèles (X) et ligne perpendiculaire (→) m / s. Le côté droit de la figure montre les modèles idéalisés des échos radar pour chacun des trois types de MCS. De haut en bas : leading stratiform, parallel stratiform et trailing stratiform. Notez que le motif de réflectivité au stade mature pour les type d'orage est spécifique à l'hémisphère sud, où l'influence de la force de Coriolis conduit à une augmentation de la région de précipitation stratiformes sur l'extrémité sud de la ligne convective. https://www.meted.ucar.edu/radar/severe_sig...&page=3.0.0

Bien que le cisaillement de l'environnement et l’humidité de l'environnement peuvent être assez bien connus via les sondages ou les modèles numériques, l'efficacité des précipitations est influencée par d'autres facteurs qui sont pratiquement impossible à percevoir pour un prévisionniste, comme les processus microphysiques dans les nuages. Par exemple, les nuages avec une grande proportion sous l'altitude du niveau de congélation ( nuages dits « chauds » ) peuvent être plus efficaces pour produire de fortes pluies dues à l'augmentation des processus de pluie chaudes par rapport aux nuages dans lesquels une profondeur importante est située au-dessus du point de congélation. La fusion cellulaire favorise l'augmentation de l’efficacité des précipitations, non seulement en raison d'une réduction de l'entraînement, mais aussi à cause de la fusion éventuelle de particules de tailles différentes, ce qui peut augmenter la collision et le taux de coalescence dans le courant ascendant.

En résumé, les pires inondations résultantes d’orages ont tendance à se produire quand un certain nombre d'ingrédients tendant à maximiser les accumulations de précipitations: mouvement lent des orages ou mouvement du système opposé à la propagation des nouvelles cellules, fortes humidité en basse couche en présence d’une forte ascendance, une profondeur significative du nuage en dessous du niveau de congélation, et peut-être un faible cisaillement vertical du vent (un faible cisaillement tend également à être en corrélation avec la faiblesse des vents moyens). Dans les pires crues soudaines, des effets plus importants de mésoéchelle sont habituellement impliqués, tels que la fusion de cellules, de systèmes à formation rétrograde ( "backbuilding" ) réalimentés par des limites frontales à méso-échelle ou une focalisation de l’alimentation en amont du flux, ou aussi des effets topographiques qui peuvent également influencer la propagation et/ou le développement de la convection.

Source : Mesoscale Meteorology in Midlatitudes - Markowski P.

Fin de la partie 10.

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Ciel vert sous orage = grêle et/ou tornade ?

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http://photo.accuweather.com

Petit bonus, car la question mérite en effet d'être posée. Que disent les études à ce sujet ? Fait réel ou simple légende urbaine ? Beaucoup de gens associent les cieux verts sous orages à des menaces imminentes de temps violent ( grosse grêle, tornade .. ). Les gens qui rapportent un orage "vert" rapportent également en général un ciel qui devient plus lumineux ( au sens de l'éclat de la couleur ).

Sur la base d'études spectrométriques sur la couleur des orages décrits comme verts, on peut arriver aux conclusions suivantes. Les orages avec une teinte verte existent bien, donc ce n'est pas une "illusion" visuelle, ou un phénomène lié à une réflexion de la couleur de la surface sous-jacente comme cela avait été proposé fût une époque. La répartition des longueurs d'ondes sur le spectre des couleurs est bimodale ( le vert aperçu est la résultante du mélange de deux longueurs d'onde, autour du jaune-orange et du bleu ). Les mesures faites sous ce genre d'orage montrent qu'ils ont un éclat plus faible, malgré le fait qu'ils soient décrits comme lumineux.

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Cette couleur verte qui résulte en fait d'un mélange de couleur, pourrait être due à la somme de la lumière rougeoyante du soleil et aux propriétés d’absorption de l'eau. L'absorption/diffusion de la lumière du soleil par les hydrométéores serait donc tenue responsable. Pour un contenu en eau liquide donné, de petites gouttes sont plus susceptibles de donner une couleur bleu-vert tandis que de larges gouttes sont plutôt liées aux teintes jaunes. Les hydrométéores massifs, comme la grêle, ne sont pas capables de créer tout seul une teinte verte. Il est probable que tous les orages adoptent une teinte verte temporaire au cour de leur vie, mais il faut être au bon endroit et au bon moment pour s'en apercevoir.

Que dire des tornades ? Une croyance populaire en Amérique est qu'un ciel vert annonce l’occurrence d'une tornade. Cependant, il n'existe pas de preuves convaincantes. Bien que les orages violents soient souvent associés à un ciel vert, le raccourci semble un peu rapide. En effet, la menace d'un ciel vert apparaît totalement indépendante du type de temps violent qui l'accompagne. D'autres recherches sur les causes de ces apparitions verdâtres se rejoignent également, comme on l'a vu plus haut, sur le fait qu'un environnement riche en vapeur d'eau conduit à la formation de petites gouttes qui ont tendance à mieux absorber la partie rouge de la lumière, et diffuse donc un spectre lumineux tendant vers le bleu. Si cette diffusion bleutée se superpose à un fond orangé, comme au levé/couché du soleil, l'effet net conduit à une teinte verte dans certaines parties de l'orage. Dans les faits, les orages verts sont en effets le plus souvent signalés le matin ou en fin d'après midi.

Enfin, dans un article publié au Journal of Applied Meteorology, les auteurs interrogent le fait que ces orages verts pourraient se produire en fait bien plus souvent que ce que l'on pourrait penser. En effet, la plupart du temps, l'aspect très sombre sous les orages pourrait diminuer fortement la pureté de la lumière et la rendre trop pauvre pour que les observateurs puisse voir la couleur dans la plupart des occasions. Ce pourrait être une explication sur pourquoi les teintes vertes apparaissent, à l’œil, près des fentes ou des zones moins épaisses de l'orage.

La recherche sur ce sujet est très limitée, mais tout porte à penser qu'un ciel vert n'a pas de lien direct avec la grêle et les tornades, et ce n'est donc pas une voie pertinente pour la prévision immédiate dans le but de renseigner sur la survenue immédiate de grêle ou de tornades.

Source : http://www.scientificamerican.com/article/...nado-is-coming/

http://weather.ou.edu/~fgallag/research/grntrw/sld001.htm

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

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Paramètre tiré du modèle GFS représentant une quantité dynamique ( niveau isentropique constant et vorticité potentielle ) utile pour suivre la dynamique synoptique. Wetter3.de

1. Introduction

Ce que nous appellerons la convection humide profonde (CHP) décrit la convection lorsque l'air est soulevé jusqu’à saturation et se retrouve ensuite en situation de flottabilité positive, de telle sorte qu'il peut s’élever sur une grande profondeur ( cumulus congestus, cumulonimbus ). En d'autres termes, l'initiation de la CHP exige que les particules atteignent leur niveau de convection libre (LFC) et que par la suite elles restent en flottabilité positive sur une hauteur verticale significative lors de leur ascension. Ainsi, la CAPE est une condition nécessaire, quoiqu’insuffisante, pour permettre l’initiation de la convection profonde. Le lieu et l’instant précis de l’initiation de la convection est d’un intérêt aigu pour les prévisionnistes en raison de l’association évidente entre les orages et les phénomènes météorologiques violents, en plus des effets moins évidents, tels que les effets des orages sur la demande énergétique, les techniques de prévision futur. Les échecs (ou flops ) dans la prévision de la convection en saison chaude sont souvent le résultat d'une incapacité à anticiper l’initiation de la CHP, parfois celle-ci ne se développe même pas du tout en réalité, alors que la prévision aurait pu laisser penser le contraire.

Les compétences dans la prévision de l’initiation de la convection ont sans doute progressé à un rythme plus lent que notre capacité à anticiper les types d’orages attendus, l'organisation, et les menaces météorologiques associées. Repérer où et quand les orages sont susceptibles d'être initiés est une fonction complexe allant des mouvements verticaux à l'échelle d’une ascendance, jusqu’aux ascendances synoptique, en passant par les inhomogénéités des champs de température et d’humidité à méso-échelle, et de la stratification verticale qui résulte en grande partie de processus liés à l'échelle synoptique.

La présence d'un LFC et d’une quantité non nulle de CAPE, exige la présence d’un gradient vertical de température en basse et moyenne troposphère relativement fort (plus fort que le gradient adiabatique humide en général) et de l’humidité en basse couche. La difficulté pour prédire avec précision l'initiation de la convection vient du fait que la présence de CAPE n’est pas une condition suffisante pour l’initiation orageuse. Les particules d’air nécessitent en général d’abord un forçage qui les aident à monter jusqu’à atteindre le LFC, à cause de la présence d'au moins une certaine inhibition convective (CIN) dans la plupart des situations. La convection profonde est couramment initiée le long des limites de masse d'air telles que les fronts synoptiques, les lignes sèches, les zones de convergence locales, les brises de mer etc. Les orages peuvent également être initiés par l’orographie ( brise de pente, chauffage différentiel, onde de gravité ).

La dynamique d'échelle synoptique « prépare » souvent l’environnement à méso-échelle pour l’initiation de la convection, par un mécanisme faisant intervenir une ascendance de grande échelle qui tend à réduire la CIN et à approfondir la couche humide en basse/moyenne troposphère. D'autre part, la dynamique d’échelle synoptique peut aussi inhiber la convection via une subsidence synoptique, qui a donc des effets opposés. La dynamique à grande échelle peut sans doute être anticipée raisonnablement via les principes de la météorologie synoptique (par exemple, le quasi-géostrophisme ) et la reconnaissance des schémas synoptiques, en conjonction avec l'aide des modèles numériques. Les processus d’échelle synoptique, en général ne peuvent pas être négligés dans la prévision de l’initiation convective, en dépit du fait que l’initiation de la convection est un processus de méso-échelle.

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

Bien que le processus qui permet aux particules d’atteindre leur LFC est intrinsèquement un processus de méso-échelle, la grande échelle définit « la scène de fond » en modulant la CAPE et la CIN, via des modifications du gradient vertical ( visible sur un radiosondage ).

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L’équation du gradient vertical de température, ou « lapse rate », en anglais, qui décrit les variations du gradient vertical de température, visible ci-dessus, est composée de plusieurs termes ( illustrés en détails ci dessous à l'exception du terme 'a' ).

On a 5 termes qui interviennent : a) l’advection horizontale du gradient de température, b ) l’advection verticale du gradient, c) l’advection différentielle de température, d) l’étirement vertical et e) le chauffage diabatique différentiel. A l’échelle synoptique, le terme d’advection horizontale a) est celui qui domine. A méso-échelle, les termes b ) et e) dominent.

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Schéma d'un diagramme thermodynamique illustrant l'effet de l'advection verticale du gradient de température. Les flèches bleues clair indiquent les déplacements des particules selon l'adiabatique sèche. Au niveau z1, ∂γ / ∂z <0, donc quand le mouvement vers le haut, noté W, est imposé ( de sorte que toutes les particules sont déplacés vers le haut selon la même amplitude : ∂w/∂z = 0 ), un plus fort gradient vertical est advecté depuis le bas vers le haut. Notez que ce processus se déroule de façon adiabatique, de sorte que le refroidissement est produit au niveau z1 en plus d'accroître le gradient vertical à ce niveau. Ce refroidissement associé au mouvement vertical ascendant synoptique est généralement plus importante via sa capacité à éroder le bouchon lié à la CIN et pour l'initiation des orages que par l'augmentation seule du gradient vertical.

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Schéma d'un diagramme thermodynamique illustrant l'effet de l'advection différentielle de température (par le vent agéostrophique ). L'advection froide augmente vers le haut à partir du niveau z1, ce qui tend à augmenter le gradient vertical de température.

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Schéma d'un diagramme thermodynamique illustrant l'effet d'étirement. Dans cet exemple, le gradient vertical est inférieur au gradient adiabatique sec et ∂w/∂z > 0, donc le gradient vertical au niveau z1 augmente dans le temps. Les flèches bleues clairs indiquent le déplacement selon l'adiabatique seche (parce que ∂w / ∂z> 0, alors les déplacements augmentent en amplitude avec la hauteur).

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Schéma d'un diagramme thermodynamique illustrant l'effet du chauffage différentiel. Le maximum de chauffage se produit au niveau z1, là où ∂q/∂z = 0 et le gradient vertical y est inchangé. Le gradient vertical augmente au dessus de z1, et diminue en dessous.

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

Bien que les changements dans le gradient vertical de température peuvent avoir un effet important sur la CAPE et la CIN, il convient de noter que des modifications importantes de celles-ci peuvent se produire même si les variations du gradient vertical de température ne sont que modestes ou même absentes. Il existe un risque de mal interprétation de l’équation du gradient vertical décrite ci-dessus, et qui pourrait notamment trop insister sur l'importance des changements dans le gradient vertical de température, surtout quand ils sont confinés à la troposphère moyenne. Par exemple, les changements les plus spectaculaires dans la CIN et la CAPE résultent souvent d’une forte augmentation de l'humidité de bas niveau, indépendamment des changements du gradient vertical de température. La déstabilisation importante d'un sondage (du point de vue de l'énergie disponible), par exemple, peut être plus imputable à l'humidification de bas niveau qu’aux changements du gradient vertical de la troposphère moyenne.

En outre, peut importe si l’ascendance synoptique augmente ou reste constante avec l’altitude (de telle sorte que dw/dz > 0 ), l'ascension est associée globalement à un refroidissement adiabatique; ainsi l'ascension à grande échelle réduit toujours la CIN. Bien que les mouvements verticaux d'échelle synoptique soient négligeables par rapport aux mouvements verticaux associés aux ascendances de la couche limite, s’ils persistent plusieurs heures, même des vitesses verticales de quelques cm/s peuvent avoir un impact significatif sur l’environnement. La CIN diminue également généralement en cours d’après midi dû au réchauffement de la couche limite, mais le gradient vertical dans la couche limite a tendance à rester constant (neutre) à mesure que la couche limite s’approfondit. Strictement parlant, des changements dans le gradient vertical se produisent bien dans ces cas, mais ils sont en fait confinés au sommet de la couche limite. Le facteur le plus important dans la réduction diurne de la CIN est lié aux parcelles d’air soulevées depuis la surface, qui sont plus chaudes en fin de journée qu’en début de matinée (sauf exception).

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La CIN peut être réduite par (a) un mouvement ascendant à grande échelle, (b ) une humidification de bas niveau (par exemple, l'advection d'humidité ), et (c ) un réchauffement de bas niveau(par exemple, l'insolation), malgré le fait que les modifications de la CIN peuvent ne pas être accompagnées de variation du gradient vertical de température, du moins pas sur une profondeur importante. Les isothermes et les adiabatiques sont les lignes grises pleines, les lignes de rapport de mélange sont en pointillés gris, les sondages de base et les trajectoires prisent par une parcelle d'air soulevée depuis la surface sont en courbes noires et pointillés noirs, respectivement. Les sondages et trajectoires des particules après modifications sont en lignes bleues et en pointillés bleus, respectivement. En (a), pour plus de clarté, seul le profil de température a été modifié (le profil d'humidité n'a pas été modifié, en conformité avec le mouvement vertical qui a été imposée dans la couche d'inversion ). On notera que (b ) et (c ) sont également accompagnés par des augmentations de la CAPE. A l'inverse, la CIN est augmentée par la subsidence à grande échelle,le refroidissement de la couche limite et l'assèchement de la couche limite (pas montré).

La présence d'une instabilité potentielle (une couche dans laquelle ∂θe / ∂z <0, ou encore, ∂θw / ∂z <0) est fréquemment citée comme étant importante dans l'initiation de la convection profonde. Le mécanisme d'instabilité potentielle augmenterait le gradient vertical par le terme de chauffage diabatique différentiel. Bien que θe (et θw) peuvent couramment diminuer avec l’altitude dans les environnements qui supportent la convection profonde, l'élimination de la CIN par le mécanisme d'instabilité potentielle ne semble pas fonctionner dans la plupart des cas impliquant l’initiation de la convection le long d'une limite de masse d'air. La convection qui se développe le long des limites de masse d'air tels que les fronts froids ne sont pas habituellement précédées par la formation généralisée de nuages stratiformes qui pourrait suggérer un soulèvement à grande échelle d’une couche d’air jusqu’à saturation. L’instabilité potentielle n'a pas besoin d'être présente pour que le soulèvement conduise à la suppression de la CIN. Le soulèvement d’une couche de CIN (à savoir, une couche relativement chaude) conduit à un refroidissement et donc à l’affaiblissement du « bouchon », quel que soit le profil de θe et si oui ou non la saturation est atteinte dans une partie de la couche en ascension. En d'autres termes, la réduction de la CIN ne nécessite pas une hausse du gradient vertical au sein de la couche qui est levée.

Source : http://www.atmos.albany.edu/daes/atmclasses/atm418/

http://slideplayer.com/slide/8458127/

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

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Exemple d'initiation de la convection le long d'une limite de masse d'air à grande échelle, mais seulement sur de courts segments. L'image satellite visible date du 12 mai 2004 et montre la formation d'orages dispersés le long d'une ligne sèche (ligne avec les symboles de front chaud) et d'un front froid (ligne avec les symboles de front froid ) dans la région sud des Grandes plaines. Quelles sont les conditions ou les processus qui ont permis aux particules d'atteindre leur LFC à ces endroits privilégiés, mais pas ailleurs le long des mêmes limites de masse d'air ? D'autres orages se sont développés sur les terrains plus élevés du sud-est du Colorado, en l'absence de toute limites. Leur initiation pouvait-elle être habilement anticipée ? http://slideplayer.com/slide/8724716/

Bien que la convection est souvent initiée le long de limite de masse d’air assez facilement identifiables, en présence de CAPE et d’une CIN relativement petite, en particulier quand une ascendance à grande échelle est également présente (l'ascension à grande échelle réduit la CIN comme discuté ci-dessus), la prévision de l'initiation de la convection est compliquée par un certain nombre de processus de méso-échelle. Par exemple, bien que les limites des masses d'air soient relativement faciles à identifier à l'aide des systèmes d'observations opérationnels, il est rare que la convection se développe sur toute la longueur de ces frontières et de façon homogène. Au lieu de cela, les orages sont généralement initiés uniquement sur des portions limitées de ces frontières.

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Schéma montrant l'interaction entre le front de brise de mer et les rue de nuages ainsi que la façon dont elles sont liées au développements convectifs le 12 Août 1991. Le front de brise est délimitée par la ligne bleue foncée. La circulation le long des rues de nuages et en rose. Les vecteurs de tourbillons horizontaux associés aux rues de nuages sont également montrés, ainsi que les développements convectifs le long des tourbillons horizontaux aux points d'intersection le long du front de brise de mer. Atkins and Wakimoto [1995] http://slideplayer.com/slide/8724716/

Au moins dans certains cas, il semble probable que des inhomogénéités d’écoulement le long des limites de masses d'air jouent un rôle en favorisant certaines parties d'une limite par rapport aux autres parties. Par exemple, il a été observé que les orages se développent là où les rue de nuages croisent la frontière des limites de masse d’air ( voir illustration ci dessus ). Des tourbillons verticaux de petite échelle (<4 km de diamètre), parfois appelés misocyclones, ont également été identifiés à proximité de nombreux cumulonimbus en croissance. Ces tourbillons sont naturellement favorisés le long des limites de changement de vent en raison de l’instabilité dynamique associée au cisaillement horizontal du vent, améliorent la convergence le long de certaines parties d'une limite de masse d'air, généralement entre les tourbillons, tout en affaiblissant la convergence sur d’autres parties, habituellement dans les cœurs des tourbillons ( voir schéma ci dessous ). La structure du champ de convergence ressemble souvent à des structures de segments et de fentes observés sur les bandes étroites de front froid, probablement pour des raisons dynamiques identiques. Dans d'autres cas, il semble plausible que des inhomogénéités thermodynamiques rencontrées par une limite de masse d'air peuvent favoriser ou empêcher la convection le long de la limite frontale ou thermique. Les échecs d’ initiation de la convection qui sont probablement mal compris, se produisent quand les particules dépassent leur LFC mais ne parviennent pas à se développer jusqu'au stade de convection soutenue et précipitante. Il est difficile de savoir dans quelle mesure des processus à l'intérieur de la couche limite par rapport à ceux au dessus de la couche limite contribuent à ces modes de défaillance.

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Modèle conceptuel de misocyclones ( la vorticité verticale, ζ, supérieure à la valeur ambiante est entourée ), la convergence horizontale ( en niveaux de couleur ), et les lignes de flux sur la base d'un échantillon de limite de masse d'air observée au cours d'une campagne d'étude . Les misocyclones dans les deux positions "A" sont de petite taille par rapport à la largeur moyenne de la zone de convergence à l'échelle méso'. Les misocyclones dans les deux positions "B" sont de grandes taille par rapport à la largeur de la zone de convergence à l'échelle méso'. Le misocyclone à la position C présente une largeur similaire à celle de la zone de convergence. Les misocyclones en fusion, alignés avec la limite et orientés perpendiculairement à la limite, sont situés aux positions D et E, respectivement. Notez l'amélioration ou la destruction de la convergence le long de la limite selon la taille et/ou la position du misocyclone. Marquis et al. [2007]. http://slideplayer.com/slide/8724716/

- Insuffisance de la diminution de la CIN pour l’initiation convective

On peut raisonnablement penser que la convection humide profonde commencerait lorsque le température de convection est atteinte, ou lorsque la CIN est éliminé ( les effets de la vapeur d'eau doivent êtres inclus dans le calcul de la CIN, la vapeur d'eau peut avoir une influence significative sur la CIN ). Dans certains cas, on observe une CIN totalement absente, mais la convection profonde ne parvient toujours pas à se développer. Dans d'autres cas, la convection profonde est initiée en dépit des sondages à proximité indiquant que la CIN reste significatif. À certaines occasions, il y a certainement des questions relatives à la représentativité de ces sondages- les inhomogénéités de la température et les champs d’humidité mentionnées ci-dessus ne sont généralement pas observées en temps réel et souvent ne peuvent même pas être résolues dans les études ex post facto ( illustration ci-dessous ). Ou peut-être que les hypothèses formulées dans l'utilisation des sondages pour évaluer le risque de convection sont problématiques (sur la dilution du ratio de vapeur d’eau entre la surface et le LFC par exemple. Cet effet peut en outre être accentué avec un cisaillement plus marqué). Ainsi, l’initiation n’est pas aussi simple que d'atteindre la température de convection ou d’attendre l'élimination de la CIN, bien que la réduction de la CIN soit certainement un aspect de la création d'un environnement favorable pour la convection profonde.

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Section horizontale de la moyenne verticale du cisaillement du vent sur 0-1 km au dessus du sol le 12 juin 2002 obtenur à partir d'une synthèse Doppler. Les lignes en pointillés sont des ondes de gravité en phase avec le front, la ligne en pointillée horizontale est une limite d'un courant de densité et la ligne avec des symbole de front chaud est

une ligne sèche. Notez la remarquable variabilité du champ de cisaillement du vent vertical, en partie due aux ascendances dans la couche limite et d'autre part en raison des limites de mésoéchelle (par exemple, le cisaillement moyen est plus grand sur le côté nord de du courant de densité). Il est tentant de se demander si la distribution de la CIN, si elle pourrait un jour être observé avec le même niveau de détails, pourrait avoir une complexité similaire. Le cas échéant, il serait très difficile de prévoir l'initiation de la convection sur la base des caractéristiques d'un seul sondage. Markowski and Richardson [2007]. http://slideplayer.com/slide/8724716/

En résumé, l’initiation de la convection est beaucoup plus complexe que des considérations simplistes sur la température de convection ( qui on le rappel est la température à partir du moment où les parcelles s’élèvent d’elles mêmes sous l’effet de la flottabilité ). Elle implique toutes sortes de processus de méso-échelle et d’échelle locale que nous sommes généralement incapables de résoudre, comme le taux de mélange d'humidité le long des ascendances, et la structure tridimensionnelle de ces ascendances. Par exemple, le temps qu’une parcelle séjourne dans une ascendance de méso-échelle est également important, avec une convection profonde possible uniquement si le temps nécessaire pour traverser le courant ascendant dans le sens horizontal dépasse le temps nécessaire pour atteindre le LFC ( sinon la particules quitte l’ascendance avant d’avoir atteint son LFC ). Bien que la CIN et son élimination soit liée à une hausse de la probabilité de l’initiation convective, c’est seulement une partie de l'histoire. Peut-être que la stratégie la plus pratique pour la prévision de l’initiation de la convection profonde, en supposant que de la CAPE est présente, est d’être attentif aux régions de convergence de bas niveau persistante où les valeurs de CIN sont petites. L’imagerie satellite, en particulier les images ayant une résolution temporelle élevée (<15 min), est aussi un élément précieux pour la prévision immédiate de la convection profonde.

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5. Le paramètre MOCON ( convergence humide )

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Illustration du paramètre MOCON, ici aux Etas-Unis. Les maximas sont en rouges/jaunes. http://homepages.vvm.com/~curtis/May_12.html

Une quantité connue sous le nom de convergence humide est souvent utilisée comme un outil de prévision pour l’initiation de la convection. Elle est aussi parfois invoquée comme explication pour la génération des maxima locaux dans les rapports de mélange de vapeur d'eau, qui sont des zones favorisées pour la formation d'orages. Cependant, la convergence d’humidité seule ne peut pas produire un maximum local de concentration en vapeur d’eau.

Donc, si la convergence d’humidité ne peut pas produire à elle seule des maxima locaux d'humidité, alors qu'est-ce qui le fait ? Après tout, on observe fréquemment un grand rapport de mélange en vapeur d'eau au sein des zones de convergence persistantes le long des limites de masse d'air ( comme c'est d'ailleurs le cas sur l'illustration ci dessus). La convergence d'humidité est bien corrélée avec la convergence de la vitesse horizontale( le vent ) qui est associée à un mouvement vers le haut. Ainsi, la convergence d’humidité est associée à un approfondissement de la couche limite humide. L’approfondissement de la couche limite humide réduit la dilution des particules ascendantes dans l'environnement lorsqu’elles montent de la surface jusqu’au LCL et au LFC. Ainsi, les régions de maximum locaux d’humidité peuvent être plus favorables à l’initiation de la convection que les zones environnantes. Les courants ascendants dans ces régions convertissent également une plus grande quantité de CAPE en raison du moindre mélange et donc moins de dilution de θe quand les parcelles de surface montent jusqu’au LFC.

Revenons à notre question initiale au début du paragraphe précédent, l'augmentation de la profondeur de la couche limite humide signifie que le rapport de mélange en surface baisse peu ou pas comparativement aux zones environnantes avec une couche humide peu profonde, où le mélange vertical peut conduire à une diminution significative de la concentration en humidité à la surface. Ainsi, les maxima locaux de la concentration en vapeur d'eau peuvent se produire à la surface dans les régions où la couche limite humide est plus profonde que les régions adjacentes. En termes mathématiques, de tels maxima d'humidité sont produits par des différences horizontales d’advections verticales en vapeur d'eau.

Fin de la partie 11.

Source : Mesoscale Meteorology in Midlatitudes, Markowski P.

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Partie 12 : La prévision des orages

Enfin ! Je me baserais sur cet excellent site : http://www.lightningwizard.com/maps/ où une quantité importante de paramètres est disponible pour la prévision orageuse sur l'Europe ( tirés de GFS ). Pas mal de cartes, dont on va apprendre à se servir.

1. MLCAPE et pression au niveau de la mer

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Cette carte offre une représentation commune des systèmes de pression au sol ( dépression/anticyclone), avec l'ajout de la MLCAPE ( c'est-à-dire la CAPE moyennée sur les 1000 premiers mètres ). L'énergie potentielle liée à la CAPE peut être convertie en énergie cinétique vers le haut. Un calcul de la vitesse verticale liée à la convection pourrait en principe être déduit à partir d’elle, mais la théorie de la parcelle n’est pas parfaite et ne tient pas compte des choses comme l’entrainement des précipitations ou du frein de pression dynamique etc. Cependant, une forte CAPE implique généralement de plus forts orages avec une plus grande chance de produire des gros grêlons et d’autres phénomènes météorologiques violents. Cela dit, la contribution de la CAPE est généralement moins importante que le cisaillement vertical de l’environnement pour les tornades, tandis que la probabilité de grandes grêle augmente avec la CAPE, si au moins un cisaillement modéré est présent ( des valeurs autour 500-1000 J / kg suffisent). Les éléments qui contribuent à la CAPE incluent des taux de variations de température marqués entre les basses couches et les niveaux moyens ainsi qu'une couche limite relativement chaude et humide. Plus l’environnement autour des niveaux moyens est froid comparé à la parcelle, plus la parcelle subit une flottabilité vers le haut (niveau d'équilibre élevé), et plus la CAPE sera grande en général. Cependant, des couches chaudes et sèches en basses couches peuvent agir comme un bouchon qui empêche les particules de la couche limite d'atteindre le niveau de convection libre, et peuvent inhiber le développement des orages. La CAPE utilisée dans ces cartes est calculée pour une parcelle avec un rapport de mélange et une température potentielle moyennés sur la couche 0-1 km, car elle reflète mieux le processus de mélange dans la couche limite.

A noter que le problème de GFS qui surestime souvent les points de rosée en basse couche dans des conditions de vents faibles et avec une forte insolation en été, et donc la CAPE, est quelque peu atténué par le fait de ne pas prendre en compte le niveau du modèle à 2 mètres dans le calcul. Enfin, il faut savoir que la CAPE est très sensible à de petites différences dans l'humidité et dans les profils verticaux de température, ainsi que de la méthode de calcul utilisée. Il est donc assez inutile de parler par exemple de «855 J / kg CAPE» ou même «900 J / kg ». Si les cartes indiquent 1000 J / kg de CAPE, soyez prêt à trouver dans la plupart des sondages effectués des valeurs entre 500-1500 J / kg, donc une large marge d’erreur d'au moins 50%. Enfin, je rappellerais que la CAPE seule n'est pas un élément suffisant pour l'initiation des orages ( voir la partie 11 ).

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Un autre truc que j'ai pu observer pas plus tard qu'hier soir : alors que je surveillais l'arrivée d'un orage vers ma localisation sur www.lightningmaps.org/realtime?lang=fr et qu'il me semblait plutôt assez actif avec pas mal d'impacts de foudre, je n'entendais que très peu le tonnerre gronder. Là aussi je crois que cela peut être trompeur sur la prévision de ce à quoi on peut s'attendre sur sa "puissance". Je pensais qu'il aurait été moins fort que ce qu'il en était réellement à son passage :huh:

J'ignore s'il y a eu une étude acoustique à ce sujet (j'ai travaillé dans l'acoustique) mais si on en revient au fait du vent proche du sol qui se tourne vers l'orage, il est fort possible que ça aie une influence sur les ondes sonores qui quelque part sont partiellement "ré-aspirées" et ont donc plus de mal à se répartir en avant de la cellule. C'est un peu comme la ligne de chemin de fer qui passe à environ 1 km de mon domicile : lorsque le vent est du secteur Nord-Est à Sud-Est, j'entend nettement plus fort les trains passer vu la trajectoire des vibrations dans l'air dans ma direction. Par contre une fois l'orage passé, je peut percevoir la foudre beaucoup plus longtemps et plus éloignée qu'à son approche.

Voilà qui à mon humble avis peut nous fausser également sur l'idée qu'on se fait si ce sera un gros orage violent ou une petite cellule passagère :unsure:

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Un autre truc que j'ai pu observer pas plus tard qu'hier soir : alors que je surveillais l'arrivée d'un orage vers ma localisation sur www.lightningmaps.org/realtime?lang=fr et qu'il me semblait plutôt assez actif avec pas mal d'impacts de foudre, je n'entendais que très peu le tonnerre gronder. Là aussi je crois que cela peut être trompeur sur la prévision de ce à quoi on peut s'attendre sur sa "puissance". Je pensais qu'il aurait été moins fort que ce qu'il en était réellement à son passage :huh:

J'ignore s'il y a eu une étude acoustique à ce sujet (j'ai travaillé dans l'acoustique) mais si on en revient au fait du vent proche du sol qui se tourne vers l'orage, il est fort possible que ça aie une influence sur les ondes sonores qui quelque part sont partiellement "ré-aspirées" et ont donc plus de mal à se répartir en avant de la cellule. C'est un peu comme la ligne de chemin de fer qui passe à environ 1 km de mon domicile : lorsque le vent est du secteur Nord-Est à Sud-Est, j'entend nettement plus fort les trains passer vu la trajectoire des vibrations dans l'air dans ma direction. Par contre une fois l'orage passé, je peut percevoir la foudre beaucoup plus longtemps et plus éloignée qu'à son approche.

Voilà qui à mon humble avis peut nous fausser également sur l'idée qu'on se fait si ce sera un gros orage violent ou une petite cellule passagère :unsure:

D’où l'utilité d'avoir des images radars et un suivi en temps réel pour cerner au mieux la bête :P

Mais oui, en effet, le son est influencé par le champ de vent. Je n'ai jamais lu d'étude sur les propriétés de propagation du son dans les milieux orageux, mais de manière générale ça a du être plus ou moins étudié puisqu'on sait par exemple que la présence d'une inversion en basse couche à tendance à modifier la propagation du son ( et pas que le son, mais aussi les ondes radio des radars météorologiques, ce qui peut créer des parasites prenant tantôt la forme de soucoupes ).

D'un autre côté, la violence d'un orage n'est pas forcément proportionnelle au taux d'impacts au sol ou de craquements explosifs. Certains phénomènes convectifs peuvent même causer des dégâts en l'absence d'activité électrique ( surtout en saison hivernale, mais pas que ). Je serais tenté de dire que ce n'est pas ceux qui gueulent le plus qui sont les plus à craindre. En simplifiant à outrance, les orages les plus actifs ont tendance à avoir une activité électrique interne très marquée ( avec un tonnerre parfois continu mais faible en proportion ), tandis que les orages qui sont moins organisés ou qui se déstructurent fabriquent plus de coups au sol en proportion. Cela pourrait s'expliquer par la disposition beaucoup plus complexe des couches de charges électriques dans les orages organisés que dans une monocellule classique par exemple.

Merci pour ta contribution en tout cas :flowers:

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

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( cliquez pour agrandir )

La hauteur du LCL d'une parcelle moyennée sur 0-1 km est tracée en arrière-plan ( en couleur, l'échelle est en mètres à droite ). Ce LCL est similaire au niveau de condensation par convection, à savoir la hauteur de la base que les nuages cumuliformes peuvent avoir. Elle se rapporte fortement à l'humidité relative de la couche limite, de sorte que de très faibles hauteurs peuvent être associées à des nuages bas ou du brouillard pendant la nuit (et dans les mauvais cas, persistants pendant la journée en bloquant le rayonnement solaire requis pour initier les orages ). Des hauteurs élevées de LCL peuvent améliorer les phénomènes de rafales descendantes parce que l'air des subsidences sera plus froid par rapport à l'air ambiant, dû à la flottabilité négative formée par évaporation notamment. Des haute LCLs (> 2000 m) peuvent également indiquer plus de difficulté pour l’initiation de la convection et son maintien, en raison de l'entraînement marqué dans l'environnement sec. Des LCLs bas (de moins de 1 000 mètres) sont favorables pour les tornades ( comme on l’a vu dans le chapitre sur les tornades ).

Le LFC (niveau de convection libre) est le niveau au dessus duquel une parcelle d’air moyennée sur la couche 0-1 km est plus chaude que son environnement lorsqu'elle est soulevée, et normalement va continuer à s’écarter de sa zone d’origine. Une très forte source de soulèvement de bas niveau peut pousser une parcelle à atteindre son LFC, de sorte qu’elle devienne plus chaude (plus légère) que l'air ambiant et subisse ensuite une force de flottabilité vers le haut. Les cas les plus fréquents lorsque cela se produit sont quand une couche d’inversion ( de CIN ) est subitement éliminée ( par une ascendance synoptique par ex. ), ou lorsque le réchauffement diurne et le mélange de bas niveau donneront un LCL plus élevé et une LFC plus bas.

Sous la forme de vecteurs ( les flèches noirs ) est représentée la différence entre la base du nuage et le niveau de convection libre. L’absence de vecteur signifie qu'aucune MLCAPE n’est présente. Les petits vecteurs indiquent de petites différences entre le LFC-LCL, de sorte qu'il n'y a presque pas de réchauffement diurne ou de forçages nécessaires pour l'initiation de la convection. Des vecteurs plus longs nécessitent plus de réchauffement ou de soulèvement, et les vecteurs très longs peuvent indiquer une trop forte inhibition pour la formation d'orages. Le long des lignes sèches dans les Grandes plaines, le gradient peut être si fort que la lisibilité peut devenir compliquée. En général, plus la différence entre le LFC-LCL sera faible, plus l’initiation sera facile (requière moins de forçage). La même chose vaut pour les LCLs bas parce que l'entraînement est moins problématique. Notez que parce que le modèle ajuste son environnement lorsqu'il simule des orages ( il affaiblit les gradients verticaux, abaisse le LCL), la différence LFC-LCL peut devenir plus grande et peut donner une fausse impression d’inhibition où il y a déjà de la convection. Vérifiez ceci en regardant la carte des précipitations convectives.

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

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Une carte très utile dans le cas d'environnements quasi-neutres avec une très faible CAPE, c'est-à-dire souvent pendant la partie la plus froide de l’année. Les cellules convectives ont besoin d'avoir des ascendances qui pénètrent dans une portion suffisante de la zone de phase mixte (habituellement de -10 à -30 degrés), où dans le nuage, coexistent des particules de glace avec des gouttelettes d'eau liquide, de telle sorte que le processus d’électrisation non-inductif soit efficace. Le niveau d'équilibre est l’altitude où les parcelles seront à la même température que l'environnement après avoir traverser leur couche de convection libre. Elles connaîtront donc une force de flottabilité de plus en plus négative à mesure qu’elles monteront. Ceci correspond souvent à des niveaux proches de la tropopause, mais ce peut également être une inversion plus basse dans la troposphère.

La carte indique la température, pas la hauteur. Les phénomènes électriques peuvent être possibles avec des températures d’équilibre inférieures à -10 degrés, et deviennent très probables surtout en dessous de -30 degrés. En hiver, les hauteurs correspondantes au sommet des nuages sont plus faible et le taux d'humidité est également plus faible, et avec des courants ascendants plus faibles de sorte que le processus d'électrification est moins efficace.

En été, sur de vastes zones les parcelles peuvent atteindre des températures très froides et les autres indicateurs peuvent être plus utiles à regarder. Dans le calcul du niveau d’équilibre présenté sur cette carte, on utilise le niveau le plus instable (à savoir, le niveau avec la parcelle ayant la plus forte theta’E au-dessous de 600 hPa ). Cette carte est également utilisée pour détecter un risque de convection élevée, lorsque les méthodes de la particule au niveau des basses couche ne sont plus efficaces pour révéler le potentiel.

4. Gradient vertical de température entre 0 et 500 m

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Cette carte représente la différence de température entre la surface (pas 2 mètres) et 500 m au-dessus du sol. Cette carte contient des informations utiles sur la température relative de l'air par rapport à la surface sur laquelle il circule. Le gradient adiabatique sec est d'environ 10-11 degrés par kilomètre, alors que le gradient adiabatique humide a une valeur d’environ 5-6 degrés par kilomètre.

Des valeurs de gradient vertical inférieures indiquent une inversion. Des valeurs supérieures à 11 °C / km indiquent des conditions superadiabatiques qui impliquent nécessairement un mélange turbulent des parcelles en surface ayant déjà une flottabilité positive marquée avec un soulèvement minimale. Ceci est favorable à l’étirement vertical de vortex tels que les tourbillons de poussière ou les tornades de type B sous les cumulus bourgeonnants par exemple.

On peut facilement déduire quels processus sont responsables des gradients verticaux marqués sur 0-500 m. Au dessus des grandes étendues d'eau, la température ne change pas très rapidement, les gradients verticaux très marqués seront donc pour la plupart le résultat d'advection d'air relativement froid sur la surface d’eau. De même, des gradients verticaux de type "inversion" en basse couche indiquent une forte advection d'air chaud au-dessus de la surface de l'eau. Sur terre, la surface répond rapidement aux processus radiatifs. Les contrastes entre la terre et les surfaces d'eau adjacentes peuvent induire des circulations de mésoéchelle comme la brise terre / mer. Les gradients verticaux de basse couche augmentent rapidement au cours de l'après-midi, quand le soleil brille, tandis que dans la soirée, une inversion tend à se former. Cette carte permet donc d'évaluer si le modèle produit de la nébulosité qui pourrait inhiber le chauffage de la couche limite au cours de la journée, ou de limiter le rayonnement terrestre la nuit (> 4 °C / km sur la terre), ce qui en fait une carte utile aussi si vous avez besoin de connaître les probabilité d'un ciel clair la nuit pour les observations astronomique.

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

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Cette couche, un peu arbitrairement choisie, pour estimer les gradients verticaux de moyenne altitude, est souvent utilisée pour identifier une couche qui contribue beaucoup à la CAPE, indépendamment de la disponibilité en humidité. En masse d’air maritime polaires derrière les fronts froids, elle indique généralement des valeurs de plus de 6 °C / km. Du côté chaud, elle est souvent capable de définir assez bien les bordures de la convection profonde, où l'affaissement de la convection y est matérialisé par une inversion. La convection peu profonde peut néanmoins encore se produire dans ces régions.

Les régions élevées et sèches comme le Plateau espagnol et le Sahara créent souvent une couche sèche et profonde avec de forts gradient verticaux, qui peuvent être advectés loin vers l'Europe occidentale (par exemple la synoptique de spanish plume). Dans les Grandes Plaines aux Etats-Unis, des gradients verticaux très forts dans cette couche peuvent se développer sur les montagnes Rocheuses ou l'ouest des Grandes Plaines et être transportés vers l'est en surplombant une masse d’air très humide, créant sondages de type « loaded gun ». Des gradients verticaux très forts (> 7 °C / km) dans cette couche et dans les masses d'air chaudes sont capables de créer un CAPE massive, permettant une accélération verticale rapide, et est souvent associée à de gros grêlons et plus indirectement avec des vents violents descendants. Des gradients verticaux neutres (5-6 °C / km) indiquent des conditions moins intéressantes, souvent trouvées dans les régions frontales saturées. On notera que les températures à ces différentes altitudes sont advectées par les vents de ces différents niveaux, de sorte que le gradient lui-même n’est pas forcément clairement advecté et peut simplement apparaître et disparaître spontanément.

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

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L'indice Thompson est un indice ancien, datant de l’époque où chaque calcul devait être fait la main ou soit à partir de sondages. L'indice est obtenue en soustrayant le LI ( lifted index ) au K Index. Le LI est simplement la différence entre la température d'une parcelle d'air soulevée depuis le sol jusqu'à 500 hPa et son air environnant. L'indice K est : T850 + TD850 - (T700 - Td700) -T500 et est donc un chiffre sans unité, comprenant le gradient vertical de température, le point de rosée de bas niveau et l’humidité relative des niveaux intermédiaires. L’humidité à 700 hPa peut être utile via le fait qu'elle sert à inclure indirectement une source d'ascension, puisque l’environnement est généralement plus humide dans les niveaux intermédiaires autour des fronts. Plus l’indice Thompson est élevé, plus la probabilité d’orages violents l’est aussi. Un petit tableau d’aide :

TI < 25 pas d’orages

TI 25-34 orages probables

TI 35-39 orages potentiellement violents

TI => 40 violents orages

L’utilité principale de la carte est surtout de visualiser la sortie standard de GFS pour les précipitations convectives ... qui est en fait souvent assez fiable, bien qu'elle puisse réagir de manière excessive dans les cas où le problème d’évapotranspiration (vent faible, fort ensoleillement) apparaît. Cette carte pourrait potentiellement sous-estimer les précipitations convectives dans les zones avec des couches limites sèches et profondes.

Le géopotentiel à 700 hpa figure également sur la carte, permettant de cerner les zones de bas et hauts géopotentiels afin de replacer les deux paramètres précédents dans des considérations d’écoulement à plus grande échelle.

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

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Sur cette carte, la SBCAPE prend en compte la CAPE d’une parcelle soulevée depuis la surface jusqu’à son LFC, mais ne représente pas la SBCAPE jusqu’au niveau d’équilibre, seulement dans les 2 premiers kilomètres au-dessus de la surface. Ceci indique si les parcelles sont capables d'accélérer rapidement au-dessus du LFC. Un LFC bas conjugué à des températures chutant rapidement avec l’altitude dans la couche 0-2 km stimulent l’accélération vers le haut dans cette couche, ce qui est important en particulier pour les tornades. Le type de tornades généralement faibles (F0-F1) appelées «trombes» (terrestres ou marines) se produisent en étirant du tourbillon à axe vertical via une ascendance ( cf. partie sur la tornadogenèse de type B ). Ce processus est amélioré par l'accélération verticale. La condition préalable est une source de vorticité verticale et de la convergence, telle des lignes de changement de vitesse du vent. En outre, il semble que la force du vent en basse couche ne doit pas être trop importante, sinon la turbulence peut perturber ce processus. Les gradients verticaux près de la surface aideront également (carte numéro 4). Des dépressions en moyenne altitude ( cut-off par ex. ) associés à des gouttes froides, ou de faibles thalwegs sont favorables à l’apparition fréquentes de trombes. L'indice composite expérimental en lignes colorées, le Spout index, tient compte de ces facteurs, mais il n'a pas été calibré ou testé et peut ne pas toujours être utile.

De même, certaines tornades (souvent supercellulaires) peuvent être générées par l'inclinaison de la vorticité horizontale de bas niveau (forte de cisaillement de bas niveau) à la verticale par un fort courant ascendant et peut aussi profiter d’une plus forte SBCAPE sur 0-2 km.

8. Delta theta’E & rafales convectives

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Les paramètres de cette carte sont un peu expérimentaux. Le delta theta-e (lignes épaisses, si elles sont présentes) est la différence entre la theta’E de la couche limite et l’altitude du minimum de theta’E trouvé dans les niveaux intermédiaires (moins de 400 hPa). Plus les niveaux moyens sont froids et secs et plus les parcelles en couche limite sont chaudes et humides dans un environnement instable, plus les ascendances/subsidences seront fortes augmentant donc les risques de rafales convectives sévères. Des phénomènes de microrafales sont possibles, surtout quand les valeurs de ce paramètre dépassent les 20 degrés Kelvin (qui, on le rappel, est une différence de theta’e entre sol/moyenne altitude).

D’un autre côté, la vitesse des rafales convectives en plage de couleurs est simplement la moyenne pondérée des vents sur la surface 700 hPa, et est destinée à donner une indication sur ce à quoi nous pouvons nous attendre si un courant descendant s’établit à travers une couche de vents synoptiques violents, ce qui transporte de la quantité de mouvement vers la surface. Il se peut que le temps soit déjà très venteux au sol, mais normalement sur terre le rapport entre les vents moyens et la vitesse des rafales ne dépasse pas 1,7 (1,4 sur la mer) avec une certaine marge. Une rafale significativement boostée par la convection profonde pourrait donner bien plus en proportions en termes de rafales au sol.

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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)

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Nous savons déjà ce qu’est la Theta’E et la Theta’W ( voir partie 3 ). Les deux sont affichés, la thêta-e dans les plages de couleurs et la thêta-w en contours. L'avantage de la thêta-e par rapport à la température classique est que le paramètre est conservé dans les procédés adiabatiques, ce qui signifie que le déplacement des particules à un niveau supérieur ou inférieur ne modifie pas sa valeur. Comme les différentes origines des masses d'air déterminent en grande partie leur propre thêta-e, on peut utiliser ce paramètre comme un marqueur. Les fronts sont facilement visibles comme des pentes raides dans la thêta-e. La theta’e dans la couche limite ( 0-1 km ) montre où les fronts sont situés près de la surface, tandis que la theta’e entre 700 et 500 hPa montre où ils sont à environ à 4000 m. En hiver, il arrive souvent que les fronts chauds ne pénètrent pas dans les masses d’air froid près de la surface. Ils sont cependant visibles sur la couche 700-500 hPa.

Les cartes peuvent être utilisées pour déterminer si la masse d'air est potentiellement instable, ce qui se produit souvent dans les fronts froids dédoublés. Lorsque les valeurs à 700 hPa sont plus faibles que dans la couche 0-1 km, le soulèvement de la couche peut augmenter les gradients verticaux et provoquer le développement de CAPE. Alors que le modèle devrait en principe être en mesure de calculer tout cela par lui-même et de produire de la CAPE, il arrive cependant régulièrement que des lignes convectives étroites et dynamiques se développent à une échelle plus petite que la maille du modèle GFS (bande étroite de front froid par exemple).

Les deux cartes mettent également à disposition les lignes de flux. La couleur indique qualitativement la présence de convergence (jaune/ rouge) et de divergence (bleu clair/ violet) pour la carte au sol, et l'advection de température pour la carte en altitude ( couleur chaude -> advection chaude et inversement ). En été en cas de convection, on peut envisager qu’une convergence de bas niveau dans les panaches de haute thêta-e sont l'indicateur le plus utile de l'endroit où les orages se développeront. La convergence près de la surface se traduit par un mouvement ascendant de l'air et fonctionne comme un déclencheur pour la convection (la convergence augmente aussi l’humidité, ce qui érode la CIN, voir la partie 11 sur les forçages synoptiques ).

Parfois, dans les cas où il y’a de très faibles différences entre le LFC et le LCL, les orages peuvent également se développer en dehors de ces régions de convergence. Au niveau 700-500 hPa, vous devriez plutôt voir de la divergence (ou des valeurs neutres) dans les même région, en réaction à la convergence de bas niveau. Ce « dipôle » peut être légèrement déplacé horizontalement ( la divergence au dessus de la convergence de basse couche n’est pas forcément pile à la verticale ). La convergence au niveau 700 hPa indique principalement un mouvement vers le bas. Le cycle diurne de la brise de mer et des circulations en montagne peuvent souvent être découvertes sur ces cartes. La combinaison des deux champs de lignes de flux sur 0/1 km et 700-500 hpa vous permet également d'inspecter le cisaillement directionnel du vent.

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

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Le rapport de mélange est un autre mot pour exprimer la teneur en humidité absolue et est exprimé en grammes de vapeur d'eau par kilogramme d'air sec. Un paramètre qui lui est directement lié est la température du point de rosée. Cependant, la température du point de rosée ne tiens pas compte du mélange sur la verticale. Le rapport de mélange est conservé pour les mouvements verticaux jusqu'à ce que la condensation se produise. Ce paramètre est facilement vérifiable sur les sondages observés, en visualisant la moyenne d’humidité sur les premiers kilomètres sur un diagramme thermodynamique, ce qui est utile pour voir si le modèle est bien calé sur l’humidité par rapport aux observations. Après tout, c’est un des facteurs importants dans le calcul de la CAPE du modèle.

Les lignes de flux nous montrent où il y a une advection d'air humide ou plus sec (les valeurs élevées de rapport de mélange se trouvent en général dans les zones de convergence, et inversement pour les zones de divergences). Cette carte affiche beaucoup mieux les phénomènes de lignes sèches aux Etats-Unis que les cartes de Theta-e.

Cliquez sur les cartes pour agrandir et faciliter leur lecture.

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

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Température potentielle ( en plage de couleur ) au niveau 1 pvu + Vents

Cette carte est utilisée pour mettre en évidence les processus atmosphériques d'une manière différente. Le PV (initiales de vorticité potentielle en français) est une quantité conservée lors de processus adiabatiques. Il peut être utilisé pour retracer les trajectoires des particules de masses d'air. La tropopause est généralement associée à 1,5 ou 2 unités de PV, avec des valeurs de PV inférieures en dessous, et supérieur au dessus, dans la stratosphère. Certains processus dans l’écoulement à grande échelle peuvent déformer la tropopause, de telle sorte que l'air à haut PV stratosphérique entre dans la troposphère et est amené vers le bas. La présence d'une anomalie marquée de PV en moyenne/haute troposphère ou plus bas indique soit une subsidence post-frontale marquée ou une bulle d'air froid à mi-niveau (ou en haute troposphère) avec des gradients verticaux de températures marqués à ces niveaux et une forte vorticité cyclonique. Je ne vais pas aller profondément dans la théorie de la vorticité potentielle, mais pour des raisons pratiques d’utilisation il serait bon de retenir ce qui suit : de forts mouvements ascendants peuvent être attendus à l'avant d'un maximum de PV, en d'autres termes, les gradients verticaux aux niveaux moyen seront amplifiés et la vorticité de niveau intermédiaire générera un mouvement vers le haut dans la direction où le maximum de PV se déplace. En particulier, les nuances de bleu foncé/violet méritent une attention particulière. Les tendances de hauteur observées dans cette carte concordent souvent avec les bandes sombres des images satellites du canal vapeur d'eau (intrusions d'air sec). Est également présenté sur ces carte le vent au niveau 1/2,5 PVU qui peut servir à repérer le jet et ses déformations (entrées/sorties de jet permettant de mieux cibler les zones de soulèvement dynamique etc. ). Le schéma de divergence/convergence associé à un jet courbé, qui est le cas le plus fréquent, est représenté ci-dessous.

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Jet à courbure cyclonique à droite et anticyclonique à gauche. Estofex.

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

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Advection de tourbillon en plages de couleur ( cyclonique en orange, anticyclonique en bleu ) et géopotentiel à 600 hpa.

Cette carte utilise la méthode Trenberth pour estimer le mouvement vertical résultant de l’advection différentielle de la vorticité et de l’advection de température, donnant une image qualitative des mouvements verticaux résultant de l’écart à l’équilibre géostrophique. Cette vitesse verticale est différente des VV totales des sorties des modèles (qui sont influencées aussi par la convection). Elle sert à avoir une idée des mouvements ascendants ou subsidents à grande échelle. La convection cellulaire sur la mer est souvent en mesure de se maintenir elle-même, même dans une subsidence de grande échelle, si les gradients verticaux de bas niveaux sont assez forts, mais les phénomènes d’amas en virgule ont par exemple besoin d’un soulèvement géostrophique (habituellement un maximum de tourbillon). Il est recommandé de vérifier l’existence d’ascendances/subsidences avec d'autres paramètres de mouvement vertical pour une utilisation efficace.

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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

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Profondeur de la couche instable en plages de couleur, vecteurs de cisaillement sur 1/4 km en barbules et profondeur de la convergence en isolignes roses.

En d'autres termes, la profondeur de la couche instable représente la profondeur intégrée de toutes les particules avec une CAPE supérieur à 50 j/kg et une CIN inférieur à 50 j/kg. Des valeurs faibles (bleu) montrent que seule une couche superficielle est capable de libérer de la CAPE afin de former un orage, les valeurs élevées (rouge) indiquent que la CAPE peut être libérée à tout les niveaux dans la couche 0/4 km. La probabilité d'orages semble en effet augmenter avec la profondeur de la couche qui n’est pas inhibée par la présence de CIN. La position et la zone des développements orageux est généralement très bien indiqué par ce paramètre, mieux que ce que suggérerait la CAPE ou les précipitations convectives de GFS, d’après ce que j’en ai tiré dans mon expérience.

La profondeur de la convergence est un complément utile au paramètre cité ci-dessus. Il montre les régions de soulèvement à méso-échelle, qui sont parfois plus ou moins identifiables par la convergence des vents de 10 mètres. Il montre de temps en temps des anneaux de convergence en expansion quand GFS simule un grand système convectif. Les régions de convergence, le soulèvement à l’échelle synoptique et la profondeur de la couche sans inhibition convective sont de bons indicateurs pour le développement des orages.

Les vecteurs de cisaillement sur la tranche 1-4 km sont fournis qualitativement uniquement lorsqu’ils sont supérieure à 2,5 m/s , ce qui représente l'équivalent de 15 m / s de cisaillement sur la tranche 0-6 km, valeur souvent utilisée comme seuil minimum pour la probabilité de déclenchements des multicellulaires les plus violents et des supercellules.

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

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Storm motion en barbules (vitesse et sens de déplacement de l'orage), hélicité relative sur 0/3 km en plages de couleurs, et SCP en lignes colorées si elles sont présentes. Cette carte est représentative pour les moteurs droits, mais la même carte existe pour les moteurs gauches.

En plus d'une bonne quantité de cisaillement sur 0-6 km, il est utile pour les développements de courants ascendants rotatifs d'avoir des vecteurs de cisaillement du vent tournants dans les basses couches. Il en résulte un hodographe courbé. Des hodographes incurvés sont également possibles avec des profils verticaux de vent atypiques, il est donc beaucoup plus facile de voir le cisaillement sur un hodographe que via des barbules sur un sondage. Dans son mouvement, un orage est affecté par les vents environnants. Les vents relatifs de bas niveaux sont ingérés dans le courant ascendant de l’orage. Chaque petite couche de cisaillement verticale ingérée par l’ascendance, est d’abord inclinée à la verticale, puis fini par augmenter la rotation totale du courant ascendant. Sur un hodographe, la surface entre la ligne reliant les vents sur 0-3 km (donc la ligne de cisaillement) et le vecteur de mouvement de l’orage, est équivalent à la rotation qui est acquise par l'ascendance orageuse. Un orage qui suivra le vecteur cisaillement de l’hodographe n’acquerra pas ou peu de vorticité, mais un orage en déviation par rapport à cette ligne en gagnera plus ( voir la partie 2 sur l’hodographe ).

En pratique, un hodographe avec un vecteur cisaillement suffisamment long et rectiligne (par exemple 40 kts sur 0-6 km) peut produire à la fois des moteurs gauches et des moteurs droits supercellulaires ( storm splitting ), tandis qu'un hodographe avec un cisaillement en sens horaire (antihoraire ) sera favorable à des supercellules moteur droits ( gauches ). Le courant ascendant est forcé par des gradients verticaux de pression non-hydrostatiques, se produisant du côté chaud de l’hodographe. Les supercellules sont souvent capables de se développer lorsque la SREH ( storm relative environmental helicity ) sur 0-3 km est supérieure à 150 m2/ s2 , tandis que la possibilité d’avoir des tornades augmente ensuite avec une plus grande SREH. Le Supercell Composite parameter ( en ligne colorées, si elles sont présentes ) se compose de la SREH, du cisaillement et de MLCAPE et indique où le potentiel de supercellules est le plus élevé. Il est cependant très sensible à la MLCAPE et n’inclus pas le degré d’inhibition qui pourrait empêcher le développement de l’orage.

Des vents tournants avec l’altitude sont aussi un signe d’advection de température. Le vecteur de cisaillement sur une couche représente le vent thermique qui souffle parallèlement aux lignes d'épaisseur avec l'air chaud vers la droite. L’advection d'air chaud dans les bas niveaux et de forts gradients de température favorisent des valeurs de SREH élevées. Dans certains cas, cela peut inhiber la convection par une inversion d’air chaud de basse couche.

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

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Le significant tornado parameter est en lignes grasses colorées ( pas toujours présentes selon la situation synoptique. Sur cette carte on voit une isoligne bleue vers l’Europe centrale où le paramètre réagit un peu ), la valeur du cisaillement sur 0-6 km en isolignes noires, et le cisaillement sur 0-1 km en plages colorées ( les deux en knots - nœuds en français - ). La formule du STP est donnée en bas de l'image.

Sur cette carte on a dans un premier temps le cisaillement sur 0-6 km ( indiquant l’importance de la différence vectorielle entre le vent à 10 m et à 6 km au dessus du sol ) et le cisaillement sur 0-1 km ( indiquant l’importance de la différence vectorielle entre le vent à 10 m et à 1 km au dessus du sol ) qui sont affichés en nœuds ( on peut changer cela en m/s par une simple conversion ). Ces paramètres sont souvent appelés respectivement «couche de cisaillement profonde» et «cisaillement de bas niveaux ». Le choix des niveaux provient de ceux qui ont été inclus dans les études américaines, et leur relation avec les phénomènes météorologiques violents qui est bien documentée. Un cisaillement sur la couche profonde ( 0-6 km donc ) qui atteindrait environ 20 kts - kts = knots en anglais, l'équivalent de nœuds en français - ( c'est à dire environ 10 m / s, donc un cisaillement faible à modérée) est souvent suffisant pour soutenir le renouvellement de nouvelles cellules à la limite du courant de densité à côté de cellules plus âgées, et capable de maintenir les orages multicellulaires ou les MCS, pour ces derniers surtout quand le forçage dynamique est suffisamment présent. Un cisaillement devenant de plus en plus marqué provoque une transition progressive, discrète (pas à pas) qui va permettre de réitérer la croissance des cellules autour du système orageux, dans un état de plus en plus équilibré, avec le courant descendant interférant de moins en moins avec l’ascendance, de sorte que les cellules peuvent vivre plus longtemps. Un cisaillement de 30 kts (15 m / s) ou plus peu généralement conduire à des orages organisés avec des caractéristiques faiblement supercellulaires, et capable de générer la production de gros grêlons. Habituellement, un cisaillement profond de 40 kts (20 m / s) est pris comme valeur seuil pour les supercellules, ce qui signifie que l’orage est en mesure de développer et de maintenir un courant ascendant rotatif de lui même. Les supercellules sont capables de produire de gros grêlons (> 4 cm), des microrafales et des tornades. En général, le produit de la CAPE et du cisaillement sur la couche 0-6 km est bien corrélée avec l'augmentation de la probabilité de tout les phénomènes météorologiques orageux violents.

Un cisaillement de bas niveau, donc sur 0-1 km on le rappel, qui atteindrait 20-25 kts (10-15 m/s) est favorable pour les tornades mésocycloniques notamment, car il représente une vorticité horizontale qui peut être inclinée à la verticale par de forts courants ascendants. En outre, un MCS dans un environnement de cisaillement élevé dans les niveaux 0-1 km, peut avoir tendance à produire des segments bombés ( bow-échos ) qui sont capables de provoquer des vents violents concentrés.

Le paramètre de significativité tornadique ( significant tornado parameter ) est un indice composite basé sur le cisaillement sur les couches 0-6km et 0-1 km, la CAPE, la CIN et la hauteur du LCL. Il met en évidence les régions où ces ingrédients favorables aux tornades sont réunis, même si il ne dit pas quel ingrédient nécessaire peut manquer le plus. Les indices composites ne peuvent pas remplacer une analyse détaillée, mais sont utiles afin d'alerter le prévisionniste. Sa formule mathématique est donnée en bas de la carte.

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

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Cisaillement sur 1-8 km en isolignes rouges. ICAPE en plages de couleurs et ICIN en plages de vecteurs.

Cette carte est utile pour juger où le cisaillement se superpose à des zones d'instabilité. Le vecteur de cisaillement sur 1-8 km est une autre version de la couche de cisaillement profonde, mais exclut la couche 0-1 km. Cela peut être utile à la place des cartes de cisaillement sur 0-6 / 0-1 km, en particulier dans les cas où l’hodographe est droit et le cisaillement fort sur 0-1 km et une partie de la couche 0-6 km. Il est donc logique de regarder la quantité de cisaillement disponible au-dessus de 1 km. Le niveau de 8 km est susceptible d’être plus discriminant que le niveau 6 km selon Bunkers et al. (2006) entre les supercellules à longue durée contre les supercellules de courte durée.

L'ICAPE signifie que la CAPE est intégrée sur la verticale ( au sens mathématique ), et possède les unités J/m2 et non pas J/kg. Elle a d'abord été définie par Mapes (1993) comme la somme (CAPE * dp / g ) pour toutes les parcelles dans une colonne qui ont une CAPE> 0. Cela rend ce paramètre indépendant du choix du niveau de la particule. Des couches qui ont une CAPE non nulle sur une grande profondeur donnent des valeurs plus élevées que pour la même quantité de CAPE mais sur des couches moins profondes. Par exemple, une couche épaisse de 100 hPa, donnant 500 J / kg de CAPE entraînera la même valeur d' ICAPE qu’une couche moins profonde de 50 hpa contenant 1000 J/Kg de CAPE . Le paramètre est tracé expérimentalement, vu que son avantage sur les autres versions de la CAPE en météorologie opérationnelle n'a encore jamais été testé.

Il est logique de se dire que si un orage se développe, et que tout l'air des bas niveaux est aspiré, l'énergie totale libérée par toutes les particules dans une colonne d'un mètre carré serait l’ICAPE. Dans la pratique, la carte sera très similaire à la MLCAPE, sauf lorsque l’épaisseur de la couche diffère sur la zone, ou lorsque des particules en altitude sont instables au dessus d’une couche limite stable, et où la CAPE, où la MLCAPE peuvent être absentes. Donc, ce paramètre a les caractéristiques des deux paramètres MLCAPE et MUCAPE. De même, l’ICIN est la flottabilité négative intégrée, une somme de toutes les CIN de toutes les particules dans une colonne et qui ont une CAPE > 0.

Dans la carte, les plus petits vecteurs indiquent des très petites valeurs d'ICIN, alors que des vecteurs plus grands et plus épais impliquent des valeurs d’ICIN supérieurs. Comme ceci est une valeur sur la colonne, cela peut signifier que les particules aux niveaux inférieurs ont une CIN tandis que celles aux niveaux supérieurs n’en ont pas nécessairement (à utiliser avec précaution en cas d'instabilité en altitude ). Cependant, plus la couche de CAPE> 0 a une CIN marqué, et plus l’inversion est marquée, et donc plus la valeur de la résistance totale au soulèvement pour former des orages sera marquée. Un environnement avec une très forte ICAPE (en particulier supérieure à 1000 kJ / m2) est potentiellement capable de libérer beaucoup d'énergie à partir d'une couche profonde et peut supporter des orages pendant une longue période, tandis qu’une ICIN élevée indique l’inhibition totale à franchir pour libérer cette énergie.

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Nous avons vu ensemble 16 cartes avec différents paramètres utilisés dans la prévision convective. Ces paramètres ne sont bien sûr pas exhaustifs, il existe encore d'autres cartes que nous n'avons pas traitées, avec par exemple le Hail parameter ou le Contenu en eau précipitable & les vecteurs de propagation des systèmes orageux. Ces deux cartes sont présentées respectivement à titre d'illustrations ci-dessous :

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Le Hail parameter informe sur la probabilité d'avoir des chutes de grêle significatives ( supérieur à 2 cm ). Ce paramètre est en plages de couleurs, si il réagit, ce qui n'est pas toujours le cas selon la situation. Toutes les isolignes quantifient la différence de flottabilité entre les niveaux nuageux froids ( -10/-30 ) et chauds ( >-10 ).

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En plages de couleurs bleutées est indiqué le contenu effectif en eau précipitable, c'est à dire la quantité d'eau qu'il est en théorie possible de voir tomber de la colonne troposphérique sous forme de précipitations (en mm). Les flèches représentent les vecteurs de propagation de la convection ( qui peut être différente du vent synoptique ) : propagation par l'avant en bleue, système à propagation rétrograde en rouge, propagation latérale en rose et propagation neutre en noir. Par propagation, on entend la propagation relative par rapport au flux.

Vous pouvez retrouver toutes ces cartes, et plus encore sur ce site : http://www.lightningwizard.com/maps/

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

Arrivé à la dernière partie de ce chapitre, il devrait être clair pour vous maintenant que les orages se présentent sous une multitude de formes, allant des petits systèmes peu organisés, en passant par les bow échos et jusqu’aux gros systèmes comme les lignes de grains très longues ou les MCC. Les modèles de méso-échelle sont généralement considérés comme ceux aillant un espacement de grille de 30 km ou moins. Tous les autres facteurs étant égaux, plus la résolution du modèle est élevée, plus il devrait être en mesure de représenter les détails des structures des orages. Mais comme la plupart des modèles opérationnels sont notoirement peu efficaces pour prédire l'apparition et/ou l'emplacement exact de la convection, ils sont à bien des égards peu fiables pour prédire précisément les orages. Par exemple, les différentes paramétrisations convectives varient dans leur capacité à générer les subsidences convectives et donc les piscines d’air froid à méso-échelle ( courant de densité ). Des détails importants, tel que celui que l’on vient de citer, sont extrêmement importants dans la détermination de la capacité d'un modèle donné à prévoir l'évolution des orages.

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Dans cet image hypothétique, on a un modèle avec un espacement de 30 kilomètres par point de grille qui peut initialement résoudre un MCS de taille moyenne; cependant il est clair qu'avec ce genre de résolution, le modèle ne peut pas représenter suffisamment de détails importants tels que les courants ascendants ou descendants, et d'autres procédés de précipitation pour prévoir l’évolution réaliste et détaillée du MCS.

-D’où viennent les erreurs ?

Les erreurs de prévision convectives dans les modèles surgissent à partir d'au moins deux sources communes. Une source qui implique les «conditions initiales». S'il y a des erreurs dans les conditions initiales, alors il est très difficile de prévoir correctement les détails des orages qui risquent de se produire. La deuxième source évidente vient du fait de "paramétrer" certains processus convectifs dans tous les modèles de méso-échelle hydrostatiques et même en partie dans les modèles non hydrostatiques avec un espacement de grille de plus de quelques kilomètres. La convection et d'autres procédés non-hydrostatiques importants dans la dynamique des orages se produisent sur des échelles beaucoup plus petites que celles qui peuvent être résolues par la plupart des modèles opérationnels de méso-échelle. Ainsi, ces processus sont paramétrés pour simuler leurs effets moyens sur l'environnement à plus grande échelle. Le paramétrage de ces détails est mieux que de ne pas les prendre en compte du tout, mais il est encore très problématique et peut entraîner des biais importants par rapport à la réalité en ce qui concerne la prévision des orages avec les modèles.

Il est important de connaître et de comprendre les limites des paramétrisations convectives des modèles. D'une manière générale, plus le forçage de grande échelle est fort, plus la paramétrisation convective sera en accord avec le lieu, la quantité de précipitations et le timing. Cependant, s'il y a une quantité élevée d’instabilité et que le forçage environnemental est fort, parfois le paramétrage du modèle ne sera pas en mesure de suivre la dynamique, ce qui entraîne la paramétrisation dans une tentative de faire un cumulonimbus aussi large qu’une maille toute entière! De toute évidence, une telle largeur et une telle intensité d’ascendance produit un réchauffement latent trop fort, trop de précipitation, et des pressions de surface trop faibles (et encore d’autres phénomènes aberrants).

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Considérez ci-dessus cet exemple d’un modèle opérationnel d’une résolution de 22 km. Il a commencé à simuler des précipitations sous forme de pâtés de réflectivité sur les plaines à la mi-Juillet 2001 et a continué à générer un tel épisode, même après la mise à jour du modèle le 24 Juillet de 2001 ( nouveau run ). Ces pâtés de précipitations qui font + de 4 pouces, sur une période de six heures, ont été générés principalement par des phénomènes à l’échelle du modèle dans des environnements de haute CAPE avec un forçage de méso-échelle marqué. Ces prévisions étaient fausses et incohérentes physiquement, mais sous tendaient des conditions favorisant des systèmes convectifs solides avec de fortes pluies. Ces orages aussi larges que la grille sont devenus un point focal pour le modèle qui y a concentré la convergence, le mouvement vertical, et l'instabilité, ce qui a conduit à la mauvaise localisation des zones réellement touchées par les orages.

-Qu'est-ce qui n’est pas correct ?

Il y a cinq aspects à prendre en compte pour interpréter une prévision convective que nous livrent les modèles :

1) L’initiation de la convection - à la fois la date et le lieu de l'apparition de la convection,

2) l'évolution du système convectif - y compris la taille de la zone affectée, la propagation et la durée du système,

3) le montant total des précipitations,

4) les risques météorologiques accompagnants les orages, et

5) l'impact sur d'autres éléments météorologiques en outre, tels que les nuages et les températures.

La précision des trois premiers de ces facteurs dans la prévision du modèle est affectée par le schéma synoptique, la précision des conditions initiales, la résolution du modèle, et la paramétrisation convective utilisée. Le quatrième facteur n’est pas prédit directement par un modèle de prévision du temps. Le cinquième facteur est prévu dans une certaine mesure par les modèles, mais est limité par les erreurs dans le second facteur.

Aucun modèle n’a de « meilleur » système de paramétrisation qu’un autre; chacun a ses forces et ses faiblesses; aucun modèle n’est toujours bon; les prévisions des forçages synoptiques et de méso-échelles sont plus précises que les prévisions convectives elles mêmes.

En revanche, un modèle de prévision donnant des caractéristiques importantes telles que les fronts, les jets, les inversions de température, et la prévision de l’existence d'une brise de mer ou d’une Dryline sera plus précis que dans les prévisions de la convection elle-même. Ainsi, vous devriez compter davantage sur les caractéristiques du forçage synoptique et des paramètres inhibiteurs prédits par le modèle que sur la convection brute qu’il prévoit.

- Quid des modèles avec des résolution très fines ( ~10 km ) ?

La plupart des MCS sont de taille suffisante pour être représentés, mais pas complètement résolus explicitement par un modèle de 10 kilomètres. Ainsi, un modèle de 10 kilomètres de résolution avec des paramétrisations physiques appropriées peut générer de nombreuses caractéristiques réalistes d'un système convectif de méso-échelle. Il est important de se rappeler que, même à 10 km de résolution, le timing des orages prévus par le modèle et le placement de l'initiation convective varient en fonction de la paramétrisation convective utilisée. En fait, les modèles ont peut de compétences concernant le timing et le déplacement des MCS à l’échelle fine. Parfois, ils sont bons, parfois, ils ne le sont pas, mais ils ne sont certainement pas bon de manière fiable ! Un contributeur majeur aux prévisions mitigées d'évolution des MCS est l'incapacité d’un modèle de cette résolution à générer correctement et à faire évoluer le front de rafale du système et le courant de densité associé. Cependant, avec 10 km de résolution, les modèles peuvent faire un bon travail en signalant la probabilité que des orages se produisent dans la région.

- Quid des modèles à maille ultra fine et non hydrostatiques ?

L’histoire de ce genre de modèles est encore très récente, notamment en ce qui concerne la modélisation de la convection à très haute résolution sans schémas de paramétrisations convectives. Des exemples de cette nouvelle génération de modèles à l’échelle des orages avec un espacement de grille de moins de 5 km comprennent l’ARPS (le système de prévision régional avancé aux USA) et certaines configurations du MM5 et WRF. Les études portant sur la convection explicite simulée par ARPS (en d'autres termes, sans paramétrage des processus convectifs) indiquent que ces modèles peuvent faire un travail crédible dans la modélisation des phénomènes convectifs. Avec une résolution de 2 km, le modèle ARPS a clairement démontré sa capacité à générer de nouvelles cellules le long d'un front de rafales et à représenter l’évolution des MCS. Toutefois, même ces modèles de pointe sont beaucoup plus performants en ce qui concerne la prévision de l’initiation et l’évolution de la convection lors de configurations dynamiques (forçages bien présents) qu'ils ne le sont dans les cas les plus mous, moins évidents. Il est important de se rappeler que malgré le détail remarquablement réaliste produit par ces modèles avancés, prévoir avec précision le placement, le moment et la quantité des précipitations dépendent des détails dans les conditions initiales qui ne sont souvent pas respectées de manière adéquate.

18. Résumé

À ce stade, il existe plusieurs approches raisonnables pour l'application des modèles de mésoéchelle dans la prévision des orages. La première et la plus importante est d'utiliser les sorties des modèles pour rechercher les éléments synoptiques favorables, les schémas de mésoéchelle et de flottabilité associés et les profils de cisaillement conduisant à l’organisation de la convection. Bien sûr, il faut toujours veiller à être attentif aux erreurs de positionnement des objets synoptiques et des biais particuliers de tel ou tel modèle.

Deuxièmement, les paramétrisations du modèle elles-mêmes peuvent produire des champs de diagnostic utiles. Par exemple, certains modèles à mailles fines produisent des champs de sommet des nuages convectifs. Jeter un œil sur ces champs peut donner une idée générale de l'endroit où il y a un risque que la convection se produise, et s’il sera grand plutôt que faible etc. Le schéma de paramétrage Kain-Fritsch émet un champ de flux de masse qui indique la vigueur de la convection attendue. Lorsque le flux de masse est proche de la valeur maximale, les ascendances à l’échelle de l’orage peuvent être exceptionnellement fortes et les phénomènes météorologiques violents seront peut-être plus probables, même si la précipitation prévue par le modèle est relativement faible.

Troisièmement, les prévisionnistes devraient surveiller les grandes vitesses verticales localisées avec des précipitations très fortes, dans l'exploitation des modèles de prévision qui utilisent des paramétrisations convectives. Ces caractéristiques indiquent que le modèle tente de faire un cumulonimbus non-physique, c'est-à-dire à grande échelle! Cependant, cela signifie aussi que vous avez besoin d'inspecter attentivement la situation parce que même si le modèle possède de grandes incohérences, un MCS peut être probable dans le voisinage général de ces réactions impropres.

Quatrièmement, des études ont montrées que les modèles de méso-échelle à haute résolution sans paramétrisation convective (inférieure ou égale à une résolution de grille de 6 km) sont souvent bien calés pour la prévision de l'apparition de la convection dans une région donnée, mais pas avec le bon timing. Ils sont même assez bons pour prévoir le type d'orages dans des situations fortement forcées dynamiquement. Cela signifie qu’un modèle bien construit et de résolution suffisante peut donner de bons conseils quant à savoir si les orages seront isolés, multicellulaires, ou pouvant évoluer vers de plus grands systèmes. Encore une fois, cela est particulièrement vrai dans les situations météorologiques fortement forcées. Les bonnes nouvelles pour la prévision des orages est que plus le système est large, plus le modèle est à même de le prévoir, même 48 heures à l'avance. Malheureusement, dans les scénarios faiblement forcés, qui sont plus difficiles à prédire, les modèles ont également une performance beaucoup moins bonne. Dans ces scénarios, les prévisionnistes doivent mettre davantage l'accent sur les modèles conceptuels et la reconnaissance de l’écoulement à grande et moyenne échelle.

june102008overshootingtop1.jpg

Image satellite dans le canal visible d'une supercellule aux USA. Sommet pénétrant bien visible. Source : http://www.convectiveoutlook.com/events/june102008.htm

Fin de la partie 12.

Source : Lightning Wizard & MetED.

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Épilogue

Nous voilà arrivés au terme de ces 12 chapitres principaux. Nous avons démarré sur les bases fondamentales au chapitre 1 ( principe de flottabilité, introduction à la CAPE etc. ), puis nous avons appris à nous servir d'un hodographe et d'un diagramme thermodynamique, en introduisant les notions de cisaillements et de thermodynamiques utiles dans la compréhension des phénomènes orageux. Nous avons ensuite appliqué ces notions sur les cellules orageuses isolées au chapitre 4. Au chapitre 5, nous nous sommes arrêtés un instant sur les orages d'atmosphère libre, puis nous avons continué sur les systèmes convectifs de méso-échelle ( MCS ) au chapitre 6. Par la suite, nous avons développé les processus de formation de phénomènes violents sous orages tels que la grêle ( chapitre 7 ), les rafales de vent non tornadiques ( chapitre 8 ), les tornades ( chapitre 9 ) et les inondations ( chapitre 10 ). Afin de replacer la dynamique orageuse dans un contexte d'échelle plus large, nous avons abordé au chapitre 11 les forçages d'échelles synoptique et de méso-échelle qui dictent la toile de fond, et les mécanismes par lesquels ils interviennent dans l'évolution orageuse. Enfin, nous avons terminé sur la chapitre 12 qui se consacre aux cartes mises en place pour prévoir et anticiper les orages, et donc de passer à une partie plus pratique.

Maintenant arrive l'épilogue.

Je pense avoir fait ce que je voulais faire initialement quand j'ai créé ce sujet en début d'année ( qui est surtout un travail de traduction de l'anglais ). Néanmoins, il y'a des parties substantielles qui ont été écartées volontairement en cours de route. La morphologie visuelle des orages, la spécificité de la dynamique des supercellules ou ce qui concerne les phénomènes électriques, notamment. Il se peut que ces sujets soient rapidement abordés par la suite ici même, sous forme de parties spéciales ( annexes ) afin d'enrichir encore un peu plus le sujet. Cela dépendra de mes envies.

Cela dit, il est impossible de prétendre à un recueil exhaustif de tout ce qui pourrait se dire sur l'univers orageux. C'est pour cela qu'il est conseillé à celles et ceux qui seraient avides de connaissances supplémentaires, de se lancer soit même à la recherche de nouvelles informations toujours plus détaillées ( la littérature scientifique est une source inépuisable en ce sens ). Comme je l'avais dit dans le tout premier post, il est très probable que des erreurs ou des oublis se soient dissimulés dans les posts. J'ai essayé de citer à chaque fois les sources, qui ne sont pas nombreuses en soit, mais qui découlent de sites ou d'ouvrages qui se sont déjà eux-mêmes appuyés sur une multitudes d'études et de références.

Merci aux quelques membres qui sont intervenus au fil des pages aussi B)

FE_PR_0911112thunderstormsLG.jpg

Étendue de cumulonimbus vue de l’espace.

Source : http://pics-about-space.com/thunderstorm-f...090359659429329

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