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Prévisions Massif Central - Juillet 2021


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(RE) Bonjour à tous ! Ce mois de Juillet commence sur un temps agréable et modérément chaud . Juin a était marqué par de très nombreuses dégradations orageuses. Pour ce premier week-end de juillet la situation semble ce répéter avec de l’air océanique qui va s’infiltrer par l’ouest et donner de nouveau orages entre le massif pyrénéens et le NE. Notre massif devrait être concerner entre samedi après midi et dimanche matin . Pas de phénomène violent en perspective mais à surveiller tout de même . Les cumuls pluviométriques deviennent réellement important dans certains poinst du massif . 

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Edited by couleur du ciel
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  • couleur du ciel changed the title to Prévisions Massif Central - Juillet 2021
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Marchastel 48 Lozère 1200m d'altitude; Est du Plateau de l'Aubrac

Bonjour

 

Je vois ici que les prévisions (estivales ?) ne déchainent que des passions Platoniques,  mais néanmoins, il faut encore s'attendre a de la pluie ces jours ci, et même de l'orage généralisé;

 

Pour demain;

prevision-orages-tornades-probabilite-orage-j1.png?r=1669790

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Arôme revoit ses cumuls à la hausse pour le Cantal, d'ici à mercredi plus de 100mm sur les sommets, quel mois de Juillet !

 

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Edited by couleur du ciel
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Colombier (42) , Alt. 1030 m

GFS sort enfin l'été, bon c'est à J+7, ça a le temps de changer encore.

image.png.0d5cfa68d132c88c50c74f8068a9113c.png

 

En espérant que les orages ne trainent pas trop à se mettre en place.

 

 

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Colombier (42) , Alt. 1030 m

Bon, il reste encore un peu d'espoir  de fraicheur :

image.png.43bef07085718f2b4869639364b43bc1.png

 

et d'humidité :

image.png.707e55c59b6fb9d4a501f3d0821b8b84.png

 

Dans les 2 cas, ça demanderais une analyse plus poussée, surtout pour l'eau d'ici dimanche, un peu oui, mais pas autant qu'Arpège anticipe.

Edited by metre3
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Clermont-Ferrand

Salut le MC !

 

 

On surveillera le potentiel d'orages violents pour la nuit de vendredi à samedi.

 

Modele GFS - Carte prévisions

 

Modele GFS - Carte prévisions

 

Modele GFS - Carte prévisions

 

Modele GFS - Carte prévisions

 

Modele GFS - Carte prévisions

 

coupegfs_377_451_461_393_90_1_1000_250.png

 

On a de beaux paramètres réunis avec un jet bien costaud, on sera en sortie droite. Le tout sur une atmosphère très instable avec une belle langue de TPE, de la CAPE jusqu'à 3 ou 4kj/kg, un Li jusqu'à -8 et pas mal d'humidité en basses couches.

 

On notera dans tout cela le potentiel supercellulaire quasi certain à l'avant avec une SRH assez élevée sur un couloir sud ouest nord ouest dont la localisation exacte reste à affiner.

 

Enfin une petite coupe pour finir du limousin à l'allier où l'on voit une belle intrusion sèche en altitude venant encore plus déstabiliser tout ça.

 

A suivre.

 

 

 

 

 

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Clermont-Ferrand

Salut le Mc !

 

On y voit plus clair pour demain soir. Potentiel bien marqué pour le 03 et grosse partie ouest PDD. A surveiller aussi le risque supercellulaire à l'avant entre limagne et bassin vichyssois. Le montluçonnais est très bien placé aussi.

 

Concrètement on a un jet stream très fort sur l'ouest de la france qui va entrainer quelques noyaux très divergents à l'avant.

 

arome-9-33-3.png?22-18

 

Conséquence de cela on aune belle anomalie de tropo :

 

arome-30-33-3.png?22-18

 

L'atmosphère sera extrêmement instable avec des noyaux de CAPE atteignant parfois les 3000 J/kg et globalement entre 1500 et 2000, des Td supérieures à 20 et des TPE supérieures à 60. AUtant dire que l'environnement sera quasi tropical.

 

arome-28-30-3.png?22-18

 

aromehd-18-30-3.png?22-17

 

arome-5-29-3.png?22-18

 

Coupe Limoges / Est allier :

 

coupearome_366_437_476_425_32_3_1000_250.png

 

coupearome_366_437_476_425_32_5_1000_250.png

 

Divergences horizontales très marquées avec VV puissantes.

 

 

Le potentiel de phénomènes violents de type grêle, rafales intenses et fortes pluies sont à surveiller

 

arome-46-33-3.png?22-18

 

 

 

 

 

 

 

 

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RISQUE D'ORAGES MODERES A FORTS DES ABORDS DU PLATEAU DE MILLEVACHES AU PUY-DE-DÔME, SUR L'ALLIER ET LE MORVAN

 

Un talweg progresse ce vendredi sur le proche Atlantique en direction de la France. La dépression d'altitude est associée à une anomalie de basse tropopause et une branche de jet (vents entre 150 et 200 km/h). A l'avant de la perturbation persistent des conditions anticycloniques et se produit une advection chaude dans un écoulement de sud à sud-ouest devenant graduellement plus dynamique en altitude. Avec le réchauffement diurne important (températures maximales jusqu'à ~ 30-36 °C) et en présence d'une elevated mixed layer en provenance d'Espagne, du Maroc et d'Algérie (gradient thermique vertical resserré jusqu'à mi-étage, voisin de 7-7.5 K/km entre 700 et 500 hPa), l'instabilité convective augmente significativement au fil des heures. Des valeurs de MUCAPE atteignant 1 à 2.5 kJ/kg sont attendues vers le début de soirée. Les valeurs élevées de theta-w prévues, entre 20 et 24 °C à 850 hPa, traduisent un air très chaud et humide en basses couches. La configuration permet un transport d'humidité depuis la Méditerranée d'une part et l'océan Atlantique d'autre part. Un front froid progresse à l'intérieur des terres. En dépit d'une convergence de basses couches qui s'accentue, l'inhibition convective reste malgré tout forte en journée (présence d'une capping inversion) et rend la prévision orageuse un peu plus difficile (incertitude sur le moment de déclenchement, qui peut avoir une incidence sur la sévérité des phénomènes prévus). D'après les modélisations, la convection profonde parviendrait à se manifester plus franchement le soir à l'avant du front et à l'arrivée des premiers forçages QG (advections de vorticité cyclonique). Un risque d'orages modérés à forts en soirée et première partie de nuit est alors identifié dans la mesure où l'instabilité prévue modérée à forte va venir se conjuguer à un cisaillement vertical de vent modéré (15-25 m/s entre le sol et 6 km) et parfois tournant avec une helicité relative modérée dans les trois premiers kms, alors susceptible d'organiser la convection sous forme d'orages multicellulaires et éventuellement supercellulaires. Un regroupement de cellules pour former un système convectif de méso-échelle remontant dans la nuit vers la Bourgogne est possible. En bref, des orages potentiellement actifs sont semble t-il à craindre, avec un risque de grêle (hail parameter notamment élevé en fin d'après-midi et le soir, grêle de gros diamètre localement possible) et de fortes rafales de vent (subsidence marquée, DCAPE parfois > 1000 J/kg). Le contenu élevé en eau précipitable (PWAT de 40 mm ou plus) suggère de fortes pluies sous orages. Finalement, un phénomène tourbillonnaire localisé n'est pas exclu.

 

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Edited by Cers
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Oui, je vois ce matin qu'Estofex a sorti le niveau 2/3 et Keraunos le rouge. L'analyse d'Estofex est meilleure et plus approfondie. J'ai voulu rester "modéré" dans mon message en évoquant un potentiel d'orages forts pour ne pas trop m'emballer mais il existe bel et bien, comme mentionné, un risque d'orages localement virulents avec grêlons de taille importante et fortes rafales descendantes à ne pas sous-estimer.

 

En revanche, la CAPE est très sensible à l'humidité de basses couches et peut facilement être surévaluée. Or les modèles peuvent présenter une erreur ou un biais sur l'humidité au voisinage de la surface comme çà semble être le cas pour GFS. Si le WRF est forcé par GFS, on retrouve ce biais avec une répercussion plus ou moins importante sur la CAPE. Des valeurs de MUCAPE souvent comprises entre 1.5 et 2.5 kJ/kg telles que prévues par AROME semblent plausibles, bien que des valeurs ponctuellement supérieures soient aussi envisageables (IFS aussi modélise un gros potentiel). A voir, mais les valeurs de CAPE annoncées par Keraunos me paraissent élevées. Ca dépendra de l'humidification. Idem s'agissant du bulk shear, les valeurs seraient plus généralement proches de 20 m/s que > 25 m/s d'après ce que je vois (sauf à considérer le cisaillement du aux orages eux-mêmes).

 

Constatez par vous-même la différence ci-dessous entre AROME et WRF 2 km de Météociel :

 

aromehd-28-18-0.png?23-05

 

nmm_fr1-28-18-0.png?23-05

 

J'ajoute que les observations in situ sont aussi parfois entachées d'erreurs liées aux instruments lors des sondages ; en l'occurrence, il peut y avoir une erreur sur la température et le point de rosée au voisinage du sol (sur les toutes premières mesures). Voici un exemple ci-dessous (Bordeaux, il y a deux jours) : la CAPE n'est certainement pas égale à 2.3 kJ/kg ici comme indiqué mais inférieure, et à vu d'oeil il y a une inhibition convective. 

 

2021072112_07510.gif

 

 

Pour revenir à la situation actuelle, on voit apparaître l'EML et l'advection de lapse rate sur les sondages réalisés, comme ici à Nîmes la nuit dernière :

 

 

7645_0_2107222307.png

 

 

Tout cela est à suivre bientôt en live (de loin me concernant :( ). Les températures grimpent actuellement et l'humidité mesurée à 2 m est déjà importante (Td ~ 18-21 °C).

Edited by Cers
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Boussac (N-E Creuse) alt: 375m

Hello :) 

je suis au Nord-Est de la Creuse et je me demande bien quel ampleur va prendre le phénomène orageux de ce soir... je crois qu'il y à un gros potentiel par endroits. 

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Oui le potentiel est costaud pour vos secteurs.a noter une différence entre arome et euro4 sur l'endroit de la dégradation.tout se fairait au nord de Clermont selon euro4 et beaucoup moins sur la Corrèze que arome voit bien ramasser

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il y a 13 minutes, baptiste66 a dit :

Oui le potentiel est costaud pour vos secteurs.a noter une différence entre arome et euro4 sur l'endroit de la dégradation.tout se fairait au nord de Clermont selon euro4 et beaucoup moins sur la Corrèze que arome voit bien ramasser

 

Encore plus en prévision convective, ne jamais se fier aux simulations de façon trop précise. Il y a un potentiel orageux marqué sur une zone établie, c'est tout ce qu'on peut dire. A l'intérieur de cette zone, le mystère reste entier. :) 

 

 

Edited by Cers
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En consultant les données "temps réel" sur le site de Keraunos, on peut lire des valeurs de CAPE déjà proches de 3 kJ/kg à 15 h. En fait, c'est assez trompeur car il s'agit sûrement de données basées sur WRF plutôt que de véritables observations. De fait, la CAPE peut ne pas être aussi grande qu'indiquée. Prévisions WRF 5 km pour 15 h locale ci-dessous, où on peut par ailleurs lire des valeurs de MUCIN < -80 J/kg impossibles à vaincre, ce qui fait que malgré la présence d'une CAPE importante, l'image radar reste bien vide pour le moment. :D 

 

 

 

MUCAPE_MUCIN_7.png?ts=

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Cannes (06) ou Le Palais sur Vienne (87)

Mince, ne s'agissait-il pas de données obtenues grâce à des radiosondages modélisés avec ajout des données sol observées (température et humidité) à la station en question (ici Guéret-St-Laurent) ? Comme ils appellent ça des données temps réel...

 

Moi qui me basait tout le temps là-dessus pour suivre la situation !

 

C'est d'ailleurs par le biais de cet outil que j'ai pu constater une baisse de l'hélicité sur le département de la Haute-Vienne (peu significative certes) et donc une baisse du SCP depuis le début d'après-midi, sans que ce soit trop prévu. Mais c'est vrai que je me suis toujours demandé comment ils arrivaient à obtenir ces données.

Edited by orage87
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il y a 1 minute, orage87 a dit :

Mince, ne s'agissait-il pas de données obtenues grâce à des radiosondages modélisés avec ajout des données sol observées (température et humidité) à la station en question (ici Guéret-St-Laurent) ? Comme ils appellent ça des données temps réel...

 

Moi qui me basait tout le temps là-dessus pour suivre la situation !

 

Peut-être qu'ils corrigent par les observations au sol en effet, on peut se demander. En vérité je ne sais pas bien car ils ne détaillent pas suffisamment, mais j'ai des doutes pour la CAPE. Déjà que les sondages de MF affichés avec SHARPpy ne sont pas corrigés quand il y a par exemple des erreurs d'instruments à la surface (ce qui fausse évidemment la CAPE).

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@orage87 cependant en regardant de plus près, ~ 3 kJ/kg à priori çà colle étant donné le Td de 21 °C et la température de 33 °C. :) 

 

En tout cas, on peut imaginer l'énergie potentielle qui s'accumule cet après-midi grâce à la CIN. On est en présence d'une vraie cocotte minute !

Edited by Cers
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Je vais éviter de faire un monologue toute l'après-midi ( :D, mais voici deux cartes pour ce soir 20 h : on y devine le transport de lapse rate vers la France depuis l'Espagne et l'Afrique du Nord tandis que les valeurs indiquées sur la deuxième figure laissent présager un risque important de grêle.

 

 

1619177856_lapserateGFS.thumb.JPG.55c995a91fa6835a4bb93fbb6fc6c56c.JPG

 

 

626178569_hailparameter.thumb.JPG.c6f8d3c144087317be7fba938d71e29e.JPG

 

 

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Colombier (42) , Alt. 1030 m

Moi j'initierais bien un dialogue mais ma seule analyse (à partir de tes posts qui fourmillent d'infos qui parfois m'échappent) c'est que ça risque de barder fort pour le N 63, l'Est 23 et le 03 puis ensuite peut être sur la Bourgogne.  A priori la Corrèze et le Cantal semble moins sujet à risque d'orages violents. Quand au sud loire, malgré la vigi orange, la nuit devrait être paisible quoique chaude et humide.

 

Bref, désolé de ne pas pouvoir vraiment dialoguer, mais tes analyses sont super intéressantes alors n'hésites pas.

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il y a 2 minutes, clem11 a dit :

@Cers le lapse rate ça m'intéresse, tu peux le définir ? :) 

 

Lapse rate (en anglais), c'est le taux de variation d'un paramètre avec l'altitude (dans notre cas la température). Sur la figure montrée plus haut est donc représenté le gradient thermique vertical max (en valeur absolue) dans la couche 500 m - 700 hPa (entre 0.5 et 3 km environ du coup). On voit que des valeurs max > 7.5 K/km sont transportées (advectées) sur la France. On retrouve en effet dans les sondages un profil qui résulte en partie d'une advection de lapse rate depuis les régions sources (Afrique du Nord, hauts plateaux de l'Espagne) où la couche limite est généralement profonde et bien mélangée. Cela a pour effet d'augmenter l'instabilité convective sur notre pays, par formation d'une EML (elevated mixed layer) se superposant à des basses couches chaudes et humides + capping inversion ("couvercle", d'où la CINH) : on obtient des profils verticaux typiquement favorables aux orages violents. :) 

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Colombier (42) , Alt. 1030 m
Il y a 3 heures, Cers a dit :

 

Lapse rate (en anglais), c'est le taux de variation d'un paramètre avec l'altitude (dans notre cas la température). Sur la figure montrée plus haut est donc représenté le gradient thermique vertical max (en valeur absolue) dans la couche 500 m - 700 hPa (entre 0.5 et 3 km environ du coup). On voit que des valeurs max > 7.5 K/km sont transportées (advectées) sur la France. On retrouve en effet dans les sondages un profil qui résulte en partie d'une advection de lapse rate depuis les régions sources (Afrique du Nord, hauts plateaux de l'Espagne) où la couche limite est généralement profonde et bien mélangée. Cela a pour effet d'augmenter l'instabilité convective sur notre pays, par formation d'une EML (elevated mixed layer) se superposant à des basses couches chaudes et humides + capping inversion ("couvercle", d'où la CINH) : on obtient des profils verticaux typiquement favorables aux orages violents. :) 

La partie en gras en moyennement clair pour moi, faudrait que je creuse.  Mais si j'ai bien compris un taux de variation de T elevé permet des profils verticaux favorables aux orages violents (par important écart de température de bas en haut ?).

 

C'est certainement très bête comme question, mais il n'est pas possible d'avoir des lapse rate négative, l'ai froid piégeant une bulle d'air chaud, avec de gros écarts de densité limitant un temps le mélange (comme cela se produit en mer) ?

 

Merci pour tes analyses tjs très bien étayées.

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Comme promis, je réponds. @Matpo trouvera aussi peut-être réponse à ses questions ici. Par définition, lapse rate (LR) = - dT/dz : c'est donc le taux de variation de la température T avec l'altitude, au signe moins près. Dans la troposphère, la température baisse en moyenne de 6.5 °C/km, donc LR = 6.5 °C/1000 m. La courbe rouge (courbe d'état) sur les diagrammes représente la variation de la température avec l'altitude z.

 

Imaginons à l'échelle aérologique des paquets d'air (ou parcelles d'air) de masse m qu'on peut suivre dans leur mouvement. Chaque parcelle d'air a un volume V (lequel peut varier au cours du temps) et est dans un état thermodynamique donné à un instant t par sa température T, sa pression p et a une humidité spécifique q (rapport entre la masse de vapeur d'eau et la masse m totale). Sur les diagrammes thermodynamiques, plutôt que d'utiliser q, on travaille avec le rapport de mélange r (rapport entre la masse de vapeur d'eau et la masse d'air sec). La quantité de vapeur d'eau maximale que l'air peut contenir est une fonction croissante de la température : un air chaud peut contenir beaucoup de vapeur d'eau. Quand l'air est saturé, le rapport de mélange est égal au rapport de mélange saturant r_sat = f(T). L'humidité relative est le rapport q/q_sat ~ r/r_sat. Exemple à 10 °C et 1000 hPa, r_sat = 7.6 g/kg ; si on mesure HR = 55 %, cela signifie que le rapport de mélange effectif de l'air humide vaut ~ 4.2 g/kg d'air sec.

 

Supposons que pour une raison quelconque, un forçage mécanique (par ex. une brise montante, de la convergence de surface), une parcelle d'air initialement non saturée (r < r_s) soit contrainte de s'élever. Lors du soulèvement adiabatique, sa température va baisser suivant le gradient adiabatique sec, c'est à dire de ~ 1 °C/100 m. La température potentielle theta est conservée, car il n'y a pas de changement d'état de l'eau et on considère que la particule n'échange pas de chaleur avec l'extérieur (évolution adiabatique). Sur un diagramme, la trajectoire de la parcelle se fait suivant une adiabatique sèche. Au fur et à mesure que l'air se refroidit en montant, r_sat décroît. En revanche, r est conservé par la particule d'air (pas de mélange avec l'air environnant), son humidité relative augmente. Eventuellement, la montée peut se poursuivre jusqu'à saturation : dans ce cas, r_sat devient égal à r. La parcelle d'air a atteint son niveau de condensation par ascendance (LCL, lifting condensation level). Si elle continue à s'élever et se refroidir, r_sat diminue encore, r baisse et l'excès de vapeur d'eau se condense, relâchant alors de la chaleur latente à l'intérieur de la parcelle. Par conséquent, le refroidissement est moindre, il s'effectue suivant le gradient adiabatique humide. Sur un diagramme sont représentées les pseudo-adiabatiques (on considère en fait que les condensats sont aussitôt évacués de la particule, ce qui constitue une évolution irréversible). Au-dessus du LCL, la parcelle suit donc une pseudo-adiabatique. Il est à noter que le taux de refroidissement de la parcelle suivant l'adiabatique sèche puis la pseudo-adiabatique diffère alors du taux de variation de la température avec l'altitude (courbe rouge).

 

La CAPE, énergie convective potentielle disponible, est reliée à la flottabilité de l'air. Une particule d'air est soumise à deux forces sur la verticale : la force de gravité qui l'attire vers le bas, et la force de pression dirigée vers le haut (poussée d'Archimède). Dans le cadre du modèle de la particule, on peut utiliser l'équation du mouvement et la relation hydrostatique (appliquée à l'environnement supposé au repos) pour montrer que l'accélération verticale dw/dt d'une parcelle d'air est reliée à la différence entre sa densité et celle de l'environnement. En utilisant aussi l'équation d'état, on obtient dw/dt = - g * (T_env - T_p) / T_env, où g est la gravité, T_p la température de la parcelle et T_env la température de l'air environnant (qu'on lit sur la courbe d'état). On parle de flottabilité, la force de flottabilité étant la résultante des forces sur la verticale. En principe, on corrige la température par la température virtuelle pour tenir compte du contenu en eau, mais passons les détails. Si à un instant donné une particule est plus dense ou plus froide que son environnement, T_env > T_p et dw/dt < 0 : elle est accélérée vers le bas. Si en revanche une particule est moins dense ou plus chaude que son environnement, T_env < T_p et dw/dt > 0 : elle est spontanément accélérée vers le haut. On voit donc que le profil thermique vertical (donc le lapse rate) a une incidence, ainsi que l'humidité qui détermine le taux de variation selon lequel la température de la parcelle d'air va diminuer par ascendance (une particule d'air initialement non saturée, conditionnellement instable, peut devenir instable après saturation puisqu'il y a libération de chaleur latente). La CAPE s'obtient simplement par intégration de la flottabilité entre le niveau de convection libre (LFC, level of free convection) à partir duquel la flottabilité devient positive, et le niveau de flottabilité neutre ou niveau d'équilibre thermique (EL, equilibrium level). C'est l'énergie potentielle susceptible d'être transformée en énergie cinétique verticale dans un mouvement ascendant convectif. Plus la CAPE est forte, plus les ascendances convectives peuvent être vigoureuses (on montre que w²_max = 2*CAPE). Sur un diagramme thermodynamique, la CAPE est proportionnelle à l'aire comprise entre la pseudo-adiabatique et la courbe d'état entre le LFC et l'EL.

 

Ci-dessous, voici un sondage Météo-France, celui de Bordeaux le 22/07 dernier, afin d'illustrer les choses à partir d'un exemple choisi. En surface, on lit une température de ~ 28 °C. On note visiblement une erreur sur le point de rosée en surface, mais n'en tenons pas compte. Considérons une parcelle d'air soulevée depuis le sol. Elle peut-être y être contrainte par un forçage mais aussi s'élever spontanément si sa flottabilité est positive. Au voisinage du sol, les écarts de densité peuvent être localement importants et le gradient thermique vertical dans la couche limite de surface être super-adiabatique. La trajectoire d'une parcelle est représentée en noir (trait plein, adiabatique sèche). Vers 925 hPa, sa flottabilité est négative mais un forçage mécanique peut l'amener jusqu'au LCL, où le rapport de mélange devient égal au rapport de mélange saturant (se lit à partir du trait mis en évidence en jaune). Pour atteindre le LCL, le forçage a dû vaincre le travail de la force de flottabilité qui tendait à vouloir ramener la parcelle vers le bas. Examinons plus en détail le profil thermique vertical de l'atmosphère. Entre 925 hPa et 825 hPa, la température potentielle croit fortement avec l'altitude. Au-dessus en revanche, la température décroît rapidement jusqu'à 4 km d'altitude environ : le lapse rate est fort et contribue à augmenter la CAPE. Habituellement, le gradient de température est plus faible à ces niveaux, mais cela est ici dû à ce qu'on appelle une elevated mixed layer (EML), ici un peu altérée. Grosso modo, sur le hauts plateaux d'Espagne et en Afrique du Nord, la couche limite est sèche, bien mélangée et parfois très profonde, avec une température potentielle élevée constante avec z proche de 35-40 °C. Lorsque le profil vertical de ces régions est advecté quasi-horizontalement vers la France comme quand le flux se redresse au sud à l'approche d'un talweg, il en résulte le profil type du sondage présenté. La CAPE peut augmenter avec le réchauffement diurne ou une humidification des basses couches (décalant la courbe bleue vers la droite et abaissant le LCL). Un inconvénient de l'EML est qu'il en résulte une forte inhibition convective (CIN). Dans notre exemple, la parcelle parvenue au LCL a une flottabilité négative (sa température est de quelques degrés inférieure à celle de l'air environnant). Mais pour que la parcelle puisse s'élever librement, il faut qu'elle atteigne son LFC. Si la CIN, représentée par l'aire comprise entre l'adiabatique sèche jusqu'au LCL puis la pseudo-adiabatique jusqu'au LFC et la courbe d'état, est trop importante, aucun forçage ne peut vaincre le travail de la force de flottabilité : la convection est empêchée, malgré une CAPE possiblement élevée. L'avantage par contre est que la CAPE peut s'accumuler, et si l'inhibition convective est finalement levée par exemple lors de l'arrivée d'un front errodant le "cap", l'énergie potentielle disponible peut être libérée d'un coup et convertie en énergie cinétique lors des ascendances convectives, à l'origine d'orages pouvant être violents.

 

 

sondage_bordeaux.thumb.JPG.f8af42931edf64d4d21320497485a348.JPG

 

 

Edit, je renvoie aussi à ce lien du forum où des éléments au sujet de la convection sont abordés plus en détail, pour ceux que çà intéressent : 

 

Edited by Cers
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Toulouse, fontaines/Bayonne, en plein ICU, bien trop loin de mes chers reliefs tarnais et cevenols
Il y a 6 heures, Cers a dit :

Comme promis, je réponds. @Matpo trouvera aussi peut-être réponse à ses questions ici. Par définition, lapse rate (LR) = - dT/dz : c'est donc le taux de variation de la température T avec l'altitude, au signe moins près. Dans la troposphère, la température baisse en moyenne de 6.5 °C/km, donc LR = 6.5 °C/1000 m. La courbe rouge (courbe d'état) sur les diagrammes représente la variation de la température avec l'altitude z.

 

Imaginons à l'échelle aérologique des paquets d'air (ou parcelles d'air) de masse m qu'on peut suivre dans leur mouvement. Chaque parcelle d'air a un volume V (lequel peut varier au cours du temps) et est dans un état thermodynamique donné à un instant t par sa température T, sa pression p et a une humidité spécifique q (rapport entre la masse de vapeur d'eau et la masse m totale). Sur les diagrammes thermodynamiques, plutôt que d'utiliser q, on travaille avec le rapport de mélange r (rapport entre la masse de vapeur d'eau et la masse d'air sec). La quantité de vapeur d'eau maximale que l'air peut contenir est une fonction croissante de la température : un air chaud peut contenir beaucoup de vapeur d'eau. Quand l'air est saturé, le rapport de mélange est égal au rapport de mélange saturant r_sat = f(T). L'humidité relative est le rapport q/q_sat ~ r/r_sat. Exemple à 10 °C et 1000 hPa, r_sat = 7.6 g/kg ; si on mesure HR = 55 %, cela signifie que le rapport de mélange effectif de l'air humide vaut ~ 4.2 g/kg d'air sec.

 

Supposons que pour une raison quelconque, un forçage mécanique (par ex. une brise montante, de la convergence de surface), une parcelle d'air initialement non saturée (r < r_s) soit contrainte de s'élever. Lors du soulèvement adiabatique, sa température va baisser suivant le gradient adiabatique sec, c'est à dire de ~ 1 °C/100 m. La température potentielle theta est conservée, car il n'y a pas de changement d'état de l'eau et on considère que la particule n'échange pas de chaleur avec l'extérieur (évolution adiabatique). Sur un diagramme, la trajectoire de la parcelle se fait suivant une adiabatique sèche. Au fur et à mesure que l'air se refroidit en montant, r_sat décroît. En revanche, r est conservé par la particule d'air (pas de mélange avec l'air environnant), son humidité relative augmente. Eventuellement, la montée peut se poursuivre jusqu'à saturation : dans ce cas, r_sat devient égal à r. La parcelle d'air a atteint son niveau de condensation par ascendance (LCL, lifting condensation level). Si elle continue à s'élever et se refroidir, r_sat diminue encore, r baisse et l'excès de vapeur d'eau se condense, relâchant alors de la chaleur latente à l'intérieur de la parcelle. Par conséquent, le refroidissement est moindre, il s'effectue suivant le gradient adiabatique humide. Sur un diagramme sont représentées les pseudo-adiabatiques (on considère en fait que les condensats sont aussitôt évacués de la particule, ce qui constitue une évolution irréversible). Au-dessus du LCL, la parcelle suit donc une pseudo-adiabatique. Il est à noter que le taux de refroidissement de la parcelle suivant l'adiabatique sèche puis la pseudo-adiabatique diffère alors du taux de variation de la température avec l'altitude (courbe rouge).

 

La CAPE, énergie convective potentielle disponible, est reliée à la flottabilité de l'air. Une particule d'air est soumise à deux forces sur la verticale : la force de gravité qui l'attire vers le bas, et la force de pression dirigée vers le haut (poussée d'Archimède). Dans le cadre du modèle de la particule, on peut utiliser l'équation du mouvement et la relation hydrostatique (appliquée à l'environnement supposé au repos) pour montrer que l'accélération verticale dw/dt d'une parcelle d'air est reliée à la différence entre sa densité et celle de l'environnement. En utilisant aussi l'équation d'état, on obtient dw/dt = - g * (T_env - T_p) / T_env, où g est la gravité, T_p la température de la parcelle et T_env la température de l'air environnant (qu'on lit sur la courbe d'état). On parle de flottabilité, la force de flottabilité étant la résultante des forces sur la verticale. En principe, on corrige la température par la température virtuelle pour tenir compte du contenu en eau, mais passons les détails. Si à un instant donné une particule est plus dense ou plus froide que son environnement, T_env > T_p et dw/dt < 0 : elle est accélérée vers le bas. Si en revanche une particule est moins dense ou plus chaude que son environnement, T_env < T_p et dw/dt > 0 : elle est spontanément accélérée vers le haut. On voit donc que le profil thermique vertical (donc le lapse rate) a une incidence, ainsi que l'humidité qui détermine le taux de variation selon lequel la température de la parcelle d'air va diminuer par ascendance (une particule d'air initialement non saturée, conditionnellement instable, peut devenir instable après saturation puisqu'il y a libération de chaleur latente). La CAPE s'obtient simplement par intégration de la flottabilité entre le niveau de convection libre (LFC, level of free convection) à partir duquel la flottabilité devient positive, et le niveau de flottabilité neutre ou niveau d'équilibre thermique (EL, equilibrium level). C'est l'énergie potentielle susceptible d'être transformée en énergie cinétique verticale dans un mouvement ascendant convectif. Plus la CAPE est forte, plus les ascendances convectives peuvent être vigoureuses (on montre que w²_max = 2*CAPE). Sur un diagramme thermodynamique, la CAPE est proportionnelle à l'aire comprise entre la pseudo-adiabatique et la courbe d'état entre le LFC et l'EL.

 

Ci-dessous, voici un sondage Météo-France, celui de Bordeaux le 22/07 dernier, afin d'illustrer les choses à partir d'un exemple choisi. En surface, on lit une température de ~ 28 °C. On note visiblement une erreur sur le point de rosée en surface, mais n'en tenons pas compte. Considérons une parcelle d'air soulevée depuis le sol. Elle peut-être y être contrainte par un forçage mais aussi s'élever spontanément si sa flottabilité est positive. Au voisinage du sol, les écarts de densité peuvent être localement importants et le gradient thermique vertical dans la couche limite de surface être super-adiabatique. La trajectoire d'une parcelle est représentée en noir (trait plein, adiabatique sèche). Vers 925 hPa, sa flottabilité est négative mais un forçage mécanique peut l'amener jusqu'au LCL, où le rapport de mélange devient égal au rapport de mélange saturant (se lit à partir du trait mis en évidence en jaune). Pour atteindre le LCL, le forçage a dû vaincre le travail de la force de flottabilité qui tendait à vouloir ramener la parcelle vers le bas. Examinons plus en détail le profil thermique vertical de l'atmosphère. Entre 925 hPa et 825 hPa, la température potentielle croit fortement avec l'altitude. Au-dessus en revanche, la température décroît rapidement jusqu'à 4 km d'altitude environ : le lapse rate est fort et contribue à augmenter la CAPE. Habituellement, le gradient de température est plus faible à ces niveaux, mais cela est ici dû à ce qu'on appelle une elevated mixed layer (EML), ici un peu altérée. Grosso modo, sur le hauts plateaux d'Espagne et en Afrique du Nord, la couche limite est sèche, bien mélangée et parfois très profonde, avec une température potentielle élevée constante avec z proche de 35-40 °C. Lorsque le profil vertical de ces régions est advecté quasi-horizontalement vers la France comme quand le flux se redresse au sud à l'approche d'un talweg, il en résulte le profil type du sondage présenté. La CAPE peut augmenter avec le réchauffement diurne ou une humidification des basses couches (décalant la courbe bleue vers la droite et abaissant le LCL). Un inconvénient de l'EML est qu'il en résulte une forte inhibition convective (CIN). Dans notre exemple, la parcelle parvenue au LCL a une flottabilité négative (sa température est de quelques degrés inférieure à celle de l'air environnant). Mais pour que la parcelle puisse s'élever librement, il faut qu'elle atteigne son LFC. Si la CIN, représentée par l'aire comprise entre l'adiabatique sèche jusqu'au LCL puis la pseudo-adiabatique jusqu'au LFC et la courbe d'état, est trop importante, aucun forçage ne peut vaincre le travail de la force de flottabilité : la convection est empêchée, malgré une CAPE possiblement élevée. L'avantage par contre est que la CAPE peut s'accumuler, et si l'inhibition convective est finalement levée par exemple lors de l'arrivée d'un front errodant le "cap", l'énergie potentielle disponible peut être libérée d'un coup et convertie en énergie cinétique lors des ascendances convectives, à l'origine d'orages pouvant être violents.

 

 

sondage_bordeaux.thumb.JPG.f8af42931edf64d4d21320497485a348.JPG

 

 

Edit, je renvoie aussi à ce lien du forum où des éléments au sujet de la convection sont abordés plus en détail, pour ceux que çà intéressent : 

 

Quelle pédagogie, merci @Cers d avoir pris le temps de rédiger cet excellent post ! A relire et conserver en cas de questions pour ma part :)

 

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