Flottabilité

La flottabilité correspond à la force ascendante qui agit sur une particule d’air en réponse à une différence de densité entre la particule et l’air environnant. Cette force provoque l’accélération verticale de la particule d’air. Par conséquent, les processus de flottabilité sont à la base de la génération de courants convectifs ascendants et descendants. Plusieurs facteurs contribuent à augmenter ou à diminuer la flottabilité des particules d’air. L’augmentation de la température potentielle et de la teneur en vapeur d’eau augmente la flottabilité, tandis que l’eau des nuages et les précipitations la réduisent.

Pour de mouvements à grandes échelles, la flottabilité et la force du gradient vertical de pression ont tendance à s’annuler. De tels déplacements sont en équilibre hydrostatique.

Pour les mouvements à petites échelles, comme dans le cas de la convection, la flottabilité peut dépasser de manière significative la force du gradient vertical de pression. Les accélérations verticales qui en résultent peuvent être encore plus importantes que celles habituellement associées aux mouvements à grande échelle. Ces mouvements sont appelés non hydrostatiques.

Lorsque le cisaillement vertical du vent est faible, la flottabilité constitue le paramètre de contrôle dominant des courants convectifs ascendants et descendants. Plus le cisaillement est fort, plus il y a d’interactions entre le courant ascendant et le cisaillement; celles-ci augmentent ou annulent l’accélération verticale.

Stades du processus de flottabilité

Tous les stades

Les processus de base associés à la flottabilité au sein d’une tempête convective sont illustrés sur ce schéma du cycle de vie d’une cellule ordinaire évoluant dans un environnement sans cisaillement vertical du vent.

Stade 1

Dans un environnement instable, une fois que l’air s’élève jusqu’à son niveau de convection libre (NCL), il continuera à s’élever tant qu’il demeurera plus chaud que l’air qui l’entoure.

Le niveau de convection libre est l’altitude à laquelle une particule d’air soulevée devient plus chaude (moins dense) que l’air environnant. Une fois que la particule atteint le NCL et devient moins dense que l’air environnant, elle continuera à s’élever librement jusqu’à ce qu’elle devienne aussi froide (aussi dense) que l’air environnant. Ce nouveau niveau atteint correspond au niveau d’équilibre (ou NE).

Stade 2

À un moment donné, la particule atteindra un niveau d’équilibre où sa température sera égale à celle du milieu environnant. Étant donné que la particule garde une certaine quantité de mouvement vers le haut, une ascension additionnelle peut se produire au-delà du niveau d’équilibre. Celle-ci constitue le sommet protubérant au-dessus de l’enclume. Enfin, étant donné que les particules sont désormais plus froides que leur milieu environnant, elles redescendent vers le niveau d’équilibre. Par la suite, les particules peuvent osciller verticalement aux alentours du niveau d’équilibre, en s’amortissant avec le temps. À mesure que le processus se répète, les particules d’air s’accumulent à ce niveau et se propagent latéralement, ce qui formera l’enclume du nuage.

Pendant tout ce temps, l’humidité se condense dans le courant d’air ascendant et son poids finira par être trop important pour pouvoir être soutenu par ce courant en altitude. Par la suite, les précipitations vont commencer à retomber à travers le courant ascendant.

Stade 3

Étant donné que la charge des précipitations peut réduire considérablement une flottabilité positive, l’effet initial des précipitations consiste à entraîner l’air vers le bas, comme le montre l’animation, et au départ, il s’agit du facteur contribuant le plus à la force d’un courant descendant.

Les autres processus contribuant au refroidissement du courant descendant comprennent : 1) l’entraînement de l’air plus sec dans les niveaux moyens, et 2) l’évaporation de la pluie lorsqu’elle tombe en dessous de la base des nuages. Ces deux processus permettent de rendre le courant descendant plus froid que l’air environnant, renforçant ainsi son accélération vers le bas.

Des études ont montré qu’une grande partie du courant descendant provient de l’air environnant entraîné dans les niveaux moyens d’une tempête, généralement entre 3 et 5 km au-dessus du niveau du sol.

Stade 4

Lorsque le courant descendant atteint la surface, il se disperse, formant ainsi le bassin d’air froid. Le courant descendant et le bassin d’air froid en expansion représentent les dernières étapes du cycle de vie de la cellule. À ce stade, la flottabilité est entièrement négative.

Diagramme de Herlofson

Qu’est-ce qui fait qu’une particule d’air flotte? Nous savons que lorsqu’une particule d’air est plus chaude que son environnement, elle s’élève. En effet, lorsqu’une particule d’air non saturée située près de la surface s’élève, sa température suivra une adiabatique sèche. Son point de rosée suivra une ligne constante de rapport de mélange. Lorsque l’adiabatique sèche traverse la ligne constante de rapport de mélange, l’air devient plus saturé et la condensation commence. Il s’agit du niveau de condensation par ascendance. À mesure que la particule continue à s’élever, elle suivra une adiabatique saturée. Par conséquent, la particule d’air ascendante devient plus chaude et moins dense que l’air environnant. Tant que l’ascendance le long de l’adiabatique saturée est plus chaude que l’environnement, la particule d’air demeure moins dense que l’air environnant et continue de s’élever. Cette condition est appelée instabilité. S’il n’y a pas d’inhibition de la convection bloquant l’ascension de la particule d’air ascendante, tel qu’il est illustré dans cet exemple, le niveau de condensation par ascendance devient le niveau de convection libre (NCL). En cas d’inhibition de la convection, le niveau de convection libre peut être plus haut que le niveau de condensation par ascendance, mais jamais plus bas. L’inhibition de la convection sera abordée plus loin dans le présent leçon.

Le meilleur outil pronostique que les prévisionnistes peuvent utiliser pour estimer le potentiel des processus de flottabilité est un diagramme thermodynamique tel que le diagramme de Herlofson. En suivant les courbes appropriées d’ascendance et de descendance de la particule, un prévisionniste peut utiliser un diagramme de Herlofson pour estimer le potentiel des courants ascendants et descendants d’une cellule de convection. Nous explorons ces méthodes plus tard dans ce leçon.

Indice de soulèvement

L’indice de soulèvement (LI) est un simple paramètre utilisé pour caractériser le degré d’instabilité dans un environnement donné. Il est calculé en soulevant une particule d’air représentative à partir de la surface, le long de l’adiabatique sèche, jusqu’à son niveau de condensation par ascendance, puis le long de l’adiabatique saturée jusqu’à une altitude supérieure, généralement 500 hPa. Ensuite, il faut soustraire la température de la particule soulevée de la température observée à cette altitude.

Lorsque la particule soulevée est plus froide que l’environnement à 500 hPa, l’indice de soulèvement est positif, des conditions de flottabilité négatives sont présentes, et la particule va redescendre. Inversement, lorsque la particule soulevée est plus chaude que l’environnement à 500 hPa, l’indice de soulèvement est négatif, des conditions de flottabilité positives sont présentes, et la particule va continuer à s’élever. Des indices de soulèvement inférieurs à zéro laissent entendre par conséquent, qu’il y a un potentiel de convection, et des indices de soulèvement inférieurs à −4 indiquent un potentiel de convection sévère. Des indices de soulèvement de −10 à −12 ne sont pas rares le printemps et l’été dans les plaines du centre des États-Unis.

L’indice de soulèvement est une estimation du potentiel de convection facile à calculer. Toutefois, étant donné qu’il n’est calculé qu’à une seule altitude, il existe de nombreuses situations dans lesquelles il n’est peut-être pas adéquatement représentatif du véritable potentiel de convection. C’est pour cette raison que l’indice de soulèvement ne doit pas être utilisé sans également se référer à la totalité des observations en altitude.

EPCD

Une estimation plus complète de la poussée hydrostatique peut être calculée en déterminant la différence de température entre la courbe d’ascendance et le milieu environnant, à toutes les altitudes, à partir du niveau de convection libre jusqu’au niveau d’équilibre. En additionnant toutes ces différences de température, on parvient à un nombre égal à l’aire positive entre les deux courbes, comme on le voit sur cette figure. Cette aire fournit une mesure des effets intégrés des différences de température potentielles entre la particule ascendante et son environnement. La mesure quantitative de cette aire positive est appelée EPCD, ou énergie potentielle de convection disponible. L’EPCD est mesurée en unités de joules par kilogramme (J/kg). La plupart des sondages mesurent l’EPCD.

Pour le calcul de l’EPCD, nous élevons normalement une particule qui reflète les valeurs moyennes de la température et de l’humidité dans la couche la plus basse de 50 à 100 hPa. Cette couche représente les conditions moyennes de chaleur et d’humidité qui alimentent les tempêtes convectives.

L’EPCD environnementale qui caractérise les tempêtes convectives est souvent de l’ordre de 1 000 à 2 000 J/kg. Toutefois, des valeurs supérieures à 5 000 J/kg sont parfois observées.

Souvenez-vous de toujours utiliser l’EPCD conjointement avec les observations en altitude complètes, de manière à évaluer la force des inversions dans les bas niveaux, la hauteur du niveau de convection libre, ainsi que d’autres facteurs liés à la répartition verticale de l’EPCD qui pourraient également moduler la convection.

Équation Wmax

L’EPCD est un paramètre utile aux prévisionnistes entre autres, parce qu’elle est directement liée au potentiel de la vitesse maximale du courant ascendant, ou Wmax, comme le montre cette équation. Cette équation est dérivée d’une simplification de l’équation de la quantité de mouvement vertical où le mélange, la charge de l’eau, et les effets de la pression sont négligés. En réalité, ces simplifications signifient que la valeur Wmax surestime souvent par un facteur de 2 la valeur réelle du courant ascendant.

À l’aide de cette équation, une valeur EPCD relativement élevée de 2 000 J/kg indiquerait une Wmax de 63,2 m/s, ou, si on tient compte de la surestimation, une Wmax plus probable de 31,6 m/s, soit environ 65 nœuds.

Effets de l’entraînement et de la charge de l’eau – 1

L’effet net de l’EPCD sur une particule ascendante est fortement influencé par la répartition verticale de la flottabilité et de l’humidité dans les observations en altitude. Ces influences proviennent des effets de l’entraînement (mélange) et de la charge de l’eau.

Par exemple, les deux sondages disponibles ici indiquent des EPCD identiques, mais le sondage A indique que l’EPCD est concentrée dans la moitié inférieure du profil, alors que le sondage B illustre une répartition de l’EPCD sur une couche bien plus épaisse. Toutes choses étant égales par ailleurs, le sondage A produirait un courant ascendant plus fort que le sondage B, en particulier dans les bas niveaux. La principale raison étant qu’une particule d’air à la surface, selon le sondage A, accélérerait plus rapidement, ce qui ne laisserait pas assez de temps pour que l’entraînement de l’air sec et stable dans les niveaux moyens puisse réduire sa flottabilité nette. En outre, le courant ascendant plus fort dans les niveaux bas visible sur le sondage A entraînerait plus de précipitations en altitude, réduisant ainsi la quantité de précipitations qui tombent dans la partie la plus basse du courant ascendant. Cet effet permet de réduire la traînée vers le bas de la charge de l’eau dans la partie inférieure du nuage, ce qui aide à maintenir un fort courant ascendant. Bien que les effets négatifs de l’entraînement visibles sur le sondage B seront minimes, les effets additionnels de la charge de l’eau permettront de réduire de façon considérable la force maximale du courant ascendant par rapport au sondage A.

Effets de l’entraînement et de la charge de l’eau – 2

Contrairement aux deux sondages précédents présentant des EPCD identiques, ici les sondages A et B présentent des profils verticaux identiques d’EPCD, mais le sondage B indique des conditions plus sèches au-dessus de la surface. Le sondage A produirait un courant ascendant plus fort que le sondage B, mais le sondage B devrait produire un courant descendant beaucoup plus puissant.

L’entraînement de l’air sec des niveaux moyens dans l’air humide réduit la flottabilité, principalement par l’entremise du refroidissement. Par conséquent, cela affaiblira le courant ascendant et renforcera le courant descendant.

Inhibition de la convection (CIN)

Jusqu’à maintenant, nous avons ignoré la présence courante d’une inversion bloquante, dont la force est mesurée par l’inhibition de la convection. Cette inversion peut empêcher les particules se trouvant près de la surface d’atteindre leur niveau de convection libre. Par conséquent, l’inversion bloquante peut empêcher la formation de tempêtes, même en cas de grande instabilité en altitude. En présence d’une inversion bloquante, d’autres mécanismes sont requis pour déclencher la convection. En l’absence de soulèvement à la méso-échelle, il existe trois mécanismes communs permettant de surmonter une inversion bloquante :

1. Réchauffement (illustré ici)
2. Humidification
3. Soulèvement à l’échelle synoptique

Dans le cas du réchauffement, la présence d’une inversion bloquante peut empêcher la convection, alors que la température de la surface augmente. Comme la figure le montre, l’instabilité, mesurée par l’EPCD, continue d’augmenter jusqu’à ce que le réchauffement diurne élimine l’inversion bloquante. La convection qui s’ensuit peut être beaucoup plus puissante que si elle avait eu lieu plus tôt, avant qu’un réchauffement important ne se produise. Par exemple, une analyse des données provenant du centre des États-Unis a déterminé que plus l’inversion bloquante était importante, moins il y avait de chances que la convection se concrétise. Toutefois, si des tempêtes se formaient, elles seraient plus susceptibles d’être violentes si la CIN est élevée.

Surmonter la CIN par l’humidification

Une autre façon de surmonter une inversion bloquante consiste à ajouter de l’humidité dans la basse atmosphère. Cette animation montre comment l’humidification des bas niveaux augmente le point de rosée d’une particule d’air dans les bas niveaux. Sur le diagramme de Herlofson, cette humidification déplace la courbe d’ascendance assez loin vers la droite, de manière à ce que la particule d’air flotte tout au long de son ascendance, éliminant ainsi l’inhibition de la convection.

L’humidification dans les bas niveaux peut se produire par l’intermédiaire d’une advection d’air plus humide dans la région, ou localement par le biais de l’évaporation à partir d’une source d’humidité comme un lac ou un champ irrigué. Tel qu’il est illustré dans cette figure, l’advection humide dans les bas niveaux peut produire d’importants changements dans un court laps de temps pour surmonter les quantités relativement importantes de CIN. L’advection peut être importante même lorsque l’air est humide au départ. L’évaporation est plus efficace lorsque les conditions sont sèches au départ, ou lorsque seulement un faible changement est nécessaire pour surmonter la CIN.

Surmonter la CIN par l’ascendance à l’échelle synoptique

Un autre mécanisme commun permettant de surmonter l’inhibition de la convection est l’ascendance à l’échelle synoptique causée par le passage d’un front ou d’une onde courte. Ces processus ont tendance à soulever et affaiblir la couche d’inversion. Sur le diagramme de Herlofson, cela élimine efficacement l’inversion, déplace l’inversion vers la gauche, ou une combinaison des deux. Dans les deux cas, l’inversion n’empêchera pas la particule de continuer son ascension. Étant donné que ce processus fonctionne relativement lentement en tant que tel, il sera plus efficace s’il est associé au réchauffement diurne ou à une humidification de la couche limite.

Force du courant descendant : importance et contributions – 1

La force du courant descendant et du bassin d’air froid à la surface en résultant déterminent la force des vents de convection et la capacité du bassin d’air froid à déclencher de nouvelles cellules. Les principaux contributeurs à la force du courant descendant comprennent la charge des précipitations et l’évaporation.

La charge des précipitations ajoute efficacement du poids à la particule d’air en ascension. La charge des précipitations dépend à la fois de la quantité d’humidité dans les particules et de la force du courant ascendant, qui suspend au départ les précipitations.

L’évaporation rend la particule d’air descendante plus froide que l’air environnant. Cela rend l’air plus dense et, par conséquent, renforce le courant descendant. Les effets de l’évaporation dépendent de la quantité de précipitations qui peuvent s’évaporer, de la sécheresse de l’air dans lequel elles s’évaporent, et du type de précipitation.

Force du courant descendant : importance et contributions – 2

En général, il est difficile de prévoir les contributions nettes de la charge des précipitations à la force du courant ascendant. Toutefois, nous pouvons formuler des estimations raisonnables des contributions potentielles du refroidissement par évaporation en s’intéressant une nouvelle fois au sondage de l’environnement.

Consultez chacun de ces exemples sur l’estimation du potentiel du courant descendant.

Exemple 1

En général, le courant descendant prend naissance aux alentours du niveau minimal de la température potentielle du thermomètre mouillé, soit 3 à 5 km au-dessus du sol. Dans cet exemple, nous supposons que le courant descendant est produit à partir de 700 hPa et que des particules demeurent saturées de cette altitude jusqu’à la surface, et ne se mélangent pas au courant ascendant.

Nous pouvons estimer la trajectoire du courant descendant de la particule en déterminant sa température du thermomètre mouillé, puis, à partir de cette température, en suivant l’adiabatique saturée jusqu’à la surface. Sur le diagramme de Herlofson, nous déterminons la température du thermomètre mouillé en soulevant la particule le long d’une adiabatique sèche jusqu’à saturation. À partir de là, il s’agit simplement de suivre une adiabatique saturée jusqu’à la surface. Dans l’exemple présenté ici, on peut voir que la particule demeure plus froide que l’environnement tout au long de sa descente et, par conséquent, elle va accélérer vers le bas.

On peut calculer l’EPDD —un équivalent de l’EPCD pour le courant descendant— en intégrant les perturbations négatives de la température sur la profondeur de la trajectoire du courant descendant.

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Exemple 2

La température potentielle du thermomètre mouillé nous donne une estimation du refroidissement maximal que pourrait connaître la particule. Le refroidissement pourrait être moindre si la particule ne subissait pas d’évaporation pendant sa descente vers la surface. Elle suivrait alors l’adiabatique sèche, plutôt que l’adiabatique saturée.

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Exemple 3

Si l’air dans les niveaux moyens était plus humide, la température potentielle du thermomètre mouillé pourrait être plus élevée, et le potentiel de refroidissement et la force du courant descendant seraient alors moindres. Ce serait également le cas si l’air du courant descendant était mélangé avec l’air plus chaud et humide du courant ascendant.

Force du bassin d’air froid

En plus de contribuer directement à la force du courant descendant, les processus d’évaporation contribuent aussi à la force du bassin d’air froid en surface. Ce dernier détermine en grande partie la force des vents de surface sous la tempête.

La force d’un bassin d’air froid et des rafales en résultant est liée à la vitesse théorique de propagation du bassin d’air froid. Cette vitesse de propagation dépend quant à elle de deux éléments : 1) la profondeur du bassin d’air froid, et 2) sa température par rapport au milieu environnant. Des bassins d’air froid plus profonds et des différences de température plus importantes contribuent à des vitesses de vent plus élevées.

La vitesse de propagation du bassin d’air froid et le front de rafales ont une incidence sur la longévité de la tempête ou du système convectif. Si le bassin d’air froid se déplace trop rapidement et dépasse la tempête, il peut réellement couper l’approvisionnement en air chaud instable qui alimentait la tempête.