LES INDICES DE PRÉVISION DES ORAGES

LES INDICES DE PRÉVISION DES ORAGES

 Il existe différents types d‟indices permettent de prévoir l‟instabilité de la masse d‟air et ainsi de prévoir les conditions favorables de formation des orages. Parmi ces indices, nous avons les indices de Showalter, de Galway, le CAPE le CIN, LCL le LFC.A Madagascar on utilise surtout l‟indice de Showalter et de Galway lorsqu‟ on interprète les émagramme mais pour notre simulation avec le modèle WRF nous allons surtout utiliser le CAPE, le CIN, le LCL, et le LFC et nous allons également interpréter les variations des paramètres P T U et des vents a diverses altitudes. III.2 LE CAPE La CAPE représente l’énergie potentielle convective dont dispose une particule d‟air lors de son ascension, à partir du niveau de convection libre. Elle est due à la flottabilité positive (T > Te), entretenue par la libération de chaleur latente, qui accélère la particule vers le haut. Elle est d‟autant plus grande que l‟écart de température entre la particule ascendante et l‟air ambiant est grand. On peut la déterminer sur l‟émagramme en utilisant l’équivalence surface/énergie par unité de masse (voir figure suivante). C’est l’aire entre la courbe d’état et la trajectoire suivie par le point d’état représentant l’évolution de la particule d’air dès lors que la température de celle-ci est supérieure à celle de l’air environnant. Dans la figure ci-après, elle correspond à l’aire entre la courbe d’état et la courbe pseudo adiabatique au-dessus du niveau de convection libre. En moyenne la particule arrête son ascension lorsque sa température devient égale à celle de l’air environnant (niveau d’équilibre thermique) mais si les frottements sont faibles, elle peut dépasser ce niveau. Nous illustrons dans la figure précédente la représentation des CAPE et des CIN

LES INDICES DE PRÉVISION DES ORAGES CONTRIBUTION À LA PRÉVISION DES ORAGES A MADAGASCAR PAR UTILISATION DU MODÈLE NUMÉRIQUE WRF ABDOURAHAMANE ATTOUBOUNOU 

Figure 27 : Représentation graphique du CAPE et du CIN Source : UVED Au cours de l‟ascendance, l‟accélération de la particule sous l‟effet de la flottabilité se traduit par une augmentation de l‟énergie cinétique aux dépens de l‟énergie potentielle. Cette dernière est également dissipée en partie par frottements et par la perturbation de pression générée par la particule elle-même dans son mouvement. Il apparaît en effet une surpression au-dessus de la particule qui pousse l‟air la surplombant, ainsi qu‟une dépression dans son sillage, d‟où la présence d‟un gradient de pression vers le haut et d‟une force de pression vers le bas qui s‟oppose au mouvement. Mais selon l‟hypothèse de la particule d‟air, on suppose que la pression de la particule s‟adapte à la pression de l‟air ambiant donc ce dernier phénomène est négligé. Si l‟on suppose en outre pour simplifier qu‟il n‟y a pas de frottements, toute l‟énergie potentielle de la particule (initialement égale à la CAPE) sera progressivement transformée en énergie cinétique jusqu’à épuisement au niveau d’équilibre thermique (au delà duquel la flottabilité s’inverse). A ce niveau, l’énergie cinétique (donc la vitesse) est maximale et l’énergie potentielle est nulle, c’est l’application du théorème de l’énergie mécanique sans frottement: E = Ec + Ep = cte. On en déduit une estimation grossière de la vitesse d’ascendance maximale w d’une masse unité au niveau d’équilibre thermique (vitesse supposée nulle au niveau de convection libre).Cette vitesse, qui surestime les vitesses verticales réellement atteintes, donne un ordre de grandeur des mouvements verticaux pouvant être générés dans les cellules convectives (en pratique on préfère utiliser la CAPE pour caractériser le potentiel convectif de l’atmosphère): W= La CAPE (pour Convective Available Potential Energy) quantifie, en J/kg, l’énergie convective disponible dans un profil atmosphérique donné. Elle impacte de manière directe les vitesses verticales qui peuvent être observées au sein des cellules convectives, et détermine par conséquent le potentiel orageux. Il s‟agit, de fait, de la mesure la plus représentative de l‟instabilité latente présente dans l‟atmosphère. Ce paramètre se calcule sur la base d‟une parcelle d‟air soulevée adiabatiquement depuis le sol, ou depuis toute autre altitude située généralement dans les basses couches (cf. paragraphe suivant). Lors de son ascension, cette parcelle d‟air se refroidit à un rythme le plus souvent différent de celui observé dans l‟environnement. Elle se retrouve dès lors plus froide (stabilité) ou plus chaude que l‟air ambiant (instabilité). La CAPE représente la quantité d‟énergie qu‟aura cette parcelle d‟air sur toute l‟épaisseur atmosphérique où elle est plus chaude que son environnement. Elle sera en effet en état d‟instabilité sur cette épaisseur et subira une accélération dirigée vers le haut (poussée d‟Archimède), qui sera d‟autant plus grande que l‟écart de température entre la parcelle ascendante et l‟environnement sera grand. La mesure de cet écart thermique à l‟altitude géopotentielle 500 hPa (soit vers 5.500 mètres d‟altitude environ) définit l‟indice de soulèvement (LI Ŕ Lifted Index), qui est exprimé en degrés Kelvin. CAPE et LI procèdent ainsi d‟une approche identique du profil atmosphérique, mais quantifient l‟instabilité de manière différente. Le calcul de la CAPE et du LI est fortement dépendant du choix de la parcelle d‟air soulevée. En l‟occurrence, lorsque la parcelle d‟air soulevée est celle qui se situe au niveau du sol, le résultat obtenu constitue la SBCAPE (pour Surface Based CAPE) et le SBLI (pour Surface Based LI). Lorsque la parcelle d‟air soulevée est celle qui possède la température potentielle la plus élevée, le résultat obtenu constitue la MUCAPE (pour Most Unstable CAPE) et le MULI (pour Most Unstable LI). Ce sont ces deux valeurs qui sont présentées sur le champ de modèle fourni sur le site de KERAUNOS.

LA CIN

La CIN (Convective INhibition) quantifie, en J/kg, l’énergie nécessaire pour initier la convection, et plus précisément l’énergie nécessaire à une parcelle d’air pour atteindre le niveau de convection libre. La CIN reflète ainsi la présence ou non d’une inversion ou d’un « couvercle thermique » (dôme d‟air chaud et sec près du sol) susceptibles d’inhiber la convection, et conséquemment le développement des orages. Tableau 8: Grilles d’interprétation de la valeur CIN Signification générale > – 20 J/kg Inhibition faible -50 à -100 J/kg Inhibition modérée -100 à -200 J/kg Inhibition forte < 200 J :kg Inhibition très forte 

LE LCL (LIFTED CONDENSATION LEVEL)

Le niveau de condensation par soulèvement (LCL Ŕ Lifted Condensation Level), exprimé en mètres, désigne l‟altitude à laquelle une parcelle d‟air soulevée adiabatiquement depuis le sol aura une humidité relative égale à 100%. L‟expérience montre que des niveaux de condensation bas sont susceptibles d‟accentuer la sévérité de la convection et des phénomènes liés, sous réserve que la situation synoptique et de méso-échelle y soit favorable.