passiion

2. Vents violents résultants de forts courants descendants Les downbursts ( rafales descendantes ) ont été définis comme ayant des dimensions horizontales de moins de 10 km. Si la dimension horizontale d'un downburst est particulièrement petite ( inférieure à 4 km ), ils portent le nom de microburst - microrafale en français -. Ces critères de dimensions sont relativement arbitraires. Les microrafales ( ou macrorafales si la dimension est comprise entre 4 et 10 km ) sont produites par définition, par un courant descendant. Leur formation comporte une part thermodynamique et une part dynamique. Les rafales descendantes sont associées à une pression relativement élevée en surface. Cette haute pression permet d'évacuer l'excès de masse horizontalement. A noter que pour les downburst se produisant dans des environnements peu cisaillés, l'air froid en surface à rapidement tendance à jouer le rôle de coussin, qui fini par repousser les vents en altitude et limitant les dommages en surface. Dégâts associés à une microrafale. Source : Keraunos - Effets thermodynamiques L'effet thermodynamique dans la génération des courants descendants est relié à la génération de flottabilité négative qui peut être dû à deux mécanismes : un refroidissement latent et le contenu en précipitations (via le poids ). Le refroidissement latent est dû à l'évaporation de l'eau liquide ( gouttes de pluie ou gouttelettes nuageuses ), la fonte de la glace ( grêle, graupel, neige ) et la sublimation de la glace ( surtout la neige ). L'évaporation et la fusion sont plus importants dans la partie inférieure de la troposphère, en dessous du niveau de fusion, tandis que le refroidissement via l'effet de la sublimation est confiné à des altitudes plus élevées. Les trois phénomènes peuvent participer dans la génération de courants descendants. Les couches limites qui sont sèches ( humidité relative faible, base des nuages élevée ) sont favorables à la génération de flottabilité négative par évaporation des gouttes de pluie qui tombent dans une profonde couche d'air non saturé. Même dans les cas où la couche limite n'est pas particulièrement sèche, l'entrainement d'air sec depuis les niveaux moyens dans l'orage produit de la flottabilité négative également, conduisant à la formation de courants descendants. L'entrainement d'air sec aux niveaux moyens augmente généralement avec l'augmentation du cisaillement vertical et du vent relatif à l'orage. Cependant, il faut savoir que même si l'évaporation est importante dans la genèse des courants descendants, l'intensité de ces derniers n'augmente pas forcément avec la baisse en humidité de l'environnement ( pour une CAPE donnée ) notamment dû au fait que l'ascendance est affaiblie et également à cause d'un contenu en hydrométéores plus faible. En d'autres termes, pour une quantité d'eau liquide donnée, le refroidissement dû à l'évaporation augmente quand l'humidité relative de l'environnement diminue, mais le contenue en eau disponible pour l'évaporation est lui même affecté par l'humidité relative de l'environnement ( voir simulation ci dessous ). Simulations numériques d'un MCS. La colonne de gauche montre la simulation avec un environnement humide. Celle de droite une simulation avec un environnement sec. La CAPE dans les deux cas est de 4000 j/kg. Le niveau de fonte dans les deux simulations est à peu près au même niveau ( ~4 km). A et B représente le taux de refroidissement lié à l'évaporation de la pluie, C et D celui dû à la fonte de la grêle, E et F pour celui dû à la sublimation de la neige, G et H la fonte de la neige et I et J le taux de refroidissement total. Le refroidissement dû à l'évaporation ( et le refroidissement total ) dans le cas humide excède celui dans le cas sec. Figures : Richard James. Pour la glace, les simulations suggèrent que la sublimation et surtout la fonte peuvent être une source significative de flottabilité négative et sont même nécessaires pour produire des downbursts dans un environnement avec une forte stabilité statique en basse couche. La sublimation nécessite que l'humidité relative de l'environnement soit basse. D'un autre côté, la fonte augmente lorsque l'humidité relative augmente. Puisque la température de l'air près de la surface d'un hydrométéore est approximativement égale à la température de la T'w, la fusion ne se produit pas tant que les particules ne rencontrent pas une température de T'w supérieur à 0°C. Quand l'humidité relative augmente, les grêlons maintiennent une température plus élevée, dû à la moindre évaporation de l'eau en surface, ce qui renforce la fonte. L'altitude de la T'w 0°C est donc plus basse dans les environnements secs que dans les environnements humides ( et bien sur plus basse dans les environnements froids que chauds ). De ce fait, dans les environnements secs, moins de temps est disponible pour la fonte des particules de glace tombant vers le sol et donc moins de refroidissement lié à la fonte se produit. L'effet du poids des précipitations quant à lui est souvent important au début de la phase d'initiation du courant descendant, après quoi les autres effets deviennent plus prépondérants. - Effets dynamiques Les effets dynamiques, ou plus spécifiquement, les perturbations de pression dynamiques et leur gradients verticaux sont surtout significatifs dans les environnements avec un large cisaillement de vent vertical ( supercellules notamment ). Une anomalie positive de pression ( surpression ) est positionnée au côté au vent du courant ascendant et à l'altitude ou le cisaillement et la vitesse de l'ascendance sont les plus forts. En dessous de ce niveau, l'air est contraint à être accéléré vers le bas, même pour un air qui n'est pas en flottabilité négative. Les downburst qui se forment au niveau du RFD d'une supercellule, ayant une forte composante dynamique, sont souvent incurvés ( twisting microburst ). - Sous classe des microrafales/rafales descendantes On distingue les microrafales sèches dans lesquelles les précipitations atteignent très peu le sol. Le refroidissement est généré par la précipitation s'évaporant sous la base du nuage. Elles sont fréquentes dans les grandes plaines des USA les jours ou il existe une profonde couche limite et des bases nuageuses élevées ( >3 km ). Elles se produisent souvent avec des nuages convectifs peu profonds qui peuvent paraître inoffensifs à première vue. Des virgas sont observées très souvent sous la base nuageuse, indiquant une forte évaporation. De la même manière, les microrafales humides sont celles où les précipitations, souvent abondantes, atteignent le sol. Ce sont les plus courantes et sont forcées par une combinaison du poids des nombreux hydrométéores, de l'évaporation et de la fonte de la grêle. Microrafale sèche observée en vol. NCAR Parfois, des microrafales ne pénètrent pas jusqu'au sol si elles rencontrent une couche stable assez profonde. Cependant, si la couche est assez mince et/ou que le courant descendant est assez puissant, la pénétration de la rafale descente peut se produire, il peut alors se former ce qu'on appel un "heat burst" ou coup de chaleur, associé à une hausse marquée de la température en surface ( et d'une baisse de l'humidité souvent ).

Supercellule spectaculaire avec des phénomènes d'ondes de Kelvin-Helmoltz sur le bord avant: @JustonStrmRider

Vague de chaleur exceptionnelle en Asie, nombreux records de chaleur L'Asie est confrontée à une vague de chaleur exceptionnelle depuis le début du mois d'avril. Cette chaleur pré-mousson typique des mois d'avril et mai s'avère particulièrement intense cette année. De très nombreux records de chaleur Depuis le début du mois, et surtout depuis le 10 avril, l'Asie du Sud-Est fait donc face à des conditions exceptionnellement chaudes. Un premier pic de chaleur s'est produit entre le 12 et le 16 avril, au cours duquel de très nombreux records absolus de températures ont été battus. A cette occasion, le Cambodge, le Laos et les Maldives ont établi un nouveau record national de chaleur. Le 28 avril, c'est le record national de Thaïlande qui est tombé. Records nationaux absolus de chaleur : Avec 42,6°C relevés à Preah Vihea le 15 avril, le Cambodge établit donc un nouveau record national de chaleur. Ce record bat les 42,2°C du 13 avril 2016 qui lui-même bat les 41.1°C de Stoeng Treng atteints lors de la vague de chaleur de référence d'avril 1960. Avec 42,3°C relevés à Seno le 13 avril, le Laos a établi lui aussi un nouveau record national de chaleur. Cette valeur bat les 42°C de Savannakhet en mars 1933. Avec 34,9°C relevés à Hanimadhoo le 16 avril, les Maldives ont établi un nouveau record national de chaleur. Ce nouveau record bat les 34,8°C relevés en mars 1999 à Kadhdhoo. Enfin, avec 44,6°C relevés à Mae Hong Son le 28 avril, la Thaïlande a battu son record national de chaleur. Le précédent record de 44,5°C à Uttaradit datait de la célèbre vague de chaleur d'avril 1960. Autres records : D'autres records ont été battus durant ce mois. On notera les 48,5°C de Titlagarh en Inde, nouveau record national mensuel. Depuis le début des relevés, il n'avait jamais fait aussi chaud en Inde un mois d'avril. Toujours en Inde, la station méridionale de Bangalore a établi un nouveau record absolu (tous mois confondus) avec 39,2°C le 24 avril. Il n'avait jamais fait aussi chaud à Bangalore depuis le début des relevés. Le précédent record de 38,9°C datait de mai 1931 ! En Malaisie, il a fait 39,2°C le 10 avril à Batu Embung, soit la plus haute température relevée dans le centre du pays, très près du record national de chaleur qui s'établit à 39.5°C. A Singapour, la station de Pulau a affiché une température de 36,6°C le 13 avril, là aussi très près du record national de 37°C. Enfin en Birmanie, les relevés de températures sont parcellaires. Il a fait au moins 43°C à Mandalay ce 28 avril et en milieu de mois, certains postes ont atteint les 46°C. Le record national de chaleur (47.2°C à Myinmu en 2010 n'a pas été battu). D'après les réanalyses du NCEP, l'anomalie thermique positive, très marquée, atteint en surface 2 à 4°C sur la période 1er-26 avril 2016 entre Laos, Cambodge et Thaïlande : Des orages parfois violents ponctuent cette vague de chaleur Malgré la persistance de chaleurs accablantes, quelques foyers orageux parviennent à se développer. C'est le cas ce 28 avril sur le nord-est de l'Inde ou en Thaïlande. C'était également le cas le 24 avril en Birmanie, lorsqu'un orage de grêle a causé la mort de plusieurs personnes près de la capitale de l'Etat Shan. En Inde, les pluies orageuses concernent depuis plusieurs semaines le nord-est du pays. Des inondations ont provoqué des glissements de terrain dans le Nagaland, l'Assam et l'Arunachal Pradesh où 18 personnes ont trouvé la mort. En Birmanie, de violents orages ont sévie mi-avril. Plus de 1700 pagodes ont été endommagées par le vent et la grêle dans l'Etat Shan. Depuis le 19 avril, les violents orages ont frappé durement 40 localités des régions de Mandalay et Sagaing ainsi que les Etats Shan, Chin et Kachin. Plus de 1100 maisons ont été détruites, et 11600 endommagées. Au 25 avril, les autorités ont confirmé la mort de 14 personnes. Dans l'état Kachin, les camps de réfugiés ont été sévèrement endommagés. http://www.keraunos.org/actualites/fil-inf...s-asia-heatwave

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Partie 8 : Vents violents non-tornadiques sous orage 1. Introduction Les vents violents non-tornadiques sous orage sont pratiquement toujours liés au refroidissement créé par les précipitations ( évaporation, fonte ) durant leur chute. Une exception faite, dans certains cas, certaines supercellules peuvent être si intenses qu'elles génèrent un puissant vent vers l'orage ( inflow ) qui peut faire des dommages. Cette exception mise de côté, les vents destructeurs liés au flux sortant de l'orage peuvent être dû à des downburst - ou rafales descendantes en français - ( violent flux vertical qui atteint le sol et créer de forts vents généralement divergents autour du point d'impact ) ou alors à un gradient de pression horizontal entre le courant de densité d'un système orageux et l'environnement à l'avant, qui peut créer de forts vents sans nécessiter de forts courants descendants. Ce dernier cas tend à se produire après que plusieurs courant de densité provenant de plusieurs cellules aient fusionnés, conduisant à l'approfondissement du bassin d'air froid et à une hausse de pression en surface ( cf. http://img15.hostingpics.net/pics/702048zerf.png ). Les vorticités qui se forment à l'avant du courant de densité peuvent aussi contribuer aux vents violents. En ce qui concerne les downbursts, les rafales en surfaces peuvent être dû à un intense courant descendant, ou à un courant descendant relativement faible mais qui transporte du moment cinétique depuis plus haut ( par exemple, rapprocher un vent violent en altitude près de la surface ). Dans le cas des cellules orageuse isolées, la prévision du risque de forts vents en surface requiert d'identifier la présence ou non d'un environnement capable de conduire à la formation d'intenses courant descendants. Dans le cas des MCS, la prévision requiert d'anticiper la présence de MCS à longue durée de vie, qui peuvent produire de forts vents si leur RIJ ( jet de flanc arrière ) descend jusqu'en surface, ou simplement par leur profond bassin d'air froid en surface. Les supercellules peuvent également produire de puissants courants descendants. Par exemple, les vents au niveau des RFD les plus intenses peuvent atteindre la force d'une faible tornade. Des vents violents peuvent aussi avoir lieu dans des lignes de grains à sommet bas ( parfois sans tonnerre ) ou des bandes pluvieuses avec une faible CAPE, dans des environnements qui possèdent un puissant forçage synoptique. Les forts vents dans ces cas proviennent du transport de moment cinétique en altitude ( forts vents à 850 hpa par exemple), vers la surface par le système convectif. Un Derecho est un phénomène de vent violents généralisés associés à un MCS à longue durée de vie. Les vents violents qui y sont présents peuvent résulter de tous les phénomènes cités précédemment. Dans le cas des rafales descentes puissantes, les gens attribuent souvent les dommages à une tornade bien que le phénomène soit fondamentalement différent. Le motif des dommages lié aux downburst présente une forte composante divergente, alors que celui associé aux tornades présente une forte composante convergente. Microrafale humide, avec le front de rafales matérialisé par un nuage de basse couche là ou l'air est forcé de s'élever ( photo : NOAA ).

Pas très "climatique" mais un tremblement de terre a eu lieu ce matin près de la Rochelle en France :

Merci Bonne question. Il est vrai qu'on utilise parfois encore de l'iodure d'argent pour lutter contre la grêle. Il existe aussi des canons anti-grêle qui propagent des ondes de choc ( ça fait un sacré boucan! ) censées perturber la formation des gros agrégats de glace dans le nuage. Par exemple : Néanmoins, aucune de ces deux techniques n'ont pu démontrer leur efficacité. Dans un orage, il existe déjà des ondes de choc bien plus vastes ( le tonnerre ) liées à l'activité électrique dans le nuage, et cela n'a pas l'air d'être néfaste à la formation de la grêle. L'iodure d'argent, par contre, aurait un impact réel en augmentant le nombre de noyaux de congélation disponible ( embryons potentiels pour la grêle ). Cela dit, aucune preuve scientifique d'un effet minimisant sur la grêle n'a pu être mis en évidence. L'OMM a d'ailleurs publier un petit document sur ce genre de pratique. Le paragraphe sur la grêle dit ceci : Des technologies d'ensemencement glaciogéniques ont été utilisées sur le plan opérationnel dans de nombreuses régions du monde afin de réduire les dommages liés à la grêle. L'évaluation des résultats a été difficile et l'efficacité reste controversée. Des tentatives de supprimer la grêle avec des noyaux hygroscopiques ont été réalisées, mais n'ont pas donné de résultats tangibles. Certaines méthodes, telles que les canons anti-grêle ou les dispositifs d'ionisation n'ont aucune base physique et ne sont pas conseillés. http://www.wmo.int/pages/prog/arep/wwrp/ne...es_approved.pdf Pour ceux qui auraient lus les deux posts précédents sur la grêle, on voit qu'il y'a d'autres facteurs que la disponibilité en embryons qui entrent en jeu. Personnellement, je dirait qu'au mieux ça n'a aucun effet, au pire ça peut créer l'inverse de l'effet escompté.

Dégradation orageuse très sévère en cours aux USA. Des alertes aux tornades sont émises. Ci dessous, supercellule sur le Kansas : @KeraunosObs

Les Tn d'ici demain matin devraient être comprises entre -2 et 3 degrés ( hors côtes ). En cours de nuit et demain matin, une nouvelle zone d'averses devrait arriver via la Mer du nord, se faisant souvent sous forme solide ( de quoi blanchir encore les zones les plus exposées en altitude ) et persistant jusqu'en fin de journée. Tx entre 6 et 10°C, les plus hautes températures seront à nouveau cantonnées sur la moitié ouest. On continue donc d'être sous l'influence de la partie côté occidentale de ce thalweg d'altitude très froid :

2. Prévision du risque de grêle D'après la discussion qui précède, il est évident que la prévision de la taille des grêlons atteignant la surface est compliquée, puisqu'elle nécessite la connaissance de nombreux processus non observables. Tout ce qui est prévisible est une estimation grossière de la vitesse maximale du courant ascendant ( basée sur la CAPE et le cisaillement ) et du degré de fonte que les grêlons subiront une fois qu'ils quitteront la base du nuage ( basée sur l'altitude de la T'w 0°C ). Comme précisé dans le paragraphe 1, même un courant ascendant puissant ne garanti pas une formation de gros grêlons dans le nuage, à cause de l'importance que jouent les trajectoires des hydrométéores dans le nuage et de la quantité d'eau en surfusion. Et même si des gros grêlons se forment dans le nuage, il n'est pas garantie qu'ils atteignent le sol, suivant la façon dont ils vont tomber et des conditions qu'ils vont rencontrer durant leur chute ( fonte marquée, chute dans l'ascendance etc ). La CAPE et le niveau de T'w 0°C sont les paramètres les plus utilisés dans la prévision du risque de grêle. Malheureusement, les observations montrent que la taille des grêlons est mal corrélée à ces deux paramètres ( probablement à cause de toutes les interactions complexes citées dans la partie 1. A mesure que le cisaillement augmente, les trajectoires des grêlons ou des embryons deviennent très complexes ). De plus, la CAPE n'est pas toujours une très bonne estimation de l'intensité que les courants ascendants auront dans la réalité. Son utilité diminue à mesure que les conditions s'écartent de la théorie de la particule. Cependant, des études ont mis en évidence que le niveau préférentiel de croissance de la grêle se situe entre les isothermes -10/-30°C dans le nuage . Il serait donc judicieux de considérer la CAPE de façon particulière dans cette zone, en s'aidant d'un radiosondage par exemple. Bien que, individuellement, l'utilité de la CAPE, du niveau T'w 0°C et du cisaillement est limitée, le fait de les considérer ensemble est probablement la meilleure stratégie de prévision pour la grêle. Une forte CAPE ( d'une manière générale, une forte accélération verticale, en particulier au niveau -10/-30°C ), un fort cisaillement et un niveau T'w 0°C bas est favorable à de la grosse grêle. http://thevane.gawker.com/ Fin de la partie 7. Source : Mesoscale meteorology in midlatitudes - Paul M. Markowski. & NOAA

Enroulement assez sympathique du système dépressionnaire, qui fait rapidement suite au front froid dans ce flux nordique. On peut noter la prédominance de nuages convectifs autour du centre dépressionnaire, associés à de l'air très froid en altitude. ( Cliquez pour agrandir ).

Impressionnante supercellule en Turquie hier : @Severe-weather.EU

Bien que cela n'ai plus de rapport avec l'hiver, la synoptique actuelle en serait digne. Jusqu'à nous faire oublier que dans un cadre plus large, pas grand chose n'a changé ( anomalie du 1 au 22 avril ) : Notre coup de froid n'était pas encore installé à ce moment là. Si l'on ajoute la moyenne des prévisions, on devrait finir sur un tableau qui aurait cette allure ( attention aux échelles ) : El nino est nettement en phase de déclin, et va probablement laisser place à un événement la Nina ( dont l'intensité reste à définir ). Les anomalies globales devraient donc se faire moins explosives qu'en début d'année, mais il semble qu'à ce niveau on ai franchit un nouveau palier. Langue d'anomalies océaniques plus froides en train de faire surface et marquant à priori la transition El nino -> La nina. Prévisions de l'ENSO.

Ce soir et cette nuit, la limite d'un front froid à caractère convectif devrait continuer à s'enfoncer vers le sud. Une advection d'air froid en basse couche devrait rapidement suivre ce passage frontal, avec un risque de neige principalement cantonné à l'est ( Ardennes notamment ) ou une tenue est évidemment probable. Les Tn devraient s'échelonner de -2 à 1 degrés ( hors côtes ). Demain matin, une zone d'averses potentiellement marquées ( associée à de l'air très froid en altitude ) approchera la Belgique par le nord. Les précipitations se feront sous forme solide ( neige/neige roulée/grésil ) avec des baisses rapides de température à leur passage ( isothermie ). Le nord et le nord-est du pays semblent plus exposés, même si ce risque aura rapidement tendance à se généraliser dans la journée. Les Ardennes risquent encore de blanchir. Les Tx du jour ne voleront pas haut encore une fois, de 7 à 9 °C.

Il me semblait bien avoir remarquer l'absence de blagues depuis plusieurs jours

Gelées assez fréquentes ce matin en France, mais généralement faibles : @MF

Grosse grêle en Grèce : @Severe-weather.EU

Pour cette nuit, les températures vont encore une fois baisser mais sans excès ( entre 0/2°C, hors côtes ), les températures négatives se cantonnant surtout sur l'est, dans les coins les plus exposés. Les nuages qui arriveront en cours de nuit devraient apporter essentiellement de la pluie demain en plaine, avec un iso 0°C qui devrait remonter temporairement à plus de 1000 m en cours de journée. Températures maximales entre 7 et 10°c. A suivre pour lundi soir et la nuit suivant un risque de neige jusqu'en plaine.

Partie 7 : La grêle Image : Wikipedia 1. Formation La croissance des grêlons dépend d'interactions complexes entre les mouvements dans un orage et les particules qui le compose. La grêle croît principalement via la captation de gouttelettes nuageuses ou gouttes de pluies en surfusion. Quelques particules de glace sont présentes dans le courant ascendant d'un orage en raison d'une petite quantité de noyau de congélation, toutefois la majorité des hydrométéores qui compose l'ascendance restent en surfusion jusqu'à des températures très basses ( ~-30/40°C). Après une dizaine de minutes de croissance par dépôt de vapeur ( effet Bergeron ), les cristaux de glace deviennent assez lourds chuter par rapport aux gouttelettes en surfusion qui gèlent immédiatement après être rentrées en contact avec la particule de glace. Cette collection de gouttelettes conduit à la formation d'une particule de neige roulée ( ou graupel, voir photo plus bas ). A mesure qu'elle deviennent plus grosse, les particules de neige roulée captent de plus en plus de gouttes qui gèlent instantanément, conduisant à la formation d'une couche de glace de faible densité ( opaque ). Si la croissance continue, la particule de glace voit sa température augmenter jusqu'au environs du 0°C en raison de l'énergie libérée lors de la fusion ( chaleur latente de fusion ), et de sorte que les gouttes ne gèlent plus instantanément au contact de la particule. L'air à le temps de s'évacuer avant que l'eau ne gèle, ce qui conduit à la formation d'une couche de glace plus dense et transparente. La croissance peut se poursuivre tant que le grêlon est maintenue dans une zone ou la concentration en eau surfondue est importante. La taille finale que le grêlon peut atteindre est une fonction de la concentration d'eau surfondue dans la région ou le grêlon a résider. Le temps que dure cette résidence dépend de la virulence du courant ascendant et de la capacité du grêlon à faire plusieurs excursions autour du courant ascendant. La vitesse de chute de la grêle en fonction de sa taille est donnée en m/s dans la figure ci dessous. Les conditions idéales pour la croissance de la grêle sont atteintes quand la vitesse de chute du grêlon compense à peu près la vitesse de l'ascendance, lorsque des particules de glace entrent dans le courant ascendant, dans une zone ou la concentration en eau surfondue est élevée. Dans ce scénario, la grêle peut grossir de façon efficace pour un long moment. Les grêlons peuvent atteindre un diamètre de 10 cm ou plus si le courant ascendant est intense, et finalement, les grêlons tombent lorsque leur vitesse de chute dépasse celle du courant ascendant. Si la chute des particules de glace est faible et que le courant ascendant est très puissant (>35 m/s ), les particules peuvent simplement traverser l'ascendance et être éjectée vers l'enclume. Si le grêlon est éjecté en altitude, certaines trajectoires pourront le faire retomber dans le courant ascendant et répéter le processus jusqu'à ce que sa taille soit assez élevée pour qu'il chute. Les grêlons qui subissent plusieurs excursions verticales ont souvent plusieurs couches distinctes ( transparentes/opaques ) en raison de leur passage dans des régions de différentes teneur en eau liquide. En résumé, la croissance d'un embryon jusqu'à la taille de grêlon dépend de paramètres complexes entre les mouvement et la microphysique. Si l'ascendance est trop forte, le grêlon est éjecté, et si il est trop faible, le grêlon peut tomber prématurément. Particule de neige roulée ( aussi appelée graupel ) - www.geocaching.com - La taille du grêlon qui atteint le sol dépend aussi du taux de fonte qui se produit lors de la chute sous la base du nuage. Si l'altitude du niveau de fonte est élevée et que le grêlon tombe au travers du courant ascendant, un taux de fonte important peut se produire avant que le grêlon ne touche le sol. Un taux de fonte moins élevé se produit lorsque le grêlon tombe hors de l'ascendance, dans un environnement sec et/ou avec un niveau de fonte bas. Plus le niveau de T'w 0°c est bas, moins la fonte sera importante. Les grêlons peuvent aussi tomber à travers un courant descendant, dans ce cas ils tombent plus vite et fondent moins, toutes choses étant égales par ailleurs, car moins de temps est disponible pour la fusion.

Quelques orages dans le SO et l'extrême SE de la France aujourd'hui : @Keraunos

Cette nuit les températures devraient s'abaisser jusqu'aux environs du 0°C, surtout sur l'intérieur et l'est ( Ardennes notamment ) où l'on pourrait tourner autour de -1 °C. A partir de la fin de nuit et demain, un régime de giboulées devrait s'installer avec des averses possibles sous toutes les formes ( pluie/neige/grésil ) jusqu'en plaine. Les maximales devraient être comprises entre 6 à 9°C, avec des variations potentiellement marquées sous les averses ( isothermie ).

En effet, j'en ai aussi aperçu quelques uns hier matin. Ces derniers jours ont continué à encourager l'expulsion du pollen des arbres ( soleil, petit vent...), le risque allergique se maintient donc à des niveaux très élevés sur la moitié nord de la France ( principalement le bouleau, et le charme aussi qui commence à disperser pas mal par endroits ).

Le changement sera sensible demain avec des températures maximales de 8 à 11 degrés, et la présence de petites averses qui devraient se mettre en place dans ce flux de nord.

5. En conclusion Arrivés au bout de ce chapitre sur les systèmes convectifs de méso-échelle, j'aimerais faire quelques précisions en me basant sur cette publication de Houze : http://onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/2004RG000150/full Le soulèvement et la formation de nouvelles cellules convectives à l'avant ou sur n'importe quelle autre partie d'un MCS structuré et mature, est relativement différente de ce qui se passe dans les cas idéalisés de simples multicellulaires. Dans le cas d'un système convectif qui est assez massif pour agir comme une source de chaleur stable sur l'environnement, cette énergie est propagée vers l’extérieur du système par des ondes de gravité, et stratifient les couches à proximité. On se retrouve donc avec toute une couche d'air qui est soulevée au dessus du courant de densité ( et pas simplement des courant ascendants qui sont forcés depuis la couche limite comme dans le modèle classique ). Certainement que dans les premiers stades, la convection a bien sa source dans la couche limite, mais une fois que le système s'est organisé assez massivement pour produire une source de chaleur locale, la dynamique est régie par un rééquilibrage constant via des ondes de gravité. Dans des études sur des systèmes réels, cette couche soulevée obliquement variait de 1 à 5 km d'épaisseur, donc plus épaisse que la couche limite (1). Cette couche est en instabilité convective potentielle mais conserve bien sa structure cohérente de couche en pénétrant dans le système (2). Une fois entrée dans le MCS, l'instabilité de cette couche serait libérée par des phénomènes d'ondes de gravité piégée. Ce phénomène d'onde serait d'ailleurs également responsable de certains saut dans la propagation des MCS, alors mêmes que le front de rafales du système n'est clairement pas responsable (3). 1. 2. 3. D'un autre côté, n'ont été présentés ici qu'un panel limité de structures de méso-échelle, mais la diversité de ces dernières est quasiment infinies, il faudra donc savoir interpréter des éléments généraux dans des contextes précis. Un MCS peut aussi se présenter sous la forme d'un amas peu structurés de cellules se développant aléatoirement. On le voit donc, la complexité des systèmes orageux s'écarte très largement du cas type de la cellule isolée que l'on a pu voir dans le chapitre 1. Fin du chapitre 6. MetED & Houze.