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Introduction aux sondages atmosphériques Pierre Hansoul.

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1 Introduction aux sondages atmosphériques Pierre Hansoul

2 Pourquoi les sondages atmosphériques? Notion souvent délaissée chez les météo-amateurs. Permet une vision plus « verticalisée » que les cartes de sortie des modèles classiques. Outil très pratique pour expliquer divers phénomènes météo (brouillard, cumulus, etc…). Introduction accompagnée dexemples pratiques. Les sondages demandent beaucoup de pratique avant dêtre correctement interprétés.

3 Ballon Sonde Envoyé toutes les 12h (à 0h00 et 12h00 UTC) depuis certaines stations météorologiques Ballon gonflé à lhélium (exceptionnellement de lhydrogène) Muni dun radio-émetteur pour envoyer les données

4 Ballon Sonde Mesure la pression, la température, lhumidité et le vent Monte à une vitesse moyenne de 4 à 5 m/s Mesure toutes les 10 s -> données tous les 50 m Met environ 45 minutes pour atteindre le sommet de la troposphère (tropopause) Eclate entre 20 et 30 km

5 Représentation des résultats sur un fichier « texte »

6 Représentation des résultats sur lemagramme

7 Lemagramme à 90° En abscisse: la température En ordonnée: la pression

8 Lemagramme à 90° Un niveau de pression se situe à une altitude donnée appelée GEOPOTENTIEL Un niveau de pression donné (géopotentiel) est plus bas dans les dépressions daltitude et lair froid Un niveau de pression donné (géopotentiel) est plus haut dans les anticyclones daltitude et lair chaud

9 Lemagramme à 90° Problème: vu la décroissance des températures avec laltitude, la courbe des températures part trop sur la gauche…

10 Lemagramme à 45° Solution: placer laxe de températures incliné à 45°

11 Lemagramme à 45°

12 Températures négatives: à gauche de la ligne du 0°C Températures positives: à droite de la ligne du 0°C

13 Courbe détat des températures La courbe détat représente lévolution de la température (mesurée par le ballon-sonde) avec laltitude au-dessus dun point donné

14 Courbe détat des températures Exemple 1 Forte décroissance de la température avec laltitude Profil INSTABLE

15 Courbe détat des températures Exemple 2 Décroissance légère de la température avec laltitude Profil NEUTRE (souvent rencontré dans les perturbations non orageuses)

16 Courbe détat des températures Exemple 3 Température constante avec laltitude Profil ISOTHERME

17 Courbe détat des températures Exemple 4 Température remonte avec laltitude Profil dINVERSION, très stable (4 grands types dinversions)

18 Courbe détat des températures Deux courbes de température sur un sondage Courbe de droite: température Courbe de gauche: température de rosée = point de rosée

19 Température de rosée et conséquences sur lemagramme Point de rosée = température à laquelle il faut refroidir de lair (à pression constante -> sans mouvement vertical) pour atteindre la condensation. Plus les courbes de température et de points de rosée sont proches, plus lhumidité relative est élevée et inversement. Si les deux courbes sont confondues, lhumidité relative est de 100%: il y a saturation et on retrouve une couche nuageuse ou du brouillard.

20 Ecart température – Point de rosée Courbes de température et de points de rosée éloignées. Couche dair sec (bonne visibilité).

21 Ecart température – Point de rosée Courbes de température et de points de rosée rapprochées. Couche dair humide (visibilité moyenne à cette altitude). Nuages épars possibles si écart inférieur à 2 ou 3°C.

22 Ecart température – Point de rosée Courbes de température et de points de rosée confondues. Couche dair saturée avec humidité relative de 100%. Nuages en couches (stratiformes) et mauvaise visibilité associés.

23 Applications directes Déterminer via le sondage la présence de nuages « en couche » (stratiformes et stratocumuliformes) et leur altitude en examinant les tranches humides ou saturées. Les modèles calculent lhumidité relative (liée à la différence entre la température et le point de rosée) à divers niveaux de pression (donc à diverses altitudes) pour déterminer une nébulosité: - Soit « Par couche » (étage inférieur – étage moyen – étage supérieur) - Soit « Totale »

24 Différents étages nuageux de la troposphère Etage inférieur : base des nuages entre 0 et 2 km Etage moyen: base des nuages entre 2 et 6 km Etage supérieur: base des nuages entre 6 km et la tropopause (en moyenne 11 km)

25 Calcul des nuages bas Intégration de lhumidité relative moyenne entre 0 et 2 km (entre la surface et 800 hpa) Cumulus, stratocumulus, stratus… GFS sous-estime souvent la nébulosité « très basse » (entre la surface et 925 hpa)

26 Calcul des nuages moyens Intégration de lhumidité relative moyenne entre 2 et 6 km (entre 800 hpa et 450 hpa) altocumulus, altostratus, … Souvent représentatif des nuages liés aux perturbations principales

27 Calcul des nuages élevés Intégration de lhumidité relative moyenne entre 6 km et la tropopause (entre 450 et 200 hpa) Cirrus, cirrostratus, cirrocumulus… Les modèles surestiment souvent la nébulosité élevée

28 Détermination des nuages « en couches » Repérer les zones humides (température et point de rosée très proches) sur un sondage, propices à une couche nuageuse morcelée. Déterminer laltitude de cette couche humide pour identifier laltitude du nuage. Repérer les zones saturées (température et point de rosée confondus) sur un sondage, propices à une couche nuageuse continue. Repérer laltitude inférieure et supérieure de cette zone saturée pour déterminer laltitude de la base et du sommet de la couche nuageuse.

29 Exemple 1 Couche humide vers 2500 m

30 Exemple 1 Altocumulus (fragmentés) vers 2500 m

31 Exemple 2 Couche humide vers 6500 m

32 Exemple 2 Cirrus (effilochés) vers 6500 m

33 Exemple 3 Couche humide vers 1500 m

34 Exemple 3 Stratocumulus (fragmentés) vers 1500 m

35 Exemple 4 Couche saturée entre 3000 et 3500 m

36 Exemple 4 Altostratus épais (Base 3000m – Sommet 3500m)

37 Exemple 5 Couche saturée entre 1500 et 7000 m

38 Exemple 5 Nimbostratus épais (Base 1500m – Sommet 7000m)

39 Exemple 6 Couche saturée près du sol

40 Exemple 6 Brouillard (stratus touchant le sol)

41 Cas du brouillard Quand lair des basses couches se refroidit (la courbe noire devient la verte) jusquà atteindre le point de rosée, il y a condensation. Epaisseur du brouillard déterminée par lépaisseur de la couche saturée. Brouillard nécessite un vent faible (mais non nul).

42 Dissipation du brouillard Le réchauffement des basses couches engendre la désaturation et la dissipation progressive du brouillard par le bas le brouillard évolue en nuage bas (stratus ne touchant plus le sol).

43 Dissipation du brouillard Plus la température augmente au sol, plus la couche réchauffée (désaturée) sépaissit, plus le plafond remonte et le stratus samincit. Au final, au-delà dune certaine température, le stratus se dissipe totalement.

44 Nuages bas de turbulence Quand le vent souffle, pas de brouillard au sol. Les basses couches se mélangent, les courbes détat pivotent (en rouge) et des stratus/stratocumulus (se forment) dans la partie supérieur de la couche mélangée par le vent.

45 Résumé brouillard-nuages bas Des basses couches humides et refroidies sont favorable au brouillard (par vent faible) ou aux nuages bas (par vent modéré ou fort). Le brouillard nest rien dautre quun nuage bas (stratus) touchant le sol. Brouillard définit par une visibilité inférieur à 1 km on parle aussi de brouillard pour un sommet enfouis dans une couche nuageuse (visibilité limitée). Le brouillard et les nuages bas sont plus fréquents à la saison froide. Le brouillard et les nuages bas se dissipent plus difficilement à la saison froide. Sous une couche de nuages bas, le plafond remonte quand la température de surface augmente.

46 Les inversions dans les sondages La tropopause Les inversions de rayonnement Les inversions de subsidence Les inversions frontales

47 Tropopause Couche stable (isothermie, voire inversion) au sommet de la troposphère. Au-dessus, lair dans la stratosphère est plus chaud grâce à lozone qui absorbe les rayons UV. Les mouvements qui dominent notre météo sont bloqués en dessous de la couche stable que constitue la tropopause.

48 Tropopause Cest la tropopause qui donne aux nuages dorages (cumulonimbus) leur sommet en forme denclume. Les courants ascendants dans lorage « sétalent » en rencontrant la couche stable de la tropopause.

49 Tropopause Laltitude de la tropopause est plus élevée dans lair chaud (18 km à léquateur), que dans lair froid (6km aux pôles). Chez nous, elle se situe en moyenne à 11 km. Les orages atteignent la tropopause et ont donc une extension verticale plus grande dans lair chaud que dans lair froid. Les orages dair froid sont souvent moins électriques.

50 Inversion rayonnement Par nuit claire et sans vent, le sol se refroidit plus fort. Une inversion nocturne dite « de rayonnement » se forme au-dessus du sol froid (en plaine, son épaisseur maximale est denviron m). PAS DINVERSION DE RAYONNEMENT AVEC DES NUAGES!

51 Inversion rayonnement Le vent et la turbulence associée brassent lair et limitent linversion de rayonnement. Les minima sont donc plus élevés quand il y a du vent.

52 Inversion rayonnement Par ciel clair et vent faible, inversion plus marquée dans les fonds de vallées (accumulation dair froid, pas de turbulence) que sur les versants et sommets (lair froid senfouit vers le bas, plus de turbulence). Par les nuits claires et calmes, température jusquà parfois 10°C plus bas dans les vallées que sur les versants plus ventilés.

53 Inversion rayonnement A la saison chaude, linversion de rayonnement nocturne (courbe noire) se résorbe en journée (courbe rouge). A la saison froide, linversion nocturne se résorbe plus péniblement (courbe verte), voire parfois pas du tout.

54 Inversion de subsidence Mouvements subsidents (= descendants) aux sein des anticyclones dynamiques. Ce sont ces mouvements vers le bas qui compriment les basses couches et qui génèrent la hausse des pressions en surface. Ces mouvements subsidents (= descendants) sont surtout sensibles à létage moyen (entre 2km et 6km). Les anticyclones dynamiques (mouvements subsidents, liés à la circulation en altitude) sont à différenciés des anticyclones thermiques (de plus faible épaisseur, liés à de lair très froid et lourd en basses couches, augmentant la pression) comme sur la Sibérie lhiver ou sur les calottes polaires.

55 Inversion de subsidence La couche dair initiale (courbe noir) qui subit une subsidence se réchauffe par compression et sassèche (courbe rouge) dissipation des éventuels nuages.

56 Inversion de subsidence La subsidence dans les anticyclones finit par dissiper tous les nuages liés au grandes perturbations (2 à 6 km). Seuls peuvent EVENTUELLEMENT subsister des nuages de létage inférieur ou quelques cirrus.

57 Inversion de subsidence Lair subsident (sec et réchauffé) surmonte des basses couches turbulentes (vent, convection,…). Ces deux couches sont séparées par une INVERSION DE SUBSIDENCE. Dans linversion: les températures augmentent fort et les points de rosée diminuent fort.

58 Inversion de subsidence Air sec sous linversion: nébulosité basse généralement faible

59 Inversion de subsidence Couche humide sous linversion: nébulosité basse généralement élevée

60 Inversion de subsidence Mer de nuages emprisonnés sous une inversion de subsidence. Au-dessus de linversion, lair est très sec et la visibilité est excellente.

61 Inversion de subsidence Inversion de subsidence souvent entre 1000 et 3000 m. Dans les situations anticycloniques dhiver, elle peut descendre plus bas et se superposer à une inversion de rayonnement situation tenace pouvant perdurer plus dune semaine. Les maxima peuvent alors être 10°C plus élevés sur les hauteurs de lArdenne, au soleil, quen plaine, dans une couche froide et humide. Linversion constitue alors un véritable « couvercle » empêchant la dispersion verticale des polluants.

62 Inversion frontale Air froid surplombé par de lair chaud rejeté en altitude (ex: front chaud, front occlus). Inversion au niveau de la surface frontale. Contrairement à linversion de subsidence, il y a généralement saturation et les points de rosée augmentent aussi!

63 Bilan des courses Nous avons expliqué divers phénomènes… Nous savons repérer les nuages « en couches » (stratiformes) en repérant les zones humides ou saturées sur le sondage. Est-ce tout? NON Il faut encore déterminer la présence de nuages cumuliformes et cest là que les choses se gâtent…

64 Les nuages cumuliformes Ce sont les cumulus (humilis, mediocris, congestus) et les cumulonimbus. Ils sont le résultats dascendances thermiques liées à la CONVECTION. Ils sont « bourgeonnants » et se développent surtout verticalement. Les stratocumulus, altocumulus et cirrocumulus sont hybrides: ils sont à la fois cumuliformes (petits amas arrondis) et stratiformes (en couches). Au final, on les identifie surtout avec la méthode des nuages « en couche », expliquée précédemment.

65 Détente - Compression Un gaz qui se détend se refroidit. (exemple: extincteur) Un gaz qui se compresse se réchauffe. (exemple: pompe à pneu)

66 Adiabatisme Quand une bulle dair sélève ou descend, l'air étant mauvais conducteur de la chaleur, les phénomènes vont s'opérer sans échange thermique entre la bulle et le milieu extérieur Quand une bulle dair sélève ou descend, l'air étant mauvais conducteur de la chaleur, les phénomènes vont s'opérer sans échange thermique entre la bulle et le milieu extérieur Il sagira donc dun phénomène adiabatique Il sagira donc dun phénomène adiabatique

67 Adiabatique sèche Une parcelle dair NON SATURE va monter ou descendre en suivant une courbe adiabatique sèche (courbes vertes) : 1°C/100m

68 Pseudo-adiabatique saturée Une parcelle dair SATURE va monter ou descendre en suivant une courbe pseudo-adiabatique saturée (courbes rouges) : 0.5°C/100m Le taux de refroidissement dune pseudo- adiabatique saturée est plus faible à cause de la libération de la chaleur latente de condensation!

69 Rapport de mélange Rapport entre la masse de leau (vapeur/liquide) contenue dans un volume dair et la masse dair sec contenu dans ce volume. Sexprime en « g/kg » dair sec. Un rapport de zéro signifie que lair est totalement sec.

70 Rapport de mélange Les courbes de rapport de mélange sont toujours en pointillé sur une emagramme: à ne pas confondre avec les isothermes (ici en noir) qui sont proches, mais continues et un peu plus inclinées vers le bas!

71 La convection Quand une surface séchauffe, elle échauffe lair à son contact et, au final, des poches dair chaud (plus léger) vont sélever. Analogie avec les mouvements verticaux dans une casserole deau quon chauffe ou des ascendances dair chaud au-dessus dun radiateur.

72 La convection Ainsi, les ascendances vont monter (en suivant une courbe adiabatique) jusquà ce quelles rencontrent une couche dair plus chaud quelles. Plus la température au sol augmente, plus les ascendances vont monter haut et plus la couche réchauffée par convection va augmenter.

73 Analyse dune ascendance Une ascendance suit une adiabatique sèche ou saturée. Tant que la courbe de lascendance est à droite de la courbe détat (bulle dair plus chaude que son environnement), lascendance continue. Ascendance STOPPEE quand elle veut passer à gauche de la courbe détat car elle devient plus froide que lair environnent!

74 Niveau de condensation Comment calculer laltitude où il y a condensation? Tirer la ligne diso-rapport de mélange issue du point de rosée en surface et chercher lintersection avec ladiabatique sèche issue de la température en surface. On obtient le LCL (lifting condensation level).

75 Formation dun cumulus Etudions le sondage initial (noir) de fin de nuit et étudions lévolution quand la température monte. En T1, les ascendances sarrêtent avant datteindre la condensation pas de cumulus!

76 Formation dun cumulus Pour T2, lascendance arrive à atteindre le niveau de condensation base du cumulus. Lascendance continue sur une adiabatique saturée jusquà rencontrer la courbe détat sommet (théorique…) du cumulus.

77 Formation dun cumulus Quand la température augmente, la base du cumulus sélève.

78 Exemple 1 Cumulus de beau temps sous inversion de subsidence

79 Exemple 1 Cumulus humilis sous inversion de subsidence

80 Exemple 2 Si lair est suffisamment humide sous linversion de subsidence, les cumulus vont « sétaler » dans cette couche humide sous celle-ci.

81 Exemple 2 « Etalement » du cumulus en stratocumulus sous une couche stable

82 Exemple 2 Stratocumulus cumulogenitus

83 Exemple 3 Air trop sec le niveau de condensation est plus élevé et les ascendances sont stoppées avant datteindre ce niveau: pas de cumulus!

84 Exemple 3 Thermiques « pures »…

85 Exemple 4 Profil très instable: pas dinversion et forte décroissance de la température avec laltitude. Lair ascendant, en sélevant, reste tout le temps plus chaud que son environnement (courbe détat). Cumulus congestus, cumulonimbus (orages) grimpant parfois à plus de 10 km.

86 Exemple 4 Cumulus congestus très développé (« towering cumulus »)

87 Exemple 4 Cumulonimbus (orage): son sommet sétale sur la tropopause

88 Exemple 5 Parfois, la convection ne démarre que si lascendance parvient à percer une inversion ou une couche chaude et atteindre le niveau de convection « libre » (LFC = level of free convection)

89 Exemple 5 Quand le réchauffement au sol est insuffisant, il faut alors un « coup de pouce dynamique » (front, convergence…) pour soulever la masse dair jusquau niveau de convection libre. Des indices comme le CAPE et le LI peuvent être élevés sans quil ne se produise dorages à cause de cette couche stable. Des altocumulus castellanus indiquent que lair est instable à létage « moyen » (2 – 6 km)

90 Cumulus et sondages nocturnes Les prévisions du matin se font avec le sondage de 00h UTC. Pour déterminer les cumulus, il faut tracer le trajet dune ascendance pour les différentes températures et points de rosée atteints au sol. Exemple du trajet dune ascendance à Tmax:

91 Détermination totale des nuages Combinaisons fréquentes de nuages « en couche » et de nuages cumuliformes!

92 Le vent La direction du vent et sa vitesse sont indiquées à droite du sondage.

93 Le vent Variation du vent avec laltitude très intéressante pour divers aspects de la météo (détermination des valeurs de rafales, etc…) et notamment dans les prévisions pour laviation. Quand un profil est très instable, si le vent souffle fort à certaines altitudes ou que lon observe du cisaillement (variation en direction et/ou en vitesse avec laltitude), les orages seront plus organisés et dangereux quavec un vent faible et constant en altitude. Les applications sont nombreuses…

94 Pour finir… On trouvera à lextrême droite toute une série de nombres ou indices météorologiques calculés avec le sondage (indices orageux etc…) Nous ne nous y attarderons pas ici.

95 Prévisions et sondages En météo, les sondages sont utilisés pour effectuer des prévisions. Résultats mitigés car les sondages sont souvent trop espacés dans le temps et lespace pour être parfaitement représentatifs de létat de latmosphère en un lieu et à une heure précise. Plus utile à regarder dans le cas dune masse dair « stagnant » et si, en plus, le lieu du sondage nest pas trop éloigné du point de prévision (toujours choisir un sondage en « amont » de la circulation générale. Sondages souvent utilisés dans le domaine du vol à voile pour prévoir lintensité des « thermiques » et les nuages.

96 Prévisions et sondages En pratique, on utilise de plus en plus des sondages « prévisionnels ». Sondage prévisionnel = reconstitution, via un modèle, du profil vertical de latmosphère dans les prochaines heures et les prochains jours. Résultats assez probants pour les modèles accessibles aux grands centres météorologiques. Résultats plus grossiers et moins exploitables en ce qui concerne les sondages prévisionnels gratuitement accessibles sur internet (GFS,…). Les détails sont souvent trop lissés (les inversions napparaissent presque plus, par exemple).

97 Pour terminer, quelques liens (incomplet) Sondages observés - Sondages prévisionnels - GFS: - WRF: - Meteoblue (mieux, mais il faut sinscrire…)

98 Cest fini….


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