analyse d`une situation convective

ANALYSE D'UNE SITUATION
CONVECTIVE
Marcel Gonin
Sheila Coca Sola
Thiago L. M. Correa
1 Définition
En général le terme de convection désigne les mouvements produits dans un fluide qui entraînent des
déplacements des parcelles du fluide et de ses caractéristiques.
En météorologie, on distingue un transport horizontal et un transport vertical d'air. Le premier peut
être décrit avec les champs de vent et de pression atmosphérique; le transport vertical est cependant
lié à aux phénomènes d'instabilité et de variation de température. Pour cette raison et comme on
expliquera plus tard, la convection atmosphérique est associée à des mouvements principalement
verticaux de l'air, c'est à dire, à la flottabilité des particules. En faite, l'origine des mouvements de
convection est un profil vertical de température générateur d'instabilité. Il s'agit alors d'une réponse à
un déséquilibre énergétique vertical.
Les processus engendrés par cette instabilité convective recevront le nom de convectifs.
La convection constitue un des trois mécanismes (avec la conduction et le rayonnement) pour
produire un échange de chaleur entre systèmes. Il y a deux modes d'échange de chaleur par
convection: dans le premier le mouvement du fluide met en contacte deux systèmes qui ne l'étaient
pas avant, dans le deuxième le mouvement des parcelles du fluide apporte de la chaleur à un
système qui était éloigné.
Pour qu'un forçage se produise dans un profil instable et que l'orage puisse donc se former il est
nécessaire que la convection soit humide. Cet aspect sera traité dans la rubrique de « Génération de
la stabilité ».
Les processus de convection qui sont à l'origine des orages, s'étendent sur toute la hauteur de la
troposphère et reçoivent le nom de convections profondes.
2 Formation du phénomène convectif
Les facteurs qui peuvent déclencher un phénomène convectif sont variés mais ils doivent
être capables de provoquer un réchauffement relatif du bas d'une couche atmosphérique par rapport
à son sommet.
Dans le cas le plus simple, on parle de convection libre ou naturelle: une masse d'air froide qui passe
par dessus d'un plan d'eau relativement chaude peut déclencher une convection. Ce réchauffement
différentiel dû au rayonnement solaire peut générer des courants ascendantes puisque la masse d'air
juste au-dessus du plan d'eau devient plus légère et se soulève.
Une convection forcée est générée par un champ de vent qui produit un déplacement relatif de
parcelles d'air. Le transfert est plus rapide que dans le cas de convection libre.
3 Mouvement de convection
Le mouvement de convection ascendant se produit par une différence de température entre la masse
d'air soulevée et son environnement en altitude. La masse d'air, quand elle se soulève dans la
troposphère se refroidit mais toujours moins que son environnement si on est dans le cas d'instabilité.
Puisqu'elle est plus légère que son environnement, elle montera grâce à la poussée d'Archimède. La
différence de hauteur se traduit par une énergie potentielle qu'on appelle CAPE (Énergie Potentielle
Convective Disponible) et qui serait détaillée plus tard.
Par conservation de masse, lorsque la parcelle d'air est en train de se soulever, il doit y avoir un
mouvement de masse d'air froide et plus dense qui va descendre, et qui va occuper le volume laissé
par la parcelle soulevée.
Puisque la masse d'air descendante est plus dense et à égalité de volume, sa masse sera plus
grande. Par conséquence, le centre de gravité du système se déplace vers le bas ce qui se traduit par
une conversion de l'énergie potentielle gravitationnelle (donnée par la EPCD) en énergie cinétique.
4 Génération de l'instabilité.
Dans la basse atmosphère, c'est à dire, jusqu'à la tropopause, le profil de température décroît assez
régulièrement avec l'altitude. Le gradient thermique de température est de 6,5º par 1000 mètres
d'altitude et on peut dire qu'il n'y a presque pas d'inversion de température. Les couches
atmosphériques en contact direct avec la surface terrestre reçoivent un réchauffement additionnel de
celle-ci tandis que les couches plus hautes ne sont réchauffées que par le rayonnement qui les
traversent.
Dans ce cadre, les couches plus basses de l'atmosphère, plus chaudes que les couches plus hautes,
peuvent arriver à s'élever si la différence de température est suffisante, en provoquant une instabilité
convective.
Le moteur des ascendances convectives est la flottabilité créée comme conséquence de la gravité et
de la poussée d'Archimède. En effet, la composante verticale de la force de pression (poussée
d'Archimède) tend à soulever la parcelle d'air chaud avec une intensité égale au poids de l'air déplacé
. De l'autre côté le poids propre de la parcelle,va tender à la faire descendre vers le bas ; la résultante
de ces deux forces qui est appliquée dans le centre de gravité de la parcelle affectée s'appelle
flottabilité de la parcelle. Le sens de cette force verticale décide s'il y a de l'instabilité ou de la stabilité
par rapport à la couche environnante. Si la flottabilité est dirigée vers le bas il y aura stabilité et la
parcelle aura tendance à revenir à sa position antérieure, si elle est dirigée vers le haut, il se produit
une instabilité convective, car la parcelle poursuit son mouvement vers le haut en s'éloignant de sa
position de départ.
Caractérisation de l'instabilité dans un émagramme
Si une particule d'air (en jaune) ou parcelle est élevée par un convection sa température va s'élever
en suivant le gradient adiabatique sec jusqu'à son point de condensation. Ce point de condensation
va marquer l'altitude de la base du nuage. Une fois que la particule est arrivée à son point de
condensation, sa température va suivre le gradient pseudo-adiabatique humide puisque maintenant
elle est saturée. Ce processus est représenté par la courbe noire.
À partir de cette courbe et en la comparant avec le gradient de température observé par le
radiosondage, on est capable de caractériser l'instabilité de la parcelle d'air qu'on étudie:
 Si la courbe est à droite du gradient thermique observé, l'instabilité peut se déclencher et on
parle alors d'instabilité convective absolue. Le gradient thermique de l'environnement autour
de la particule est plus grand que celui de l'adiabatique sec.
L'instabilité absolue est une condition relativement rare de l'atmosphère. Quand elle se produit, elle
est confinée à une fine couche près de la surface sous des conditions de grand réchauffement
superficiel.
FIgure 1
 Si la courbe est dans les basses couches à gauche et puis à droite, on a une situation
d'instabilité convective conditionnelle. Le gradient thermique de l'environnement se trouve
entre le gradient adiabatique sec et le gradient adiabatique de saturation.
Figure 2
Quand on parle d'instabilité conditionnelle on veut dire que la parcelle soulevée est stable si elle n'est
pas saturée. Au contraire, la parcelle soulevée sera instable une fois atteint le point de condensation
si elle est saturée.
De cette façon, dans une atmosphère qui n'est pas saturée, l'instabilité convective ou de flottabilité ne
peut pas se déclencher. Cela n'empêche qu'il y ait des ascendances. Il existe d'autres mécanismes
capables de générer des ascendances à part de l'instabilité produite par la flottabilité. Il y aura des
ascendances à condition que les particules d'air deviennent plus chaudes et légères que son
environnement. C'est le cas des particules que grâce aux turbulences générées dans la couche limite
atmosphérique peuvent libérer de la chaleur latente et comme ça devenir plus chaudes que son
environnement.
Niveau de convection libre (LFC)
On dit qu'une particule atmosphérique a atteint son niveau de convection libre quand une fois qu'elle
a dépassé son point de condensation, elle devient plus chaude que les particules de son
environnement.
Ce point est facilement calculé dans l'émagramme comme l'intersection de la ligne pseudoadiabatique issue du point de condensation et la courbe d'état donnée par le radiosondage.
Toute particule qu'arrive à ce niveau ou le dépasse et tandis qu'elle reste plus chaude que son
environnement, va expérimenter (poussée par la flottabilité) une accélération vers le haut.
Niveau de flottabilité neutre (LNB)
Si la particule continue son ascendance, il y aura un moment où elle devienne plus froide que son
environnement. Dans cet instant, elle aura atteint son niveau de flottabilité neutre, aussi appelé
niveau d'équilibre.
L'estimation dans l'émagramme du niveau de flottabilité neutre est pareil à celle du LFC: il est situé là
où la ligne pseudo-adiabatique issue du point de condensation recoupera en altitude à la courbe
d'état.
Le LNB constitue une bonne estimation de la hauteur maximale des nuages cumuliformes.
Énergie potentielle convective disponible (CAPE)
L'intensité des phénomènes convectives est directement liée au degré d'instabilité convective dans
l'atmosphère. On rappelle qu'il y a plusieurs manières de déclencher le phénomène convectif mais le
plus importante c'est la flottabilité.
Le potentiel qui a l'atmosphère pour produire les ascendances (potentiel convectif) est défini comme
l'énergie accumulée par la parcelle entre le début de la montée et le point où la parcelle redevient de
même température que l'environnement.
Cette énergie est calculée à partir de la vitesse verticale maximale que la particule d'air est capable
d'atteindre lors de son ascendance verticale induite par la flottabilité. Dans le cas d'instabilité, lors de
l'ascendance verticale d'une particule d'air, l'énergie potentielle d'instabilité diminue au même temps
que l'énergie cinétique augmente. On peut aussi utiliser cette vitesse verticale qui donnera l'énergie
cinétique pour estimer le potentiel atmosphérique convectif.
Comme on a dit, la CAPE nous fourni une information du potentiel convectif disponible, par exemple,
lors d'un orage, en estimant sa violence ou intensité. En effet, si le courant ascendant est fort, il sera
capable de supporter de gros grêlons, ou une masse importante de précipitations. En plus, si le
courant en ascension est doté d'une certaine rotation, il y a une bonne possibilité de développement
de tornades. Cependant, la CAPE n'est pas le seul facteur car le cisaillement du vent avec l'altitude
est aussi crucial.
La classification de l'intensité des orages selon la CAPE est la suivante:
 CAPE < 300 : pas ou peu de risques orageux
 300 < CAPE < 1000 : risques d’orages
 1000 < CAPE < 2500 : orages modérés
 2500 < CAPE < 3000 : orages forts
 CAPE > 3000 : orages violents
On peut estimer la valeur de la CAPE dans l'émagramme: la surface comprise entre la courbe d'état
et la pseudo-adiabatique issue du point de condensation est proportionnelle à la CAPE avec un
facteur de proportionnalité qui transforme les cm² en W.m-2 et qui est fourni par l'émagramme. La
formule analytique vient donnée par:
T
− T environnement
g parcelle
dz 0
T environnement
LFC
LNB
CAPE=
∫
Énergie d'inhibition de la convection (CIN)
Pour que le déclenchement de la libération de l'énergie potentielle convective disponible (CAPE) et
son transformation en énergie potentielle verticale soit possible la parcelle d'air devra arriver à son
niveau de convection libre. Pour atteindre ce niveau, on a besoin d'un forçage extérieur qui soit
capable de vaincre le travail de la force de flottabilité dans la couche stable. Ce forçage s'appelle
énergie d'inhibition de la convection.
Lorsqu'on fournit l'énergie à une parcelle d'air pour vaincre le CIN à un niveau de l'atmosphère, elle
entre donc en convection et accumule de la CAPE, puisque le CIN empêche la CAPE d'être libérée
quand l'atmosphère se réchauffe dans les basses couches. Il est donc très important de connaître le
CIN pour savoir si des nuages convectifs peuvent être formés ou non avec l'énergie solaire
disponible. Une fois que notre parcelle d'air atteint son niveau de convection libre, l'énergie disponible
pour les ascendances verticales peut être très importante.
Comme il s'agit d'une inhibition à la convection, elle se produit quand la température de la parcelle est
plus basse que l'environnement (poussée d'Archimède négative) et donc sa valeur est plus petite que
zéro. Plus la CIN est négative, moins la convection est probable.
La CIN peut être calculée dans l'émagramme comme la surface comprise entre la courbe qui donne
le gradient de température pour la parcelle (courbe en noir déjà nommée avant) et la courbe de
radiosondage (laquelle représente le gradient de température de l'environnement qui entoure la
parcelle), avec le facteur de proportionnalité de conversion de cm² en W.m-2 qui est fourni pari
l'émagramme. Analytiquement la valeur de la CIN correspond à:
T
− T environnement
g parcelle
dz 0
T environnement
Surface
LFC
CIN =
∫
La couche d'air dominée par la CIN est plus chaude et stable que les couches d'en haut, comme on
voit dans l'émagramme d'instabilité convective conditionnelle.
5 Les systèmes convectifs de méso-échelle (MCS)
Les modèles conceptuels de cellules ordinaires, multicellulaires ou suppercellulaires dans la partie
précédentes sont des phénomènes d’échelle aérologique qui s’étale de 1 Km à 10Km que l’on peut
considerer comme des briques élémentaires de systèmes de mésoéchelle (noté MCS pour
Mesoscale Convective System).
Les systèmes convectifs de moyenne échelle concernent surtout les régions continentales, sous
tropiques et les moyennes latitudes, ce sont des systèmes qui peuvent atteindre plusieurs centaines
de kilomètres. Ces circulations de mésoéchelle sont suffisament étendues et durent suffisament
longtemps pour que les processus qui les gouvernent soient hydrostatiques. On peut considérer
également une influence par la rotation de la Terre, mais pas suffisamment pour que l’équilibre quasigéostrophique sínstalle. Ces systèmes sont très variées, par rapport à la forme et la structure interne,
mais ils ont des caractéristiques communes, comme la grande étendue de la zone couverte par les
précipitations.
Nous pouvons ainsi définir d’une maniére classique suivante : Selon [Houze,1993] un système
convectif de mésoéchelle est un système nuageaux constitués de plusieurs cellules orageuses
convectives dont la zone continue de précipitation atteint au moins 100 Km dans une direction.
Ils sont composés, en géneral, d’une partie convective et une vaste étendue de nuages stratiforme
qui est associée à la présence des précipitations, cette zone est beaucoup plus grande que la zone
couverte par les ascendances convectives. Par contre, les taux des précipitations sous la partie
stratiforme sont considerées faibles, mais le cumul total de précipitations dans cette partie représent
entre 25% et 50% du cumul de pluie d’origine convective.
Ces systèmes ont une plus grande durée de vie que les orages isolés, ces circulations de
mésoéchelle se superposent aux mécnismes de création des cellules élémentaires et les
maintiennent ainsi pendant plusieurs heures ou jours.
Les MCS’s sont le résultat de mécanismes très complexes, interdépendants et répartis sur plusieurs
échelles que les systèmes de prévision opérationnelle sont incapables d’interpréter, ainsi ils
deviennent impossible à prévoir. Cependant, ils ont un potentiel destructeur important et engendre de
catastrophes dans de nombreuses régions du globe. Heureusement, ils sont assez rares.
Evolution des MCS:
Le principe de formation d’un MCS est basé sur la formation et l’évolution d’une cellule
orageuse isolée. Donc il va passer par trois phases: formation, maturité et dissipation.
·
Phase de formation (cumulus)
Dans cette phase les cellules isolées se regroupement en un cumulus, et on observe une
prédominance des ascendances.
Figure 3: Phase de formation
P hase de maturité
Extension maximale, avec une coexistence de courants descendants et ascendants.
Figure 4 : Phase de maturité
Phase de dissipation:
Cette phase comprend de moins en moins de cellules convectives, les précipitations
stratiformes dominant, et il ne reste presque que les courants descendants.
Figure 5 : Phase de dissipation
La structure réelle du système convectif de mésoéchelle qui résulte d'une évolution de ce type
dépend en fait fortement des conditions à grande échelle, en particulier de l'orientation et de la force
du cisaillement vertical de vent dans la direction de porpagation de la ligne de grains et de la CAPE.
Parmi les MCS, on rencontre, en géneral, deux types d’organisation : Les systèmes en forme de V et
les lignes de grains (plus etudié). systèmes particulièrement organisés et responsables de
précipitations intenses.
Les systèmes en V
Les systèmes en V peuvent être apparaître dans le sud-est de la France à la fin de l’éte et en
automme. Ils ont recu son nom à cause de sa forme de panache en V. La partie convective de ces
systhèmes semble, d’un point de vue géneral à des systèmes de structure multicellulaire à
régénération rétrogade.
L’evolution se résume à formation des nouvelles cellules à la pointe du V, en présence d’un
cisaillement unidirectionnel de basses couches suffisamment marqué. Alors que chaque cellule
individuelle se dépalce avec le vent moyen de la couche, le déplacement de l’ensemble du système
orageux résulte de la combinaison de l’adivection des cellules par le vent moyen et de la propagation
iscrète liée à la formation de nouvelles cellules. Ce sont des systèmes quasi stationnaires où le
rythme de régénération des cellules à la pointe du V permet de compenser la disparattion des cellules
matures vers le haut du V, les nouvelles cellules se forment toujours au même lieu. Dans ce cas, les
orages peuvent être très puissant faisant catastrophes aux humans.
Nous pouvons nous rapeller des grands crues qui ont ravagé la ville de Nîmes en octobre 1988,
l’Aude en novembre 1999 et du Gard en septembre 2002. On les rencontre également dans d’autres
régions du monde et même sous les tropiques.
Les lignes de grains:
Une ligne de grain est l’un des plus puissants phénomènes météorologiques, à cause de la vilolance
du front de rafale (des vents de plus de 100km/h ont souvent été enregistrés). Elle est constituée d’un
alignement de plusieurs cellules convectives organisées en une ligne étroite (10-20 Km) d’une
centaine ou plus de centaines de kilomètres se prolongeant à l`arrière par une large partie stratiforme
précipitante. A son origine il y a de la convection avec une formation nuageuse, qui peut avoir pour
cause la circulation synoptique, ou des particularités géographiques comme le relief. Ces lignes de
grains se maintiennent parfois le temps d’une journée.
On peut trouver des études thèoriques le plus simples sur l’organisation d’une ligne de grains qui
supposent que la ligne est infinie et invariante dans la direction parallèle à la ligne. Ainsi, les études
sont créé selon le plan perpendiculaire à ligne de grains.
Nous examinons, le cas d’une ligne constituée initialement d’orages d’orages multicllulaires qui se
sont développés dans un environnement où le cisaillement de vent dans la direction perpendiculaire à
la ligne d’orage interagit avec le courant de densié selon le processus suivant : Des nouvelles
ascendances convectives naissent du coôté aval du cisaillement et les anciennes cellues se dissipent
du coté amont.
De maniére plus précise, dans une phase initiale, les différents cellules sont en général inclinées vers
l’aval du cisaillement, le tourbillon horizontal associé au courant de densité est plus faible que le
tourbillon horizontal de l’environnement, les ascendances sont inclinées vers l’environnement, aval du
cisaillement.
Si le courant de densité se renforce, les ascendancres se redressent en aval du cisaillement. Ces
ascendances au-dessus du bord d’attaque du courant de densité est du même ordre de grandeur que
le tourbillon horizontal associé au de densité est du même order de grandeur que le tourbillon
horizontal associé au cisaillement de basses couches. Lors de cette configuration, les vitesses
verticales les plus fortes car la CAPE est complètement convertie en énergie cinétique du mouvement
vertical alors que dans les configurations précedent et suivant une partie de la CAPE est convertie en
énergie cinétique du mouvement horizontal.
Si le courant de densité se renforce encore, le tourbillon horizontal qui lui est associé devient
supérieur à celui du cisaillement. Une nouvelle structure nuageuse se forme ainsi en amont de la
ligne convective. Cette structure englobe à fois des cellules orageuses en phase de dissipation et une
zone stratiforme qui s’etale à l’arriére.
Figure 6: Exemple d'une ligne de grain en France le 07
Mai 2006. Source : Météo-France
Caractéristiques essentielles d’une ligne de grains:
On retrouvera dans toutes les lignes de grains:
Une partie convective: Caractérisée par de fortes ascendances, précipitations intenses et rapides, et
une dépression relative vers les 3 km.
Une partie stratiforme: Caractérisée par des précipitations plus faibles, qui peuvent s’étendre sur
plusieurs centaines de kilomètre à l’arrière de la partie convective.
Un courant de densité: On appelle courant de densité la poche d’air dense s’étalant au sol. Elle est
composée d’air froid et humide, produit par l’évaporation des précipitations aussi bien dans la partie
convective que dans la partie stratiforme. Cette masse d’air s’écoule vers la surface puis s’étale d’une
manière dissymétrique à cause du profil du vent.
Un courant entrant (rear flow): Ce courant va accroître le cisaillement, et intensifie les ascendances
au contact du courant de densité.
Formation et dissipation des lignes de grains:
Figure 7: Coupe verticale d'une ligne de grains. Les flèches représentent les flux du vent relatif au sol
(Gnamien, 1990)
Chaque cellule convective individuelle a une durée de vie relativement brève de l’ordre de 30 mm,
mais son déclin engendre la naissance d’une nouvelle cellule. La dynamique des systèmes qui
regroupent de telles cellules dépend de l’alimentation en air chaud et humide disponible dans les
basses couches et du cisaillement du vent.
En effet dans une cellule non cisaillée, le poids des précipitations détruit l’ascendance, par contre
dans une cellule cisaillée la circulation verticale de l’air est modifiée. L’air est attiré vers l’enclume,
l’ascendance s’incline et devient ainsi décalée par rapport aux précipitations. En outre un pseudo
front apparaît au niveau du sol, entre le courant de densité lié aux précipitation et l’ascendance d’air
chaud et humide. La convergence formée au niveau de ce front renforce l’ascendance.
La présence d’air sec en moyenne atmosphère a aussi son importance, puisque l’évaporation des
précipitations va renforcer le courant de densité.
Conditions favorables à la formation d’une ligne de grains:
 Un champ de pression relativement faible à l’avant,








Une atmosphère instable,
Un renforcement de la vitesse des vents dextrogyres avec l'altitude.
Des zones de convergence en surface.
Un champ de température élevé à l’avant (T>27°C),
Masses d’air convectivement instable, mais dont l’instabilité convective est faible,
Un fort cisaillement de vent
Flux d’humidité dans les basses couches,
Mécanisme de déclenchement dynamique.
Conditions favorables à la dissipation d’une ligne de grains:




Une hausse de pression se produit à l’avant,
Une forte instabilité orageuse à l’avant,
Un champ de vent hétérogène en direction, à la verticale de la ligne,
Une orientation non méridienne de ligne de grains qui, de ce fait infléchit sa trajectoire vers le
sud ou le nord.
Description de la ligne de grains.
La ligne de grains est un système auto-entretenu dans sa phase maturité, une fois que le courant de
densité a atteint une taille et une intensité suffisante, il va soulever l’air chaud et humide provenant du
secteur sud à l’avant de la ligne de grains de puissant cumulonimbus sont ainsi formés, générés le
long des bords d’attaque avant du courant de densité et provoquant de fortes pluies, dont
l’évaporation alimente partiellement le courant densité, et provoque de violentes rafales prés du sol.
Cependant une partie importante des hydrométéores formés par ces orages se trouvent expulsés
sous formes de particules glacées dans l’enclume.
Le passage d’une ligne de grains se manifeste par la succession des évènements suivants:
1. Le vent au sol se ralentit jusqu’à devenir calme,
2. Apparition d’une barrière nuageuse de cumulonimbus pouvant être précédé d’un enroulement
noir qui se déplace rapidement,
3. Fort coup de vent qui peut avoir des conséquences dévastatrices,
4. Probabilité de violentes averses,
5. Présence de nuages Ns, Ac, As
6. Retour à des conditions normales une fois la ligne passée.
6 Conclusion :
La convection est une réponse à un déséquilibre énergétique vertical. Bien qu’étant un phénomène
d’échelle aérologique, la convection atmosphérique joue un rôle crucial à toutes les échelles de la
météorologie. Elle intervient bien dans les processus turbulents de toute pétite échelle à échelle
global, elle est responsable par la formation de cumulus, de lignes de grains et aussi de cyclones
trpoicaux. Elle est un lien essentiel de la chaîne de processus participant à la redistribuition
énergétique à l’intérieur du système Terre-Atmosphère.
L’amélioration des modèles conceptuels par les efforts de rechercehe est une condition essentielle à
l’efficacité de la prévision à coute échéance. Puisque, ce sont des circulations qui peuvent engendrer
catastrophes dans noubreuses régions du globe, mais nous avons encore du mal à trouver des
modèles qui puissent aider à prevoir ces phénomènes, car ils ont de caractéristique assez complèxe.
Sources:
www.comet.ucar.edu
www.meted.ucar.edu
www.meteofrance.com
www.cirruspilot.org
www.keraunos.org
www.wikipedia.com
http://france.meteofrance.com
Fondamentaux de météo Sylvie Malardel