ATELIER CONVECTION

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ATELIER CONVECTION

• 13 Mai 2008
• Par L.Beauvais

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Pour avoir de la convection

• Il Faut
• Un potentiel la CAPE
• cest lénergie disponible pour
  la convection
• Un déclencheur le Forçage
• forçage synoptique, orographique, évolution
  diurne.
• Il y a aussi des facteurs
• Structurants l Hélicité
• qui découple les ascendances des subsidences
• Aggravants la DECAPE
• instabilité subsidente qui favorise les
  courants de densité

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Proportionnelle à Tv-Tv0
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Instabilité conditionnelleCAPE / CIN
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Energie potentielle convective La CAPE et la CIN
CIN
CAPE
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La CAPE

• La CAPE représente le travail des forces de
• flottabilité entre le niveau Lfc de
  convection
• libre et le niveau Ptop déquilibre
  thermique.

• Cest lénergie potentielle convective
  disponible
• (Convective Available Potential Energy)

• La CAPE représente lénergie potentielle
• convective susceptible dêtre transformée en
• énergie cinétique dans des mouvements
• ascendants.

• Cest une mesure de linstabilité, mais elle est
  
• insuffisante pour prévoir la convection.

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La CIN
La CIN (Convective Inhibition)

• est lénergie quil faut fournir à la
  particule
• pour quelle atteigne le niveau de
  convection
• libre (Lfc).

• est une barrière au déclenchement convectif

• est une représentation du forçage nécessaire
• au démarrage de la convection

• retarde le déclenchement de la convection

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Application aux nuages convectifs
OVERSHOOT
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Cape et vitesse maximale de la particule
Une application concrète de la CAPE
Hypothèse Toute lénergie potentielle
convective est transformée en énergie cinétique
dans les mouvements ascendants.
wmax
? CAPE 1/2 m w²max
m est lunité de masse
TD n2 CAPE
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Cape et vitesse maximale de la particule
CE SONT DES VITESSES THEORIQUES
IL FAUT TENIR COMPTE

• du frein de pression

• de la charge en eau

• des échanges non adiabatiques

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CARTE DE CAPE SUR SYNERGIE
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Les champs de CAPE Prévus avec Synergie et
Oppidum

• La CAPE est calculée en tout point de grille
• dans ARPEGE et ALADIN par le schéma de
• convection en tenant compte

• de la charge en eau L et S
• des effets non adiabatiques
• du frein de pression

• Calcul à partir de tous les niveaux du modèle

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Les champs de CAPE Prévus avec Synergie et
Oppidum

• Différent de la CAPE disponible sur les
• sondages prévus de SYNERGIE,
• calcul simplifié adiabatique
• calcul avec les seuls niveaux BDAP
• (moins nombreux)

• Pour une situation convective donnée, les
• valeurs de CAPE calculées par les modèles
• sont inférieures aux valeurs déduites dun
• radiosondage observé.

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• CAPE énergie potentielle convective
• susceptible dêtre transformée en énergie
  cinétique
• dans les mouvements ascendants.

• CIN énergie quil faut fournir à la particule
  
• pour quelle atteigne le niveau de convection
• libre (Lfc).

• mais la CAPE est insuffisante pour prévoir la
  convection
• car elle ne prend pas en compte des facteurs
  essentiels
• comme
• les forçages (de petite et de grande échelle)
• le cisaillement vertical de vent
• les subsidences (et le courant de densité)

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Pour avoir de la convection

• Il Faut
• Un potentiel la CAPE
• cest lénergie disponible pour
  la convection
• Un déclencheur le Forçage
• forçage synoptique, orographique, évolution
  diurne.

Leffet de ce forçage est de franchir la barrière
de la CIN en amenant la particule jusquau LFC
(niveau de convection libre)
Evolution diurne réchauffement de la
particule à la base
Effet orographique soulèvement à léchelle
locale
Forçage synoptique soulèvement de grande
échelle
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• Image vapeur deau du 19 septembre
• 2000 à 12 UTC.
• En superposition
• Geopotentiel de 1.5 PVU.
• Jet sur 1.5 PVU
• un contexte daltitude nettement favorable au
  mouvement vertical

VV

• Entrée droite du jet de sud qui remonte sur les
  îles Britanniques.
• Sortie gauche du jet méditerranéen.
• Anomalie dynamique de tropopause.

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Image radar du 19 septembre 2000 à 15 UTC. En
superposition -thétaw 850 hPa (rouge) et 500
hPa (bleue) - vent à 500 mètres. Lactivité
principale correspond

• au maximum dair chaud en basses couches
  thétaw à 18 degrés à 850 hPa.
• avec une nette organisation en ligne dans la zone
  de convergence entre le régime de sud et celui
  douest.
• advection dair froid sec en moyenne troposphère
  
• thétaw à 14 degrés à 500hpa.

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ANASYG du 19 SEPTEMBRE 2000 à 12 UTC
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Convection orageuse et situation synoptique

• Aux latitudes de la France, le développement de
  systèmes de forte convection orageuse est
  généralement associé à un forçage synoptique en
  plus dune instabilité conditionnelle de
  latmosphère.
• Des phénomènes convectifs intenses se produisent
  si la situation synoptique permet aux ascendances
  convectives de se développer dans toute
  lépaisseur de la tropophère, jusquà la
  tropopause
• Situations dans lesquelles la
  circulation de haute troposphère
  engendre/favorise le mouvement ascendant qui va
  déclencher / amplifier les ascendances
  convectives de latmosphère conditionnellement
  instable.

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Eléments synoptiques favorables à la convection
orageuse

• Haute troposphère
• anomalie (dynamique) tropopause
• rapide du jet
• entrée droite
• sortie gauche
• advection dair sec
• bas thêtaw 500hPa
• Basse troposphère
• ce qui favorise le contexte instable
• advection chaude ou
• zone de maximum dair chaud
• présence dun pseudo-front
• advection dhumidité
• approche dun front
• zone de convergence basses couches

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Pour avoir de la convection

• Il Faut
• Un potentiel la CAPE
• cest lénergie disponible pour
  la convection
• Un déclencheur le Forçage
• forçage synoptique, orographique, évolution
  diurne.
• Il y a aussi des facteurs
• Structurants l Hélicité
• qui découple les ascendances des subsidences

Le cisaillement vertical de vent (tourbillon à
axe horizontal) est aspiré/basculé par le
mouvement vertical et transformé en tourbillon à
axe vertical
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Les orages fabriquent du tourbillon résumé du
basculement
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Les orages fabriquent du tourbillon résumé du
basculement
24
Interaction cisaillement/mouvements verticaux
ascendances un côté privilégié

• PRESSIONS INDUITES

Z(km)
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Pour avoir de la convection

• Il Faut
• Un potentiel la CAPE
• cest lénergie disponible pour
  la convection
• Un déclencheur le Forçage
• forçage synoptique, orographique, évolution
  diurne.
• Il y a aussi des facteurs
• Structurants l Hélicité
• qui découple les ascendances des subsidences
• Aggravants la DECAPE
• instabilité subsidente qui favorise les
  courants de densité

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Tvlt Tv0
Stabilité ?
FLOTTABILITE NEGATIVE
INSTABILITE !
?
1. Une particule est amenée par forçage à son
point de condensation.
Sa flottabilité négative tend à la faire
redescendre.
2. Il se met à pleuvoir.
Que se passe t-il ?
Lévaporation de la pluie maintient la particule
saturée.
Elle descend donc en suivant une
pseudo-adiabatique !
3. La particule ne retrouve pas léquilibre à son
niveau initial. Dans ce cas, flottabilité
négative nest pas synonyme de stabilité mais
dinstabilité !
27
Peut-on mesurer l intensité des SUBSIDENCES?
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Peut-on mesurer l intensité des SUBSIDENCES?
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Peut-on mesurer l intensité des SUBSIDENCES?
gt 0
SOL
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Effet de la présence deau condensée Lévaporation
Les précipitations, une fois évaporées, sont 6
fois plus efficaces pour alourdir l air par
refroidissement que par leur propre poids avant
évaporation
Processus à théta'w constante
Charge en eau (drag)
-1C
?Tvl ?
Précipitations
l air fournit de la chaleur à l eau
-7.5C
?rl3 g/Kg
gt?TL?
évaporation
-6C
?Tvl?
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COURANT DE DENSITE
Poche dair de plus forte densité sétalant au sol
Formation
Ascendance
Condensation
Grossissement des gouttes
Augmentation de la charge en eau
Air sec ? Évaporation ? Refroidissement
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COURANT DE DENSITE
Amplification des subsidences
Cellule en phase de dissipation, sans
cisaillement de vent
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STRUCTURE ET IMPACTDU COURANT DE DENSITE
H

• Effet dynamique de l air froid rafales
• Peut régénérer la convection
• Organisation selon le cisaillement de vent

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Lorage multicellulaire
CD
CISAILLEMENT DE VENT FORT UNIDIRECTIONNEL

• Le plus courant, parfois fort.
• Groupe de cellules à différents stades de
  formation
• Dans ce cas, piloté par le C.D
• Déplacement aléatoire ou sur un côté préférentiel

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Lorage supercellulaire
SCHEMA CONCEPTUEL 3D
10 km
5 km
1 km
CISAILLEMENT DE VENT FORT ET TOURNANT

• Une seule cellule  géante  à structure stable
  dans le repère lié à lorage
• Propagation vitesse de lorage
• Présence de mouvements verticaux tourbillonnaires

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Lorage supercellulaire
QUE VOIT LE RADAR ?
. Déplacement toujours différent du vent moyen
(le plus souvent à droite) et souvent très rapide
.
. Le plus violent (forte grêle, tornades)
. Echos radar bas niveaux  en crochet  
. Overshoot
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Lorage supercellulaire
SCHEMA CONCEPTUEL EN SURFACE
COURANTS SUBSIDENTS
COURANTS ASCENDANTS
TORNADES
CD
CISAILLEMENT DE VENT FORT ET TOURNANT

• Déplacement toujours différent du vent moyen (le
  plus souvent à droite) et souvent très rapide.
• Echos radar en  crochet , intense et stable
  dans le temps

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La ligne de grains
Zone de fonte
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(No Transcript)
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(No Transcript)
41
(No Transcript)