Radiosondages Les radiosondages sont effectués à l aide d une sonde accrochée sous un ballon en latex. Un sondage ver;cal dure environ 1h30. Ces sondages reportent des mesures de T, P, contenu en eau toutes les 10s (50m). Un système de radionaviga;on (GPS ou autre), donne la direc;on et la vitesse du vent horizontal. Différents diagrammes thermodynamiques (emagramme, théphigramme ou skew- T) sont u;lisés pour analyser les données de température et d'humidité des radiosondages. Ces mesures sont aussi assimilées pour ini;aliser les modèles numériques de prévision du temps. J.P. Duvel 2009 1
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Température du thermomètre mouillé c pd ( ( ) w) ( T T wb ) l v w s T wb J.P. Duvel 2009 3
Niveau 0 C de la température du thermomètre mouillé Si l al;tude de la valeur 0 C de T w est basse: En hiver, cela augmente les chances de neige ou de pluies verglaçantes. En été, cela augmente les chances de grêle. J.P. Duvel 2009 4
Grésil (Sleet) Neige Pluie verglaçante J.P. Duvel 2009 5
T 1 T1 LCL et CCL PARCELLE SOULEVE: Le niveau de condensa;on (LCL) est le niveau où l air devient saturé suivant une ascension adiaba;que (plutôt effet orographique). PARCELLE CHAUFFEE: Le niveau de condensa;on convec;ve (Convec;ve Condensa;on Level en anglais) est le niveau où l air chauffé par la surface devient saturé. Sur les con;nents, cela peu mieux correspondre à la base des nuages convec;fs. LCL 1 J.P. Duvel 2009 6
Niveau de convec;on libre (Level of Free Convec;on LFC) C est le niveau pour lequel une parcelle d air soulevée (adiaba;que sèche puis adiaba;que saturée au dessus du LCL) devient instable, c.a.d. qu au niveau du LFC, la température de la parcelle soulevée devient supérieure à la température de l environnement. Il faut fournir un travail contre les forces de flohabilité pour aheindre le LCL puis le LFC. Ce travail est la CIN (schéma;sée par la surface rouge). CCL J.P. Duvel 2009 7
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L énergie poten;elle convec;ve disponible (Convec;ve Available Poten;al Energy CAPE) La CAPE [Jkg- 1] est l énergie disponible pour l accéléra;on de la parcelle saturée. Cehe accéléra;on est due à la flohabilité de la parcelle par rapport à l environnement. CAPE = R d P LNB P LFC ( T v (nuage) T v (environ.))dln P Plus la CAPE est importante et plus le risque de convec;on intense est grand. Sur un diagramme «skew- T», la CAPE correspond à la surface comprise entre l adiaba;que saturée (θ w qui est équivalent au profil de température dans l ascendance saturée) et le profil de température. Pour être plus exact, il faudrait considérer des températures virtuelles. Cela n est pas nécessaire ici car on cherche plutôt une limite théorique des risques de convec;on intense. J.P. Duvel 2009 11
Niveau d équilibre (Equilibrium level EL) Aussi appelé niveau de flohabilité neutre (Level of Neutral Buoyancy LNB) Ce niveau est assez sensible au fait que l on considère le LFC ou le CCL pour déterminer le niveau de condensa;on J.P. Duvel 2009 12
Niveau d équilibre (Equilibrium level EL) Aussi appelé niveau de flohabilité neutre (Level of Neutral Buoyancy LNB) Ce niveau est assez sensible au fait que l on considère le LFC ou le CCL pour déterminer le niveau de condensa;on J.P. Duvel 2009 13
Niveau maximal de la parcelle (Maximum Parcel Level MPL) Le MPL est le niveau maximal que peut aheindre une parcelle d air nuageux sous l effet du moment ver;cal acquis par l accéléra;on engendrée par la CAPE. L accéléra;on ver;cale cesse au niveau de flohabilité neutre (EL). Graphiquement, ce niveau peut être es;mé en égalisant les surfaces (énergie=travail lié à l accéléra;on) entre le profil de température et l adiaba;que humide au- dessus et en dessous du niveau de flohabilité neutre (EL). J.P. Duvel 2009 14
1 2 3 4 J.P. Duvel 2009 15
Le courant de densité (cold pool) engendré par la descente précipitante se propage d autant plus vite que h et la différence des thétas sont grands. J.P. Duvel 2009 16
Un effet du cisaillement ver;cal du vent horizontal J.P. Duvel 2009 17
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CAPE valeurs et limites La CAPE offre une bonne indica;on du poten;el de développement de convec;on. Le tableau suivant donne une indica;on du lien entre la valeur de la CAPE et du risque de convec;on sévère. CAPE Jkg - 1 0 Stable 0-1000 1000-2500 2500-3500 Stabilité Marginalement instable Modérément instable Très instable La CAPE est cependant très sensible à l humidité dans les basses couches. Un w augmenté de 1g/kg augmente la CAPE de 20%. Pour une es;ma;on des condi;ons réelles, il faudrait prendre en compte les mécanismes de mélange (entraînement) entre l ascendance et son environnement. Ce mélange diminue la flohabilité de la parcelle saturée. Comme on l a vu dans la sec;on entropie, on peut es;mer la vitesse maximale de l ascendance à par;r de la mesure du travail échangé: > 3500 Extrêmement instable v m = 2W = 2CAPE La CAPE est généralement calculée en considérant une moyenne des paramètres sur les 50 ou 100 premiers hpa (cela prend en compte une couche de surface mélangée). En prenant en compte les entraînements, il faut généralement diviser ce chiffre par 2. Cela donne tout de même des vitesses ver;cales de l ordre de 41 ms - 1 pour un CAPE=3500Jkg - 1. J.P. Duvel 2009 19
Distribu;on ver;cale de la CAPE Convec;on la plus intense: A ou B? Ces deux profils ont la même CAPE. Cependant, la CAPE du profil A est concentrée dans les basses couches et donnera une ascendance plus forte. L accéléra;on est plus rapide et la parcelle est moins influencée par l entraînement d air de l environnement. Pour le profil B, l effet néga;f de la pluie sur l ascendance réduira d autant plus l ascendance des basses couches. J.P. Duvel 2009 20
Effet de l humidité de l environnement Convec;on la plus intense: A ou B? Ces deux profils ont la même CAPE avec la même distribu;on ver;cale. Cependant, l ascendance sera plus forte pour le profil A car le mélange avec l air de l environnement ne perturbera que peut la flohabilité. Pour le profil B, ces ascendances seront plus faibles, mais les descentes précipitantes seront plus fortes car l air entraîné depuis l environnement est plus dense. J.P. Duvel 2009 21
Ascendance synop;que (voir ci- dessous) J.P. Duvel 2009 22
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L inhibi;on de la convec;on (Convec;ve Inhibi;on CIN) La CIN est une por;on des basses couches du profil pour lesquelles la température de l environnement est plus chaude que la température de la parcelle soulevée (ascendance sèche ou saturée). Comme la CAPE, la CIN est un travail. Ce travail [Jkg - 1 ] doit être fourni pour soulever la parcelle à travers la couche de CIN. Comme pour la CAPE, la parcelle d air soulevée reflète la moyenne de w et θ dans les 50 ou 100 premier hpa au dessus de la surface. La CIN résulte souvent d une couche d inversion de température au somme de la couche limite. La CIN inhibe la convec;on mais permet aussi à l instabilité condi;onnelle de croître. Les fortes CIN peuvent donc être associées à des systèmes convec;fs plus violents. J.P. Duvel 2009 24
Limites de la «méthode de la parcelle» J.P. Duvel 2009 25
Niveau de condensa;on par mélange (Mixing Condensa;on Level MCL) C est le niveau de pression pour lequel un mélange d air de la couche limite devient saturé. Il faut premièrement es;mé la hauteur de la couche limite. On es;me ensuite: le rapport de mélange moyen dans la couche limite L adiaba;que sèche «moyenne» résultant du mélange La base du nuage, inférieure à la hauteur de la couche limite, se situera à l intersec;on de ces deux courbes. Pourquoi? J.P. Duvel 2009 26
Il est 1300 UTC (0700 LT) dans le sud des USA. On dispose du sondage à 1200 UTC (0600 LT) et du sondage à 0000 UTC (1800 LT). Es;mer la hauteur de la couche limite sur ce sondage pris à 0000 UTC (1800 LT) J.P. Duvel 2009 27
Pour une couche limite bien mélangée le soir (1800 LT), w est constant et θ est constante. J.P. Duvel 2009 28
Pour ce sondage effectué à 1200 UTC (0600 LT), c.a.d. le ma;n, 12 heures plus tard, quel sera le w moyen dans la couche limite bien mélangée? J.P. Duvel 2009 29
Quel sera la température poten;elle θ, une fois la couche limite bien mélangée? J.P. Duvel 2009 30
Peut- on prévoir la forma;on de nuages? Quelle sera le niveau de pression de la base de ces nuages? J.P. Duvel 2009 31
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Niveau de la tropopause Ce niveau varie entre 10km dans les régions polaires et 20 km vers l équateur. Ce niveau, pas toujours facilement repérable, marque un changement dans le signe du gradient de température. J.P. Duvel 2009 33
DAPE Downdraz available poten;al energy. C est donc une es;ma;on de l intensité maximale de la descente précipitante. Ici, on représente la DAPE pour une parcelle subissant une descente précipitante (saturée donc) à par;r de 700 hpa. On considère que c est l air de l environnement qui se retrouve dans la descente précipitante. Le refroidissement sera moindre si l environnement est moins sec. J.P. Duvel 2009 34
Instabilité Pour une pe;te parcelle d air Le démontrer! J.P. Duvel 2009 35
Inversion J.P. Duvel 2009 36
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Effet d un soulèvement sur l instabilité La stabilité peut être modifiée lorsqu une tranche en;ère d atmosphère est soulevée (sous l ac;on d une perturba;on synop;que ou d un front, ou d un relief). De forts gradients de T d (assèchement brusque avec z) peuvent donner une base évoluant suivant une adiaba;que humide et un sommet suivant une adiaba;que sèche. J.P. Duvel 2009 38
Soulèvement de 100hPa suivant une adiaba;que sèche (gauche) ou humide (droite) J.P. Duvel 2009 39
Base humide Base sèche J.P. Duvel 2009 40
Quelle est la couche qui peut devenir superadiaba;que (très instable) après un soulèvement de 100hPa? J.P. Duvel 2009 41
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Instabilité poten;elle Pour une couche d atmosphère Le gradient de la température du thermomètre mouillé permet de tester cehe instabilité poten;elle. J.P. Duvel 2009 43
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Tout le profil est soulevé de 100hPa 100 hpa J.P. Duvel 2009 46
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Barry & Chorley Routledge J.P. Duvel 2009 48
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Pluie et vent en juillet J.P. Duvel 2009 50
Effet de l advec;on sur la stabilité des profils J.P. Duvel 2009 51