Carte de vigilance MF

23 11 07 à 6:34
Vigilance Orange Fin
Meteo France a levé le dispositif à 4h30 ce matin. Le risque d'orages avec de fortes intensité étant devenu très faible.

22 11 07 à 20:17
Vigilance Orange (suite)
Dans son bulletin de 19h, Meteo France précise que "dans les heures à venir, les pluies vont perdurer mais en cours de nuit de jeudi 22 à vendredi 23, les pluies vont s'intensifier et prendre parfois un caractère orageux. Le risque d'orages forts et peu mobiles est à envisager. Les hauteurs attendues sont de 50 à 80 mm en moyenne, mais pourront atteindre localement 100 à 130 mm.. Les forts cumuls risquent d'être atteints en moins de 6 heures. L'épisode le plus actif devrait se terminer en début de matinée de vendredi. Cliquez sur la carte ci-dessus pour en savoir plus...

22 11 07 à 16:24
Vigilance Orange dans le sud-est...
Meteo France a placé les départements des Bouches du Rhône, du Gard, du Var et du Vaucluse en vigilance Orange en raison des fortes pluies qui y sont attendues en soirée et la nuit prochaine. Pour plus de renseignements cliquz sur la carte ci-dessus.

20 11 07 à 19:36
Saison des incendies ?
Elle ne semble toujours pas terminée alors que des pluies devraient enfin arriver. Un incendie accidentel s'est propagé cet après-midi près de Vaison la Romaine et avait détruit à 16h30 plus de 70 ha. Prudence donc...

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Un émagramme est un véritable diagramme thermodynamique du fait qu'il est construit avec les variables de pression et de température.
Ainsi sur un émagrame, on trouve différentes courbes représentant chacune un paramètre.
A quoi correspond un émagramme et à quoi cela sert-il?
Deux fois par jour, les centres météo (cela concerne tout les centres météo mondiaux) lancent des ballons dans l'atmosphère emportant tout une série de capteurs (vent température humidité ect..) et recueillent ces informations. De là on reporte sur ces fameux graphiques la température, la température du point de rosée et on peut alors déduire le profil vertical de l'atmosphère et qui une information capitale pour connaître l'état de l'atmosphère et son devenir.

Note Par la suite, nous allons souvent employé le terme de particule. Cela est une vision un peu restrictive d'une masse d'air mais cela facilite la comphrension. Une masse d'air est constituée d'une multitude de particule ayant les mêmes caractéristiques mais pour connaître son devenir, on isole un petit élément fluide de cette masse d'air sans en changer ses paramêtres de base. .

Sur la partie droite, on trouve également le vent à différentes altitudes. Pour avoir quelques explications à ce sujet, c'est ici.

-Les lignes isothermes (ligne d'égale température) représentent les transformations isothermes, elles sont généralement cotées de degré en degré et l'échelle est linéaire.
-Les isobares sont décroissantes lorsqu'on s'élève et l'échelle n'est pas constante, elle est logarithmique.
-Les adiabatiques sèches représentent les transformations adiabatiques des particules d'air sec, leur allure est due au fait qu'elles font apparaître le refroidissement lié aux détentes adiabatiques. Ces courbes permettent une détermination immédiate de la température potentielle. Ainsi une adiabatique sèche est une ligne d'égale température potentielle.
-Les pseudo-adiabatiques, le principe est le même que les adiabatiques mais on considère que l'air est saturé.
-Lignes d'égale rapport de mélange de saturation c'est la masse maximale de vapeur d'eau qu'il est possible d'associer à l'unité de masse d'air sec dans cette particule.

Vous pouvez alors retrouver ces lignes sur le graphique ci-dessous.

 

-La courbe d'état: C'est l'ensemble des points de coordonnées (T,P) (température, pression) issues du radiosondages. Cela va donner l'allure du profil vertical de la température. Sur un émagramme, il est representé en rouge sur ceux de MSE (en noir chez la météorologie nationale) dont voici un exemple (purement fictif mais avec un souci de réalisme).


Ainsi chaque point est repéré par sa température et son niveau de pression. Par exemple le point A a pour coordonnée (3,925), le point D (-7,600). Une fois que l'on a reporté tout ces points, on les rejoint et on obtient ce que l'on appelle la courbe d'état.

On trouve également la courbe du point de rosée, representée en vert sur le graphique ci-dessus. Le report des points se fait de la même facon que pour la température, à chaque niveau de pression on pointe la valeur du point de rosée. L'avantage d'un tel paramètre est que l'on peut rapidement distinguer les zones sèches et les zones humides. En effet, plus l'écart entre la température et point de rosée est important plus l'humidité est basse et inversement.

Rapport de mélange saturant et non saturant.(définition voir plus haut)
Il est aisé de déterminer le rapport de mélange saturant pour une température donnée sur l'émagramme. En effet, à une température donnée, l'air ne peut contenir qu'une certaine quantité de vapeur d'eau.
Au point A (T=5°C P=1000hpa) le rapport de mélange saturant est de 7g/kg, point d'intersection entre la ligne d'égale rapport de mélange (rw) et l'isotherme 5°C.
Soit le point B représentant le point de rosée (td) (T=-3°C P=1000hpa) le rapport de mélange (et non pas le rapport de mélange saturant) est 3g/kg. En effet, lorsque la particule se situant au point A se refroidit, son rapport de mélange saturant diminue (mais pas la quantité de vapeur d'eau) et lorsqu'elle arrive au point B, le rapport de mélange à saturation devient égal au rapport de mélange, il y a saturation.

Point de rosée: En repartant de la définition, la température du point de rosée est la température à laquelle on devrait refroidir, à pression constante, la masse d'air pour qu'il y ait condensation. De ce fait, sur l'émagramme, il est alors facile de déterminer ce paramètre.
Soit le point A de température 14°C. Il y a refroidissement (pour une raison x ou y ) donc ma température va décroitre, de plus ce refroidissement s'effectue à pression constante, donc je me déplace toujours sur la même isobare et dans le sens de la flèche verte, j'arrive (au bout d'un certains temps) au point B de température 8.5°C. Finalement ce point B n'est autre que le point de rosée. Cette méthode peut-être utile pour la prévision de brume ou brouillard.



Notion de soulèvement d'une particule sèche et température potentielle sur un émagramme.
Soit une particule A ayant comme caractéristiques P=900hpa T°C=10°C
Celle-ci se soulève adiabatiquement (c'est à dire sans échanger de chaleur) jusqu'au niveau 700hpa. D'après la définition du processus adiabatique (cf plus haut) , la particule va s'élever sans échanger de la chaleur ainsi elle va suivre une adiabatique issue du point A (en vert sur la figure ci-dessous) jusqu'au niveau de pression 700hpa c'est a dire jusqu'au point B (P=700hpa T=-9°C).
Par définition de la température potentielle, je descends adiabatiquement la particule du point B ou A jusqu'au niveau 1000hpa et on trouve comme température potentielle 20°C. Ici, on note le point important de la température potentielle car quelque soit le niveau ou se situe la particule, en la redescendant au niveau 1000hpa , elle prend la même température.


Notion de soulèvement d'une particule saturée et température pseudo-potentielle sur un émagramme.
Processus identique à cas adiabatique mais on se place sur une pseudo-adiabatique (en bleu sur l'émagramme ci-dessous).
Pour la déterminer: Soit le point d'état A defini par une température de 6°C et de pression 850hpa et de rapport de mélange saturant 7g/kg.
Le point B représentant le td de température 1.5°C de pression 850hpa et de rapport de mélange 5g/kg.
J'éleve ma particule jusqu'au point C (intersection entre l'adiabatique sèche issue du point A et de la ligne d'egale rapport de mélange issue du point B). A ce niveau, je suis à la limite de la saturation, c'est a dire que la particule contient le maximum de vapeur d'eau. En appliquant la définition et sachant que ma particule reste saturée, je redescends ma particule suivant une pseudo-adiabatique (en bleu sur l'emagramme) jusqu'au niveau 1000hpa et je trouve alors 12°C


Température pseudo-potentielle sur un émagramme:
Précédemment nous avons montré comment nous déterminons cette température. La particule issue du point S1 est saturée, donc elle suit une pseudo-adiabatique (representée en bleu) . S1 a pour caractéristique 10°C P=1000hpa. Je l'élève jusqu'au niveau 800hpa, sa température est de 0°C.


-Le point de condensation
Au niveau 925hpa, la particule a comme température 10°C et un point de rosée de 3°C avec un rapport de mélange de 6g/kg. Notre particule subit une détente adiabatique, elle s'élève donc suivant la courbe verte, au cours de son ascension, elle passe par différentes lignes d'égal rapport de mélange. Au niveau 800hPa, notre rapport de mélange saturant devient égal au rapport de mélange, c'est à dire 6g/kg, il y a alors saturation et le point d'intersection entre l'adiabatique et le rapport de mélange est le point de condensation (representé par le point C sur la figure ci-dessous).



-Saturation et condensation sur un émagramme
Soit une une particule défini au niveau 900hpa par:
Température 10°C
Point de rosée 6°C
Rapport de mélange 6.4 g/kg
Cette particule s'élève, initialement, elle n'est pas saturé donc en s'élevant, elle suit l'adiabatique sèche. Au cours de son ascension, elle se refroidit et le rapport de mélange saturant décroit mais la quantité de vapeur d'eau présente dans la particule ne change pas. Lorsqu'elle rencontre la ligne d'égale rapport de mélange 6.4g/kg, la particule devient saturée (c'est le point de condensation). Si cette particule est contraint de s'élever, elle ne peut plus suivre l'adiabatique sèche car elle est saturée et de ce fait, elle va suivre la pseudo-adiabatique, il y a alors condensation d'une partie de la vapeur d'eau contenue dans la particule.
Au point A, la particule est définie
Température 5°C
Rapport de mélange=rapport de mélange à saturation 6.4g/kg
Niveau de pression 850hpa
Au point B, la particule est définie
Température -3.5°C
Rapport de mélange 4.1g/kg
Niveau de pression 700hpa.
Voici la construction sur l'émagramme


Nous allons reprendre maintenant sous forme d'exercices l'ensemble des points précédents.
Question 1: En vous aidant de l'émagramme, déterminer à quelle altitude (en pieds et mètres) correspond 700hpa , 600 et 500hpa?
Question 2: Donner les coordonnées des points A B C et D sur l'émagramme suivant:


Question 3 : Sur l'émagramme suivant, il y a quatres points A1 et A2, P1 et P2. Les points A1 et A2 représentent des particules sèches, elles sont contraintes de s'élever, la première particule (A1) atteint le niveau 800hpa et A2 atteint le niveau 600hpa. Donner la température de chacune des particules à ces niveaux. Ensuite donner leur température potentielle.
Même question pour P1 et P2 sauf que cette fois-ci les deux particules sont saturées. P1 atteint le niveau 800hpa et P2 le niveau 700hpa, donner ensuite leur température pseudo-adiabatique.


Question 4 : Sur l'emagramme ci-dessous, les points A et A1 represente respectivement la température et le point de rosée. La particule issue de A est contraint de s'elever au niveau 750hpa. Déterminer le niveau de condensation ainsi que la température atteinte à 750hpa.

Pour obtenir la solution des questions précédentes, c'est ici


Un paramètre clef de l'émagramme est que l'on peut déterminer les zones de l'atmosphère qui sont susceptibles d'etre stables ou instables.
-Cas stable
L'atmosphère est initialement stable, cela signifie que que toute particule qui va s'élever va revenir à sa position d'équilibre, autrement dit, une particule ne pourra jamais s'élever indéfiniment. On trouve des situations stables en période anticyclonique. De telles situations de stabilité signifient qu'une particule issue du sol va être, en prenant de l'altitude, toujours plus froide que l'air environnant donc plus lourde et va revenir à sa position initiale.
Sur l'émagramme, on peut repérer ce type de structure et il est representé sur le schéma ci-dessous.
On voit que la courbe d'état (en rouge et volontairement exagéré) est "au dessus" de l'adiabatique (en vert) ce qui signifie que lorsqu'une particule (par exemple issue du point A) va s'élever, elle va se refroidir suivant l'adiabatique seche donc elle sera toujours plus froide que l'air ambiant (representée par la courbe d'état) ce qui constitue un cas de stabilité absolue.
Au début de la page, nous avons dit que les adiabatiques sèches representaient les lignes d'égales températures potentielles et donc les pseudo-adiabatiques représentent les lignes d'égales températures pseudo-potentielles.D'où pour le cas stable, il y a une hausse de la température potentielle et de la température pseudo-potentielle avec l'altitude entre la base et le sommet de la couche d'air considérée.




-Cas instable
Ce phénomène se produit quand de l'air chaud arrive en basse couche et qu'en altitude, persiste de l'air froid. Cela peut-être également dû à un forçage orographique (une masse d'air est forcé de s'éléver face à un relief modifiant sa structure verticale). Le cas d'instabilité peut être bien entendu généré par d'autres phénomènes.
Lorsqu'une particule s'élève et qu'elle est toujours plus chaude que l'air environnant, étant plus légère, elle continuera son ascension. En théorie, si rien ne vient modifier la particule ou le milieu environnant, son ascension sera infinie mais dans l'atmosphère, il y a toujours une limite supérieure qui se situe vers 11000m (ou 300hpa) qui marque la tropopause et le début de la stratosphère qui est une zone de forte stabilité, aucune particule ne peut continuer son ascension à ce niveau. Regardez les radiosondages dans MSE et constatez cette effet de stabilité à très haute altitude.
L'instabilité sur un émagramme se repère comme sur la figure suivante.
Si une particule s'éléve, elle va suivre l'adiabatique sèche donc on voit qu'elle sera toujours plus chaude que l'air ambiant (representé par la courbe d'état) et de ce fait, elle s'élèvera; c'est le cas d'instabilité absolue. Il y a une décroissance de la température potentielle et pseudo-potentielle avec l'altitude entre le base et le sommet de la couche considérée.



-Cas de l'instabilité sélective.
C'est un cas un peu particulier mais très fréquent à nos latitudes. Les gradients de températures sont soumis à l'inégalité suivante
Ts<T<Td (Ts adibatique seche, T courbe d'etat, Td adiabatique saturée). L'évolution d'une particule va dépendre de l'humidité de l'atmosphère.
Si l'atmosphère est très humide , il est évident qu'une particule ascendante voit ses températures décroître selon la pseudoadiabatique. Nous sommes alors ramenés au cas de l'instabilité absolue, puisque la courbe d'état est à gauche de l'adiabatique qui la concerne. Si au contraire l'atmosphère est sèche , la décroissance thermique d'une particule ascendante suit l'adiabatique sèche. On retombe donc dans le cas de la stabilité absolue, puisque la courbe d'état est à droite de l'adiabatique qui la concerne. En conclusion, dans le cas de l'instabilité sélective, l'air est d'autant plus instable qu'il est humide.

Très souvent, on note des humidités relatives moyennes (voisines de 60 ou 70). Dans ce cas, il y a équilibre indifférent, c'est-à-dire ni instabilité ni stabilité. Il faut alors considérer l'impulsion mécanique de l'air. Lorsque les particules subissent des mouvements ascendants intenses (effet cyclonique par suite de l'arrivée d'un front ou effet orographique près d'une forte pente), ces mouvements continueront puisque rien ne s'oppose à leur développement : il y aura instabilité. Au contraire, en plaine ou loin de toute discontinuité, la stabilité prévaudra.
Voici la représentation de telles situations sur un émagramme.

-Cas d'une particule saturée
Le raisonnement est identique au cas d'une particule sèche mais au lieu de suivre l'adiabatique sèche, on suit la pseudo-adiabatique.
-Cas stable
Il est representé par le cas A sur la figure ci-dessous. Comme précédement la courbe rouge représente la courbe d'état et la courbe bleue la pseudo-adiabatique. Notre particule est saturée donc au cours de son ascension elle va suivre la courbe bleu et en suivant le même raisonnement que pour une particule sèche, elle sera toujours plus froide que l'air environnant donc stable.


Cas instable.
Ce cas est representé par le cas B sur la figure ci-dessus.Notre particule issue du point B est saturée donc elle s'eleve suivant la pseudo-adiabatique. Sur la figure, notre particule est constamement plus chaude que l'air ambiant donc instable.

Pour aller plus loin dans les différentes types de stabilité

Exemple de radiosondage et identification des zones stables et instables.
Ce radiosondage est fictif et le tracé a été volontairement inventé......
L'ensemble des résultats se base sur les notions vues plus haut..
Courbe noire: courbe d'état Courbe bleu température du thermomètre mouillé. Courbe grise température du point de rosée.
Voici une partie des renseignements que nous pouvons tirer de l'émagramme (figure ci-dessous)

Point Pression (hpa) Température (°C) Rapport de mélange (g/kg) Température potentielle (°C) Température pseudo-potentielle (°C)
A 1000 10 5 10 7.2
B 925 13 9,9 19 9.1
C 850 4 4.5 17.0 9.3
D 800 3.5 5.1 22.1 11.7
E 700 -2.5 4.3 26.4 13.0
F 600 -5 4.0 37.0 16.5
G 500 -8 2.8 50.3 18.0

En étudiant le graphique, on peut alors déterminer que
Segment A-B Stable
Segment B-C Instable
Segment C-D Stable
Segment D-E Stable
Segment E-F Stable et saturé zone probable de formation de nuage stratiforme (altostratus)
Segment F-G Instabilite convective selective

-Formation des nuages.
On peut distinguer deux types de nuages, les nuages dit stratiformes qui se forment en air stable et les nuages cumuliformes en air instable. Leur probabilité de présence peut-être déterminée sur les émagrammes. Nous allons donc d'abord considérer le cas stable puis le cas instable.
-Cas stable:

Un nuage résulte de la condensation de la vapeur d'eau. Mais pour cela, il faut au préalable un changement d'état en passant de la vapeur d'eau (gaz) à l'état liquide. Sur un émagramme, la saturation se traduit par une superposition ou un très faible écart entre la courbe d'état et la courbe du thermomètre mouillé (en vert sur les émagrammes de MSE). Sur la figure ci-dessus, la zone de saturation se situe entre le niveau 720hpa et 600hpa (segment EF).
Donc les nuages stables se formeront entre la base et le sommet correspondant à la couche saturée. Suivant l'épaisseur et l'altitude à laquelle intervient la saturation, on aura de l'altostratus, stratus, cirrostratus ou nimbostratus.
Sur notre figure ci-dessus, la saturation intervient entre le niveau 700 et 600hpa (entre 3000 et 4100m), il faut donc s'attendre à voir apparaitre de l'altostratus.
-Cas instable.


Il faut repérer les zones instables ainsi que les couches saturées. Ensuite on peut alors déterminer la base, le sommet moyen et le sommet maximum.
Sur l'emagramme ci-dessous, nous avons representé le cas type de formation de tels nuages.
La base est la base de la couche saturée. Point A.
Le nuage va se développer suivant toute la tranche saturée jusqu'au point B representant le sommet moyen du nuage.
La détermination du sommet maximum est un peu plus complexe. C'est la rencontre entre la pseudo-adiabatique issue de la base de la tranche saturée (point A) et la courbe d'état (Point C).
Suivant l'épaisseur et l'altitude, on aura des cumulus, cumulonimbus, altocumulus, stratocumulus ect.....

L'inversion thermique:
Une inversion thermique est une hausse de la température avec l'altitude.Cela représente un cas de stabilité absolue et a pour conséquence d'annuler tout mouvement vertical. Cette situation peut être préoccupante lorsque l'inversion thermique se situe en bassse couche. En effet, toute les émissions de gaz ou de fumée (circulation automobile, rejet industriel ect ) ne peuvent s'élever en altitude et restent confinés dans les basses couches. Une inversion joue le rôle de couvercle.
On peut distinguer deux types de formations d'inversions, une inversion du à des effets radiatifs et un autre type du à l'advection d'air .
Le premier cas qui est de type radiatif, (representé par le numéro 1 sur la figure) . Celui-ci se concentre en très basse couche, généralement entre le sol et une altitude inférieure à 1000m (sur la figure, elle se situe entre le sol et le niveau 997hpa, 200m). Au cours de la nuit, le sol se refroidit, c'est a dire que toute la chaleur recue dans la journée est cédée aux couches atmosphériques supérieures durant la période nocturne, cela a pour conséquence d'avoir de l'air froid au sol et plus chaud lorsqu'on s'élève.
En été, les inversions sont de faibles épaisseurs et disparaissent rapidement en cours de journée dès que la terre s'échauffe.
le deuxième cas est du aux advections d'air (cas numero 2 sur la figure) . Il est possible qu'a une altitude donnée, il y ait de l'air plus chaud qui vient se positionner dans la masse d'air, on retrouve alors une hausse de température très marquée. Cela marque également les limites de masse d'air. Sur la figure, elle se situe entre le niveau 800 et 735hpa (une épaisseur de 600m).



Nous allons maintenant prendre un cas concret et analyser un émagramme.
On prend le radiosondage de Nimes du 21 Aout 2005 à 00h TU.


La pression au sol est de 1013.1hpa.
Température 19.6°C
Point de rosée 9.4°C.
Rapport de mélange 7g/kg.
On étudie d'abord la couche atmosphérique comprise entre le sol et le niveau 975hpa.
Le vent est de composante nord-ouest très fort. Il atteint 50kts (26.3m/s) au sommet de la couche considérée.
La masse d'air présente une instabilité convective. Mais en l'état, il ne y avoir de la convection.
Il faut également noter une basse humidité (52%) avec point de rosée de 9.4°C . De ce fait le point de condensation est très haut, on le situe à 850hpa.
-Couche 975-850hpa.
Le vent prend une composante nord mais il est un peu plus faible que dans la couche inférieure, il y a alors un faible cisaillement de vent en vitesse.
D'un point de vue structural, on retrouve le même schéma que précédemment avec une instabilité convective et présentant une hausse de la température pseudo-potentielle plus marquée; notre point de condensation se situe à 830hpa.
On pourrait donc dire qu'entre le sol et le niveau 850hpa, l'instabilité est peu marqué et sans modification de la masse d'air, il ne pourrait y avoir de précipitations ou de développement de nuages.
-Couche 800-850hpa
Le vent est de composante nord souffle entre 45 et 50 kts (26.3 m/s).
On est dans une couche présentant un profil stable avec un changement de masse d'air puisque notre température pseudo-potentielle passe de 12°C à 850hpa à 14°C à 800hpa. Et l'humidité est nettement plus importante. Le point de condensation se situe à 800hpa.
Dans cette zone, pas de convection possible.
-Couche 800-700hpa.
Vent de nord soufflant à 45kts (23m/s) à la base de la couche et de 28kts (14.4m/s) au sommet.
Couche montrant une stabilité bien marqué mais à noter le renforcement de l'humidité au sommet de la couche et un léger refroidissement de la masse d'air, on passe dans de l'air à 12°C . Le point de condensation se situe à 740hpa.
-Couche 700-440hpa.
Sur toute l'épaisseur de cette couche, le profil de la masse d'air ne change pas, c'est stable et la température pseudo-potentielle ne change pas, elle reste à 13°C.
Toutefois, on note deux points importants:
-Le vent: cisaillement important vers 560hpa, il bascule au secteur sud-est mais il reste plus faible que les couches inférieures 22kts (11m/s)
-Saturation de la couche, il y a eu apport important d'humidité en altitude, on peut voir alors apparaitre de l'altostratus épais et du cirrostratus au dela de 500hpa.
-Au dela de 440hpa, zone très stable puis zone d'inversion (hausse de la température avec l'altitude) au niveau de la tropopause (300hpa) .

Donc avec une telle structure et sans évolution majeure (pas de circulation de thalweg ou renforcement de dorsale), en basse couche air dépourvu de nuages et fortement brassé du au vent de secteur nord associé à une forte évaporation. Des que l'on s'élève, il faut s'attendre à rencontrer du vent très fort et une bonne visibilité jusqu'à 750hpa. Au dela, apparition de nuages (du à la hausse de l'humidité) , essentiellement de type stratiformes entraînant une baisse notable de la visibilité et un cisaillement du vent vers 560hpa (pouvant entraîner des problèmes pour l'aeronautique). Retour d'un ciel clair au dela de 440hpa.

Maintenant, nous allons nous penché sur l'émagramme 761, utilisée par la météorologie nationale.

Tout comme les autres radiosondages (téphigramme, skew-T), on trouve à droite, à differents niveaux le vent.

Sa representation nous indique la direction et la vitesse du vent.

Pour déterminer la vitesse du vent:

-Une petite barbule represente 5kts
-Une grande barbule represente 10kts
-Un triangle represente 50kts.

Pour connaitre alors la vitesse, il suffit d'additionner chaque symbole. Ainsi, une petite barbule et une grande barbule indiquera un vent de 15kts, deux grandes barbules 20kts, un triangle et une petite barbule 55kts, un triangle deux grandes barbules et une petite barbule 75kts etc...

Ensuite pour la direction, la hampe indique toujours d'ou VIENT le vent. Avec l'exemple ci-dessous.

Pour se reperer, on prendra l'axe le plus à droite dont l'unité est le pied (typique en aeronautique).
La première hampe à 0pieds indique un vent de secteur nord-ouest à 10kts. A 20000 pieds, vent de secteur ouest-sud-ouest (approx 260°) 30kts, 35000pieds, vent de secteur sud-sud-ouest (approx 190-200°) 60kts et enfin à 42000pieds vent de secteur sud-ouest 55kts.

Sur certains reports notamment metar, synops, on donne le vent en degré. On reporte notre direction dans un cercle trigonomètrique avec 0° ou 360° direction nord, 90° direction est, 180° direction sud et 270° direction ouest. Ensuite, il est aisé de retrouvé à l'aide d'un petit schéma, les autres directions.

Donc sur l'émagramme, on trouve à droite le vent direction et vitesse à différents niveaux, généralement en hPa dont l'axe des pressions se situe à droite correspondant avec l'altitude définit en atmosphère standard comme le montre la figure ci-dessous.

Figure a emagramme 761

L'atmosphère standard est une définition de l'atmosphère définit par l'OACI (organisation de l'aviation civile internationale) ou la pression au niveau de la mer est de 1013hPa, la température est de 15°C et que sous certaines hypothèses, nous avons une loi pour la correspondance altitude-pression.
Ainsi à 850hPa, l'altitude correspondante est de 1457m (directement lisible sur l'émagramme), 700hPa 3012m.
Or, cette correspondance n'est pas toujours valable puisque la pression varie dans le temps et l'espace, il faut donc soit recalculer la pression en fonction de l'altitude avec les nouvelles variables soit adapter son altimètre (calage baromètrique, QNH,QNE etc.. se referer à un livre d'aeronautique à ce sujet) . Savoir simplement que dans le cas de basse pression, les altitudes seront plus basses que en atmosphère standard et inversement dans le cas anticyclonique.

Ensuite, on retrouve nos lignes adiabatiques, pseudo-adiabatiques, ligne d'égal rapport de mélange, isothermes (figure a et pour les définitions voir plus haut).

Sur l'emagramme 761 (comme sur le téphigramme d'ailleurs), il y a un cartouche présent en haut à droite.

Figure b cartouche

Le tableau represente en ordonnées, les pressions (1000, "00", 850, "85" etc), en abscisses, le deltaphi est la variation de géopotentiel entre deux niveaux, phi, le geopotentiel (cette colonne est toujours presente sur les emagrammes de la météorologie nationale, au profit des 4autres), t temperature, r rapport de mélange et theta'w température pseudo-adiabatique. Les iso-0° et -10°C on écrit l'altitude à laquelle on rencontrera ces températures et dans la partie inférieure du cartouche, des relations entre une surface et énergie (indispensable pour les calculs energétiques, CAPE, CIN et bien d'autres....).

Maintenant, si on prend l'exemple d'un émagramme. Cas d'un tracé (manuel) du radiosondage de Lyon du 31/07/07 à 12hTU

Figure B Tracé d'un radiosondage sur emagramme 761

En analysant le RS, les basses couches entre le niveau 1000 et 900hPa, sont en instabilité latente, c'est à dire qu'en l'état, la couche est dans un état qui peut à tout moment basculer dans un cas d'instabilité bien marquée (mouvement ascendant par ex) ou en stabilité. Cette couche est surmontée par une couche (870-840hPa) plus humide avec une saturation au sommet de la couche à 850hPa. La zone inférieure reste en instabilité latente devenant instable au sommet. En raison, de la forte humidité et de l'existence d'une faible instabilité, de tout petits nuages cumuliformes de type cumulus humilis ont la probabilité de se former mais ceux-ci auront une extension très faible car au dela de 840hPa, la masse d'air devient sèche et totalement stable.
Les vents sont faibles de l'ordre de 5 à10kts jusqu'à 600hPa de composante sud-ouest avec un leger cisaillement du vent sur le niveau 850hPa, niveau présentant le fameux point critique que l'on vient d'aborder.
Le cartouche nous informe que l'on se situerait dans une zone de haute pression , valeur de geopotentiel de l'ordre de 1553mgp (valeur sup à 1457 en atmosphère standard) à 850hPa (il est bon de replacer de jeter un oeil sur les cartes synoptiques pour mieux cerner la situation que de se contenter que d'un seul point vertical)

Figure C cartouche rempli

On observe à 850hPa, une température de 10.8°C, à 700hPa, la valeur du geopotentiel est de 3153mpg et une température de 3.6°C. A 500hPa, la température n'est plus que de -8.5°C donc l'isotherme 0°C se situe entre le niveau 700 et 500hPa. Par lecture sur l'emagramme, on trouve 630hPa.

Utilisation d'un radiosondage dans le vol à voile .

Exemple (theorique) de radiosondage favorable au vol à voile.

Figure D presente le cas le plus favorable .

 

Figure D situation favorable theorique 1

 

La couche près du sol, entre 1000hPa et 960hPa presente une instabilité absolue. Toute particule issue de la base va atteindre son point de condensation à 960hPa. Ce point se situant sur la courbe d'état, à partir de la, toute particule atteignant ce niveau pourra s'élever librement . Elle s'élève ensuite en suivant la pseudo-adiabatique jusqu'à recouper la courbe d'état. Dans notre exemple, le sommet de l'ascension se situe à 850hPa. Donc la couche comprise entre 960 et 850hPa sera le siege de mouvement ascendant avec la formation de petit cumulus.

Autre cas favorable

Figure E Cas favorable 2

Ce cas presente une situation avec saturation d'une couche, autrement dit, cas ou il y a une très forte humidité avec présence de nuages.Entre le niveau 1000hPa et 900hPa, la couche est en instabilité latente surmontée par une couche saturée (la courbe d'état et du thermomètre mouillé sont superposées) qui est dans un état d'instabilité absolu. Il y a donc présence de mouvements verticaux et comme il y a saturation de la couche, il y aura développement de nuages cumuliformes jusqu'à une altitude de 750hPa. Au dela de 850hPa, il y a un assèchement de la masse d'air devenant plus stable. Au dela de 750hPa, plus de mouvements verticaux avec un air stable.

Un autre cas favorable serait également la présence d'une couche en instabilité mais sans formation nuageuse (masse d'air instable mais sèche). Toutefois, ce type de situation reste délicate puisque il n'y a pas de matérialisation des mouvements ascendants.

Cas défavorables

Ici, quelques situations (theoriques) pouvant être soit dangereueses soit impraticable du fait de l'absence de mouvements ascendants.

Cas defavorables 1 figure F

Cas defavorable 1 figure F

Sur l'emagramme, nous avons representé deux situation. La première situation est numérotée 1. Ce sondage nous indique une masse d'air sèche (écart entre la température du thermomètre mouillée et courbe d'état) et complètement stable. Ici, peu de chance de voir se développer des mouvements ascendants. Le deuxième est du même genre que le premier mais à la différence qu'une couche présente une saturation. Comme la masse d'air est stable et saturée, apparition de nuages stratiformes.

Enfin le dernier cas potentiellement dangereux figure G

Cas défavorable 3 Figure G

Ce type de sondage est potentiellement dangereux car il presente une masse d'air instable soumis à des mouvements verticaux pouvant être important (heureusement que l'on n'a pas ce type de situation tout les jours ;-) ) . La base des nuages convectifs se situe aux alentours de 950hPa et pouvant s'élever jusqu'à 500hPa. De puissants orages pourraient alors apparaitre.

En règle générale, la couche présentant des mouvements verticaux ne doit pas dépasser 2000 à 2500m d'épaisseur car au dela, la sécurité pourraient être mise en cause car des cumulus congestus voir cumuloninbus pourraient se développer.

Nous présentons ici, une méthode rapide de determination des nuages cumuliformes.

Dans un premier temps, il faut analyser le radiosondage en déterminant les couches stables et instables (voir au début du dossier). Une fois reperer les couches en instabilité, on peut rapidement savoir si il y aura formation de nuages ou non. Si la couche est saturée, il y aura apparition de nuages par contre dans l'autre cas, deux possibilité. Soit la formation est certaine soit probable.

Le cas probable.

Nuage cumuliforme probable

 

Pour ce faire, prenez le point à la base de la courbe d'état, vous l'élever adiabatiquement jusqu'a ce que vous rencontrez la courbe d'équi-rapport de melange issue de la pseudo-adiabatique. Le point d'intersection represente le point de condensation. Si ce point se situe à gauche de la courbe d'état, la formation des nuages est probable du fait que la masse d'air est en instabilité latente, il n'est pas dit que l'instabilité se généralise. Le lieu géographique jouera sur le déclenchement de la formation, l'évolution de la situation météorologique...

Le cas certain

Même méthode que précedement mais cette fois-ci le point de condensation doit se trouver à droite de la courbe d'état.Pour connaitre le sommet du nuage, suivre la pseudo-adiabatique jusqu'a ce qu'elle recoupe la courbe d'état.

La restitution

Ce terme désigne des conditions de vol favorable le soir à partir de 19h. Après une journée deja bien remplie, la situation météorologique est favorable à un nouveau décollage.

Le sol recoit de la part du soleil, de l'energie durant la journée. Cette energie est stocké dans le sol et tant que le soleil brille, le bilan du sol est positif c'est à dire qu'il gagne plus d'energie qu'il n'en perd. En effet, toute l'energie n'est pas emmagasinée, une partie est réemis vers l'espace. En fin de journée, lorsque le soleil commence à descendre sur l'horizon, l'apport energétique diminue, le sol commence à restituer l'energie acquise durant la journée, le bilan va progressivement devenir positif nul puis négatif (en cours de nuit). C'est ce phénomène qui est appelé restitution par les véliplanchiste. Or il existe des jours ou le vol est possible par restitution et d'autres jours, dans des conditions météorologiques en apparence semblable ne l'est pas. En fait, cela va dépendre de la stabilité de la masse d'air et de sa teneur en humidité. Un air sec transmet plus facilement la chaleur aux couches supérieures qu'un air humide (cf la chute des températures nocturnes après deux journées de mistral). Donc si la masse d'air reste légérement instable en fin de journée et que l'humidité reste basse, la chaleur cédée par le sol va se transmettre plus facilement aux couches supérieures et crée des mouvements ascendants. Par contre, si en fin de journée, l'humidité augmente rapidement, la restitution sera plus lente et les ascendances moins marquées.

 

Enfin pour connaître l'évolution de la masse d'air pour les prochains jours, sur MSE, les emagrammes pour plusieurs villes du Sud-Est

Nous avons présenté, au cours de ce paragraphe, les notions de l'émagramme mais nous avons volontairement omis certains points, certes très intéressant, mais qui dépassent largement le niveau que l'on s'était fixé au départ. Neammoins, ce petit exposé donne le fondemant même de l'émagramme et permet, je l'espere, d'éclaircir le lecteur sur ce type de diagramme.

Yohia Christophe








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