Introduction aux sondages atmosphériques Pierre Hansoul

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 d’exemples pratiques. Les sondages demandent beaucoup de pratique avant d’être correctement interprétés.

Ballon Sonde Envoyé toutes les 12h (à 0h00 et 12h00 UTC) depuis certaines stations météorologiques Ballon gonflé à l’hélium (exceptionnellement de l’hydrogène) Muni d’un radio-émetteur pour envoyer les données

Ballon Sonde Mesure la pression, la température, l’humidité 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

Représentation des résultats sur un fichier « texte »

Représentation des résultats sur l’emagramme

L’emagramme à 90° En abscisse: la température En ordonnée: la pression

L’emagramme 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 d’altitude et l’air froid Un niveau de pression donné (géopotentiel) est plus haut dans les anticyclones d’altitude et l’air chaud

L’emagramme à 90° Problème: vu la décroissance des températures avec l’altitude, la courbe des températures part trop sur la gauche…

L’emagramme à 45° Solution: placer l’axe de températures incliné à 45°

L’emagramme à 45°

L’emagramme à 45° Températures négatives: à gauche de la ligne du 0°C Températures positives: à droite de la ligne du 0°C

Courbe d’état des températures La courbe d’état représente l’évolution de la température (mesurée par le ballon-sonde) avec l’altitude au-dessus d’un point donné

Courbe d’état des températures Exemple 1 Forte décroissance de la température avec l’altitude Profil INSTABLE

Courbe d’état des températures Exemple 2 Décroissance légère de la température avec l’altitude Profil NEUTRE (souvent rencontré dans les perturbations non orageuses)

Courbe d’état des températures Exemple 3 Température constante avec l’altitude Profil ISOTHERME

Courbe d’état des températures Exemple 4 Température remonte avec l’altitude Profil d’INVERSION, très stable (4 grands types d’inversions)

Courbe d’état des températures Deux courbes de température sur un sondage Courbe de droite: température Courbe de gauche: température de rosée = point de rosée

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

Ecart température – Point de rosée Courbes de température et de points de rosée éloignées. Couche d’air sec (bonne visibilité).

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

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

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 l’humidité 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 »

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)

Calcul des nuages bas Intégration de l’humidité 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)

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

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

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 l’altitude de cette couche humide pour identifier l’altitude du nuage. Repérer les zones saturées (température et point de rosée confondus) sur un sondage, propices à une couche nuageuse continue. Repérer l’altitude inférieure et supérieure de cette zone saturée pour déterminer l’altitude de la base et du sommet de la couche nuageuse.

Exemple 1 Couche humide vers 2500 m

Exemple 1 Altocumulus (fragmentés) vers 2500 m

Exemple 2 Couche humide vers 6500 m

Exemple 2 Cirrus (effilochés) vers 6500 m

Exemple 3 Couche humide vers 1500 m

Exemple 3 Stratocumulus (fragmentés) vers 1500 m

Exemple 4 Couche saturée entre 3000 et 3500 m

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

Exemple 5 Couche saturée entre 1500 et 7000 m

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

Exemple 6 Couche saturée près du sol

Exemple 6 Brouillard (stratus touchant le sol)

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

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).

Dissipation du brouillard Plus la température augmente au sol, plus la couche réchauffée (désaturée) s’épaissit, plus le plafond remonte et le stratus s’amincit. Au final, au-delà d’une certaine température, le stratus se dissipe totalement.

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

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 n’est rien d’autre qu’un 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.

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

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

Tropopause C’est la tropopause qui donne aux nuages d’orages (cumulonimbus) leur sommet en forme d’enclume. Les courants ascendants dans l’orage « s’étalent » en rencontrant la couche stable de la tropopause.

Tropopause L’altitude de la tropopause est plus élevée dans l’air chaud (18 km à l’équateur), que dans l’air 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 l’air chaud que dans l’air froid. Les orages d’air froid sont souvent moins électriques.

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 d’environ 200-300m). PAS D’INVERSION DE RAYONNEMENT AVEC DES NUAGES!

Inversion rayonnement Le vent et la turbulence associée brassent l’air et limitent l’inversion de rayonnement. Les minima sont donc plus élevés quand il y a du vent.

Inversion rayonnement Par ciel clair et vent faible, inversion plus marquée dans les fonds de vallées (accumulation d’air froid, pas de turbulence) que sur les versants et sommets (l’air froid s’enfouit vers le bas, plus de turbulence). Par les nuits claires et calmes, température jusqu’à parfois 10°C plus bas dans les vallées que sur les versants plus ventilés.

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

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 l’étage 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 l’air très froid et lourd en basses couches, augmentant la pression) comme sur la Sibérie l’hiver ou sur les calottes polaires.

Inversion de subsidence La couche d’air initiale (courbe noir) qui subit une subsidence se réchauffe par compression et s’assèche (courbe rouge)  dissipation des éventuels nuages.

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 l’étage inférieur ou quelques cirrus.

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

Inversion de subsidence Air sec sous l’inversion: nébulosité basse généralement faible

Inversion de subsidence Couche humide sous l’inversion: nébulosité basse généralement élevée

Inversion de subsidence Mer de nuages emprisonnés sous une inversion de subsidence. Au-dessus de l’inversion, l’air est très sec et la visibilité est excellente.

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

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

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 c’est là que les choses se gâtent…

Les nuages cumuliformes Ce sont les cumulus (humilis, mediocris, congestus) et les cumulonimbus. Ils sont le résultats d’ascendances 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.

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

Adiabatisme Quand une bulle d’air s’élève 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 s’agira donc d’un phénomène adiabatique

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

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

Rapport de mélange Rapport entre la masse de l’eau (vapeur/liquide) contenue dans un volume d’air et la masse d’air sec contenu dans ce volume. S’exprime en « g/kg » d’air sec. Un rapport de zéro signifie que l’air est totalement sec.

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!

La convection Quand une surface s’échauffe, elle échauffe l’air à son contact et, au final, des poches d’air chaud (plus léger) vont s’élever. Analogie avec les mouvements verticaux dans une casserole d’eau qu’on chauffe ou des ascendances d’air chaud au-dessus d’un radiateur.

La convection Ainsi, les ascendances vont monter (en suivant une courbe adiabatique) jusqu’à ce qu’elles rencontrent une couche d’air plus chaud qu’elles. Plus la température au sol augmente, plus les ascendances vont monter haut et plus la couche réchauffée par convection va augmenter.

Analyse d’une ascendance Une ascendance suit une adiabatique sèche ou saturée. Tant que la courbe de l’ascendance est à droite de la courbe d’état (bulle d’air plus chaude que son environnement), l’ascendance continue. Ascendance STOPPEE quand elle veut passer à gauche de la courbe d’état car elle devient plus froide que l’air environnent!

Niveau de condensation Comment calculer l’altitude où il y a condensation? Tirer la ligne d’iso-rapport de mélange issue du point de rosée en surface et chercher l’intersection avec l’adiabatique sèche issue de la température en surface. On obtient le LCL (lifting condensation level).

Formation d’un cumulus Etudions le sondage initial (noir) de fin de nuit et étudions l’évolution quand la température monte. En T1, les ascendances s’arrêtent avant d’atteindre la condensation  pas de cumulus!

Formation d’un cumulus Pour T2, l’ascendance arrive à atteindre le niveau de condensation  base du cumulus. L’ascendance continue sur une adiabatique saturée jusqu’à rencontrer la courbe d’état  sommet (théorique…) du cumulus.

Formation d’un cumulus Quand la température augmente, la base du cumulus s’élève.

Exemple 1 Cumulus de beau temps sous inversion de subsidence

Exemple 1 Cumulus humilis sous inversion de subsidence

Exemple 2 Si l’air est suffisamment humide sous l’inversion de subsidence, les cumulus vont « s’étaler » dans cette couche humide sous celle-ci.

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

Exemple 2 Stratocumulus cumulogenitus

Exemple 3 Air trop sec  le niveau de condensation est plus élevé et les ascendances sont stoppées avant d’atteindre ce niveau: pas de cumulus!

Exemple 3 Thermiques « pures »…

Exemple 4 Profil très instable: pas d’inversion et forte décroissance de la température avec l’altitude. L’air ascendant, en s’élevant, reste tout le temps plus chaud que son environnement (courbe d’état). Cumulus congestus, cumulonimbus (orages) grimpant parfois à plus de 10 km.

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

Exemple 4 Cumulonimbus (orage): son sommet s’étale sur la tropopause

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

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

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 d’une ascendance pour les différentes températures et points de rosée atteints au sol. Exemple du trajet d’une ascendance à Tmax:

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

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

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

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

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 l’espace pour être parfaitement représentatifs de l’état de l’atmosphère en un lieu et à une heure précise. Plus utile à regarder dans le cas d’une masse d’air « stagnant » et si, en plus, le lieu du sondage n’est 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 l’intensité des « thermiques » et les nuages.

Prévisions et sondages En pratique, on utilise de plus en plus des sondages « prévisionnels ». Sondage prévisionnel = reconstitution, via un modèle, du profil vertical de l’atmosphère 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 n’apparaissent presque plus, par exemple).

Pour terminer, quelques liens (incomplet) Sondages observés - http://weather.uwyo.edu/upperair/sounding.html Sondages prévisionnels - GFS: http://www.meteociel.fr/modeles/sondage_gfs.php - WRF: http://www.meteociel.fr/modeles/sondage_wrf.php - Meteoblue (mieux, mais il faut s’inscrire…)

C’est fini….