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Air motion - variables

Dans cette section, vous pouvez trouver des variables et des indices liés au mouvement de l'air dans l'atmosphère, qui sont utilisés pour les orages et les prévisions d'orage, entre autres.

Vorticité

Tourbillon à 500 hPa et pression au niveau de la mer sur l'Océanie

Tourbillon à 500 hPa et pression au niveau de la mer sur l'Océanie

Vorticité relatif est une mesure de la rotation des fluides sur un axe vertical relativement à la surface de la Terre. Les couleurs indiquent la force de la vorticité relative, le rouge pour la rotation positive (rotation dans le sens inverse des aiguilles d'une montre) et le bleu pour la vorticité négative (sens horaire), respectivement. Les isobares pour la pression atmosphérique sont parfois combinés sur la carte. Les cartes sont relatives à une altitude spécifique (en hPa).

Tourbillon positif dû au cisaillement

Tourbillon positif dû au cisaillement

Tourbillon positif dû à la courbure

Tourbillon positif dû à la courbure

La vorticité positive au niveau de 500 hPa est souvent associée aux cyclones et dépressions dans la topographie de 500 hPa.
La vorticité positive se développe dans un champ de vent avec une courbure anti-horaire et/ou due au cisaillement avec des vitesses plus grandes sur la droite, comme montré dans la direction d'écoulement.

Tourbillon négatif dû au cisaillement

Tourbillon négatif dû au cisaillement

Tourbillon négatif dû à la courbure

Tourbillon négatif dû à la courbure

La vorticité négative se développe dans un champ éolien avec une courbure horaire et/ou due au cisaillement avec des vitesses plus grandes sur la gauche, comme montré dans la direction d'écoulement.
La vorticité négative au niveau 500 hPa est souvent associé avec un temps agréable et des crêtes dans la topographie à 500 hPa.

La vorticité est une mesure importante et est utilisée pour localiser de manière dynamique les zones actives et les fronts. L'équation oméga, une équation utilisée pour diagnostiquer le déplacement vertical (ou l'oméga en unités de pression), lie vorticité et déplacement vertical. Elle dit que: une plus grande vitesse ascendante se produit où il y a une plus grande advection de vorticité positive par le vent thermique.

Vent thermique

Vent thermique

La vorticité géostrophique au niveau 700 hPa est souvent utilisée comme valeur représentative pour l'équation oméga. Désormais, le vent thermique est simplement une construction mathématique (vecteur différence entre les vents géostrophiques à deux altitudes ou pressions différentes) et non un vent actuel. Afin d'examiner le vent thermique, des cartes de densité sont nécessaires.

Une carte de densité entre deux pressions différentes (par ex. 1000 et 500 hPa) est une mesure de la température virtuelle potentielle moyenne au sein d'une couche, où bleu est froid et rouge est chaud. Le vent thermique est parallèle aux contours de la densité. Un paquet plus proche de couleurs de densité indique un gradient de température horizontal plus marqué et donc un vent thermique plus puissant. Par la relation au vent thermique, le gradient de température horizontal provoque le changement du vent géostrophique avec l'altitude (montré par un vecteur de vent thermique).

Notez que si les lignes de densité (couche de température) croisent les lignes de pression, il y a une advection d'air chaud (Le vent est parallèle aux lignes de pression et plus fort si les isobares [lignes de pression constantes] sont proches les unes des autres).
Une vitesse d'ascendance plus grande favorise les nuages et des précipitations plus fortes et c'est donc une autre bonne raison pour rechercher la vorticité. Il peut être compliqué d'évaluer le déplacement vertical à partir de la vorticité; la raison est historique. Si cela vous intéresse, examinez simplement le graphique de la vitesse verticale.

Hélicité

L'hélicité est une mesure de l'intensité de rotation trouvée dans l'air ascendant d'une tempête. Par conséquent, c'est une variable qui définit l'intensité de la vorticité en continu (c'est à dire, cisaillement directionnel). S'il y a une rotation importante dans l'air ascendant d'une tempête, la tempête deviendra probablement une supercellule et pourrait éventuellement engendrer des tornades.

L'hélicité est exprimée en m²/s². Des valeurs supérieures à 100 m²/s² indiquent un orage fort, alors que les tornades sont susceptibles d'être>150 m²/s². Les valeurs pour l'hélicité sont données pour un intervalle de profondeur spécifique de l'atmosphère (par exemple 0-3 km).

Notez toutefois que cela ne devrait pas être utilisé comme un outil automatisé pour prévoir des tornades, c'est plutôt un facteur qu'un météorologue expérimenté considère avec beaucoup d'autres lors de l'émission d'avertissements de tornade.

CAPE (Énergie Potentielle Convective Disponible)

L'Énergie Potentielle Convective Disponible (CAPE) est une mesure de l'instabilité à travers la profondeur de l'atmosphère, et est liée à la force de courant ascendante dans les orages. Il définit la quantité d'énergie (dans une parcelle d'air) qui est disponible pour la convection. Il est proportionnel à la vitesse verticale potentielle maximale dans un courant ascendant. Le CAPE est mesuré en joules par kilogramme (J/kg). Plus la valeur est élevée, plus le risque de phénomènes météorologiques violents, comme les orages. Par exemple, un CAPE supérieur à 2500 J/Kg indique une forte instabilité, alors que les orages lourds peuvent dépasser 5000 J/Kg.

Imaginez une parcelle d'air comme un ballon rempli d'air. Parce que l'air chaud est moins dense que l'air froid, le ballon monte tant qu'il est plus chaud que l'environnement. Dans ce cas, la température du ballon diminue avec un taux de 1 Kelvin par 100 mètres. Par conséquent, la température de l'atmosphère doit diminuer plus de 1 Kelvin par 100 mètres pour une montée illimitée. Maintenant, le ballon a plus d'énergie que l'environnement car l'air chaud contient plus d'énergie que l'air froid. Cette énergie est disponible pour l'élévation du ballon. En plus de cela, une humidité plus élevée augmente également la quantité d'énergie. Ensemble, la température et l'humidité génèrent la quantité totale d'énergie disponible pour l'élévation (au sens météorologique: convection), qui est exprimée avec CAPE. Par conséquent, CAPE est basé sur les propriétés de l'air du ballon (parcelle d'air) par rapport à l'environnement. Par exemple, CAPE est plus élevé avec une plus grande différence de température entre la parcelle d'air et l'environnement. Avec CIN, CAPE peut vous donner des informations sur la possibilité d'orages.

Convective inhibition

Convective inhibition (CIN) représente la quantité d'énergie qu'une parcelle d'air doit atteindre le niveau de convection libre (convection: voir aussi courant ascendant convectif). Il est exprimé en joules par kilogramme (J/Kg). Des orages lourds sont peu probables si le CIN est importante, bien que la présence de CIN n'empêche pas le développement de l'orage tant qu'il n'est pas trop élevé. Par exemple, un CIN bas (<50J/kg) indique un capot atmosphérique faible qui peut facilement être brisé par chauffage de surface, alors que le CIN élevé (> 200J/kg) empêche un développement d'orage. CIN est donné comme une valeur à travers la profondeur de l'atmosphère car elle est indépendante de l'altitude.

Imaginez une parcelle d'air en tant qu’un ballon rempli d'air. Le ballon monte tant que la température est plus élevée que l'environnement. Mais si la température environnante est plus élevée, la hausse est entravée. Par conséquent, le ballon doit être porté à un niveau où il peut augmenter librement, ce qui est le niveau de convection libre. Cette action nécessite une certaine quantité d'énergie, qui s'exprime par l'inhibition convective. Ainsi, CIN décrit simplement l'énergie nécessaire jusqu'à ce que la parcelle d'air puisse augmenter seule, car elle est plus chaud que l’environnement.

Ensemble avec CAPE, CIN vous donne des informations sur la possibilité d'orages par exemple.

Courant ascendant convectif

La convection est le transport vertical de la hausse de l'air dans l'atmosphère en raison de l'instabilité atmosphérique. Cela peut conduire à la condensation et à la formation de nuages. Les masses d'air chaud augmentent quand il y a un taux de décharge positif. Par conséquent, la convection se produit lorsque le soleil chauffe le sol et l'atmosphère inférieure par exemple. L'air chaud augmente du fait qu'il est moins dense que l'air froid. Cela signifie que l'air chaud est plus léger que l'air froid dans les mêmes conditions de pression et continue à augmenter tant qu'il reste plus chaud que l'environnement. Ainsi, le facteur stimulant pour la convection est la différence de densité. C'est le même principe que dans les milieux aquatiques: Imaginez un ballon rempli d'air que vous mettez sous l'eau. Ce qui se passe, c'est que le ballon monte immédiatement à la surface, simplement parce qu'il est moins dense que l'eau, semblable à la convection dans l'atmosphère.

Le courant ascendant convectif décrit la vitesse des masses d'air ascendantes. La vitesse élevée est une indication de fortes courants d'air ascendants. Les vitesses sont exprimées en mètres par seconde (m/s). Le courant ascendant convectif se produit jusqu'au niveau où la convection s'arrête en raison de la stabilité atmosphérique. Dans cette étendue verticale, les vitesses sont données en tant qu’une valeur indépendante de l'altitude.

Couplé avec une forte humidité, le courant ascendant convectif élevé est une indication du risque d'orage.

Lifted index

La température du sol est calculée et comparée à la température réelle à une hauteur de pression spécifique. La différence entre les deux valeurs est le "lifted index". Par conséquent, lifted index (LI) est une mesure sans dimension de l'instabilité atmosphérique et est exprimé avec des valeurs comprises entre -6 et +6.

L'air est stable pour un indice positif et instable pour les indices négatifs.

LI Conditions
> 6 très stables
1 à 6 stables, orages peu probables
-2 à 0 légèrement instables, des orages possibles avec la présence d'un mécanisme de levage (par exemple, avant froid, chauffage diurne, etc.)
-6 à -2 instables, orages probables, certains graves lorsque le mécanisme de levage présente
< -6 très instables, orages violents avec mécanisme de levage

LI est principalement utilisé pour les prévisions d'orage. Par exemple, les valeurs négatives indiquent des courants ascendants plus fortes où les orages peuvent se développer. De l'autre côté, un LI de zéro ou supérieur indique des conditions stables, où les orages sont peu probables. Dans les cartes, le LI est donné en valeur indépendante de l'altitude.

K-index

K-index (sans dimension) sert à mesurer le potentiel d'orage et à prévoir de fortes pluies. Cela dépend de la température et de l'humidité et repose sur l'équation suivante:

k-index = 850 hPa Température – 500 hPa Température + 850 hPa Température du point de rosée – 700 hPa Déficit du point de rosée

Une valeur de K-index plus élevée signifie généralement un plus grand potentiel d'orage. Cependant, le K-index ne fonctionne pas bien avec les systèmes de basse pression à l'échelle synoptique, alors qu'il fonctionne mieux pour le développement de l'orage en masse d'air. En outre, le K-index ne doit pas être utilisé pour déterminer la gravité de l'orage.

k-index Potentiel d'orage
< 20 orages peu probables
20 à 25 orages isolés
26 à 30 orages dispersés
31 à 35 quelques orages
36 à 40 nombreux orages
> 40 risque très élevé d'orages

Le K-index est indépendant de l'altitude, car il est calculé avec des variables à différentes altitudes. Par conséquent, il existe une valeur affichée par une colonne atmosphérique dans les cartes.