Introduction aux sondages atmosphériques

1. Introduction aux sondages atmosphériques Pierre Hansoul

2. 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. Pourquoi les sondages atmosphériques?

3. 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

4. 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

5. Représentation des résultats sur un fichier « texte »

6. Représentation des résultats sur l’emagramme

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

8. 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

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

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

11. L’emagramme à 45°

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

13. 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

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

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

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

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

18. 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

19. 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.

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

21. 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.

22. 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.

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 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 »

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 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)

26. 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

27. 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

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 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.

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 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).

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) s’épaissit, plus le plafond remonte et le stratus s’amincit. • Au final, au-delà d’une 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 d’état 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 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.

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, 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.

48. 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.

49. 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.

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