Comment lire les cartes Skew-T

Si vous n’avez jamais vu de carte Skew-T, dire qu’elles peuvent paraître un peu intimidantes est un énorme euphémisme. Mais avec un peu de pratique, vous pouvez devenir un maître du Skew-T et ouvrir de nouvelles portes pour apprendre sur une variété de sujets météorologiques. Les cartes Skew-T sont incroyablement utiles pour visualiser rapidement et précisément la structure de l’atmosphère depuis la surface jusqu’à 100 000 pieds, et elles existent depuis longtemps – depuis 1947, pour être exact1.

Les cartes Skew-T sont le plus souvent utilisées pour tracer les paramètres mesurés par les radiosondes lorsqu’elles s’élèvent dans l’atmosphère. Ils ne tracent que trois mesures : la température, le point de rosée et la vitesse du vent (la vitesse ET la direction du vent). De plus, il y a 5 lignes sur un Skew-T : les isothermes, les isobares, les adiabats secs, les adiabats humides et les lignes de rapport de mélange de saturation.

En plus de servir simplement de modèle pour tracer la température, le point de rosée et le vent, les Skew-T sont utiles pour trouver facilement les emplacements et les valeurs des niveaux et paramètres importants de l’atmosphère. CAPE, le LCL et le LFC ne sont que quelques éléments que l’on peut facilement trouver avec un Skew-T.

Débutons notre voyage en apprenant à connaître chaque ligne sur un Skew-T.

Isothermes

Les isothermes sont des lignes de température constante. Elles sont l’homonyme du graphique Skew-T car elles sont inclinées de 45 degrés vers la droite. L’inclinaison des T peut sembler peu intuitive, mais un Skew-T nous permet de calculer facilement d’importants niveaux et paramètres atmosphériques tels que le niveau de condensation ascendant (LCL), le niveau de convection libre (LFC), le niveau d’équilibre et le CAPE. Un Stüve est comme un Skew-T mais sans les lignes de température asymétriques. Il n’est pas aussi utile pour la plupart des applications météorologiques car les adiabats qui s’y trouvent ne sont pas courbés, ce qui signifie que nous ne pouvons pas calculer avec précision les éléments énumérés ci-dessus.

Isobars

Les isobares sont définies comme des « lignes de pression constante. » Sur un graphique Skew-T, la pression, et NON la hauteur, est tracée sur l’axe des y, donc les isobares sont simplement parallèles à l’axe des x. Étant donné que la pression diminue plus lentement avec l’altitude au fur et à mesure que l’on s’élève, la pression est représentée de manière logarithmique sur les diagrammes en T de Skew. Pour cette raison, les graphiques en T oblique sont également appelés graphiques en T oblique/Log-P. Si nous ne tracions pas la pression en logarithmes, les cartes Skew-T seraient aussi hautes que les ballons météorologiques qu’elles tracent – environ 100 000 pieds de haut !

Adiabats secs

Les processus adiabatiques sont des processus dans lesquels aucune chaleur n’est échangée avec le système extérieur (dans notre cas, l’atmosphère), et les adiabats secs montrent à quel point une parcelle non saturée se refroidit lorsqu’elle est soulevée dans l’atmosphère. Vous pensez probablement « comment une parcelle peut-elle se refroidir tout en conservant la même teneur en chaleur ? ». Eh bien, gardez à l’esprit que lorsqu’une parcelle d’air s’élève, elle se dilate en raison de l’atmosphère environnante qui exerce moins de pression sur elle, de sorte que le contenu thermique total reste le même.

Les processus adiabatiques sont une conséquence de la première loi de la thermodynamique, qui stipule que la chaleur ajoutée à une certaine masse d’un gaz est égale à son changement d’énergie interne + le travail effectué PAR le gaz SUR l’environnement. En effectuant quelques manœuvres mathématiques astucieuses et en appliquant la loi des gaz idéaux, nous constatons que la première loi stipule que les changements de température sont positivement corrélés aux changements de pression. Je discuterai de cela et de plus dans un tutoriel à l’avenir, mais la chose importante à savoir est que lorsqu’une parcelle d’air non saturée monte et qu’UNE parcelle d’air quelconque descend, elle se déplace parallèlement à ces adiabats.

Ces adiabats suivent le « taux de Lapse adiabatique sec », qui est d’environ 10 degrés Celsius par kilomètre.

Adiabats humides

Lorsque l’air saturé monte, il suit les « adiabats de saturation » ou « humides ». Lorsque l’air atteint la saturation, la vapeur d’eau gazeuse se condense en gouttelettes d’eau liquide, et ce changement de phase libère de la « chaleur latente » dans l’atmosphère. Pour cette raison, le taux de lapse adiabatique humide est TOUJOURS inférieur au taux de lapse adiabatique sec, mais comme vous pouvez le voir ci-dessus, les adiabats humides ne sont PAS parallèles et varient assez fortement avec la température ET l’altitude.

La chose la plus importante à retenir au sujet des adiabats humides est qu’une parcelle d’air saturé ne les suivra QUE si elle monte. Si la parcelle descend, elle se réchauffe loin de la saturation et suivra les adiabats secs.

Lignes du rapport de mélange de saturation

Le rapport de mélange de saturation est le rapport, en grammes de vapeur d’eau par kilogramme d’air, qu’une parcelle d’air doit avoir à une pression et une température données pour être considérée comme « saturée ». Une fois qu’une parcelle d’air est saturée, elle ne peut généralement plus contenir de vapeur d’eau.

Maintenant que vous connaissez les lignes – découvrons comment nous pouvons les utiliser pour calculer certains niveaux particulièrement importants de l’atmosphère. Nous allons apprendre à calculer le niveau de condensation ascendant (LCL), le niveau de condensation convectif (CCL), le niveau de convection libre (LFC) et le niveau d’équilibre (EL), ainsi que l’énergie potentielle disponible convective (CAPE) et l’inhibition convective (CIN).

Niveau de condensation ascendant (LCL)

Le LCL est le niveau de pression auquel une parcelle d’air devrait être élevée (sécher de manière adiabatique) pour devenir saturée. Pour trouver le LCL, suivez un adiabat sec à partir de votre température environnementale de surface et une ligne de rapport de mélange de saturation à partir de votre température de point de rosée de surface. L’intersection de ces deux lignes marque l’emplacement du LCL. Le LCL est important car il marque l’emplacement où la parcelle d’air cesse de monter au taux de lapse adiabatique sec et passe au taux de lapse adiabatique humide.

Niveau de condensation convective (CCL)

Un niveau étroitement lié est le niveau de condensation de convection, ou CCL. Le CCL est le niveau de pression auquel une parcelle, si elle était chauffée à la  » température de convection « , s’élèverait librement et formerait un cumulus. La température de convection est la température que la surface doit atteindre pour que l’air puisse s’élever librement, et le CCL est à l’intersection de la température environnementale (PAS un adiabat sec de la surface… c’est le LCL) et de la ligne du rapport de mélange de saturation à partir de la température du point de rosée de la surface.

Notes : Le LCL et le CCL sont utiles pour déterminer la hauteur des bases des nuages. Pour les nuages non convectifs qui sont forcés de s’élever, le LCL est une bonne approximation. En revanche, le CCL est une meilleure estimation pour les nuages formés par convection, comme les cumulus. En réalité, les bases des nuages se situent généralement quelque part entre le LCL et le CCL.

La raison pour laquelle les orages dans le désert ont souvent des bases élevées est que les points de rosée de surface y sont bas, ce qui fait que le LCL et le CCL sont élevés dans l’atmosphère. Inversement, les orages dans les endroits humides ont généralement des bases plus basses parce que le LCL est plus bas.

Niveau de convection libre (LFC)

Le LFC est le niveau de pression qu’une parcelle d’air devrait être élevée pour que sa température soit égale à la température environnementale. On la trouve en prenant l’adiabat humide de la LCL jusqu’à ce qu’elle croise la température environnementale. Après cela, la parcelle d’air est plus chaude que son environnement et peut s’élever librement (d’où le nom – niveau de convection libre).

Il existe quelques situations isolées où cette approche ne fonctionnera pas – par exemple, si la surface a atteint la « température de convection » mentionnée ci-dessus, le LFC est à la surface. Mais pour la grande majorité des situations, cette méthode fonctionne à merveille.

Tous les sondages n’ont pas un CFL. Si l’adiabat humide ne croise jamais la température environnementale parce que l’atmosphère est relativement stable et ne présente pas une forte diminution de la température avec l’altitude, il n’y a pas de CFL. En outre, de nombreux endroits qui ont un CFL pendant la journée peuvent ne pas en avoir la nuit, lorsque la surface est plus fraîche et que l’atmosphère est plus stable.

Niveau d’équilibre (EL)

Le niveau d’équilibre n’existe que s’il y a un LFC, et il est défini comme le niveau auquel l’adiabat humide désignant la trajectoire de la parcelle recoupe la température environnementale. Au niveau de l’EL, la parcelle d’air est à la même température que son environnement, et au-dessus, elle est plus froide et plus dense. On peut trouver la LE en observant les « enclumes » des orages, car elles marquent l’endroit où une particule d’air ascendante n’a plus de flottabilité positive. Le « sommet de dépassement » d’un orage dépasse le niveau d’équilibre, mais c’est seulement parce que l’élan du courant ascendant hyperpuissant de l’orage lui permet d’atteindre une altitude plus élevée, PAS parce que l’air au-dessus du niveau d’équilibre est positivement flottant.

Énergie potentielle disponible convective (CAPE) et inhibition convective (CIN)

La CAPE est la zone délimitée par la température environnementale et la température d’une parcelle lorsqu’elle s’élève le long du taux de lapse adiabatique humide. Par définition, la limite inférieure de la CAPE est la LFC, et la limite supérieure est la EL. Étant donné que la CAPE mesure la flottabilité d’une parcelle d’air par rapport à son environnement, elle peut être utilisée pour estimer la force maximale des courants ascendants dans une tempête et, par conséquent, la gravité de la tempête. Si vous voulez de grosses tempêtes, vous avez besoin d’une grande CAPE. Période.

CIN est l’antithèse de CAPE : alors que CAPE mesure la flottabilité positive et la force de la convection possible, CIN mesure la flottabilité négative et la résistance à la convection. CIN est délimité par la température de l’environnement à droite et la température de la parcelle ascendante à droite, et est mesuré depuis le LFC jusqu’à l’endroit où la température de l’environnement et la température de la parcelle sont identiques, ce qui est presque toujours la surface. Dans cette zone, la température de la parcelle est inférieure à celle de l’environnement, ce qui rend la parcelle plus dense et la fait couler en l’absence de tout forçage extérieur. Le CIN atteint généralement un pic en début de matinée et diminue au cours de la journée à mesure que le soleil réchauffe la surface.

Le CIN est en fait un ingrédient nécessaire aux tempêtes violentes car il permet à la CAPE d’atteindre des niveaux énormes en empêchant la convection et le mélange de l’atmosphère pendant les heures du matin. Lorsque le chauffage de la surface érode finalement le CIN, les valeurs de CAPE ont atteint une taille astronomique et tout développement de tempête est explosif, conduisant à de puissantes supercellules avec de gros grêlons, des vents destructeurs et des tornades.

Voici un sondage classique de temps violent d’Oklahoma City qui a été pris 3 heures avant la tornade dévastatrice EF-5 de Moore, OK, en 2013. Voyez si vous pouvez trouver le LCL, le CCL, le LFC, l’EL, le CAPE et le CIN sur ce sondage!

Merci de lire, j’espère que vous avez appris quelque chose!

Écrit par Charlie Phillips – charlie.weathertogether.net. Dernière mise à jour 17/5/2017

1. Service météorologique national (n.d.). Diagrammes Skew-T Log-P. Récupéré le 10 mai 2017, de http://www.srh.noaa.gov/jetstream/upperair/skewt.html
2. University Corporation for Atmospheric Research (n.d.). Maîtrise du skew-T. Consulté le 17 mai 2017, de http://www.meted.ucar.edu/mesoprim/skewt/
3. Ladd, R. (2014, 25 avril). Les bases d’un sondage de temps violent. Consulté le 17 mai 2017, à partir de http://wx4cast.blogspot.com/2014/04/the-basics-of-severe-weather-sounding.html

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