Earth
Orage convectif
Regardez un après-midi d’été construire un orage au-dessus de la prairie : le soleil chauffe le sol, la couche de mélange s’épaissit le long de l’adiabatique sèche et ronge le couvercle au-dessus d’elle, et la particule soulevée - sèche jusqu’à son niveau de condensation, puis saturée le long de la pseudo-adiabatique - montre sa CAPE et sa CIN sur un tableau de sondage à côté du ciel. Des cumulus de beau temps se tiennent à la base des nuages, à environ 125 m de hauteur par kelvin d’écart au point de rosée, jusqu’à ce que les thermiques portent la particule au-delà de son niveau de convection libre ; alors la tour monte à la vitesse du panache, un courant ascendant à entraînement bien en dessous de la formule fermée sqrt(2 CAPE), et s’étale en enclume au niveau d’équilibre. Sa pluie déclenche un courant descendant froid dont le front de rafales étouffe la cellule. Renforcez le couvercle et l’orage ne vient jamais ; asséchez l’air en altitude et le courant de sortie devient plus froid.
Ce qui se passe
Le sondage de 9:00 : 24 °C au sol, 6,5 K/km jusqu’à une inversion de couvercle de 300 m à 1,8 km, plus chaude de 2,5 K que ne le ferait le gradient, 7 K/km au-dessus jusqu’à une tropopause à 12 km, isotherme au-delà ; 1000 hPa au sol, pression hydrostatique en formule fermée. Un flux de chaleur sensible de 400 W/m² à 13:00 (lever du soleil 6:00, coucher 20:00) chauffe une couche de mélange qui suit l’adiabatique sèche g/cp depuis la température de surface jusqu’à sa rencontre avec le sondage ; son contenu de chaleur ρ·cp·∫(T − T_morning)dz égale la chaleur fournie. La particule de surface (point de rosée 17 °C) monte sèche jusqu’à son niveau de condensation exact, puis le long de la pseudo-adiabatique avec la pression de vapeur de Murphy–Koop, RK4 tous les 100 m ; B = g·(Tp − Te)/Te donne LFC, EL, CAPE et CIN. Un panache d(w²/2)/dz = B − g·f·q_c − 2ε·w²/2 part de la vitesse convective w* = (g·h·H/(ρ·cp·T))^(1/3) ; l’orage éclate quand il porte la particule au-delà du LFC et au-dessus de −10 °C à 1 m/s ou plus. La tour monte alors à la vitesse du panache, l’enclume s’étale à l’EL de π·a²·w_EL sur 2 km d’épaisseur (a = 2.5 km), le flux de condensat ρ·w·q_c remplit le nuage ; dix minutes après que la tour a passé −10 °C, la pluie atteint le sol, le chauffage cesse et l’eau nuageuse s’écoule selon dW/dt = C − W/τ avec τ = top/(8 m/s), la moitié en pluie ; le courant de sortie froid étouffe l’ascendance un temps de chute plus tard. Un courant descendant saturé depuis 3 km donne la DCAPE, la poche froide et un front de rafales √(2·g′·500 m) ; la foudre suit le taux de Price–Rind de la hauteur du sommet du nuage.
À essayer
Regardez le couvercle tenir en début d’après-midi et les cumulus s’épaissir ; lisez CAPE, CIN et la base des nuages face à la règle des 125 m/K ; mettez l’entraînement à zéro et comparez l’ascendance avec √(2 CAPE) ; renforcez le couvercle jusqu’à ce que l’orage ne vienne jamais ; asséchez l’air en altitude et regardez le courant de sortie devenir plus froid.
Le modèle et ses limites
Théorie de la particule avec un panache unidimensionnel et une couche de mélange en bloc : pas de correction de température virtuelle, pas de glace, pas de cisaillement du vent, pas de dynamique nuageuse résolue et pas de modèle électrique - la tour, l’enclume, le rideau de pluie et la foudre sont dessinés d’après les chiffres de la particule, et le taux d’éclairs est la loi empirique de Price–Rind. Une seule cellule ordinaire, étouffée par son propre courant de sortie ; la couche de mélange garde son rapport de mélange du matin. Les chiffres appartiennent à cet après-midi idéalisé.
Équations du module
Équations ρ·cp·∫(T − T_m) dz = ∫H dt, T = T_s − (g/cp)·z below h dT/dp = (R_d·T/p + L·r_s/(p − e_s))/(cp + L·∂r_s/∂T), B = g·(T_p − T_e)/T_e d(w²/2)/dz = B − g·f·q_c − 2ε·w²/2, w_EL = √(w0² + 2·(CAPE − CIN)) at ε = f = 0 dW/dt = ρ_b·w_b·q_c − W/τ, DCAPE = ∫ g·(T_e − T_d)/T_e dz, c = √(2·g′·h)
