passiion

3.3 Caractéristiques Une coupe verticale à travers le noyau d'un bow echo représente un fort courant ascendant dressé verticalement à l'avant du système. Il y a aussi un fort RIJ aux niveaux moyens partant de l'arrière du système jusque derrière le courant ascendant. Puis il descend brusquement et se propage le long de la surface. Au-dessus du RIJ, le courant vers le haut s'incline vers l'arrière dans la zone de précipitations stratiformes. Comparez le modèle conceptuel à ces sections radar de réflectivité et de vitesse radiale à travers un bow echo. A noter que dans ce cas, le radar est à la gauche de l'orage qui s'éloigne du radar. La section de réflectivité montre une très forte zone convective profonde à la pointe du système avec très peu de précipitations stratiformes. Dans l'image de vitesse radiale, le RIJ reste très élevé ( ~ de 3 km) tout le long du trajet avant de plonger vers la surface. En outre, le courant ascendant du système est très vertical (représenté par la zone grise avec un soupçon de vert, qui est incliné légèrement vers l'arrière). Tous ces facteurs indiquent que le cisaillement vertical du vent était fort ce jour-là. Le champ de pression est caractérisée par une forte hausse de pression à la surface, associée à la piscine d'air froid, et une forte sous pression à moyenne altitude. Parce qu'ils ont tendance à se produire lorsque les valeurs de CAPE sont grandes, les bow échos ont des ascendances exceptionnellement "chaudes" au-dessus du courant de densité. La piscine chaude en altitude combinée avec la piscine froide de surface contribue au développement d'un RIJ exceptionnellement fort. - RIN ( rear inflow notch ) Comme mentionné dans la discussion du modèle conceptuel, il y'a une caractéristique de réflectivité créée par la RIJ appelée "l'encoche d'entrée arrière" ou RIN. La détection d'un RIN peut être utile pour identifier le potentiel accru de vents forts au sein d'une structure arquée. (NOTE, l'absence d'un RIN ne signifie pas qu'il n'y aura pas de forts vents de surface.) L'analyse de ces deux événements ont montré que, dans les deux cas, le RIJ est descendu et a crée des vents violents de surface.

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Un beau tuba ( ou petite tornade, une étude de terrain est en cours ) bien développé cet après-midi près de Bourges : http://www.keraunos.org/actualites/fil-inf...photo-tuba.html

Enneigement en montagne au 6 avril 2016 Depuis la fin du mois de mars, la prédominance de la douceur, des nuages et d'un vent de sud a nettement accéléré la fonte de la neige et a fait remonter les limites d'enneigement. La neige reste cependant bien présente en montagne. Sur la plupart des massifs alpins et pyrénéens, l'enneigement est conforme aux valeurs de saison ou légèrement excédentaire au-dessus de 1800 à 2000 m, souvent déficitaire en dessous. Sur de nombreuses pentes, la neige est teintée d'une couleur ocre. Ce phénomène remarquable par son ampleur, tout particulièrement dans les Alpes, est dû à du sable d'origine saharienne transporté dans l'atmosphère par les courants de sud de ces derniers jours, venu se déposer à la surface de la neige. Cette neige colorée va favoriser la fonte par une plus forte absorption du rayonnement solaire. Vosges, Jura, Massif central La fonte s'est nettement accélérée dans ces massifs et les limites d'enneigement sont remontées vers les sommets où les épaisseurs de neige ont perdu 40 à 50 cm en une semaine. Dans les Vosges, il reste une vingtaine de centimètres à 1200 m au Ballon d'Alsace. Dans le Jura, on trouve encore 15 à 30 cm vers 1300 m. Dans le Massif central, la neige a disparu en dessous de 1400 m mais l'épaisseur est encore de l'ordre d'1 m à 1500 m. Pyrénées L'hiver n'est pas complètement terminé dans les Pyrénées, où des accès de douceur printaniers sont suivis par de nouvelles chutes de neige, comme il s'en est produit ce mardi 5. Une couche de 20 à 40 cm est tombée en une journée au-dessus de 2000 m et la neige s'est abaissée jusque vers 1700 m. L'enneigement reste proche des valeurs de saison, il est légèrement déficitaire en dessous de 2000 m et excédentaire au-dessus. Sur la plus grande partie ouest des Pyrénées jusqu'en Ariège, la neige débute vers 1500 m, son épaisseur atteint 30 à 50 cm à 1800 m et augmente rapidement au-dessus de 2000 m pour dépasser 2 m à partir de 2400 m. Dans les Pyrénées-Orientales, la neige est présente à partir de 1800 m et son épaisseur augmente sensiblement au-dessus, pour atteindre 75 cm dans les versants nord à partir de 2000 m. Corse L'enneigement des montagnes corses a été globalement très déficitaire cet hiver. Malgré un maximum assez convenable au-dessus de 1600 m atteint vers la mi-mars, le manteau neigeux est de nouveau assez faible : la douceur et l'absence de regel ont en effet été très marquées au cours des dix derniers jours et la fonte s'est nettement accentuée, avec un manteau neigeux humidifié en profondeur. En dessous de 1800 m, la neige a pratiquement disparu au 6 avril. Vers 2000 m, l'épaisseur de neige est comprise entre 20 et 50 cm selon les versants. Le 6 avril, on relevait 85 cm à la Maniccia (2360 m), contre 1,60 m le 12 mars. Alpes du Nord Globalement, l'enneigement reste conséquent pour la saison, surtout au dessus de 1800 m. Douceur et vent de sud ont nettement accéléré la fonte depuis le 28 mars dernier et le manteau neigeux présente un caractère printanier. À moyenne altitude, après des chutes de neige bienvenues début mars, il y a eu ensuite tassement et fonte limitée. Dans la lignée de cet hiver globalement doux, l'enneigement est donc désormais faible en dessous de 1500 m : il ne démarre que vers 1300 m en versant nord, et il n'y a plus de neige dans les versants ensoleillés en dessous de 1600 à 1800 m, voire plus haut dans les massifs du Sud Isère. Plus haut, l'enneigement est par contre encore bon : à 2000 m, il est nettement excédentaire au cœur des massifs savoyards, avec près de 2 m de neige dans le Beaufortin ou en Haute-Tarentaise par exemple ; il est plus proche de la normale sur les massifs isérois et ceux accessibles à partir de la vallée de la Maurienne. Quelques relevés du mercredi 6 avril au matin : 85 cm aux Gets à 1500 m, 1,05 m à l'Alpe d'Huez à 1860 m, 1,20 m à la Plagne et 1,50 m aux Arcs vers 2000 m. Mais au col de Porte (1325 m), s'il y avait encore 65 cm de neige le 29 mars, il n'en reste plus que 20 cm huit jours plus tard. Alpes du Sud Comme dans les Alpes du Nord, l'enneigement est plutôt bon, car il a nettement bénéficié des chutes de neige de la première semaine de mars et de situations de " retour d'est ". De plus, la fonte a ensuite été assez limitée au cours du mois de mars, globalement frais. Les limites d'enneigement sont de l'ordre de 1600 m en versant nord et 2000 m en versant sud, des valeurs conformes aux moyennes de saison. À 2000 m en versant nord, l'épaisseur de neige est le plus souvent comprise entre 60 et 80 cm, le seul massif déficitaire des Alpes du Sud étant le Dévoluy. À 2500 m, l'épaisseur du manteau neigeux reste comprise entre 1m et 1,50 m. Quelques relevés du mercredi 6 avril : 35 cm à Serre Chevalier à 1900 m, 70 cm à Isola (1900 m) comme à Risoul (2100 m), 95 cm à la Foux d'Allos à 1900 m. http://www.meteofrance.fr/actualites/35419...au-6-avril-2016

3.1 Bow-echo - Qu'est ce qu'un bow echo ? Une des formes les plus importantes et les plus intrigantes d'organisation convective à méso-échelle est l'écho en arc. Les Bow échos sont relativement petits (20-120 km), en forme d'arc de cellules convectives qui sont connus pour la production de rafales de vent destructrices. En 2004 Klimowski et ses coauteurs ont défini un écho en arc comme une signature radar non transitoire en forme de croissant avec un gradient de réflectivité serré sur le bord d'attaque. Notez que cette définition n'est pas spécifique à la taille, la durée ou l'évolution du système, mais à sa forme et son association avec des vents forts. Fujita a été parmi les premiers à documenter l'évolution des bow échos. Un écho en arc commence souvent par une forte cellule isolée ou une petite ligne de cellules qui évolue en un segment en forme d'arc sur une période de quelques heures. Dans les premières phases, les tourbillons de fin de ligne ( cycloniques et anticycloniques ), appelés bookend vortices en anglais, sont évidents aux extrémités nord et sud de l'arc ( voir schéma ). Des recherches récentes indiquent que, bien que la plupart des échos d'arc vivent plusieurs heures, la phase de formation de l'arc se déroule souvent très rapidement. 3.2 Evolution d'un bow écho Ressemblant aux modèle des lignes de grains, ce modèle conceptuel montre une zone de faible écho derrière le noyau principal de l'arc, considéré comme un "Rear inflow notch" (RIN) ou entaille de flanc arrière. Cette encoche signifie souvent l'emplacement d'un fort RIJ. Des précautions doivent être prises lors de l'interprétation de l'imagerie radar en utilisant des données de vitesse Doppler si possible afin de vérifier qu'il existe une forte circulation près de l'encoche. Dans certaines cas,l'affaiblissement de la réflectivité qui laisse penser à une encoche est juste provoquée par l'atténuation du faisceau! Tout comme une ligne de grains courte, si un écho en arc persiste pendant plus de trois à quatre heures, la force de Coriolis va intensifier le tourbillon du Nord au détriment du tourbillon sud créant l'évolution asymétrique souvent observée. - Taille et intensité Les Bow échos suivent l'évolution symétrique à asymétrique des ligne de grains, mais à plus petite échelle. Leur intensité extrême est due en grande partie à leur taille relativement petite. En particulier, la plus petite distance entre les tourbillons de fin de ligne améliore l'effet de focalisation du flux de niveau intermédiaire entre les tourbillons, ce qui peut renforcer de manière significative le RIJ. La descente de ce jet à la surface produit des vents de surface extrêmes. Il est important de se rappeler que les échos en arc sont généralement un indicateur de vents intenses, pas un prédicteur. L'écho à la forme arquée en raison d'un flux intense concentré à l'arrière du système.

Les glaces du Groenland ont entamé leur fonte. Nouveau record de précocité (1ère fois que cela débute début avril): @KeraunosObs

Je ne savais pas ou mettre cela, ça concerne le lien statistique entre l'Enso et la saison des tornades en Amérique : http://www.aoml.noaa.gov/keynotes/keynotes...ooutbreaks.html

Je me baserais sur cette publication qui a fait un bon résumé des connaissances sur le sujet : http://onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/2006RG000199/full Dans ce sujet, je n'expliquerais pas comment fonctionne l'ENSO ni de ses impacts ailleurs sur le globe, j'en avais brièvement parlé ici : http://www.forums.meteobelgium.be/index.ph...=15626&st=0 , notamment pour expliquer les types "modoki". Sur ces sujets là, il y'a plein d'informations sur internet. Etant donné qu'on sait maintenant que l'ENSO a bien un impact observé et statistiquement significatif en Europe, il m'a semblé intéressant de faire une sorte de résumé traduit de ce que les études dans ce domaine nous apprennent. Transmission du signal ENSO-Europe Déjà, avant de commencer à parler de ce qu'on peut déduire en terme d'impacts sur l'Europe, on peut déjà introduire les mécanismes probants via lesquels l'ENSO peut moduler significativement le temps par chez nous. Il y'avait cette illustration qui faisait une sorte de résumé des différents mécanismes en jeu : El Niño peut éventuellement affecter le secteur de l'Atlantique Nord et Europe à travers les différentes chaînes de mécanismes du schéma, les principaux acteurs étant la région du Pacifique Nord, l'Atlantique tropical, et la stratosphère. La vision traditionnelle de téléconnections de l'ENSO avec l'espace européen de l'Atlantique est celle d'un effet en aval. Ce mécanisme a probablement été d'abord suggéré par Bjerknes [1966] et implique que la perturbation de la circulation sur le secteur du Pacifique Nord, en provenance de l'ENSO, se propage vers l'aval et conduit à un changement dans la structure d'onde quasi-stationnaire ( flèches grises ). Sur le secteur du PNA ( pacific north america ) la réponse à El Niño ressemble (mais pas exactement) à la phase PNA positive. Toutefois, le modèle d'émergence d'ondes sur l'Atlantique est moins claire que sur le Pacifique vu que le signal interagit avec une circulation extratropicale très variable. Le couplage Pacifique-Atlantique peut être amplifié ou modifié par interaction avec les continents ou la stratosphère. Moron et Gouirand soutiennent que le contraste thermique continent-océan qui se développe sur le nord-ouest de l'Atlantique Nord pendant les hivers El-nino (Figure ci dessous) réduit la cyclogénèse dans ce domaine, contribuant à un affaiblissement de la dépression d'Islande. Ulbrich et Christoph suggèrent un couplage Pacifique-Atlantique par des changements dans la croissance des ondes transitoires sur l'Atlantique via les changements de baroclinie. Honda et al. trouvent une bascule entre la dépression des Aléoutiennes et la dépression islandaise qui se développe à la fin de l'hiver. Elle est initié par une amplification de la dépression des Aléoutiennes et prend la forme d'un train d'ondes stationnaires qui se propagent dans l'Atlantique Nord. Castanheira et Graf soutiennent que la stratosphère pourrait être impliqué dans le couplage Pacifique-Atlantique, mais uniquement lorsque le vortex polaire est bien établi. Sur l'Atlantique Nord, des interactions supplémentaires peuvent prendre place et modifier le signal. Il a été montré que l'ENSO ne modifie pas uniquement les modes basse fréquence comme le PNA ou la NAO, mais affecte également les statistiques des ondes synoptiques ( ondes baroclines ). Un certain nombre d'auteurs suggèrent que les ondes transitoires peuvent être importantes dans le maintien ou l'amplification de la perturbation de l'onde stationnaire sur l'Atlantique Nord. Une perturbation initialement petite peut affecter la partie sensible de la trajectoire des dépressions de l'Atlantique Nord, qui, à travers une interaction avec l'écoulement moyen, peut produire un signal persistant de l'ENSO sur l'Europe. Ainsi, le signal trouvé en Europe peut résulter tant de la composante basses fréquence que haute fréquence et comprend donc les interactions entre les différentes échelles de flux. Lin et Derome, en utilisant un modèle atmosphérique et des équations primitives, ont trouvé une réponse plus forte de la circulation sur l'Atlantique Nord pour El Niño par rapport à La Niña à la suite d'une forte sensibilité de la réponse à l'évolution de l'état moyen. Cassou et Terray suggèrent que les rétroactions des ondes synoptiques sur l'écoulement moyen (tel que décrit ci-dessus) pourrait éventuellement favoriser une réponse asymétrique. La saisonnalité du signal ENSO en Europe, dans ce point de vue, peut être expliquée par les changements saisonniers dans l'écoulement climatologique, un signal fort exigeant une vitesse minimale des vents d'ouest à basse altitude sur l'Atlantique. Le même mécanisme pourrait aussi expliquer la variabilité d'un événement à l'autre. Les mécanismes suggérés par Honda et al. et Moron et Gouirand seraient favorables à un couplage Pacifique-atlantique fort en fin d'hiver. Honda et al. ont trouvé une faible relation en phase entre la dépression des Aléoutiennes et dépression islandaise en début d'hiver. Toutefois, si le couplage Pacifique-Atlantique est plus forte pendant les périodes avec un fort vortex polaire, cela pourrait favoriser une signal la Nina plus fort que le signal El Nino, notamment en début d'hiver. Un autre aspect important est le rôle de la longitude du gradient de SST de l'ENSO. Lin et Derome, dans un modèle d'équations primitives, n'y trouvent presque aucun effets pour un décalage de 30°C vers l'ouest du forçage. Li et al., dans un MCG couplé avec un océan, constatent que le forçage induit par les SST dans le Pacifique tropical ouest induit une réponse annulaire dans le champ de géoppotentiel à 500 hpa. D'autres auteurs voient une influence probable du phénomène ENSO sur l'Atlantique Nord et l'Europe via l'Atlantique tropical. Il est bien établi que El Niño affecte l'Atlantique tropical et affaiblit la circulation de Hadley Atlantique. Grâce à cette voie, l'ENSO peut affecter l'anticyclone des Açores et donc la NAO et la force des vents d'ouest. En fait, les SST tropicales de l'Atlantique (indépendamment de la phase ENSO) peuvent affecter le climat de l'Atlantique Nord via la NAO. Cependant, Wang n'a trouvé aucune relation entre l'ENSO et la NAO via l'atlantique tropical, et seule une faible relation entre l'Atlantique tropical et la NAO. Cependant, le climat tropical de l'Atlantique doit être considéré comme un facteur de modulation possible. Par exemple, Mathieu et al. notent que la relation entre l'ENSO et le climat européen est différent lorsque les anomalies de SST dans l'Atlantique tropical sont pas en phase ou non avec El Niño. La propagation du signal via l'Atlantique tropical pourrait aider à expliquer la saisonnalité du signal ENSO. Comme les SST tropicales de l'Atlantique accusent un retour du signal ENSO de 3-6 mois, le signal maximal en Europe pourrait être attendu au printemps (lorsque plusieurs auteurs constatent un signal de précipitation particulièrement fort en Europe) plutôt que dans l'hiver. Par conséquent, il est possible que le signal ENSO en Europe est influencée par le lien PNA/NAO en hiver, mais par un lien de NAO/ Atlantique tropical au printemps. La domination de l'un sur l'autre mécanisme pourrait aussi aider à expliquer en partie la variabilité d'un événement à l'autre ou le comportement non linéaire apparent. Concernant le signal ENSO en Europe à l'automne et début d'hiver, Moron et Gouirand spéculent qu'il pourrait être une conséquence d'un changement dans le gradient thermique tropiques/extratropiques général et son effet sur les vents d'ouest extratropicaux. Une troisième manière dont l'ENSO pourrait affecter le climat européen en fin d'hiver est par la propagation des anomalies stratosphériques. La propagation vers le bas du signal ENSO de la haute stratosphère en Janvier à la basse stratosphère en Février et Mars est clairement observée et reproduite par les modèles ( figure ci dessous ). En outre, il est connu que la propagation des anomalies stratosphériques peut affecter les conditions météorologiques au sol pendant plusieurs semaines. Comme une propagation vers le bas depuis la stratosphère a été suggérée comme un mécanisme pour les influences volcaniques et solaires sur la circulation extratropicale, un mécanisme similaire est plausible aussi pour l'ENSO. Ce mécanisme ne peut expliquer que le signal en fin d'hiver (qui est quand le signal «canonique» est le plus fort). L'interaction stratosphère/ troposphère est une interaction dans les deux sens, et la propagation vers le bas est normalement précédée par une propagation vers le haut. La force et la température du VP stratosphérique en fin d'hiver est dans une large mesure contrôlée par les ondes planétaires troposphériques. Pendant les hiver Nino, l'activité des ondes planétaires est augmenté et se propage de la troposphère à la stratosphère où elles ralentissent le flux zonal et accélère les flux méridiens (vers les pôles). Ce mécanisme est en accord avec la plupart des signaux stratosphériques du signal ENSO, comme un faible vortex polaire, les températures chaudes de la stratosphère arctique au printemps, augmentation de transport de l'ozone vers les pôles ( renforcement de la circulation de Brewer Dobson), augmentation de la quantité d'ozone en Arctique et baisse aux tropiques. Qu'est ce qui augmente l'activité des ondes atmosphériques ? Il semble que ce soit l'excitation du PNA qui est principalement responsable, sous forme d'un train d'onde stationnaire. Chen et al. ont montré que cette tendance affecte la réfraction vers le pôle d'activité d'onde et est clairement liée à ENSO. En outre, le modèle NAO sur l'Atlantique Nord contribue également lors de certains événements El Niño en augmentant la composante ascendante du flux de l'activité des ondes. Modulation du signal de l'ENSO Pourquoi certains événements El-Nino sont accompagnés d'anomalies marquées en Europe ( on fera un bilan plus bas ) alors que d'autres non ? Outre les différences dans le signal du Pacifique tropical, il peut aussi y avoir des facteurs modulant tout le long du chemin entre le Pacifique tropical et l'Europe en raison de l'interaction non linéaire avec les SST dans d'autres bassins océaniques. Par exemple, il a été suggéré que l'Atlantique tropical module le signal ENSO en Europe. Dans ces études, il est prévu que l'effet serait plus fort si les SST dans le Pacifique tropical et l'Atlantique tropical sont en phase. Gershunov et Barnett ont trouvé une dépendance du signal ENSO sur l'Amérique du Nord à la PDO ( oscillation pacifique décennale ). Une modulation similaire pourrait également affecter le signal européen. En fait, Brönnimann et al. ont trouvé une influence du climat du Pacifique Nord sur le signal ENSO en Europe. Si ENSO et la PDO étaient en phase dans l'année précédant l'hiver analysé, la corrélation entre l'ENSO et l'indice NAO était significativement plus forte que le contraire. En mettant l'accent sur les variations à basse fréquence, Gouirand et Moron ont attribué le comportement non stationnaire possible du signal El Niño en partie aux variations inter decennales dans la force des vents d'ouest à l'échelle du bassin, en faisant valoir que des vents d'ouest faibles conduisent à une réponse NAO- plus prononcée à El Niño, mais à une réponse NAO + moins prononcée à La Niña. Une influence dans le comportement de l'océan Indien et en Asie du sud a également été trouvée. Le facteur probablement le plus important pour interférer avec le signal ENSO, au moins dans la stratosphère, sont les éruptions volcaniques tropicales. Mis à part les effets globaux de refroidissement, ces éruptions sont censés conduire à un réchauffement différentiel de la stratosphère inférieure, ce qui peut provoquer un vortex polaire renforcé et, à travers des mécanismes de propagation vers le bas, un NAO forte et des hivers chauds en Europe du Nord. Par conséquent, il est prévu que cet effet neutralise le signal El Niño canonique dans la stratosphère et en Europe. Comme il ya une tendance systématique à ce que des El Niño se produisent après les éruptions volcaniques, cela pourrait affecter systématiquement le signal El Niño trouvé dans les analyses statistiques. Brönnimann et al. ont trouvé une forte influence des éruptions volcaniques sur le signal ENSO en Europe, en particulier dans la seconde moitié du 20e siècle, lorsque les trois grandes éruptions ont été suivies par des conditions El Niño. Les éruptions volcaniques sont un facteur important qui est insuffisamment traitée dans la plupart des analyses des effets ENSO sur l'Europe. Un autre facteur de modulation possible, agissant à nouveau dans la stratosphère, est la QBO. Elle affecte le vortex polaire en changeant les caractéristiques de propagation des ondes planétaires. Il semble qu'une QBO d'est, à 50 hPa affaiblit le vortex polaire (effet similaire au signal El Niño) et une QBO ouest renforce le tourbillon ( effet similaire à La Niña), ce qui laisse une empreinte dans la circulation troposphérique sur l'Atlantique Nord. La figure plus bas montre la force du vortex polaire à 100 hPa en fin d'hiver en fonction de la zone Niño3.4 et en fonction de la phase QBO à 50 hPa pendant l'hiver. L'ENSO affecte le vortex polaire beaucoup plus pendant la phase ouest de la QBO que pendant la phase est. Cela pourrait être un "effet de saturation"; qui fait que pendant la phase Est, le vortex polaire est déjà perturbé et une perturbation liée à ENSO supplémentaire est moins efficace. En tout cas, la modulation de la QBO pourrait être important pour le signal ENSO dans le climat européen, qui est plus forte (mais pas de manière significative) au cours de la phase ouest de la QBO. Pour résumer cette partie, malgré la grande variabilité entre chaque évenements, des effets robustes liés à l'ENSO en Europe apparaissent dans les études de cas, des analyses statistiques et des analyses des reconstructions climatiques. Les nombreuses études fournissent la preuve d'un signal de température, de pression, et de précipitations en fin d'hiver, ainsi que quelque différents signaux en début de l'hiver et au printemps. Toutes les régions sont touchées, cependant, les corrélations sont parfois faible. En outre, les problèmes de linéarité, la saisonnalité, et la stationnarité des réponses à l'ENSO ne sont pas encore complètement résolus. La preuve des études empiriques s'ajoutent ensemble pour former un puzzle complexe. Une autre lacune dans nos connaissances concerne les liens entre ENSO et le climat européen sur les échelles décennales et multi décennales, qui peut être différent des effets interannuels. Signaux et impacts en Europe On arrive en bout de course à la question cruciale, quels sont les impacts avérés de ce phénomène en Europe ? Pour faire un premier tour rapide : Au printemps, les anomalies induites par ENSO dans le climat européen sont légèrement différente de celle en fin d'hiver ( qui ressemble à un schéma de NAO - ). Le modèle d'anomalie de pression représente un signal beaucoup plus faible, et le motif de anomalie de température, bien que similaires en Europe centrale et du nord comme en fin d'hiver, montrent des différences dans la région méditerranéenne. L'anomalie humide en Europe centrale pourrait même être plus forte qu'en hiver lorsque le signal est le plus fort dans le Pacifique, et donc plusieurs auteurs invoquent un décalage dans les relations ENSO-Europe. En été, aucun signal ENSO clair apparaît dans les champs de température et de pression. Cependant, les relations significatives ont été trouvées pour les précipitations dans la région méditerranéenne. La Niña a tendance à conduire à la sécheresse dans le sud-ouest de l'Espagne, mais une augmentation des précipitations plus à l'est. Le signal en fin d'automne et début d'hiver (pendant la phase de maturité d'un épisode ENSO) est également différent du signal de fin d'hiver esquissé ci-dessous. En fait, en Novembre et Décembre, le signal peut être presque opposée au signal "canonique" à certains égards. Par exemple, les événements El Niño (respectivement, La Niña) sont liés à des conditions météorologiques plus zonale et moins "bloquées", alors que l'inverse est trouvée pour la fin de l'hiver. Au cours de l'automne et l'hiver les corrélations changent significativement passant de positives à l'automne à significativement négatives en fin d'hiver et au printemps, avec une bonne cohérence entre les ensembles de données. Cet inversion du signal ENSO en début d'hiver est un facteur de complication lorsque l'on compare les différentes études. Si l'hiver est défini comme Décembre à Février, un signal mixte est prévu, ce qui contribue peut-être à la différence entre les différentes études. Les résultats de la littérature disponibles suggèrent que Janvier à Mars est plus approprié pour étudier le signal ENSO. Le signal dans le climat européen est le plus consistant en fin d'hiver et ressemble (mais pas exactement!) au mode négatif de l'Oscillation Nord Atlantique (NAO) pour El Niño et le mode positif pour La Niña. En début d'hiver le signal est presque opposé, et un signal un peu différent est également constaté au printemps. Différents mécanismes pourraient être impliqués et, ensemble, produisent un signal qui varie avec la saison (avec de fortes anomalies en fin d'hiver), d'un événement à l'autre, et sur une échelle basse fréquence. En général, le signal est presque symétrique pour El Niño et La Niña, avec une certaine asymétrie dans les précipitation en Méditerranée et, éventuellement, dans les anomalies de pression en nord atlantique. L'empreinte dans la stratosphère se compose d'un vortex polaire faible et chaud dans la stratosphère arctique durant le phénomène El Niño. Le signal stratosphérique pourrait affecter la circulation troposphérique en fin d'hiver. La figure ci dessous représente le signal "canonique", qui est le signal dominant. Cependant, tous les El Niños ne vont pas montrer ce signal. Bien que ce soit dans une large mesure provoquée par la variabilité interne de la circulation extra-tropicale, il y a aussi des effets plus systématiques. En fonction des conditions aux limites, le signal de ENSO en Europe n'est pas toujours le même. Un facteur particulièrement important est les éruptions volcaniques tropicales ( on peut aussi noter les SST des bassins voisins ). Le signal ENSO en Europe n'est pas fort en moyenne, mais peut être important dans certaines conditions. Certains événements El Niño peuvent avoir un effet particulièrement fort. Le phénomène El Niño prolongée de 1940-1942 a été accompagnée en Europe du nord par trois des hivers les plus froids du 20e siècle. Ce ne fut pas seulement un événement extrême, mais est également important d'un point de vue climatologique. Enfin, les effets de l'ENSO sur le climat européen pourraient également être bénéfiques pour notre compréhension et l'évaluation des changements climatiques futurs. La fréquence et la force des événements ENSO a changé dans le passé et pourraient changer à l'avenir. En outre, sa téléconnection pourrait changer. Ceci est d'un intérêt particulier à la lumière des résultats de Müller et Roeckner, qui prédisent une relation ENSO-NAO renforcée à l'avenir. Pour plus d'informations, l'étude d'ou sont tirées toutes ces informations a été présentée au début et contient énormément d'autres études qui abordent chacune un aspect différents de la richesse de ce système couplé. PS : Vu la longueur de ce post et du temps qu'il m'a pris, il se peut qu'il s'y soit glissé quelques fautes notamment

Grêle géante associée à une puissante supercellule au Texas hier : Ce genre de grêlons sont connus pour blesser facilement : @Twitter

2.5 Mouvement d'une ligne de grains Pour tous les types de lignes de grains, le mouvement de la ligne est le résultat à la fois de l'advection des cellules individuelles au sein de la ligne et de la propagation due au déclenchement de nouvelles cellules. La vitesse de propagation globale de la ligne de grains entière tend à être contrôlée par la vitesse du courant de densité où de nouvelles cellules sont constamment déclenchées le long du front de rafales. Aux latitudes moyennes, où un air sec aux niveaux moyens est presque toujours disponible, une vitesse moyenne de la piscine d'air froid est de l'ordre de ~ 20 m / s . Presque tout le monde a connu des vents froids, souvent rafraîchissants qui accompagnent le passage d'un orage. Cependant, avec des systèmes organisés ces vents deviennent beaucoup plus forts et potentiellement dommageables, comme on le verra plus tard. - Mouvement des grandes lignes Dans les lignes de grains composées de cellules principalement ordinaires, chaque cellule va généralement se déplacer avec le vent moyen sur la tranche 0-6 km, avec de nouvelles cellules se déclenchant en aval du système, le long du courant de densité. Pour les lignes de grains très longues (plus de 200 km de longueur), des cellules individuelles peuvent se déplacer en faisant un angle avec la ligne, mais le mouvement net de la ligne reste généralement perpendiculaire à son orientation initiale, indépendamment de la direction du vent moyen ou du vecteur cisaillement du vent moyen. - Mouvement des lignes courtes Cependant, pour des lignes plus courtes ( ou la zone de fortes précipitations est inférieure à environ 100 km ), les systèmes ont tendance à se réorienter dans le temps pour devenir perpendiculaires au vecteur cisaillement de basse couche. Les lignes se propagent ensuite dans la direction du vecteur cisaillement pendant que de nouvelles cellules sont plus facilement déclenchées le long du front de rafales à l'avant. - Formation par l'arrière Le mouvement du système peut également être affecté par les variations des conditions environnementales le long de la ligne de grains. Par exemple, plusieurs cellules peuvent être déclenchées dans les régions où la CAPE est plus forte et/ou le LFC est plus faible, ce qui favorise la propagation de la ligne de grains vers la région avec des conditions environnementales plus favorables. Cette image montre un scénario commun où les cellules sont d'abord initiées au nord où l'inhibition convective (CIN) est plus petite, mais au fil du temps les cellules sont déclenchées au sud-ouest, là ou le front de rafales croise la limite pré-existante. Cette configuration peut conduire à une configuration " back building." "Back building" fait référence à la situation où la convection se développe constamment sur la face arrière d'un MCS ou d'un orage. Les systèmes qui se forme par l'arrière peuvent rester stationnaires causant des phénomènes d'inondations.

Après midi bien orageuse, près du Bénélux en particulier : Keraunos Autant dire que je suis passé en plein dedans Pas mal de grêle ( taille modeste mais en quantité ), et bonne intensité de pluie.

Les orages ont débuté depuis le milieu d'après-midi et vont se poursuivre jusqu'en soirée/nuit prochaine : @Keraunos

2.4 Cisaillement et courant de densité dans une ligne de grains On en a déjà parler dans le module sur le cisaillement et les orages, donc on ne s'attardera pas sur les mécanismes de l'interaction courant de densité/cisaillement ici. Des recherches caractérisants les environnements de faibles et fortes lignes de grains observées dans l'Oklahoma ont montrés que les environnements des deux lignes de grains présentent d' importants cisaillements verticaux du vent, en particulier en basse couche. L'ampleur du cisaillement, en moyenne, est plus forte pour les lignes sévères que pour les lignes non sévères. La CAPE pour les lignes de grains virulentes était significativement plus grande que pour les lignes non violentes. Ces résultats correspondent à une apparition plus fréquente des supercellules, d'arc en échos, et même d'orages ordinaire pulsatifs lorsque la flottabilité de l'environnement et / ou que le cisaillement sont plus élevés. Compte tenu de l'instabilité suffisante, si l'hodographe montre un fort et profond cisaillement vertical du vent, vous savez que l'environnement est favorable pour des supercellules. Si, en plus de cela, vous pouvez identifier un forçage linéaire prometteur, vous devez prévoir la possibilité d'une ligne de supercellules. Rappelez-vous, cependant, que les interactions cellulaires au sein de la ligne peuvent avoir tendance à réduire la possibilité de supercellules à de nombreux endroits, vous aurez donc besoin de regarder l'hodographe et l'orientation du forçage pour anticiper les mouvements des cellules et du MCS. Notez que lors de l'estimation du cisaillement vertical d'un environnement favorable aux ligne de grains, c'est la composante de cisaillement de bas niveau perpendiculaire à l'orientation de la ligne qui est la plus critique pour le contrôle de la structure de ligne de grains et son évolution. Par exemple, dans le graphique ci dessous, les trois lignes de grains évoluent dans des environnements avec des profils de cisaillement identiques. Pourtant, à cause de leurs orientations, elles ne seront pas susceptibles d'évoluer de la même manière. La ligne supérieure, parce que la composante de cisaillement est entièrement perpendiculaire à la ligne, sera probablement un système solide, à longue durée de vie. La ligne en bas, d'autre part, n'a pas de cisaillement perpendiculaire à la ligne, de sorte qu'elle sera, toutes choses étant égales par ailleurs, comme dans un environnement sans cisaillement et plus faible, de plus courte durée. La ligne du milieu est entre les deux autres exemples, et devrait donc évoluer vers un système faible à modérée qui dure plus longtemps que la ligne du bas. - Régimes de cisaillement La hauteur du niveau de convection libre (LFC) a également un effet significatif sur la résistance et la longévité du système. Les Systemes dans des environnements avec un haut LFC ont besoin de plus de forçage à la pointe de la piscine d'air froid pour continuer à former de nouvelles cellules que les systèmes dans des environnements à faible LFC. Ainsi, pour un cisaillement donné, un système est susceptible d'être plus fort et plus long dans un environnement à faible LFC que dans un environnement à haut LFC. Ces tableaux fournissent des lignes directrices pour la quantification de la résistance au cisaillement par rapport à la force de la piscine froide et la hauteur du LFC. - Modèle conceptuel VS réalité Bien sûr, il est important de reconnaître que les lignes de grains ne se développent pas de manière isolée de toutes les autres caractéristiques méso-échelle et synoptiques qui peuvent influer de manière significative leur évolution. Par exemple, un front froid peut continuellement redéclencher une ligne de grains, même en l'absence de cisaillement important aux bas niveaux. Ce processus peut augmenter considérablement la durée de vie de la ligne de grains au-delà de ce qui serait attendu sur la base de simples interactions piscine froide / cisaillement. En outre, des conditions de cisaillement et de flottabilité favorables aux MCS ne se produisent pas au hasard, mais le plus souvent se développent à la suite de certains schémas synoptiques particuliers. Comme le montre cet exemple, l'évolution de la ligne par rapport à un mécanisme de forçage linéaire, tel qu'une ligne sèche, est assez complexe. Lors de la première bouffée d"orages, la relation tend à être la plus claire avec des cellules se formant sur ou à l'avant du forçage. Cependant, une fois la ligne de grains formée, elle crée son propre front de rafales, et l'évolution ultérieure du système devient plus compliquée. De nombreux facteurs s'ajoutent, y compris le cisaillement environnemental du vent et des profils de stabilité,la microphysique des orages de la ligne de grains qui affectent la «froideur» de la piscine froide, etc. Le front de rafale du système peut rester avec la ligne, ou avancer bien avant la ligne d'origine où il peut déclencher de nouveaux orages. En dépit de ces complications dans le monde réel, il y a quelques concepts de comportement de ligne de grains qui sont dignes de discussions.

2.3 Caractéristiques - Arcus Comme l'air relativement chaud et humide est poussé vers le haut par le bord du courant de densité, une caractéristique menaçante appelée "arcus" peut être observée. Il annonce généralement une période de vents forts soufflant en rafales. - Activité éléctrique Comme pour tout orages accompagnés de manifestations électriques, la foudre est un risque probable. Cependant, la distribution de coups de foudre nuage-sol dans l'espace et le temps peut donner une information au prévisionniste à propos du type de système et de son évolution. Cela est particulièrement vrai avec les lignes de grains. Comme on le voit dans ce modèle conceptuel, les impacts au sol négatifs (CG - ) dominent la région du noyau convectif du système. Les impacts au sol positifs (CG+ ) sont les plus courants sous la précipitation stratiforme et près de la région avant au niveau de l’enclume. Un tel schéma peut être facilement vu dans les données satellitaires IR superposées avec des données de coups de foudre. Dans cette ligne de grains matures sur le sud de l'Iowa, notez la courbure de la zone dense de CG - et les CG+ dispersés dans la partie nord-ouest du système. Des vents violents, de la grosse grêle et des tornades se sont produites quand le MCS se déplaçait à travers l'état. - Jet de flanc arrière Lorsque la ligne de grains évolue dans son stade de maturité, la propagation des cellules convectives transporte vers l'arrière de l'air chaud en altitude. En outre, la partie plus profonde de la piscine d'air froid se prolonge également vers l'arrière, en réponse au champ de pluie en expansion vers l'arrière. Comme présenté en coupe transversale à travers une ligne de grains ci dessus, une piscine d'air chaud en altitude au dessus d'un bassin d'air froid à la surface produit une pression inférieure aux niveaux moyen et une pression plus élevée à la surface. Le champ de vent répond en divergeant au niveau de la surpression en surface et convergeant vers la basse pression à mi-niveau. C'est ce flux convergeant depuis l'arrière du système aux niveaux moyens qui crée le jet de flanc arrière (RIJ). La force du RIJ dans un MCS est directement liée à la force des gradients internes de flottabilité du système créés par le contraste entre la fraîcheur de la piscine froide et la chaleur de l'ascendance. Les schémas sur ci-dessus montrent deux environnements hypothétiques. La parcelle de surface soulevée en jaune est très instable dans l'exemple supérieure avec une valeur de -8, tandis que celle du bas est moins instable avec une valeur de -2. Ces différences d'instabilité contribuent aux différences importantes dans la résistance globale du système. Plus le contraste thermique est marqué entre la piscine froide et le courant ascendant chaud, plus le RIJ le sera. Il est important de noter que la virulence de la piscine d'air froid est directement liée au degré d'instabilité de l'environnement. De ce fait, la force du RIJ augmente généralement avec des quantités d'instabilité croissante de l'environnement. La tendance à avoir de l'air sec à mi-niveau contribue à la virulence d'un MCS et des dégâts dus au vent. Ces éléments seront décrits dans la section Bow-Echo.

Le sable présent dans le ciel depuis samedi n'a pas manqué de se faire remarquer également via les dépôts qu'il a laissé : A Marseille. Et même en altitude, avec une neige jaunâtre. Ici aussi il y'avait des dépôts significatifs sur les structures métalliques et les fenêtres entre dimanche et lundi, mais vu que j'étais fortement malade j'ai pas eut l'envie de prendre des photos. http://www.meteo-paris.com/actualites-mete...avril-2016.html

:D

Article intéressant de Futura-sciences sur de nouvelles études. http://www.futura-sciences.com/magazines/e...te-prevu-62263/

On peut noter ce matin une quantité marquée de poussières dans le ciel de France, qui est advecté au fur et à mesure vers le Nord. Soleil pâle même sans présence de nuages. Pas impossible que ça ait un effet sur la nébulosité également.

En aucun cas, c'est juste une question d'habitude ^^

[En ce moment] Une dépression centrée sur le Sahara algérien engendre de nombreux orages : @MF

Températures prévues demain par Arôme, avec une bouffée douce advecté par le sud-est : Cependant, on remarque la proximité de nuages d'altitude notamment, qui devrait se faire sentir en cours de journée.

En effet

2.2 Evolution d'une ligne de grains - Environnement avec cisaillement faible/modéré Une fois formées, les lignes de grains présentent souvent un cycle de vie caractéristique, en commençant en une bande étroite de cellules convectives intenses et évoluant vers un système plus faible et plus large au fil du temps. Cependant, le temps pendant lequel cette évolution a lieu et les structures spécifiques qui se développent au sein de la ligne de grains dépendent fortement de l'ampleur du cisaillement vertical du vent en basse couche. En général, les environnements de cisaillement forts favorisent les systèmes météorologiques durant plus longtemps et étant plus sévères. Au cours de l'évolution d'une ligne de grains avec un cisaillement faible/modéré, le système est composé de cellules convectives essentiellement indépendantes. La ligne apparaît souvent très étroite, avec un courant de densité généralement confiné à une petite région autour des cellules convectives. Lorsque la ligne de grains arrive à maturité, elle est généralement caractérisée par une ligne assez continue de fortes cellules convectives. Le courant de densité se prolonge vers l'arrière en association avec la région stratiforme en expansion. Une région étroite de précipitations très faible appelée " canal d'écho faible "ou "zone de transition", est souvent observée entre la ligne convective et la région stratiformes. Pendant la phase de dissipation de la ligne de grains, la convection à l'avant s'affaiblie en lien avec la poussées vers l'avant de la piscine d'air froid ( courant de densité ). Bien que les cellules convectives sont affaiblies, la région de précipitation stratiforme peut perdurer plusieurs heures. - Environnement avec cisaillement fort Dans les environnements fortement cisaillés, l'évolution d'une ligne de grains commence par une ligne initialement étroite de cellules convectives fortes, avec des précipitations s'étendant souvent vers l'avant des noyaux convectifs. Certaines cellules peuvent être des supercellules. Lorsque le système arrive à maturité, la ligne étroite de cellules fortes persiste, avec des segments en forme d'arc qui commencent également à se développer. La précipitation commence à s'incliner légèrement vers l'arrière, mais dans une moindre mesure que dans les cisaillements plus faibles. Dans les stades de dissipations, les cellules convectives s'affaiblissent et deviennent plus dispersées et la région de précipitations stratiformes s'étend encore plus loin vers l'arrière. Note: Bien que ces modèles conceptuels d'évolution des lignes sont très utiles, le monde réel est souvent plus compliqué. Quelle que soit la force caractéristique du cisaillement vertical chaque fois qu'un courant de densité d'un MCS se déplace loin des cellules d'origine, une nouvelle ligne de cellules peut être déclenchée même lorsque la piscine froide s'affaiblit. Cela est particulièrement probable si le courant de densité d'un système rencontrent un environnement plus favorable. Lorsque cela se produit, le système peut encore se renforcer, et poursuivre son évolution comme avant. Ce processus a été observé pour prolonger considérablement la durée de vie des systèmes convectifs ( voir image ci-dessus ). - Structure d'une ligne de grain mature avec un cisaillement faible/modéré Quand une ligne de grains arrive à maturité, elle développe généralement une rotation à chaque extrémité. Le développement de ces tourbillons de fin de ligne est plus évident et significatif pour les lignes relativement courtes (moins de 200 km). Comme nous le verrons plus loin, les tourbillons de fin de ligne proches l'un de l'autre dans les échos en arc ( bow écho ) sont appelés "bookend vortices". Ce développement est schématiquement présenté ici pour une ligne de 150 km de long et évoluant dans un environnement caractérisé par un cisaillement de bas niveau faible à modéré. Les tourbillons de fin de ligne se développent généralement au stade mature d'une ligne, entre deux à quatre heures dans la durée de vie du système convectif, juste derrière la zone de convection la plus active. Lorsque les tourbillons de fin de ligne se développent, les tourbillons cycloniques et anticycloniques sont souvent de force à peu près égale, formant un système symétrique. Toutefois, si les tourbillons durent plus de deux à trois heures (à savoir, au-delà de quatre à sept heures dans la durée de vie du système), le vortex cylonique au nord tend à devenir plus fort et plus grand que celui au sud. Quand cela se produit, le système convectif devient asymétrique, avec la majorité de la région stratiformes se trouvant derrière l'extrémité nord du système, et les plus fortes cellules convectives se trouvant près de l'extrémité sud. Dans les environnements de cisaillement faibles à modérées, le vortex cyclonique au nord est généralement amené à se déplacer vers l'arrière avec le temps. - Structure d'une ligne de grain mature avec un cisaillement fort L'évolution des tourbillons de fin de ligne décrite pour les environnements de cisaillement faibles à modéré, se produit également dans des environnements de cisaillement plus forts. Bien que, comme indiqué ici, lorsque le cisaillement est modéré à fort, les tourbillons ont tendance à rester plus près de la zone de convection. En outre, des systèmes en forme d'arc de plus petite échelle au sein de l'ensemble du système sont plus aptes à se développer avec un cisaillement plus fort. Chaque sous-système affiche également une évolution symétrique à asymétrique. Ces systèmes observés sur le radar donnent la forme d'onde d'écho ( bow echo ), ou même une signature de LEWP ( line echo wave pattern - ligne d'échos en vagues ) particulièrement bien connue pour produire de longues bandes de vents destructeurs de surface. Dans les environnements de cisaillement modérée à fort, le vortex de fin de ligne au nord a été reconnu pour être une région privilégiée pour des vents de surface en ligne droite particulièrement intenses. Ceci est également vrai avec la partie nord de n'importe quel écho en arc à l’intérieur du système. Ces régions doivent être étroitement surveillées. Le tourbillon cyclonique dominant peut durer bien au-delà de la vie du système convectif d'origine et est souvent désigné comme " vortex convectif de mésoéchelle" (MCV). Dans certains cas, ils ont été documentés pour durer plusieurs jours, en favorisant le déclenchement de systèmes convectifs ultérieures. - Evolution du champ de pression Le champ de pression de surface durant la phase de maturité d'une ligne de grains révèle une dépression de méso-échelle à l'avant du système, une surpression associée au courant de densité, et parfois une faible dépression à l'arrière du système. Les champs sont similaires, que le cisaillement soit faible ou fort, mais les gradients de pression de surface, et donc souvent la force des vents de surface, sont généralement plus forts dans des environnements avec un plus fort cisaillement. Quand une ligne de grains devient asymétrique, le champ de pression de surface aussi se déforme. - Evolution d'une ligne de grain : vue en coupe Cette animation montre l'évolution idéalisée d'une ligne de grains typiqe dans une coupe verticale avec des échos radar et les nuages. Notez la pulsation répétée de nouvelles cellules à l'avant du système et le mouvement des cellules vers l'arrière, ce qui contribue à la croissance de la zone de précipitations stratiformes. Les courants ascendants et descendants sont également représentés.

En effet, je ne sais pas combien de gens j'ai entendu dans mon coin se plaindre d'un mois pourri, froid etc.. C'est sur que quand on est habitué à des excédents démentiels, revenir un temps soi peu dans les normes du climat d'antan, ça jette un coup de froid.. L'excès d'humidité et le manque de soleil, ici en tout cas, doit jouer aussi pas mal sur le ressenti. Anomalie de température, de pluviométrie et d'ensoleillement en France pour Mars ( Météo-France ) : Notez que même par rapport à 81/10, le déficit n'est pas folichon non plus. http://www.meteofrance.fr/actualites/35175...frais-et-arrose

L'Australie a enregistré son mois de Mars le plus chaud depuis le début des relevés :