Orages - Radiosondages & hodographes

[Christophe]

RADIOSONDAGES & HODOGRAPHES – DES OUTILS INDISPENSABLES

Avant de se plonger dans l’analyse approfondie de ces outils, je pense qu’il est nécessaire (notamment pour les débutants) de commencer par un rappel fondamental pour la compréhension des radiosondages : les états de stabilité et d’instabilité d’une masse d’air.

Je vous propose donc ici un petit mix entre mes connaissances perso et des extraits de mon cours de climatologie.


Les processus adiabatiques et la stabilité de l’atmosphère.

On appelle processus adiabatique une transformation thermodynamique opérée sans échanges de chaleur entre une particule d’air mise en mouvement et son environnement.

En effet, l’air atmosphérique est un mauvais conducteur de chaleur. Lors de transferts verticaux rapides, une particule se comporte comme une enceinte fermée. La variation de température de l’air à l’intérieur de la particule est donc indépendante de celle qui règne dans l’atmosphère ambiante.

On distinguera deux mouvements : l’ascendance, qui se traduit par une détente et un refroidissement, et la subsidence, traduite par une compression et un réchauffement.



LES DEUX TYPES DE PROCESSUS ADIABATIQUES

Le processus adiabatique au sein d’un air non saturé. La température de la particule décroît (ascendance) ou augmente (en cas de subsidence) de 1°C/100m. On appelle cette valeur le gradient adiabatique sec ou adiabatique sèche.

Le processus adiabatique au sein d’un air saturé, l’adiabatique saturée ou pseudoadiabatique. Le gradient de température est ici moins prononcé. Une particule d’air ascendante dans un air saturé verra ainsi sa température décroître de seulement 0,5°C/100m. Cette différence s’explique par le fait que le refroidissement de la particule au sein d’un air saturé va assez rapidement mener au processus de condensation (la vapeur d’eau se condense en gouttelettes d’eau autour des aérosols, le nuage devient visible). Or, cette condensation libère de l’énergie, cette chaleur latente dégagée freine la baisse de la température de la particule.



Figure: http://metamiga.free.fr/images/adia.gif


Pour illustrer ces mécanismes, la structure verticale de la troposphère est d’abord représentée sur un radiosondage (un ballon sonde va mesurer la température sur toute la couche traversée).

La courbe de température ainsi reconstituée (souvent appelée profil thermique) est souvent très irrégulière car l’air se refroidit plus ou moins vite selon l’altitude (advections chaudes ou froides à tel ou tel étage par exemple).

Il faut donc analyser chaque couche traversée. On en vient alors à déterminer la stabilité ou l’instabilité de la masse d’air.

On va donc calculer le gradient thermique réel ou observé couche par couche entre le point où le profil thermique commence (au voisinage de la surface) et là où il s’arrête, souvent au niveau de la tropopause. C’est la comparaison entre le gradient thermique observé et les adiabatiques qui vont nous permettre de caractériser la stabilité de la masse d’air. Quelques exemples :


CAS D’INSTABILITE ABSOLUE DANS UN AIR NON SATURE

Gradient thermique observé : -1,25°C/100m.

Une particule d’air s’élève dans cet environnement. D’une température de 8°C à la surface, elle ne sera donc plus que de 4°C à 400m, car dans cet air non saturé, celle-ci va emprunter l’adiabatique sèche (-1°C/100m).

Or, à 4°C à 400m, la particule se trouve toujours être plus chaude que son environnement qui lui décroît de 1,25°C/100m. Plus chaude et donc plus légère, la particule peut poursuivre son ascendance, il y a instabilité absolue.


CAS D’INSTABILITE DANS UN AIR SATURE

Gradient thermique observé de -0,7°C.

Une particule ascendante suivant l’adiabatique saturée se refroidira de 0,5°C/100m. Elle reste donc toujours plus chaude que son environnement, l’ascendance se poursuit.

Globalement, on peut donc retenir que si le gradient thermique observé est inférieur à -1°C/100m dans un air sec ou à -0,5°C/100m dans un air saturé, il y a instabilité. Si il est supérieur aux adiabatiques, la particule reste constamment plus lourde que son environnement et ne peut pas s’élever (sauf forçage, on le verra plus tard), il y a alors stabilité.

L’instabilité absolue ne se rencontre généralement que sur de faibles épaisseurs (souvent en basses couches où le rayonnement réchauffe le sol ce qui accentue le gradient thermique avec les couches situées au dessus).


INSTABILITE CONDITIONNELLE

La majorité des cas d’orages va donc se présenter sous forme d’instabilité conditionnelle. Le gradient thermique observé se situe entre les deux adiabatiques, à savoir qu’il sera compris entre -1°C et -0,5°C.

A partir de là, il nous faut introduire les notions de niveau de condensation et de CIN. En effet, pour que l’instabilité se déclenche, il faut que la particule puisse s’élever jusqu’à son niveau de condensation (noté LCL sur les cartes de lightningwizard ou C) dans un premier temps en suivant l’adiabatique sèche. Le niveau de condensation marque donc l’altitude de la base du nuage. A présent, la particule suit alors l’adiabatique saturée jusqu’à retrouver des conditions d’instabilité (puisque le gradient thermique observé redevient plus fort que l’adiabatique saturée).

La CIN marque la zone où la particule est plus froide que son environnement donc dans notre cas d’instabilité conditionnelle, tout se passe dans les basses couches. Afin de vaincre la CIN, la particule devra alors compter soit sur un forçage, afin de pouvoir atteindre son niveau de convection libre soit attendre que le réchauffement diurne accentue le gradient thermique. La CIN est donc un peu la force opposée de la CAPE. Elle a un rôle d’inhibition de la convection.

Le niveau de convection libre (noté LFC sur les cartes de lightningwizard) est le seuil à partir duquel la particule redevient plus chaude que son environnement et peut donc continuer à s’élever toute seule jusqu’au niveau d’équilibre thermique (qui marque alors le sommet du nuage).

Bon, si vous avez tenu jusque là, vous allez bien mieux comprendre en images.Tout d’abord, une illustration d’une instabilité conditionnelle:





Source: http://www.chasefever.com/


A présent, nous pouvons passer à l’étude d’un cas réel sur un vrai radiosondage :

Voici donc l'analyse de la situation du 21 Mai 2007 dans le NE de la France.
Par Hailstone d'IC que je remercie encore si il passe par là!



"En fait sur ce RS il y a instabilité absolue au début : la particule est constamment plus chaude que son environnement depuis le sol jusqu'à un certain point (premier trait rose). Là elle passe dans une zone d'inhibition convective (petite couche stable), c'est-à-dire que la particule va être freinée dans son ascension, voire arrêtée s'il n'y a pas un petit forçage supplémentaire pour la pousser plus haut. Une fois arrivée au point C (C comme condensation) grâce à une convergence de basses couches par exemple, la particule est saturée et suit donc la pseudo adiabatique saturée, vers le haut ou vers le bas. Naturellement, sans mouvement forcé vers le haut, la particule va redescendre puisqu'elle est plus froide que son environnement (la flottabilité la ramène vers le sol). On a donc des petits cumulus humilis de rien du tout. Mais, si le forçage est suffisant, le mouvement va se faire vers le haut (c'est un mouvement forcé, indépendent de la flottabilité) et la particule va pouvoir atteindre son niveau de convection libre (deuxième trait rose). A partir de là elle repasse dans un état instable (plus chaude que la courbe d'état) et monte toute seule par flottabilité... jusqu'à la tropopause, en fabriquant un joli Cb.
C'est une situation à forte CAPE mais avec petite CIN, qui peut conduire à de forts orages de masse d'air car l'énergie disponible n'est pas gaspillée puisque la légère CIN empêche les cumulus de trop se former. Mais dès qu'on aura un relief suffisant ou une ligne de convergence de méso-échelle, on pourra avoir de gros Cb très actifs bénéficiant d'un maximum de CAPE."

Voilà, il me semblait important de faire ce post de préambule afin de bien poser les bases, ensuite on peut commencer à décrire et analyser les autres symboles figurant sur un RS etc.

[Christophe]

Au fait, où pouvons nous consulter des radiosondages simulés pour la prévision? Je sais que GFS le fait mais je n'ai jamais trouvé où...

[mickaël]

Ha, merci Beaucoup Chris pour cette piqûre de rappel, et pour les Hodographes ?

Les radiosondages prévision c'est par là http://www.meteociel.fr/modeles/sondage_gfs.php
Il suffit de cliquer sur le lieu d'où tu le veux

[Christophe]

Humm merci pour le lien Mais je sais qu'il existe encore d'autres radiosondages à prévi, mais peut être ne sont-ils pas dispo gratuitement ou librement. Je pense aux radiosondages qui donnent l'ensemble des indices orageux.

[Damien49]

Ahlala super Chris. Petit rappel très intéréssant, d'autant que ce n'est pas une des parties les plus faciles de la météo. L'animation est génialement faites, tu l'as choppé où ?

[Christophe]

Elle se trouve sur le site de Sébastien Poitevin:

http://www.chasefever.com/

Dans la rubrique dossiers (menu à droite), il y a une vraie mine d'or. Elle se trouve dans la partie indices pour la prévi orageuse --> CAPE/CIN. Désolé il n'y a pas de lien direct.

A noter que la figure elle, est également présente dans l'ouvrage de Franck Roux.

[Christophe]

Je déterre ce topic pour vérifier si j'interprète bien cet hodographe:



Donc nous aurions un Jet de basses couches à 925hPa de secteur SO, puis un Jet d'étage moyen (mid-level Jet) bien prononcé toujours de secteur SO. Puis la vitesse diminue et le flux tourne peu à peu au Sud voir même SE au dessus de 400hpa. On retrouve ensuite le Jet Stream à 310hpa de SO. J'ai bon?

[Emmanuel]

Cet hodographe témoigne d'un cisaillement vitesse surtout concentré entre le sol et 700 hPa, au-delà les cisaillements ne sont pas costauds avec des vents quasi constants. Dans les basses couches, on peut isoler un courant-jet vers 850 hPa. On a bien une petite tendance SSE entre 400 et 310 hPa (l'atitude n'est pas notée), mais l'essentiel des vents sont du SO à SSO sur cet hodographe.

[Emmanuel]

Non, plus on s'éloigne de l'origine du repère, plus la vitesse augmente. Il faut donc prendre en compte les deux composantes du vent pour obtenir la vitesse réelle.
Un jet de basses couches se distingue par un rapport vitesse / altitude anormalement élevé. On voit sur cet exemple que la vitesse du vent augmente rapidement jusqu'aux environs de 850 hPa puis fait un palier. Le jet de basses couches est situé juste sous ce palier.

[Christophe]

Ha merci, oui ça devient plus clair maintenant. Donc du coup, entre 612 et 486 on note une légère baisse même et effectivement les vitesses restent comprisent entre 15 et 20 en gros au delà de 700hPa... Du coup, si on avait eu par exemple un gros Jet à 310hPa, on serait peut être monté à 25 ou 30...

[Emmanuel]

Oui, c'est tout à fait ça.

[Christophe]

Hello,

Certains d'entre vous connaissent-ils ces radiosondages?




Ces derniers sont disponibles à ces adresses:

http://62.202.7.134/skywarn/sounding.aspx

http://www.severeweather.ch/sounding_europe.aspx


S'agit t'il de données vraiment mesurées par ballon sonde et d'indices calculés à partir de ces mesures, ou extrapolées à partir de GFS? Je demande cela car j'en ai trouvé pour des villes où il ne semble pas y avoir de stations météo à RS telles que Bâle par exemple, et pour des tranches horaires différentes des classiques 00TU et 12TU.

Quelle est la différence entre le profil des vents OBS et SR?

Car si je compare avec cet autre RS, les données sont différentes (exemple 1064 J/kg de CAPE vs 927):

[Emmanuel]

Cette présentation des radiosondages existe depuis plusieurs années déjà, et concerne a priori des valeurs observées par ballon. Cela fait quelques mois que je n'ai pas regardé ce site, mais il est possible qu'ils aient ajouté depuis des points de mesure fictifs créés sur la base des modèles.

Le profil OBS est le profil de vent tel qu'il est observé. Le profil SR est le profil de vent tel qu'il sera "senti" par une cellule orageuse (c'est-à-dire en fonction de sa vitesse et de sa direction de déplacement simulées). C'est toujours sur la base d'un profil SR que l'on calcule le risque de supercellule et de tornade.

Concernant la différence de résultat pour la CAPE, c'est récurrent. En effet, chaque programme informatique calcule la CAPE avec quelques approximations qui lui sont propres, et qui finissent par donner des résultats différents, et qui peuvent parfois se jouer à une centaine de J/kg.

[Christophe]

Intéressant la diff OBS et SR. En gros, ici, le profil observé corespond en SR à un profil tout à fait typique d'une situ à SP (flux de SE en BC virant ensuite au SO)?

Notons aussi que des hodographes sont dispo sous cette présentation, plutôt sympas et donc fiables alors.

[Christophe]

Afin de comprendre cette notion de SR Wind, j'ai vu que l'on peut le déterminer via l'hodographe. Avant cela, il faut d'abord tracer les vecteurs du cisaillement vertical et ceux de la vorticité horizontale.
Cette figure résume un peu ça:



Source: http://twister.ou.edu/MM2007/Supercell_3.ppt#489,29,Use


Je n'arrive cependant pas à comprendre comment tracer les vecteurs de cisaillement vertical?
Comment seraient-ils tracés sur l'hodographe suivant?



Les vecteurs de la vorticité horizontale sont perpendiculaires aux vecteurs de cisaillement vertical. Il suffit ensuite de tracer les "storm motion vectors" (faciles à tracer) pour déterminer le SR Wind.

Au final, dans une situ à Supercellules, le SR Wind doit pointer plus ou moins dans la même direction que les vecteur de vorticité horizontale. J'ai bon?

[Emmanuel]

Au final, dans une situ à Supercellules, le SR Wind doit pointer plus ou moins dans la même direction que les vecteur de vorticité horizontale. J'ai bon?

Oui, de fait, cela revient bien à cela. Autrement dit, le cisaillement effectivement perçu par la cellule orageuse sera d'autant plus marqué que les vents relatifs à cette cellule se présenteront à angle droit et avec une vitesse relative élevée. C'est ce que quantifie la SRH, qui est proportionnelle à l'aire que l'on couvre sur un hodographe lorsque l'on parcourt sur une épaisseur atmosphérique donnée la distance qui sépare deux vecteurs de vent relatifs au mouvement propre de la cellule orageuse.

A ce propos, j'ai parcouru la source que tu cites, et il y a tout de même une diapo fausse (au moins une, car je n'ai pas tout lu) concernant l'identification du risque orageux par le seul hodographe. On sait qu'un hodographe ne permet pas de dire à coup sûr si une supercellule peut devenir tornadique ou non, dans la mesure où cela tient à la formation d'un mésocyclone de basses couches, dont les facteurs favorisants ne sont que médiocrement visibles sur un hodographe. Il y a parfois un peu de "tape-à-l'oeil" dans ces exposés où tout semble si simple...

[Christophe]

Ok merci et pour la mise en garde aussi. Bizarre, la diapo a l'air d'être issue directement d'un cours de l'université de l'Oklahoma (bon ça a peut être été réalisé par un étudiant).

Et donc, si j'ai bien compris maintenant, le profil de SR Wind sur le RS de Stuttgart plus haut montre une situ plutôt favorable (notamment à des SP à moteur droit) vu que les vecteurs tournent dans le sens des aiguilles d'une montre et qu'on a une vitesse en croissance quasi constante avec l'altitude (courbe rose sur le diagramme)?
A noter que la SRH sur ce RS dépasse les 100m²/s².

[Avel]

La diapo est issue du cours de meteorologie a meso echelle de Xue Ming, l'ancien directeur du CAPS, et developpeur de l'ARPS. J'ai assiste a ses cours, c'est un bon. Un parmi les plus grands specialiste actuel des tornades.

Je n'ai pas clique sur ton lien mais il me semble de memoire que la SREH donne le potentiel d'intensite tornadique et pas la SRH.

[Emmanuel]

Un parmi les plus grands specialiste actuel des tornades.

Je n'ai pas dit que l'auteur était incompétent ; je pense juste qu'il y a au moins une diapo qui présente un raccourci qui est faux :

"By looking at the shape of the hodograph curve we can see, at a glance, what type of storms may form.
> Air Mass (garden variety) storms
> Multicellular Storms
> Supercell Storms
> Tornadic Storms"

Pour les trois premiers, je suis d'accord, pour le quatrième, c'est faux ou abusivement raccourci.
L'un des grands défis consiste précisément à trouver les éléments réellement discriminants entre les supercellules non tornadiques et celles qui sont amenées à développer une tornade. S'il suffit de lire un hodographe pour le savoir, il faut alors qu'il communique sa recette ;-)

Je viens de lire le reste, rien à dire. C'est donc juste sur cette diapo qu'il y a une approximation, car ce n'est pas si simple.

[Damien49]

Selon une étude de Thompson et Edwards en 2000, les supercellules avec tornade auraient tendance à présenter un angle de 90° voir plus sur l'hodographe dans les bas niveaux (10 à 500m) par rapport aux supercellules sans tornades.