Carte précipitation :

Parfois la carte peut être hachuré par des traits blancs, cela indique que les précipitations peuvent se faire sous forme de neige.
Aidez-vous de la légende au bas de la carte.
Petit conseil : Les précipitations vues par le modèles font partie des paramètres « finaux », tout prévisionniste qui se respecte ne peut se résoudre à appuyer sa prévision dessus. Il faut donc d’abord envisager une étude des paramètres directement liés à la dynamique comme la carte de 1.5PVU et le tourbillon absolu présentés tous les deux plus bas.
Nous rajouterons que cette version de GFS présente un maillage de 50km…. A l’échelle d’un département ça représente beaucoup et le moindre décalage risque d’entraîner une erreur dans votre prévision.
De même, les hachures en hiver sur la carte, sont pratiques car elles ciblent les zones à analyser pour prévenir le risque de neige. Mais en aucun cas on ne peut se contenter d’une lecture littérale du modèle, il faudra ensuite analyser le profil vertical de la masse d’air pour voir si effectivement des précipitations peuvent se produire sous forme de neige.

Le ptit plus : A l’occasion de plusieurs lectures, nous avons remarqué que GFS met des fois des précipitations qui n’existeront pas en réalité… la question qu’il faut se poser à chaque fois que l’on consulte une carte de Précipitations est : Pourquoi le modèle prévoit des précipitations à tel endroit ?
La réponse est à rechercher ensuite dans les autres cartes disponibles (par exemple, on peut rechercher la signature d’une frontogenèse, voir si l’air est potentiellement instable). A vous de rectifier le tir sur l’intensité des précipitations en fonction des éléments synoptiques mis en jeu.
Pour la neige, rien de mieux qu’une bonne coupe verticale, en prenant soin de regarder là où traîne l’iso 0°, sachant que la limite pluie neige peut s’abaisser bien plus bas en fonction de l’isothermie, généralement on considère que c’est 400m au dessous de l’iso 0°. On peut parfois observer une LPN (limite pluie neige) s’abaissant jusqu’à 600/700m au dessous de l’iso 0° dans le cas d’une forte instabilité.
A noter que l’on ne peut appliquer cela près de la mer, car c’est généralement par là qu’on retrouve les anomalies chaudes… la LPN se rapproche alors sensiblement de l’iso 0°, disons 100m au dessous de l’iso 0°.

Carte Vent moyen :

Les flèches indiquent la direction du vent à 10mètres du sol. Aidez-vous de la légende pour estimer sa force moyenne.
Petit conseil : En dehors de la sensibilité du vent… il est intéressant de se servir de ce paramètre pour voir les zones où les vents convergent. En effet dans une masse d’air chaude et initialement instable la présence de ligne de convergence est à prendre en compte, car très favorable à la convection. On retrouve un forçage des vents près des fronts, et généralement on observe une convergence des vents de part et d’autre de la trace au sol du front. On peut ainsi juger de la dynamique engendrée par le front.

Nébulosité à 3 étages :

La carte nébulosité représente la masse nuageuse qui est prévue. La couleur représentée est l'altitude de la masse nuageuse, sachant que les nuages de haute altitude sont privilégiés.

Les altitudes représentées sont :
- blanc : basse altitude
- jaune : moyenne altitude
- rouge : haute altitude

Petit conseil : à consommer avec modération…

Carte Température :

Voici les températures prévues.
Petit conseil : réajuster les températures à l’échelle locale est un exercice qui nécessite une bonne connaissance géographique de la zone dans laquelle on désire prévoir le temps, mais c’est un exercice qu’on ne peut passer outre, autrement c’est l’erreur assuré.
Le ptit plus : Attention aux grandes conurbations urbaines, surtout sur la région parisienne, ces dernières ne sont visiblement pas intégrées au modèle. Par exemple on retrouve souvent la même température, le matin, à Paris et à Melun pourtant la différence observée est énorme… Melun étant éloigné de l’îlot de chaleur.

Carte humidité :

La carte représente la prévision de l'humidité relative au sol. Plus les zones sont blanches, plus l'humidité sera présente et plus des brumes, brouillard ou stratus (nuages bas) peuvent être présent.
Petit conseil : l’humidité relative au sol, est très difficilement gérée par le modèle, le maillage étant en plus énorme… donc tout comme la nébulosité, à lire à titre indicatif.

Carte pression :

Sur la carte, les lignes noires représentent les isobares (lignes avec la même pression)
Pression au niveau de la mer, lorsque la pression est inférieure à 1015hpa, c'est généralement signe de mauvais temps (dépression) et au contraire si les isobares sont supérieures à 1015hPa, c'est généralement signe de beau temps.
Plus les isobares sont resserrés plus c'est signe de temps venteux.
Petit conseil : Une carte qui ne présente pas un intérêt fulgurant en elle-même… mais il est toujours intéressant de jeter un coup d’œil au gradient.
Le ptit plus : pour une économie de temps, passez directement à la carte de géopotentiel à 500hPa, les Pmer (pression au niveau de la mer) y sont aussi reportées.

Carte de géopotentiel à 500hPa :

Les lignes blanches représentent les Pmer tous les 1hPa, renforcées tous les 5hPa.
Les lignes grises sont des lignes qui joignent tous les points où la température est la même à 500hPa soit 5574 m.
Les plages de couleur représentent le géopotentiel à 500hPa. Voici une petite explication concernant le géopotentiel : Admettons que la carte vous donne à un endroit, 524gpdam. Cela signifie que vous devrez aller à 5240m pour trouver le niveau de pression 500hPa. Or il est dit plus haut que le niveau de pression 500hPa se trouve habituellement à 5574m. Autrement dit, on doit descendre plus bas que d’habitude pour trouver le niveau 500hPa.
Petit conseil : Le géopotentiel est intéressant dans la mesure, ou il permet de voir l’atmosphère dans sa globalité… c'est-à-dire pas en deux dimensions mais en 3 dimensions… Si l’explication de tout à l’heure était compréhensible, on a compris qu’il y a des endroits où l’on doit monter ou descendre pour retrouver des niveaux de pression. Donc on peut voir par là qu’il y a des endroits où l’on a des bosses (quand on doit monter) et d’autres des creux (quand on doit descendre). Or dans la météorologie ces bosses et ces creux ont toute leur signification, quand y a une bosse, la circulation est anticyclonique (dans l’hémisphère nord) et dans un creux on tend à une circulation cyclonique. On pourra retenir que quand le géopotentiel est bas il y a généralement de l’air froid dessous car l’air froid c’est dense et ça se tasse. Et à l’inverse de l’air plus chaud sous les haut géopotentiel. Le géopotentiel permet aussi de voir des flux, il suffit pour ça de suivre les isohypses, par exemple il y a celle qui est considérée comme la frontière entre bas et haut géopotentiel : la 552. Et de les suivre d’est en ouest… Il peut être intéressant de suivre le gradient entre les isohpyses témoignant d’un flux dynamique. La température à 500hPa peut aussi se révéler utile, notamment dans le cas d’air chaud en basse couche se superposant à une baisse de la température à 500hPa ce qui favorise nettement l’instabilité.
Le ptit plus : c’est une carte qui peut se voir comme un préliminaire à la prévision. Elle donne un aperçu de manière rapide sur ce qui se passe. Selon le prévi, on pourra jeter un coup d’œil à la tropopause tout d’abord… Dans le jargon du prévisionniste le géopotentiel est Z, celle à 500hPa se nomme Z500.

Carte de température à 850hPa + Géopotentiel à 850hPa

Comme il est dit dans le titre, cette carte représente la température à 850hPa. Il n’y a donc pas de difficultés particulières pour lire cette carte. Pour le géopotentiel, même raisonnement que précédemment… sauf que cette fois l’altitude standard est 1457m.
Petit conseil : Une carte peut être un peu superficielle, mais qui a l’avantage de permettre de voir la qualité d’un air chaud ou d’air froid au simple coup d’œil, d’observer l’advection de telle ou telle masse d’air. Simplement on voit sur des forums, bon nombre de gens prévoir la neige grâce à la température à 850hPa en se disant que à partir de -5°C c’est à coup sur de la neige. Il est évident que ceci est bien trop simpliste comme raisonnement… il arrive très souvent d’avoir du -8 à 850hPa et de la pluie en dessous, à l’inverse de voir du -1/-2 et de la neige… tout est affaire de profil vertical de la masse d’air. La température à 850hPa est donc à consulter à titre indicatif.
Le ptit plus : pour aller plus vite, les previ appellent ce paramètre la T850

Iso 0°C

Loin d’être inutile, ce paramètre représente les altitudes où l’on atteint la température 0°C et aussi sont ajouté les épaisseurs entre 1000 et 500hPa (en dam). Plus l’épaisseur est élevée plus l’air est chaud, au contraire plus l’air est froid.
Petit conseil : La fameuse épaisseur 528 est censée déterminer la limite entre la pluie et la neige en plaine. Mais dans la pratique, cela ne marche pas si souvent que ça, on peut très bien ne pas être englobé par la 528 et voir de la neige quand même. D’ailleurs la réciproque est vraie aussi. L’attrait de ce paramètre c’est que vous voyez en un clin d’œil les zones à risque de neige. Mais cela n’empêche pas (bien au contraire), en complément, de regarder une coupe verticale ou un sondage.
Le ptit plus : L’iso 0° est aussi bien pratique dans le cas où l’on a affaire à un redoux… L’iso 0° va permettre de donner la progression de ce dernier par la zone de contact entre l’air froid encore plaqué au sol et l’air doux qui envahit les basse couche. Cela se traduit par un gradient extrêmement resserré. Sur une coupe cela fait une belle pente au niveau de l’iso 0°C. On peut aussi reconnaître la signature d’un front selon la discontinuité de l’iso 0°C

CAPE et LI

Petite explication sur le LI et la CAPE… Commençons par le LI qui est le plus simple à comprendre :
On prend une particule d’air, on la soulève jusqu’à 500hPa, durant son trajet, elle va suivre l’adiabatique sèche (voir l’explication sur le radiosondage dans la rubrique analyse) puis en montant elle va finir par devenir saturée et suivre la pseudo adiabatique. Ainsi elle va avoir une certaine température. Le LI est la différence entre la température de l’air environnant (représenté par la courbe d’état) et la température de la particule. Par exemple si la température de l’air environnant était -7 et que la température de la particule était -1 on aurait
-7-(-1) = -6
Pourquoi c’est synonyme d’instabilité ? Parce que la température de la particule est plus élevée que celle de l’air qui l’entoure, donc à cause de sa densité elle va grimper encore plus haut. Son LI est donc négatif et sa flottabilité est positive… A l’inverse si la température de la particule est plus froide que l’air qui l’environne, la flottabilité sera négative et le LI positif.
Passons à la CAPE :
On suit, une particule qui s’élève en empruntant l’adiabatique sèche puis après avoir atteint son point de condensation, suit la pseudo adiabatique. Cette fois ci on ne s’arrête pas à 500hPa on continue jusqu’au bout, c'est-à-dire jusqu’à « l’équilibrium level » qui est le moment ou la température de la particule est identique à celle de l’air qui l’entoure. Sur le Radiosondage on va finir par avoir un espace entre le trajet suivit par la particule qui sera matérialisé par l’adiabatique humide à partir de son point de condensation et la courbe d’état. L’aire entre les deux courbes donne la CAPE. Plus l’aire est grande et plus on aura une énergie qui sera susceptible d’être par la suite transformée en énergie dite cinétique dans les mouvements ascendants…
Petit conseil : Ces deux paramètres sont fort utiles en cas de contexte synoptique favorable à la convection, ils ne sont pas à négliger… néanmoins si on y réfléchit le LI est un paramètre qui peut présenter un inconvénient majeur : il n’est calculé qu’à un seul niveau : 500hPa. Il faut donc se méfier du potentiel convectif donné par le LI car il n’est pas toujours représentatif de l’ensemble du sondage. De ce point de vu la CAPE paraît plus complète puisqu’elle intègre l’ensemble du sondage. Il y a toutefois un autre problème qui peut se poser avec la CAPE… celui de la CIN qui est l’inhibition convective. Il s’agit d’une inversion, donc un réchauffement en prenant de l’altitude qui fait que la particule s’élève normalement en suivant l’adiabatique sèche mais une fois arrivée à son point de condensation se trouve plus froide que l’air qui l’environne et ne peut plus s’élever… la CIN est l’aire entre l’inversion de la courbe d’état et la trajectoire de la particule. Pour vaincre cette inhibition il peut y avoir trois moyens :
-la couche sous l’inversion se réchauffe
-la particule atteint la saturation plus rapidement qu’avant par un apport d’humidité par exemple et peut passer l’inversion
-un soulèvement en bloc par des ascendances synoptiques qui soulève l’inversion et la convection peut prendre.
Imaginons donc qu’à un instant du run de GFS, la CAPE soit perturbée par la CIN, mais que par une ou plusieurs des 3 causes l’inhibition soit levée juste après, on aura mal évalué le potentiel convectif. Pour une évaluation optimale il sera donc utile de consulter le RS et de voir les possibilités qu’au moins une des causes donnée ci-dessus intervienne. Des études américaines ont par ailleurs montré qu’une convection au départ inhibée par une CIN puissante puis rendue possible par une levée subite de l’inversion, rendait accru le potentiel de violence de l’orage. Cas de la convection explosif…
Le ptit plus : La CAPE est intimement reliée aux courants ascendants, une formule simple permet d’évaluer la vitesse potentielle maximum du courant ascendant.
Racine (2 * CAPE) mais il y a juste une petite rectification à faire car cette formule ne tient pas compte des mélanges, de l’eau dans le nuage et des effets de la pression, en divisant par deux on obtient une bonne approximation. On comprend que plus la CAPE est grande et plus la vitesse max du courant ascendant pourra être importante.

Thêta E ou température potentielle équivalente

Si on ne la connaît pas, alors il est grand temps de se mettre dans le bain. Ce paramètre ultra utile est comme son nom l’indique une température bien qu’elle soit un peu trafiquée.
Prenons une particule soulevons la… elle suit l’adiabatique sèche puis à la saturation, l’adiabatique humide. Le but c’est de la soulever jusqu’à ce que toute l’eau soit condensée. Seulement, peut être savez vous que la condensation est responsable de la libération de chaleur latente ce qui fait que notre particule va continuer de se refroidir mais moins rapidement que si elle était sèche ou humide. C’est pour cela que la courbe des pseudo adiabatiques est moins inclinée vers la gauche que celle de l’adiabatique sèche sur l’émagramme (cf. l’analyse). La chaleur latente va se transformer en chaleur sensible (celle qu’on peut mesurer par le thermo). Une fois que toute l’eau contenue par la particule est condensée on considère que toute la chaleur latente a été transformée en chaleur sensible. Puis on fait descendre la particule par une adiabatique sèche jusqu’au niveau de pression 1000hPa.
Dans le calcul de la thêta E on tiendra compte de la chaleur que l’on pourrait qualifier de totale, c'est-à-dire la chaleur sensible + la chaleur latente (que l’on a transformé en sensible pour la mesurer).
Nous ajouterons que plus la température de la particule est chaude lors du début de la condensation plus elle pourra contenir d’eau et plus il y en aura à condenser. Et donc plus on aura de chaleur latente transformée en chaleur sensible. Ce paramètre est une grandeur conservatrice car on conserve l’énergie libérée lors de la condensation. La température potentielle équivalente augmente lorsque la température et/ou le pt de rosée augmente. Et ne subit pas de variations subites lors des évolutions générées par les mouvements verticaux (elle résiste au foehn par exemple). En fait elle ne varie que lorsqu’il y a échange de chaleur entre la particule à laquelle elle se rapporte et le milieu environnant. Les variations de thêta E vont indiquer des pertes ou des gains de chaleurs. C’est donc un très bon traceur de masse d’air… des zones ou la thêta E varie brutalement sont des zones d’activité frontales généralement ou des zones dites baroclines (à fort gradient). Grâce à la Thêta E on va pouvoir zoner les fronts… mais aussi déterminer l’anomalie chaude présente dans une dépression, savoir l’influence du secteur chaud. Bref tout plein de choses utiles.
Petit conseil : Si il y a bien un paramètre sur lequel il ne faut pas passer outre, c’est bien celui-ci. A consommer sans modération donc…. Si les zones de gradient (frontogenèse) sont à surveiller, les zones de thêta E élevées sur de vastes superficies le sont aussi. Car la thêta E n’est pas un paramètre qui se déguste tout seul. Autrement ce serait comme une salade sans vinaigrette. Elle marche de paire avec la 1.5PVU dont nous parlerons plus loin. Ainsi si vous observez une zone de hautes thêta E qui se phase avec une anomalie de tropo… BOOM !
Le ptit plus (pour les plus experts) : La signature du front froid dédoublé se repère sur une coupe verticale de présentant les Thêta E, en effet la trace du front d’altitude précède celle du sol, on a donc un gradient bien incliné vers l’avant et non pas vers l’arrière comme c’est le cas avec le front froid type : anafront qui est pourtant moins courant. Mais c’est en réalité logique car la plupart des front froid qui arrivent sur la France sont d’anciens anafront qui ont évolué en front froid dédoublé du fait que l’air froid a finit par s’infiltrer à l’étage moyen vers 500hPa.

Vent à 850hPa :

Pas de changement par rapport au vent à 10m, c’est la même lecture.
Petit conseil : Il faut repérer les zones de maximum de vents qui sont appelées : jet de basse couche. Ce sont souvent des signatures de fronts… sauf dans le cas du mistral bien entendu. On peut éventuellement observer un cisaillement de vent par rapport au vent à 10m… utile dans le cadre d’une convection.

Vent à 500hPa :

Pas de changement par rapport au vent à 10m, c’est la même lecture.
Petit conseil : cette carte n’apporte pas grand-chose mis à par l’appréciation du flux…

Point de Rosée :

C’est la température à laquelle il faut refroidir l’air pour obtenir un début de condensation.
Petit conseil : Utile pour prévoir brumes ou brouillards… à coupler avec la carte de températures. A réadapter néanmoins à la topographie du terrain. On peut repérer aussi la trace au sol du front avec l’orientation des Td (température du point de rosée) à la hausse lors du passage de l’anomalie chaude, fortement à la baisse à l’arrière du front froid. Néanmoins ce n’est qu’à titre indicatif. La Thêta E reste indispensable.

Température minimale et maximale

Température maximale et minimale sur 3h

Vitesses verticales :

La vitesse verticale est la variation de pression subie par unité de temps dans son déplacement par la particule atmosphérique. Une ascendance est repérable par une valeur négative à contrario, la subsidence est repérable par une valeur positive.
Petit Conseil : On ne peut pas utiliser ce paramètre… on doit l’utiliser. C’est pour rétablir un certain équilibre que dame nature déclanche la création d’ascendance ou de subsidence à l’échelle synoptique. C’est un phénomène pilier dans la cyclogenèse, dans la frontogénèse. Dans la formation des nuages par exemple, en effet l’humidité est tributaire du champ des vitesses verticales (vv pour les intimes), les ascendances qui s’établissent sur la troposphère apportent de l’humidité sur toute la couche tandis que la subsidence assèche l’air. Les anomalies de tropo sont responsables de la formation d’ascendances ou de subsidence à l’échelle synoptique, c’est donc un paramètre à mettre en relation avec ce que nous allons voir plus loin (1.5PVU). Quoiqu’il en soit il est essentiel d’observer les bandes d’ascendances et de subsidence qui s’organisent en dipôle au niveau des fronts. On peut voir l’organisation du front ainsi que sa désorganisation à partir des VV700. Se reporter aux analyses dans la rubrique du site correspondant pour les cas types. Très utile aussi au niveau des phénomènes convectifs.
Ptit plus : A coupler aussi avec des cartes représentant l’humidité à 700hPa, on pourra prévoir ainsi le retour d’éclaircies à l’arrière d’un front froid par exemple quand la subsidence générée par l’anomalie à la tropopause est responsable d’un assèchement. On pourra ensuite comparer cet assèchement à l’image de satellite réglée sur le canal de vapeur d’eau pour vérifier le comportement du modèle.

Tourbillon Absolu à 500hPa et 850hPa

Le tourbillon mesure la rotation de la particule d’air. Le Tourbillon est associé à deux types de mouvements : le mouvement circulaire et le cisaillement de vent. L’air est quant à lui soumis à ces deux mouvements du fait de l’entraînement du fluide par la rotation de la terre. Ces deux derniers sont représentés par le tourbillon relatif (relatif à la terre). Le Tourbillon absolu est la somme du Tourbillon relatif et du paramètre de Coriolis. Le Ta (tourbillon absolu) ne dépend que des variations locales du vent et de la latitude.
Concrètement : les axes de talweg sont associés aux axes de fort tourbillon absolu, les dorsales aux faibles TA.
Le TA permet de mettre en évidences les zones ou l’atmosphère subit un changement puisque c’est là que le TA varie donc les structures actives. Le TA est en fait un traceur du champ de vent, il matérialise les zones de divergence et de convergence synoptique du champ de vent.
Ainsi une diminution du TA indique un flux divergent et une augmentation est quant à elle liée à un flux convergent. Par exemple, si un creusement apparaît sur une surface isobare, il va y avoir une modification du champ de vent (divergence et convergence) qui va se répercuter sur le champ de TA. Quand le TA augmente à l’étage moyen (500hPa par exemple) et supérieur ça renforce ou crée les ascendances à l’étage inférieur. A l’inverse quand les valeurs diminuent ça renforce la subsidence.
Petit conseil : Tout cela n’est pas bien simple, il est vrai, alors voici un exemple concret au niveau de la prévision.
Imaginons qu’un noyau dépressionnaire se forme… cette zone de baisse est liée à des ascendances, cette modification du champ de pression fait dévier le vent vers le maximum de baisse. L’accélération du vent est orientée vers le centre du noyau dépressionnaire. La force de Coriolis va dévier le vent vers la droite. Le vent qui en résulte converge vers le centre dépressionnaire tout en tournant dans le sens inverse des aiguilles d’une montre : création de Tourbillon cyclonique. C’est pourquoi il faut regarder le TA à 850hPa attentivement dans le cadre d’un système actif. Par exemple dans le cadre des fronts, on peut ensuite cibler nettement les zones les plus actives, le TA représentant de manière synthétique ce qui se passe au niveau du champ de vent. Les noyaux et axe de forts TA à 850hPa sont synonymes de forts cisaillements mais également de convergence que l’on rencontre dans les frontogenèses. Le TA à 500hPa est peut être un peu moins utile mais permet de visualiser les ondes synoptiques (axes de talweg associés aux axes de fort TA et dorsales aux axes de faible TA). Il est à consulter avec le Z500.
Le Ptit plus : Il est fortement conseillé d’observer le TA850 dans les situations faisant intervenir une frontogénèse. On peut cibler les zones les plus actives grâce au TA. Mais il est nécessaire d’avoir une bonne expérience du paramètre. On peut aussi observer ce qui se passe sur des plages de thêta E élevées qui vont être perturbées par l’arrivée d’une perturbation de tropopause.

Altitude géopotentielle de la 1.5PVU et 2PVU

Elle est tout simplement indispensable à toute prévision. La PVU est la Potential Vorticity Unit, c’est donc l’unité du tourbillon potentiel. Or il se trouve que la tropopause dynamique est la surface correspondant à une valeur du tourbillon potentiel égal à 1,5 ou 2 PVU, limite entre l'air troposphérique et l'air stratosphérique. L’état de la tropopause est un préalable à toute prévision, c’est pour cela que l’on va s’intéresser au géopotentiel de cette surface d’égal TP. Imaginons, un géopotentiel de 700gpdam, cela signifie qu’on va devoir descendre à 7000m pour trouver la tropopause dynamique, 7000m correspondant à 410hPa à peu près. On devra descendre beaucoup plus bas que d’habitude et c’est pour cela que l’on parle d’anomalie de tropopause.
Petit conseil : le mieux et de se reporter à la rubrique analyse, tant on peut raconter de chose sur les anomalies de tropopause : http://www.meteociel.fr/analyse/index.php
Le ptit plus : Comparer la 1.5PVU à l’image satellite réglée sur le canal de vapeur d’eau vous permettra de savoir à coup sur si le modèle fait pas trop d’écart de conduite par rapport à la réalité, le zone de maximum de TP correspondant à de grosse intrusion d’air stratosphérique super sec dans la troposphère. On pourra aussi comparer avec une carte d’humidité relative à l’étage moyen.
On considère la Valeur de 2PVU aussi comme tropo dynamique, il faut appliquer exactement le même raisonnement que tout à l’heure.

Précipitations convectives

Précipitations issues de la convection, et nuages convectifs
Paramètre nouveau et encore à l’essai, à voir…

Température au sol

Températures observées entre jusqu’à 10 cm au dessus du sol
Il s’agit là encore d’un paramètre nouveau, à voir pour sa fiabilité… Si il est vraiment fiable ça pourrait être vraiment utile pour l’hiver et la neige au sol.