Thermodynamique avancée Cours 11 La stabilité verticale Stabilité latente ou convective

Table de matières Mouvements verticaux adiabatiques Niveaux importants Niveau de condensation par soulèvement adiabatique – NCA. Niveau de convection libre – NCL Niveau d’équilibre – EL Convection peu profonde versus convection profonde Instabilité latente Énergie convective disponible – CAPE Énergie d’inhibition – CIN Utilisation d’un diagramme aérologique pour identifiez et quantifier : Le niveau de condensation par convection – NCC La température de convection – TC Le niveau de condensation par mélange – MCL Le CAPE et le CIN EM

Instabilité latente Si le déplacement de la particule est assez grand, une particule initialement en équilibre statique stable peut devenir instable. EM

Instabilité latente: niveau de convection libre T(p) T’(p) pNE Niveau d’équilibre(NE) A+ pNCL Niveau de convection libre (NCL) pNCA Niveau de condensation par ascension (NCA) A- p0 TD TD Niveau de référence EM

Type d’instabilité latente T(p) T’(p) Latente réelle pNE Niveau d ’équilibre A+ Pseudo latente pNCL Niveau de convection libre pNCA Niveau de condensation par ascension Stable A- p0 EM

Exemple Tracez le sondage suivant dans un diagramme aérologique p(mb) T(C) r (g kg-1) 1000 20,0 11,5 850 12,0 9,0 700 2,0 5,0 600 -5,5 2,5 500 -14,5 1,5 400 -20,0 1,0 Trouver le niveau de condensation par soulèvement adiabatique et le niveau de convection libre d’une particule d’air de la surface. Quel type de stabilité statique a la couche atmosphérique la plus proche de la surface? Quel type de stabilité latente a la particule? EM

Force agissant sur la particule déplacée de son niveau initial EM

Travail par unité de masse de la force de poussée B = force de flottabilité EM

Travail et énergie dans un SkewT (3) lnp2 (4) A (2) lnp1 La surface A (1) T1 T2 Le travail réalisé pendant le cycle : Procédés isobariques : Procédés isothermes : Travail net pendant le cycle : EM

Travail et énergie dans un SkewT Travail net pendant le cycle Chaleur échangée pendant le même cycle : Le travail mécanique associé à un processus cyclique (n’importe quel) est exactement proportionnel à la surface sous-tendue par le processus tracé graphiquement dans un diagramme aérologique SkewT. EM

Équivalence énergie surface dans le diagramme aérologique. Dessinez un cycle dans le diagramme. Premier principe : u = q + w q =- w Premier principe : u = 0 EM

Détermination du facteur de proportionnalité entre la surface du SkewT et l’énergie correspondante. Considéré le cycle de Carnot formé par deux adiabatiques sèches de températures potentielles 1 = 293 K et 2 = 353 K et deux isothermes de températures T1 = -30°C et T2 = -10°C. 1) Dessiner ce cycle dans le SkewT (le cycle est décrit dans le sens antihoraire). 2) Calculer l’aire de la surface (approximativement rectangulaire), A, en cm2. A = 3) Calculer le travail exécuté pendant le cycle, w. 4) En déduire le facteur d’échelle énergétique, w/A. SkewT – 89 J kg-1cm-2 T – 38 J kg-1cm-2 EM

Convective inhibition [J kg-1] CIN et CAPE T(p) T’(p) pNE Niveau d ’équilibre A+ = CAPE A+ Convective available potential energy [J kg-1] pNCL Niveau de convection libre pNCA A- = CIN Niveau de condensation par ascension Convective inhibition [J kg-1] A- p0 EM

CIN et CAPE La CIN représente la barrière d’énergie à dépasser pour que la convection libre devienne possible. La CAPE représente l’énergie maximale qui peut être convertie en énergie cinétique une fois que la barrière énergétique représentée par la CIN a été dépassée. EM

Travail par unité de masse de la force de poussée = CAPE : Calcul de la vitesse maximale d’une particule d’air en ascension adiabatique EM

CIN et CAPE : Détermination du potentiel de convection profonde. Pour qu’il puisse avoir formation d’orage, il doit exister de l’énergie potentielle disponible. Plus grande est la CAPE, le plus violent est l’orage (s’il se développe). Cependant, pour qu’il est un orage il faut que la barrière CIN soit dépassée. En générale l’énergie qui le permet est d’origine mécanique, comme un soulèvement dû à la convergence dynamique ou orographique. Elle peut être aussi de l’énergie transmise par la surface qui se réchauffe pendant le jour. EM

CINE et CAPE Dans un diagramme aérologique, les CIN et CAPE sont exactement proportionnelles aux surfaces limitées par les profils de température de l’environnement et de la parcelle. On a skew-T (see below), CAPE, which stands for Convective Available Potential Energy, is the area between the temperature sounding and a positively buoyant air parcel's moist adiabat between the Level of Free Convection (LFC) and the Equilibrium Level (EL). CAPE, represented by the positive area on a skew-T, is a measure of the degree of instability. More specifically, CAPE is a proxy for the amount of kinetic energy that an air parcel can gain from temperature differences between the parcel and the surrounding air. Recall from Meteo 101 that air parcels warmer than their environment will tend to accelerate upward (this acceleration will increase as the temperature difference between the parcel and its environment increases). For the record, units of CAPE are expressed in Joules per kilogram. The Level of Free Convection (LFC) is simply the altitude at which a parcel becomes warmer than its environment after it is lifted dry adiabatically to its LCL and then moist adiabatically thereafter. The Equilibrium Level is the altitude above the LFC where the temperature of a positively buoyant parcel again equals the temperature of its environment. In general, you should rank values of CAPE between 0 and 1000 Joules per kilogram as small. CAPE values between 1000 and 2500 Joules per kilogram typically qualify as moderate. When you see CAPE values between 2500 Joules per kilogram, think large. Values greater than 4000 Joules per kilogram are extreme. Please note that the presence of CAPE in no way guarantees that thunderstorms will erupt. That's because there may be too much Convective Inhibition, which acts to suppress the release of CAPE (and the onset of thunderstorms). On a Skew-T (see below), CIN, which is short for Convective INhibition, is the area between the temperature sounding and the adiabat / moist adiabat followed by a lifted parcel on its way to its LFC. CIN, represented by the negative area, is a proxy for the amount of energy needed to lift a parcel to its LFC. In general, you can rank CIN values between 0 and minus 25 Joules per kilogram as weak inhibition. CIN values between minus 25 and minus 50 Joules per kilogram typically qualify as moderate. When you see CIN values of minus 50 Joules per kilogram ... minus 100 Joules per kilogram ..., think large inhibition. EM

CINE et CAPE : Détermination du potentiel de convection profonde. Énergie potentiellement disponible Faible : CAPE < 1000 J kg-1 Modéré : 1000 < CAPE < 2500 J kg-1 Forte : 2500 < CAPE < 4000 J kg-1 Extrême : CAPE > 4000 J kg-1 On a skew-T (see below), CAPE, which stands for Convective Available Potential Energy, is the area between the temperature sounding and a positively buoyant air parcel's moist adiabat between the Level of Free Convection (LFC) and the Equilibrium Level (EL). CAPE, represented by the positive area on a skew-T, is a measure of the degree of instability. More specifically, CAPE is a proxy for the amount of kinetic energy that an air parcel can gain from temperature differences between the parcel and the surrounding air. Recall from Meteo 101 that air parcels warmer than their environment will tend to accelerate upward (this acceleration will increase as the temperature difference between the parcel and its environment increases). For the record, units of CAPE are expressed in Joules per kilogram. The Level of Free Convection (LFC) is simply the altitude at which a parcel becomes warmer than its environment after it is lifted dry adiabatically to its LCL and then moist adiabatically thereafter. The Equilibrium Level is the altitude above the LFC where the temperature of a positively buoyant parcel again equals the temperature of its environment. In general, you should rank values of CAPE between 0 and 1000 Joules per kilogram as small. CAPE values between 1000 and 2500 Joules per kilogram typically qualify as moderate. When you see CAPE values between 2500 Joules per kilogram, think large. Values greater than 4000 Joules per kilogram are extreme. Please note that the presence of CAPE in no way guarantees that thunderstorms will erupt. That's because there may be too much Convective Inhibition, which acts to suppress the release of CAPE (and the onset of thunderstorms). On a Skew-T (see below), CIN, which is short for Convective INhibition, is the area between the temperature sounding and the adiabat / moist adiabat followed by a lifted parcel on its way to its LFC. CIN, represented by the negative area, is a proxy for the amount of energy needed to lift a parcel to its LFC. In general, you can rank CIN values between 0 and minus 25 Joules per kilogram as weak inhibition. CIN values between minus 25 and minus 50 Joules per kilogram typically qualify as moderate. When you see CIN values of minus 50 Joules per kilogram ... minus 100 Joules per kilogram ..., think large inhibition. ATTENTION : La présence de CAPE ne garanti pas l’éclatement des orages… EM

CINE et CAPE : Détermination du potentiel de convection profonde. Inhibition Faible : -CIN < 25 Jkg=1 Modérée : 25 < -CIN < 50 J kg-1 Forte : -CIN> 50 J kg-1 On a skew-T (see below), CAPE, which stands for Convective Available Potential Energy, is the area between the temperature sounding and a positively buoyant air parcel's moist adiabat between the Level of Free Convection (LFC) and the Equilibrium Level (EL). CAPE, represented by the positive area on a skew-T, is a measure of the degree of instability. More specifically, CAPE is a proxy for the amount of kinetic energy that an air parcel can gain from temperature differences between the parcel and the surrounding air. Recall from Meteo 101 that air parcels warmer than their environment will tend to accelerate upward (this acceleration will increase as the temperature difference between the parcel and its environment increases). For the record, units of CAPE are expressed in Joules per kilogram. The Level of Free Convection (LFC) is simply the altitude at which a parcel becomes warmer than its environment after it is lifted dry adiabatically to its LCL and then moist adiabatically thereafter. The Equilibrium Level is the altitude above the LFC where the temperature of a positively buoyant parcel again equals the temperature of its environment. In general, you should rank values of CAPE between 0 and 1000 Joules per kilogram as small. CAPE values between 1000 and 2500 Joules per kilogram typically qualify as moderate. When you see CAPE values between 2500 Joules per kilogram, think large. Values greater than 4000 Joules per kilogram are extreme. Please note that the presence of CAPE in no way guarantees that thunderstorms will erupt. That's because there may be too much Convective Inhibition, which acts to suppress the release of CAPE (and the onset of thunderstorms). On a Skew-T (see below), CIN, which is short for Convective INhibition, is the area between the temperature sounding and the adiabat / moist adiabat followed by a lifted parcel on its way to its LFC. CIN, represented by the negative area, is a proxy for the amount of energy needed to lift a parcel to its LFC. In general, you can rank CIN values between 0 and minus 25 Joules per kilogram as weak inhibition. CIN values between minus 25 and minus 50 Joules per kilogram typically qualify as moderate. When you see CIN values of minus 50 Joules per kilogram ... minus 100 Joules per kilogram ..., think large inhibition. Pour que l’orage se développe il doit exister un mécanisme qui aide la particule à surmonter l’énergie d’inhibition. EM

Exemple Retournons au diagramme aérologique p(mb) T(C) r (g kg-1) 1000 20,0 11,5 850 12,0 9,0 700 2,0 5,0 600 -5,5 2,5 500 -14,5 1,5 400 -20,0 1,0 Quelle est la vitesse maximal de la particule ainsi soulevée (faisant maintenant partie d’un cumulus) au niveau de pression de 600 hPa? Supposez que la vitesse de la particule est négligeable au niveau de convection libre et utilisez l’équivalence surface-énergie du diagramme aérologique. EM

Couches d’instabilité latente Quand, dans l’atmosphère, des parcelles de niveaux différents ont de l’instabilité latente, ensembles elles constituent des couches d’instabilité latente. p(mb) T(C) r (g kg-1) 1000 20,0 11,5 850 12,0 9,0 700 2,0 5,0 600 -5,5 2,5 500 -14,5 1,5 400 -20,0 1,0 Trouvez la (les) couches d’instabilité latente EM

Couches d’instabilité latente: procédure d’identification 1. Trouver la courbe Tw(p) 2. Trouver la plus petite valeur de w qui est tangente à la courbe de température sèche, et ce, pour toutes les couches où   s . 3. Pour chaque tranche, descendre le long du w trouver et noter les endroits où Tw est à droite de la ligne w . Les zones où Tw est à droite de w constituent les couches d’instabilité latente. EM

Couches d’instabilité latente TD T EM

Couches d’instabilité latente : Tw(p)  1. Trouver la courbe Tw(p) Tw     TD T EM

Couches d’instabilité latente 2. Trouver la plus petite valeur de w qui est tangente à la courbe de température sèche, et ce, pour toutes les couches où   s (instabilité conditionnelle). w   3. Descendre le long du w trouvé en 2. et noter les endroits où Tw est à droite de la ligne w .  Couche d’instabilité latente p ~ 1000 hPa – 840 hPa Les zones où Tw est à droite de w constituent les couches d’instabilité latente  TD T  EM

Trajectoires des particules d’air soulevées mécaniquement

Formation des nuages par soulèvement orographique

Ondes dans une atmosphère stable EM

Figure 3 illustrates several phenomena Figure 3 illustrates several phenomena. Two sets of clouds are present, one over the Franklin Mountains, and a second line of clouds some distance downwind from the mountains and parallel to the mountains. The lifting condensation level is visible at the base of both sets of clouds. The clouds over the mountains are orographic clouds caused when the air rising over the mountains cools below the condensation point on the upwind side of the mountain then re warms (cloud dissipates) on the downwind side of the mountain (wind was blowing toward the camera when picture was taken). The line of clouds downwind of the mountain is evidence of a lee wave. When air passes over the mountains a series of standing waves are created downwind. When atmospheric conditions are just right, as they were for this picture, the air rises above the LCL in the standing wave, marking it with a line of clouds. When water condenses to form clouds the latent heat of vaporization of water is released. The release of latent heat tends to warm the parcel (actually slow its cooling). The slope of the cooling of the air parcel changes from the dry adiabatic to the wet adiabatic lapse rate at the condensation point. The wet adiabatic lapse rate is about 0.36 to 0.55C per 100 meters of rise (2-3F per 1000 feet of rise). The precise value depends upon the temperature. The major point to remember is that the wet adiabatic lapse rate is lower because of the release of energy \u2013 the latent heat of vaporization. The latent heat of vaporization is the power that drives the immense energy in thunderstorms. Under some humid, warm conditions a moist air mass rises to the LCL. This releases the latent heat of vaporization. Because the wet adiabatic lapse rate is lower, the moist air is likely to be warmer than the surrounding dry air. This causes the air mass to continue rising and releasing more latent heat and rainfall, viola, a thunderstorm is born! Nuages orographiques, Franklin Mountains, El Paso, Texas. Le vent souffle vers la camera. http://windowoutdoors.com/WindowOutdoors/ EM

Formation des nuages: atmosphère stable EM

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Formation des nuages: atmosphère instable EM

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Exemple de diminution de CIN par réchauffement de la couche limite Matin Midi Le réchauffement de la surface réduit, et parfois élimine, la CIN et augmente la CAPE. EM

Réchauffement diurne : Détermination du potentiel de convection profonde. Modification du profil de température provoqué par le réchauffement de la surface Il s’agit maintenant de la prévision de nuages cumuliformes qui se forment éventuellement dans la journée compte tenu de l’intervention de la convection thermique. Sur un surface continentale, le sondage nocturne présente typiquement une inversion de rayonnement. Après le lever du soleil, on sait que la convection thermique débute et tend à uniformiser les température potentielles et les rapports de mélange r dans les couches de plus en plus épaisses qu’elle brasse. EM

Niveau de condensation convectif (NCC) Un profil stable initial peut être déstabilisé, par exemple, par réchauffement radiatif de la surface t0 t1: rm m rm< rs t2 rm m : rm< rs t3 rm m : rm= rs EM

Niveau de condensation convectif (NCC) rm m : rm= rs pNCC Couche de mélange t4 rm m NE EM

Température de convection et niveau de condensation par convection (NCC) «Étant donné des conditions d’humidité connues dans la basse atmosphère, quelle est la température qui permettra à une particule d’air soulevée de la surface de demeurer plus chaude que l’environnement et d’être par conséquent en convection?» Temps associé : averse et/ou orages EM

Niveau de condensation convectif (NCC) 1) Suivre la ligne de rapport de mélange moyen de la couche limite** jusqu’à ce qu ’elle coupe la courbe de température de l’environnement. Le point d ’intersection est une estimation du niveau de condensation par convection (NCC) **Couche limite : couche atmosphérique en contact avec la surface d’une épaisseur typique de 1000 m ~ 100 hPa. NCC 2) suivre en suite l’adiabatique sèche qui passe par le NCC jusqu’au niveau d’origine (surface). On obtient TC, la température de convection. Couche limite ~ 100 hPa TD T TC EM

Niveau de condensation convectif (NCC) Tmax> TC ? : si oui, il y aura de la convection NCC TD T TC EM

Niveau de condensation convectif (NCC) Parfois, pour déterminer TC et NCC on devrait considérer une valeur moyenne dans la couche de mélange. Pour ce faire on utilise la méthode des aires égales déjà utilisée. Lorsque la température atteint la valeur TC, l’air a tendance à être en instabilité absolue, principalement près du sol où, par réchauffement diabatique, la courbe de l’environnement devient superadiabatique, et il y aura formation d’un nuage avec base au niveau de condensation par convection. EM

Niveau de condensation convectif (NCC) Tmax> TC2 ? :si oui, il y aura de la convection NCC2 = NCC NCC1 TD T TC1 TC2 EM

Prévision d’orage TCONV Modification du sondage matinal : utilisation de la valeur moyenne du rapport de mélange dans la couche de mélange (100 mb) pour déterminer le niveau de condensation par convection (NCC ou CCL). Si la température maximum prévue est supérieur à la température TCONV on aura des orages. EM

CIN et CAPE Le réchauffement de la surface réduit, et parfois élimine, la CIN et augmente la CAPE. Les orages sont alors plus probables et plus puissants en après midi et au début de soirée. CIN EM

Le 21 juillet 2010 EM

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EM

Résumé : CAPE et CIN Quand le cisaillement du vent est négligeable, la flottabilité est la force qui détermine la vitesse des courants ascendante et descendants dans le nuage; Plus la température et l’humidité de la couche de surface sont élevées, plus l’énergie convective disponible (CAPE) est importante; La CAPE constitue une bonne évaluation de l’énergie disponible; La CAPE peut être utilisée pour évaluer la vitesse maximale des courants ascendants. En générale une meilleur évaluation de la vitesse d’ascension est v = 0,5vMax; Une inversion dans les basses couches (CIN) peut constituer une inhibition à la convection ou être origine d’orages très violents. Comme la CAPE ne tient pas compte du cisaillement du vent, elle n’est pas un critère suffisante pour déterminer le potentiel de temps violent où le cisaillement de vent est un facteur important (super cellule, tornade, etc.) EM

Résumé : CAPE et CIN Grêle : la probabilité de grêle augmente avec le CAPE et est très probable quand CAPE > 2500 J kg-1 Courant descendant : une courant ascendant fort produit un courant descendant fort provoqué par l’évaporation de la précipitation. Orages : CAPE > 1500 J kg-1 Pour que l’énergie potentielle disponible se transforme en énergie cinétique il est essentielle que les parcelles d’air de la surface dépassent le CIN. Facteurs qui contribuent à diminuer le CIN : Le réchauffement diurne De la convergence dans les basses couches atmosphériques Advection d’air chaud et humide dans les basses couches atmosphériques EM

À venir … Utilisation du SkewT Révisons EM

CAPE EM

EM

Valeurs calculées SLAT : latitude de la station SLON : longitude de la station SELV : élévation de la station LIFT : Lift index ((T(50kPa – T(particule qui vient du niveau 85kPa) LFTV : Lift index en tenant compte de l’humidité SWET : indice de stabilité KINX : indice de stabilité CTOT : cross totals index VTOT : vertical totals index TOTL : total totals index CAPE : convective available potential energy (J/kg) CAPV : CAPE calculé en utilisant Tv (J/kg) CINS : CIN – convective inhibition (J/kg) CINV : CIN calculée avec la température virtuelle (J/kg) EM

Valeurs calculées EQLV : niveau d’équilibre (hPA) EQTV : niveau d’équilibre calculé avec Tv (hPa) LFCT : niveau de convection libre (hPa) LFCV : niveau de convection libre calculé avec la BRCH : bulk Richardson number (indice de stabilité) + CAPE/(U)2 BRCV : BRCH calculé avec la température virtuelle LCLT : Température (K) au niveau de convection libre (moyenne des 500 m proche de la surface) LCLP : pression (hPa) au niveau de convection libre (moyenne des 500 m proche de la surface) MLTH : température potentielle moyenne dans les 500 m proches du sol MLMR : rapport de mélange moyen dans les 500 m proches du sol (g/kg) THCK : épaisseur de la couche 100 – 50kPa (m) PWAT : quantité maximum d’eau précipitable (mm) EM