MÉTÉOROLOGIE

LES ÉMAGRAMMES



Introduction

Les modèles de prévisions numériques du temps résolvent l'ensemble des équations différentielles de la physique de l'atmosphère grâce à de très puissants ordinateurs (supercalculateurs). Ces supercalculateurs sont indispensables à la prévision numérique du temps, pour traiter les données d’observation, calculer l’évolution des paramètres météorologiques et effectuer les recherches nécessaires à l’amélioration des modèles numériques de prévision. Pour fournir les données initiales aux modèles numériques des radiosondages sont réalisés plusieurs fois par jour.

Radiosondage

Un radiosondage n'est autre qu'une mesure verticale de plusieurs paramètres (température, pression, vent, humidité) de la troposphère et la stratosphère. Cette mesure est réalisée par un ballon sonde qui enregistre ces données durant son ascension. Ces mesures permettent d'établir un profil vertical de l'atmosphère en un lieu donné.
Le dispositif est constitué d'un gros ballon de baudruche, gonflé àl'hélium, auquel est attelée une radiosonde. Le ballon est gonflé de manière à s'élever à une vitesse constante et connue dans l'atmosphère. La radiosonde contient les instruments de mesures de pression, température et humidité et envoie vers la station d'observation les données mesurées. La vitesse et la direction du vent se déduisent par calcul grâce au positionnement par GPS du ballon au cours de son ascension.
Ce laché de ballon s'effectue deux fois par jour par les instituts de météorologie de chaque pays. Pour permettre une utilisation rationnelle par tous, ces radiosondages sont effectués en même temps à midi UTC (heure universelle) et à minuit UTC. Après environ 2h à 2h30 d'ascension, entre 20 et 30 kilomètres d'altitude, les ballons « éclatent » et les radiosondes redescendent alors sur terre, accrochés à un parachute à quelques dizaines de kilomètres, voire plus de leur point départ.
Aujourd'hui certaines stations sont équipées d'un dispositif de lâcher de ballons automatique. Le personnel se charge alors d'alimenter régulièrement le robot en ballons, sondes et hélium selon un protocole rigoureux. Source : Météo-France

Ballon Radiosonde

Les mesures transmises par la radiosonde lors de son ascension sont assimilées en direct par les modèles numériques de prévision du temps.
Elles sont transcrites sur des diagrammes appelés émagrammes à l'usage des prévisionnistes

Les émagrammes

Un émagramme n'est rien de plus qu'un graphique montrant l'état de l'atmosphère pour un lieu donné et à différents niveaux. En fait, il montre la température et l'humidité de l'atmosphère à différentes altitudes pour déterminer sa stabilité ou son niveau d'instabilité.
Ci-dessous résultat du sondage effectué le 31/03/2018 à Nimes par Météo-France

Emagramme Nimes

Suivant les pays, ces diagrammes sont légèrement différents. Dans le monde anglo-saxon, on utilise les téphigrammes, mais aussi les diagrammes «skew-T» où la température est donnée sur des lignes inclinées verticales et non verticales ; en France, on utilise un émagramme 761, ou émagamme à 45°. Le principe de construction est le même dans les deux cas, ce n’est que l’aspect qui change légèrement.
Ci-dessous à gauche l'émagramme 761, à droite le diagramme «skew-T»

Différents Emagrammes

Étude d'un émagramme

Pour une meilleure lisibilité, nous n'utiliserons que des portions d'émagramme.
Partie gauche
En abscisse : pour que la courbe d'état (voir ci-dessous) soit sensiblement verticale, la température est représentée par des lignes isothermes (marron) inclinées à 45° vers la droite elle est exprimée en °C ou °F .
En ordonnée : la pression atmosphérique exprimée en millibars (mb) ou en hectopascals (hPa) est représentée par des lignes horizontales isobares (marron).
Partie droite
En ordonnée : l'altitude est elle aussi représentée sur l'émagramme. Elle s'exprime en kilomètres ou en pieds.

Emagramme Pression temperature

Les courbes

Adiabatiques sèches
Elles sont représentées sur un émagramme par des courbes continues (en vert sur le graphique ci-dessous), inclinées vers la gauche et creusées. Une particule d'air séche (ne contenant pas d'eau sous forme liquide) qui s'élève en altitude voit sa température suivre la courbe sur laquelle elle est positionnée au départ. Ce gradient de température vaut à peu près 1° C/1 00 m ou 3° C/1 000 ft du sol à la tropopause.
Pseudo-adiabatiques saturées
Elles sont représentées sur un émagramme par des courbes discontinues (en vert sur le graphique ci-dessous) qui sont souvent plus pentues que les adiabatiques sèches. Une particule d'air qui s'élève en altitude avec condensation voit sa température suivre la courbe sur laquelle elle est positionnée au point où apparaît la condensation de la vapeur d'eau. Sa température diminue à un taux de 5° C/1 000 m ou 1,5° C/1 000 ft. En fait ce gradient est plutôt entre 1° C/1000 m et 8° C/1 000 m car sa valeur varie avec l'altitude et la température ambiante.
La différence entre les deux courbes est due au fait que le processus de condensation dégage de la chaleur : pour évaporer l'eau, il faut beaucoup d'énergie à l'air ambiant ; lorsque la vapeur d'eau se condense en eau, elle renvoie l'énergie stockée dans l'air ambiant.

Emagramme adibatique

Courbe du ratio de mélange
Pour représenter l'évolution dynamique de l'humidité d'une masse d'air dans un mouvement vertical, des courbes de rapport de mélange sont ajoutées sous la forme de lignes orange pointillées (voir graphique ci-dessous). Le rapport de mélange est la quantité de vapeur d'eau contenue dans l'air. Il est mesuré en grammes d'eau par kilogramme d'air sec et sa pente est de 2° C/1 000 m.
Par exemple si l'humidité d'une bulle d'air au sol est de 10° C (température du point de rosée), alors à une altitude de 1 000 m, elle sera: 10° C - 2° C = 8° C.
Si l'on connaît la température et le point de rosée initiaux, les courbes du rapport de mélange peuvent être utilisées pour déterminer l'altitude à laquelle se produit la condensation, c'est-à-dire les bases des nuages.

Emagramme ration mélange

Lignes isothermes
Contrairement à un graphique conventionnel, nous avons vu ci-dessus que les lignes isothermes, s'inclinent de 45° vers la droite. La raison en est que dans un graphique à axe orthogonal (axe X horizontal et axe Y vertical) les courbes définissant le profil de l'atmosphère seraient trop inclinées vers la gauche rendant l'évaluation et le tracé du niveau de condensation un peu compliqué. Ainsi, l'inclinaison de 45°confère le profil et facilite l'analyse.
Ci-dessous le Point 1 se trouve à l'intersecion de l'isotherme -4° C et del'isobare 750 hPa.

Emagramme point un

Courbe d'état
Pendant son ascension la radiosonde envoie les données de pression et de température. En reportant l'ensemble de ces points de température en fonction de la pression on obtient une courbe. C'est la courbe d'état représentée en rouge ci-dessous.
Courbe de température du point de condensation
Appélée également courbe du point de rosée ou du thermomètre mouillé en bleu ci-dessous. C'est la température à laquelle on devrait refroidir à pression constante la masse d'air pour qu'il y ait condensation. Plus l'air est sec, plus cette température est basse.   Température du point de rosée.
Les vents
Ils sont représentés sur la partie droite de l'émagramme en direction et en l'intensité.   Voir les vents.

Emagramme Tempe/pression

Normalement, la température diminue avec l'augmentation de l'altitude et la diminution moyenne de la température est mesurée par le gradient moyen de température en ° C par 100 m ou ° C par 1 000 ft. Cependant dans l'atmosphère il y a des couches où la température augmente ou reste constant. Ces couches sont respectivement appelées couche d'inversion et couche isotherme.   Différents types d'inversions de température.

Stabilité et instabilité d'une masse d'air

L'état de stabilité ou d'instabilité d'une particule d'air dépend de la température de cette particule par rapport à la température de l'air environnant. Des mouvements verticaux peuvent donc apparaître au sein même d’une masse d’air.
- si ces mouvements sont rapidement amortis : la masse d’air est dite stable ;
- si ces mouvements sont amplifiés : la masse d‘air est dite instable.
Stabilité d'une masse d'air
Lorsqu’une particule d’air humide monte sous l’effet d’une poussé quelconque, sa température décroît selon le gradient adiabatique. Elle se retrouve alors plus froide que l’air ambiant, sa masse volumique devient supérieure à l’air environnant et la particule d’air redescend. Même chose pour une particule d’air qui descend, elle se retrouve plus chaude, sa masse volumique devient inférieure et la particule d’air à tendance à remonter. L’atmosphère est alors stable, et ces mouvements de convection restent d’ampleur très modeste.
Instabilité d'une masse d'air
Lorsqu’une particule d’air humide s’échauffe au contact du sol, sa masse volumique diminue et elle s’élève. Elle subit alors une détente adiabatique et se refroidit. Mais si sa température reste supérieure à celle de l’air ambiant, sa masse volumique reste inférieure à celle de l’air environnant et elle continue sa montée. A l’inverse, une particule qui descend est plus froide que l’air avoisinant et continue à descendre.
Équilibre indifférent
A partir de sa position d équilibre si une particule d'air est déplacée vers le haut ou vers le bas et qu'elle se trouve à la même température que l'air ambiant, elle va rester à sa nouvelle position.
Résumé
- le degré de stabilité d’une masse d’air dépend du rapport entre le gradient vertical thermique et le gradient adiabatique ;
- tout augmentation du gradient vertical thermique d’une masse d’air que ce soit réchauffement par la base, ou refroidissement par le sommet tend à rendre cette masse d’air instable.
- tout réduction du gradient vertical thermique d’une masse d’air que ce soit refroidissementt par la base, ou réchauffement par le sommet tend à rendre cette masse d’air stable.
- si la température croît avec l’altitude, le gradient vertical thermique est inversé et la stabilité est totale. Différents types d'inversions de température.

Développement des nuages

Conditions nécessaires à la formation et au développement des nuages.
Attention les courbes d'état et les courbes du point de rosée ci-dessous, non aucune valeur significative.

Emag Exemple 01 Premier exemple :
- l'air est sec à n'importe quelle altitude, ce qui signifie qu'il y a peu de chances d'obtenir des cumulus, d'autant plus si le gradient de température à moyenne altitude est faible .
Emag Exemple 03 Deuxième exemple :
- l'atmosphère est plutôt humide à des niveaux bas et moyens conduisant à la formation de strato-cumulus avec un développement horizontal important, en particulier si il y a une inversion de température.
Emag Exemple 01 Troisième exemple :
- en A l'air au niveau du sol n'est pas très humide ;

- en B l'air est modérément humide à moyenne altitude ;

- en C l'air est sec à haute altitude.

Il y aura donc des cumulus à moyenne altitude mais sans fort développement
Emag Exemple 04 Quatrième exemple :
- l'air est humide à n'importe quelle altitude conduisant à des nuages avec un développement horizontal et vertical sévère, comme le Cumulonimbus (Cb), surtout s'il y a un fort gradient de température sans inversion de température.
Le temps est alors couvert et généralement brumeux, et des orages peuvent se produire.

Détermination de la base et du sommet des ascendances

En recevant la chaleur du sol certaines particules atmosphériques s'échauffent et deviennent moins denses que l'air ambiant et s'élèvent selon la poussée d'Archimède, jusqu'à ce que leur température devienne égale à celle de l'air environant.
Un émagramme pourra permettre de déterminer :
- l'heure de déclenchement des mouvements convectifs ;
- la base et le sommet des nuages (strato-cumulus, cumulus, cumulonimbus etc ...);
- le sommet des ascendances en thermiques purs (différence entre point de rosée et température est trop importante aucun nuage ne se formera).

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