passiion

Après la chaude nuit qui nous attend, demain les températures vont encore grappiller quelques degrés. Les Tx monteront jusqu'à 35°C localement, et de manière plus générale autour de 32/34°C. Des nuages de moyenne altitude devraient arriver par l'ouest en cours de journée, avec une incursion d'air un peu plus frais à l'ouest, comme on peut le voir sur le champ de température d'arome ci-dessous : Pour les orages demain soir et dans la nuit, cela se confirme que c'est surtout la moitié Est de la Belgique qui serait concernée.

Salut, La Thq, c'est la qualité des thermiques. C'est un indice qui prend en compte la nébulosité, l'épaisseur de la couche convective et le vent dans cette couche. Je pense que tu te doutes que l'on vole moins bien sous un ciel bouché, avec des thermiques peu profondes et avec un fort vent synoptique. L'indice va de 0 ( violet ) à 100 ( blanc ), d'une qualité très mauvaise pour le 0 à une qualité très bonne pour le 100. Quand ça se rapproche du 100, c'est que l'on a des conditions ensoleillées, avec une couche convective profonde et un faible vent synoptique. A conforté avec l'analyse pour voir ce qui fait que l'indice est bas ou haut ( cf. quels paramètres sont bons/mauvais ). Pour la couche convective, justement, c'est la partie du sondage près de la surface qui suit un profil proche de l'adiabatique sèche ( convection sèche, thermiques ). Elle est le siège d'un brassage convectif important, d'où sont nom. Ici, un schéma de l'évolution de la couche convective ( CC ) en cours de journée. En général, on retrouve un gradient suradiabatique très près du sol, puis une décroissance au dessus suivant l'adiabatique sèche, et une inversion au sommet ( parfois visible via les poussières qui y sont concentrées ). En fait, la CC est une structure particulière qu'adopte la couche limite atmosphérique lors des journées ensoleillées notamment.

Les Tx pour demain en Belgique devraient monter jusqu'à 32/33°C localement. Plus généralement entre 29/31°C ( logiquement moins sur les reliefs à l'Est ) : La nuit de mardi à mercredi sera chaude, avec des minimales en fin de nuit qui devraient tourner entre 16/18°C pour les plus "chanceux", et 21/23°C pour les plus "malchanceux" : Le plein soleil régnera sur le pays, rares seront les petits cumulus à s'être perdus dans l'azur.

Premier jour de très forte chaleur en France : Source : Infoclimat.

L'état de la banquise arctique, toujours en course pour faire concurrence à 2012 :

Bienvenue ! Tu peut poster jusqu'à 10 images dans un même message Concernant les orages entre mercredi soir et jeudi, tout va dépendre de comment la dynamique d'altitude va se superposer par rapport à l'instabilité. Ça bouge encore sur le zonage précis, normal à cette échéance, avec parfois une prise de la convection uniquement sur l'Est belge... Je n'ai pas regardé plus que ça sinon pour les orages.

Animation de cette bouffée de chaleur tirée de Keraunos, qui a rédigé un article à ce propos : http://www.keraunos.org/actualites/fil-inf...modele-canicule

Ah oui, j'ai entendu parler de ça. Beau projet

Arpège semble bien calé lorsque l'on vérifie avec Arôme la prévision des Tx pour lundi : Donc demain, jusqu'à 26/27°C en Belgique, et déjà des pointes qui approcheront localement les 40°C dans le SO Français. Pour Mardi, si l'on suppose qu'Arpège continue d'être bien calé, on devrait atteindre et dépasser le 30°C sur une bonne partie de la Belgique, avec des pointes locales jusqu'à 32/33°C possibles. Les 40°C seront encore une fois approchés, voir dépassés dans le SO Français. La barre des 35 degrés remonterait d'ailleurs jusqu'en Île-de-France, et en englobant tout l'Ouest également ( Bretagne comprise ) : Mercredi, cette masse d'air brûlant se décalera vers l'Est en remontant encore un peu plus vers le nord. Les 35°C devraient être atteint en Belgique ( entre 34/36°C de Tx ), tandis que les températures proches de 40°C pourraient concerner cette fois des régions plus septentrionales de la France : Par contre, si la nébulosité qui devrait arriver par l'ouest en courant de soirée de mercredi se manifeste plus tôt, il faudra compter sur des Tx un peu plus basses. A confirmer avec les mailles fines.

Tiens, en supplément ( ) je ne sais pas si tu connais ce site qui devrait t'intéresser tout particulièrement : http://www.soaringmeteo.ch/ Je l'ai retrouvé un peu par hasard en faisant le ménage dans mes favoris. Ce sont des prévisions, tirées de GFS, adaptées pour tous les sites de vols populaires sur le globe. Par exemple, la prévision dans les Vosges jusqu'au 23 : L'option radiosondage est disponible ( je l'ai entourée en bleu sur l'image ci-dessus ). Il y'a un code couleur présenté, qui va du violet ( conditions très mauvaises pour le vol ) à blanc ( conditions très bonnes ). On voit que pendant la période de dégradation orageuse autour du 22, les conditions sont évidemment infernales pour s'envoler. A des échéances plus courtes, le Wrf est disponible pour plus de finesse dans la prévision ( mais restreinte aux Alpes ). Si tu as des questions sur l'interprétation de certaines options, n'hésite pas.

Les masses d'air au niveau de la péninsule Ibérique et l'Afrique du nord sont excessivement chaudes actuellement, dans un sens heureusement que la situation ne se bloque pas dans cette configuration car ça aurait le potentiel pour provoquer de sérieux problèmes niveau chaleur. Rien que cette bouffée temporaire va certainement permettre d'atteindre les 40°C, voir localement les dépasser, dans le sud-ouest de la France notamment :

Puissante tornade aux environs de Moscou le 13 juillet dernier, causant beaucoup de dégâts : @KeraunosObs

J'ai retrouvé l'étude qui mettait en évidence le forçage tropical de cet hiver exceptionnel ( amplifié par une QBO d'est marquée, et maintenu en janvier/février par le déclenchement d'un SSW en conséquence ) : https://www.fichier-pdf.fr/2016/07/16/great...preview/page/1/

Oui, je pense que GFS exagère les PP c'est assez fréquent en situation peu forcée ( wetter3.de c'est GFS ). Des averses parsemées à attendre en cours d'après midi diminuant en soirée, donc ça a l'air bon. Par contre, comme dit Eulzor, je ne connais pas non plus la tolérance des ballons au vent, ça devrait un peu souffler du NO.

J'ai déniché ce graphique de l'hiver 62-63 en France.. Voilà ce que ça donne :

Je ne connais pas les records chez vous, mais ici en Lorraine à Nancy le record de Tn en Juillet c'est 2°C, et pour Août 2,8°C. On en était loin ce matin quand même.

Je me souviens avoir lu une étude sur cet hiver 63, de mémoire il y'avait eut un forçage tropical alimentant de façon continue les hautes pressions nordiques. Mais sinon oui, avec des masses d'air froides qui se réchauffent 2 à 3 fois plus vite que les masses d'air tropicales, les choses ne sont plus comparables maintenant.

Oui, devrait y'avoir des averses, voir un orage dimanche en cours d'après midi. C'est surtout la moitié Est de la Belgique qui semble concernée, en lien avec le passage d'un pseudo-front froid. A voir avec les mailles fines maintenant pour plus de détails.

Hiver le plus froid en France depuis 1900, il a une bonne place dans les classements et assurément pour encore très longtemps.

On peut noter la neige qui a fait son apparition à 2000 m en Savoie, et à 1800 m en Italie à Livigno :

Au vu des prévisions saisonnières de météo-france, on resterait dans ce schéma de bouffées chaudes possibles mais s'évacuant assez vite vers le nord-est ( anomalie + vers la péninsule ibérique et l'Afrique du nord et anomalie + vers la Suède/Finlande ). Une météo alternant donc entre bouffées estivales et rafraîchissement :

Je met ici la prévision saisonnière de Météo-France pour l'été à venir. Qu'est-ce que la prévision saisonnière ? La prévision saisonnière a pour objectif de déterminer le climat moyen sur les trois mois à venir, à l'échelle d'une région comme l'Europe de l'Ouest. Contrairement aux prévisions à échéance de quelques jours, l'information n'est pas détaillée ni chiffrée, mais présentée sous forme de prévisions qualitatives qui renseignent sur les grandes tendances (plus chaud ou plus froid, plus sec ou plus humide que la normale). Les climatologues analysent les résultats de modèles numériques comparables à ceux utilisés pour réaliser les prévisions à court terme, mais intégrant la modélisation des océans. Dans certains cas, aucun scénario dominant ne se dégage : faute d'éléments probants susceptibles d'influencer le climat des prochains mois, il est impossible de privilégier une hypothèse. Les performances des prévisions saisonnières sont très variables. Elles sont meilleures pour la température que pour les précipitations, et, pour la température, meilleures en hiver qu'en été. La fiabilité de ces prévisions est bien meilleure outre-mer qu'en métropole, en particulier pour les précipitations. Situation générale Dans l'Océan Pacifique, le phénomène El Niño a maintenant pratiquement disparu. La température de surface océanique devrait continuer de chuter rapidement dans les prochains mois, et l'amorce du phénomène La Niña pourrait être observée dès le début de l'été. Le trimestre à venir se situe donc dans une période transitoire, pendant laquelle les équilibres climatiques établis par El Niño sont mis à mal. Au cours de ces transitions, de nouveaux équilibres se mettent en place, difficiles à prévoir. Ceci explique certainement pour partie la forte dispersion des simulations des modèles de prévision saisonnière. Figure 1 : évolution du phénomène El Niño, décrit par l'évolution de l'anomalie de température de surface océanique sur le centre de l'Océan Pacifique équatorial. Il s'est véritablement installé au printemps 2015 (flèche pointillée noire) et a atteint son pic d'intensité l'hiver dernier. La décroissance rapide de la température observée depuis février est nettement visible Prévisions pour le trimestre juin, juillet et août 2016 sur l'Europe et la France métropolitaine Sur l'Europe, malgré un contexte général de faible prévisibilité, on peut cependant isoler quelques indices concordants sur l'évolution des mois à venir. On relève par exemple la persistance d'une vaste anomalie froide sur l'Océan Atlantique Nord, qui semble imprimer une contrainte durable sur la circulation atmosphérique au large de l'Europe. Sur le bassin méditerranéen, l'expertise des modèles de prévisions révèle là aussi des similitudes qui permettent de dégager un scénario. Pour les températures : L'ouest des îles Britanniques reste sous l'influence persistante de températures océaniques froides. Le bassin méditerranéen pourrait quant à lui connaître des conditions favorables à un trimestre plus chaud que la normale. Il en est de même pour le sud-est de l'Europe. Entre ces 2 zones, aucun scénario ne semble plus probable que les autres. Figure 2 : Synthèse pour les températures des prévisions. Pour chaque zone géographique délimitée par les pointillés : en bleu : la proportion de simulations correspondant à des températures inférieures à la normale ; en gris : celle des simulations correspondant à des températures proches de la normale ; en rouge : celle des simulations suggérant des températures supérieures à la normale. Pour les précipitations : Les simulations numériques ne dégagent aucun scénario dominant sur une grande partie de l'Europe, sauf sur l'ouest du bassin méditerranéen où un trimestre plus sec que la normale apparaît comme probable. Figure 3 : Synthèse pour les précipitations des prévisions probabilistes. Pour chaque zone géographique délimitée par les pointillés : en orange, la proportion de simulations correspondant à des précipitations inférieures à la normale ; en gris celle des simulations correspondant à a des précipitations proches de la normale ; en vert, celle des simulations suggérant des précipitations supérieures à la normale. Article complet ici : http://www.meteofrance.com/accueil/previsions-saisonnieres

En complément de la partie 11 sur les forçages à grande échelle et leur rôle dans l'initiation convective, un petit article de Météo-suisse met également en évidence le dilemme du phasage si important entre cette dynamique et l'énergie convective lors de la prévision orageuse : http://www.meteosuisse.admin.ch/home/actua...e-delicate.html

J'ai pensé à créer ce sujet après avoir terminé une bonne partie des modules sur la convection du MetEd : https://www.meted.ucar.edu/index.php, https://www.meted.ucar.edu/training_module....16#.V3d7KflkiM8 , https://www.meted.ucar.edu/training_module....36#.V3d7KPlkiM8 , https://www.meted.ucar.edu/training_module....37#.V3d7JflkiM8 , https://www.meted.ucar.edu/training_module....18#.V3d7K_lkiM8 , https://www.meted.ucar.edu/training_module....55#.V3d7JflkiM8 ... En effet, la littérature américaine est très riche en informations sur la convection orageuse, mais c'est évidemment majoritairement en anglais, et tout le monde n'a pas forcément les moyens de se débrouiller pour comprendre. Néanmoins, il y'a une telle quantité d'explications que j'ai pensé à traduire et à regrouper une partie de ces informations. Il y'a de ça plusieurs années en arrière j'aurais été content d'avoir une traduction de certaines perles anglaises ou américaines. Quelques erreurs peuvent se glisser au cours de la traduction ou de la rédaction des posts, dans ce cas n'hésitez pas à les signaler. On retrouvera donc les bases que l'on trouve un peu partout - il faut bien poser les fondations - et on rentrera ensuite dans des cas beaucoup plus pratiques et détaillés - d'ici quelques posts certainement - . Pas vraiment d'équations à attendre cependant. Au fil des chapitres, on pourra s'écarter des seules sources "MetEd" qui ne sont évidemment pas exhaustives, afin d'être plus ouvert à ce vaste domaine qu'est la convection profonde. Tables des matières ( sera remplie au fur et à mesure ): -Première partie : Flottabilité, la CAPE, la CIN etc 1. La flottabilité 2. Étapes des processus de flottabilité 3. Les diagrammes 4. Le LI ( lifted index ) 5. La CAPE 6. La formule de vitesse maximale 7. Effets de l'entrainement d'air et du contenu en eau 8. La CIN 9. L'importance des courants descendants ( downdrafts ) 10. La DCAPE 11. Le courant de densité -Seconde partie : Le cisaillement – Utilisation d’un hodographe 1. L’hodographe 2. Le cisaillement vertical 3. Le vecteur moyen de cisaillement 4. L’importance de la forme de l’hodographe 5. Cisaillement de vitesse vs cisaillement de direction 6. Implication à grande échelle d’un hodographe 7. Le storm motion (mouvement de l’orage) et les vents relatifs à l’orage -Partie 3: Utilisation d'un diagramme thermodynamique ( Emagramme, téphigramme.. ) 1. Description 2. Paramètres météorologiques ( humidité, Theta, Theta'e/'w ... ) 3. La stabilité verticale 4. Types de stabilités et gradients thermiques verticaux 5. Déterminer la stabilité des gradients thermiques verticaux 6. Causes des variations de stabilité 7. Applications pour la prévision convective -Partie 4 : Les orages et le cisaillement 1. Interaction cisaillement/courant de densité 2. Modélisation de l’interaction cisaillement/courant de densité 3. Interaction cisaillement/mouvement vertical 4. Cellules isolées et cisaillement 5. Systèmes organisés et cisaillement 6. Résumé -Partie 5 : Aparté sur les orages élevés -Partie 6 : Les systèmes convectifs de Méso-échelle ( MCS ) 1. Introduction 2.1 Lignes de grains - Vue générale 2.2 Evolution d'une ligne de grains 2.3 Caractéristiques 2.4 Cisaillement et courant de densité dans une ligne de grains 2.5 Mouvement d'une ligne de grains 3.1 Bow-echo 3.2 Evolution d'un bow écho 3.3 Caractéristiques 3.4 Evolution d'une supercellule en bow echo 3.5 Cisaillement associés aux bow échos 3.6 Qu'est ce qu'un Derecho ? 3.7 Les bow échos et les tornades 3.8 Environnement synoptique et local des Bow-echos et des Derechoes 4.1 MCC ( Complexe convectif de méso-échelle ) 4.2 Du MCC au MCV 4.3 Menaces associées aux MCCs 5. En conclusion -Partie 7 : La grêle 1. Formation 2. Prévision du risque de grêle -Partie 8 : Vents violents non-tornadiques sous orage 1. Introduction 2. Vents violents résultants de forts courants descendants 3. Vents violents sans présence de forts courants descendants -Partie 9 : Les Tornades - Formation et évolution 1. Caractéristiques générales 2. La tornadogenèse mésocyclonique * Précisions sur quelques termes et méthodes 3. Du mésocyclone à la tornade * Quelles sont les parts respectives du FFD et du RFD dans l'aspect tornadique d'une supercellule ? 4. Les tornades non-mésocycloniques 5. La prévision des tornades 6. Formations tornadiques : bottom-up, dynamic pipe effect, vortex breakdown -Partie 10 : Inondations et crues éclairs -Partie 11 : Initiation de la convection profonde & Impacts des forçages à grande échelle 1. Introduction 2. Impact des forçages synoptiques sur le gradient vertical de température 3. Impacts des forçages synoptiques sur la CAPE et la CIN indépendamment des variations du gradient vertical de température 4. Initiation de la convection : la complexité de la dynamique de méso-échelle 5. Le paramètre MOCON ( convergence humide ) -Partie 12 : La prévision des orages 1. MLCAPE et pression au niveau de la mer 2. Niveau de condensation et niveau de convection libre ( LCL/LFC ) 3. Niveau d’équilibre ( de la couche la plus instable ) 4. Gradient vertical de température entre 0 et 500 m 5. Gradient vertical de température entre 500-3000 et 5000 m ( ~ 900-700/500 hpa ) 6. Indice Thompson, précipitations convectives et géopotentiel à 700 hpa 7. SBCAPE sur la tranche 0-2 km, et Spout index (indice pour les tornades de type B ) 8. Delta theta’E & rafales convectives 9. Theta’E et lignes de flux sur 700-500 hpa ( advection de température )/Theta’E sur 0-1 km, lignes de flux à 10m ( divergence/convergence) 10. Rapport de mélange sur 0-1 km, lignes de flux sur 0-1 km ( advection d’humidité ) 11. Vorticité potentielle ( 1 PVU ou 2,5 PVU ) 12. Advection de vorticité géostrophique par le vent thermique ( vitesse verticale à 600 hpa ) et géopotentiel à 600 hpa 13. Profondeur de la convergence sur 0-2 km, vecteurs de cisaillement sur 1/4 km & profondeur de la couche instable sur 0/4 km 14. Helicité relative sur 0-3 km, supercell composite parameter ( SCP ) & storm motion 15. Significant tornado parameter ( paramètre de significativité tornadique ), cisaillement sur 0-6 km & cisaillement sur 0-1 km 16. Cisaillement sur 1-8 km, ICAPE & ICIN 17. Interprétation et représentation des orages dans les modèles de prévision 18. Résumé -Épilogue - Annexe A : Électrisation des nuages orageux Première partie : La flottabilité, la CAPE, la CIN etc 1. La flottabilité La flottabilité est la force qui agit sur une parcelle d'air en réponse à une différence de densité entre la parcelle et l'air environnant ( la flottabilité fait intervenir la poussée d’Archimède et le poids ). Cette force provoque une accélération verticale. Par conséquent, les processus de flottabilité sont essentiels à la génération de courants convectifs ascendants et descendants. Plusieurs facteurs contribuent à augmenter ou diminuer la flottabilité des particules. Les augmentations de température et de la teneur en vapeur d'eau en basse couche, par exemple, augmentent la flottabilité, tandis que l'eau liquide dans les nuages et les précipitations jouent pour diminuer la flottabilité. Pour les grandes échelles, la flottabilité à tendance à s'équilibrer avec la force du gradient de pression verticale. Ces mouvements sont en équilibre hydrostatique. Pour les petites échelles de mouvement, comme dans les orages, la flottabilité peut dépasser significativement la force du gradient de pression verticale. Les accélérations verticales résultantes peuvent être beaucoup plus grandes que celles généralement associées à des mouvements de grande échelle. Ces mouvements sont appelés non-hydrostatique. Lorsque le cisaillement vertical du vent est faible, la flottabilité domine sur les courants ascendants et descendants convectifs. Un fort cisaillement mène, par exemple, à des interactions entre le courant ascendant et le cisaillement, actant pour renforcer ou supprimer les accélérations verticales - on le verra un autre jour -. 2. Étapes des processus de flottabilité Les processus de base associés à la flottabilité dans un nuage convectif sont illustrés dans ce schéma du cycle de vie d'une cellule ordinaire dans un environnement sans cisaillement vertical du vent. - Etape 1 : Dans un environnement instable, une fois que l'air est soulevé jusqu'à son niveau de convection libre (LFC), il va continuer à monter tant qu'il est plus chaud que l'air autour de lui. Niveau de convection libre (LFC): La hauteur à laquelle une parcelle d'air soulevée est plus chaude (moins dense) que l'air environnant. Une fois que la particule atteint le LFC et devient moins dense que l'air environnant, elle continue de monter librement jusqu'à ce qu'elle devienne aussi froide (dense) que l'air environnant. Ce niveau supérieur est le niveau d'équilibre (EL). - Etape 2 : Finalement, la particule atteint un niveau d'équilibre (EL) au niveau duquel sa température est égale à celle du milieu environnant. Comme la particule porte une certaine quantité de mouvement vers le haut, une ascension supplémentaire intervient au delà du EL. Cette hausse supplémentaire forme l'overshoot au-dessus de l'enclume. Enfin, parce que les parcelles sont maintenant plus froides que leur environnement, elles s'écoulent latéralement au niveau du EL. Par la suite, les particules peuvent osciller verticalement autour de l'EL, s'amortissant avec le temps et la distance au nuage. Comme le processus se répète, les particules s'accumulent à ce niveau et s'étalent latéralement, créant l'enclume du nuage. Pendant ce processus, l'humidité se condense dans l'air du courant ascendant. Le poids de l'humidité condensée finira par être trop lourd pour le courant ascendant. Par la suite, les précipitations vont commencer à tomber dans le courant ascendant. - Etape 3 : Parce que le poids des particules et des précipitations peuvent soustraire de manière significative de la flottabilité positive, l'effet initial des précipitations est d’entraîner l'air vers le bas, comme illustré dans l'image, et en première approche, c'est le contributeur le plus important à la force du courant descendant. Les autres processus contribuant au refroidissement du courant descendant comprennent : (1) l'entraînement de l'air plus sec à mi niveau et (2) l'évaporation de la pluie qui tombe en dessous de la base du nuage. Ces deux procédés permettent de rendre le courant descendant plus froid que l'air ambiant, améliorant encore son accélération vers le sol. Des études ont montré qu'une grande partie de l'air sec aspiré dans le nuage provient de l'air ambiant entraîné aux niveaux moyens dans un orage, généralement entre 3 et 5 km de haut. - Etape 4 : Lorsque le courant descendant atteint la surface, il se répand, formant le courant de densité ( ou bassin d'air froid ). Le courant descendant et la diffusion du courant de densité représentent les dernières étapes dans le cycle de vie de la cellule. À ce stade, la flottabilité va partout redevenir négative ou neutre. 3. Les diagrammes Donc qu'est ce qui rend une parcelle d'air moins dense ? Nous savons que une parcelle d'air qui est plus chaude que son environnement va s'élever. En considérant une parcelle d'air non saturé située à proximité de la surface, sa température va suivre une adiabatique sèche. Son point de rosée suivra une ligne de rapport de mélange constant. Lorsque l'adiabatique sèche franchit la ligne de rapport de mélange constant, l'air est saturé et la condensation commence. Ceci est le niveau de condensation ou LCL. Comme la particule continue de monter, elle suit une adiabatique humide. En conséquence, la parcelle d'air ascendante devient plus chaude et moins dense que l'air environnant. Tant que le chemin de l'ascension le long de l'adiabatique humide est plus chaud que l'environnement, la parcelle d'air restera moins dense et va continuer à monter. Cette condition est appelée instabilité. Si il n'y a pas d'inhibition convective pour bloquer l'ascension de la parcelle d'air, comme le montre l'exemple, le niveau de condensation ( LCL ) est confondu avec le niveau de convection libre ( LFC ). En présence de CIN ( inhibition convective ), le niveau de convection libre peut être plus élevé que le niveau de condensation, mais jamais inférieur. L'inhibition convective est traitée plus loin. Le meilleur outil pronostique que les prévisionnistes peuvent utiliser pour anticiper la force potentielle du processus de flottabilité est un diagramme thermodynamique. En suivant les courbes de montée et de descente appropriées, un prévisionniste peut utiliser un diagramme skew-T pour estimer la force potentielle des courants ascendants et descendants pour une cellule convective. Nous explorons ces méthodes plus tard dans le module. 4. Le LI ( lifted index ) L'indice de soulèvement (LI) est un paramètre simple utilisé pour caractériser la quantité d'instabilité dans un environnement donné. Il est calculé en soulevant une parcelle représentant de l'air de la surface le long de l'adiabatique sèche jusqu' à son LCL, puis le long de l'adiabatique humide, couramment jusqu'à 500 mb. Ensuite, nous soustrayons la température de la parcelle par rapport à la température observée à ce niveau. Lorsque la particule est plus froide que l'environnement à 500 mb, le LI est positif, nous avons des conditions de flottabilité négative. Inversement, lorsque la particule est plus chaude que l'environnement à 500mb, le LI est négatif, nous avons des conditions de flottabilité positive, et la particule va continuer à monter. Des LI inférieur à zéro suggèrent ainsi un potentiel de convection. Quand ils sont à moins de -4, le potentiel de forte convection est présent. Des LI de -10 à -12 ne sont pas rares en saison chaude. Le LI est une estimation facile pour calculer le potentiel de convection. Cependant, puisqu'il est calculé à un seul niveau, il ya beaucoup de situations dans lesquelles il peut ne pas représenter correctement le véritable potentiel de convection. Pour cette raison, le LI ne doit pas être utilisé sans avoir également regarder toute la colonne atmosphérique. 5. La CAPE Une estimation plus complète de l'énergie disponible peut être calculée en déterminant la différence de température entre le trajet ascensionnel et l'environnement à tous les niveaux, du LFC au niveau d'équilibre. Lorsque nous résumons toutes ces différences de température, nous arrivons à un nombre égal à la zone positive entre les deux courbes, comme le montre cette figure. Cette zone fournit une mesure des effets intégrés des différences de température potentiels entre la parcelle soulevée et son environnement. La mesure quantitative de cette zone positive est la CAPE. La CAPE est mesuré en joules par kilogramme (J / kg). Lors du calcul de la CAPE, nous soulevons normalement une parcelle qui reflète les valeurs moyennes de la température et de l'humidité dans les basses couches. Cette couche représente les conditions de chaleur et d'humidité moyenne d'alimentation des orages. La CAPE dans l'environnement des orages est souvent dans la gamme de 1000-2000 J / kg. Cependant, des valeurs supérieures à 5000 J / kg se produisent parfois. Rappelez-vous, vous devriez toujours utiliser la CAPE en conjonction avec un sondage de sorte que vous pouvez verifier la puissance des inversions de bas niveau et la position du LFC, ou d'autres facteurs liés à la distribution verticale de la CAPE qui pourrait aussi moduler convection. 6. La formule de vitesse maximale Une raison pour laquelle la CAPE est un paramètre utile pour les prévisionnistes est qu'elle est directement liée à la vitesse maximale possible dans le courant ascendant, notée Wmax, comme le montre cette formule : Wmax = racine² ( 2 x CAPE ) Si CAPE = 2000 racine² ( 4000 ) 63,2 m.s/2 = 31,6 m/s Cette équation est dérivée d'une simplification de l'équation de quantité de mouvement vertical en ignorant le mélange, le chargement de l'eau, et les effets de pression. En réalité, ces simplifications signifient que la Wmax surestime la valeur réelle du courant d'air ascendant par un facteur d'environ un facteur deux. 7. Effets de l'entrainement d'air et du contenu en eau L'effet net de la CAPE sur une parcelle qui s'élève est influencée de manière significative par la distribution verticale de la flottabilité et de l'humidité dans le sondage. Ces influences proviennent des effets de l'entraînement (mélange) et le chargement en eau. Par exemple, les deux sondages disponibles ici affichent des grandeurs identiques de CAPE, mais le A a la CAPE concentrée dans la moitié inférieure du profil alors que B a la CAPE étalé sur une couche beaucoup plus profonde. Toutes autres choses étant égales par ailleurs, A produirait un courant ascendant plus fort que B, en particulier aux niveaux inférieurs. La principale raison à cela est qu'une parcelle d'air avec A serait accélérée plus rapidement, ce qui donne moins de de temps pour l'entraînement d'air sec qui pourrait réduire sa flottabilité nette. En outre, le courant ascendant plus fort en A serait plus apte à porter les précipitations en altitude réduisant ainsi la quantité de précipitations retombant dans la partie la plus basse du courant ascendant. Cela réduit l'effet d' entrainement lié aux précipitations dans la partie inférieure du nuage, l'aidant à maintenir un fort courant ascendant. Bien que les effets négatifs de l'entraînement avec B seront minimes, les effets de charge en eau permettra de réduire considérablement la force de courant ascendant maximal par rapport à A. Contrairement aux sondages avec une égale CAPE montrés plus haut, les sondages A et B suivants ont des profils verticaux identiques de CAPE, mais B est plus sec au-dessus de la surface. A produirait un courant ascendant plus fort que B, mais B produirait un courant descendant beaucoup plus fort. L'entraînement de l'air sec à mi-niveau dans l'air humide réduit la flottabilité, principalement par le biais de refroidissement. Ainsi, il agira de façon à affaiblir un courant ascendant et pour renforcer un courant descendant.

Structure sympathique dans les nuages bas au large du Maroc : @MF