Introduction aux sondages atmosphériques Pierre Hansoul

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 mMet 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 températureEn 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 températuresLa 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 températuresExemple 1Forte décroissance de la température avec l’altitudeProfil INSTABLE

Courbe d’état des températuresExemple 2Décroissance légère de la température avec l’altitudeProfil NEUTRE (souvent rencontré dans les perturbations non orageuses)

Courbe d’état des températuresExemple 3Température constante avec l’altitudeProfil ISOTHERME

Courbe d’état des températuresExemple 4Température remonte avec l’altitudeProfil d’INVERSION, très stable (4 grands types d’inversions)

Courbe d’état des températuresDeux courbes de température sur un sondageCourbe de droite: températureCourbe 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 roséeCourbes de température et de points de rosée éloignées.Couche d’air sec (bonne visibilité).

Ecart température – Point de roséeCourbes 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 roséeCourbes 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 directesDéterminer 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 basIntégration 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 moyensIntégration 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 élevésIntégration 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 brouillardQuand 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 brouillardLe 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 brouillardPlus 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 turbulenceQuand 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 basDes 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

TropopauseCouche 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.

TropopauseC’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.

TropopauseL’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 rayonnementPar 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 rayonnementPar 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 rayonnementA 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 subsidenceMouvements 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 subsidenceLa 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 subsidenceLa 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 subsidenceL’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 subsidenceAir sec sous l’inversion: nébulosité basse généralement faible

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

Inversion de subsidenceMer 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 frontaleAir 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 Quand une bulle d’air s’élève ou descend, l'air étant mauvais ou descend, l'air étant mauvais conducteur de la chaleur, les conducteur de la chaleur, les phénomènes vont s'opérer phénomènes vont s'opérer sans sans échange thermique entre la échange thermique entre la bulle et le milieu extérieurbulle et le milieu extérieur

Il s’agira donc d’un Il s’agira donc d’un phénomène phénomène adiabatique adiabatique

Adiabatique sècheUne 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 mélangeRapport 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 mélangeLes 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 convectionQuand 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 convectionAinsi, 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 ascendanceUne 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 cumulusEtudions 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 cumulusPour 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 cumulusQuand la température augmente, la base du cumulus s’élève.

Exemple 1Cumulus de beau temps sous inversion de subsidence

Exemple 1Cumulus humilis sous inversion de subsidence

Exemple 2Si 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 2Stratocumulus cumulogenitus

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

pas de cumulus!

Exemple 3Thermiques « pures »…

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

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

Exemple 5Parfois, 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 5Quand 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 nocturnesLes 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 nuagesCombinaisons fréquentes de nuages « en couche » et de nuages

cumuliformes!

Le ventLa 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 sondagesEn 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 sondagesEn 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….