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passiion

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  1. passiion

    Phénomènes climatiques en direct

    Le jour le plus long. A 00h34 locales aujourd'hui aura lieu le solstice d'été dans l'hémisphère nord. @Keraunos
  2. passiion

    Climatologie, météorologie de l'Arctique

    - Dépressions hivernales ; polar low Les dépressions d'hiver qui se forment dans les masses d'air polaires sur l'eau libre sont appelées les dépressions polaires. Ces cyclones sont de petite taille, typiquement plusieurs centaines de kilomètres de diamètre, et affichent souvent un «œil», un peu comme un cyclone tropical. Pour cette raison, ils ont été appelés «ouragans Arctiques» ou «Polarcanes». Ils se forment lorsque l'air glacial de l'Arctique s’écoule sur une masse d'eau chaude, ce qui se traduit par un fort flux de chaleur et d’humidité de la mer à l'atmosphère. Cela déstabilise la basse atmosphère. Couplé avec le soutien d’un thalweg d’altitude, ils s’intensifient rapidement, atteignant leur force maximale dans les 12 à 24 heures. Alimentées par la chaleur et l'humidité de l'eau libre, les dépressions polaires se dissipent rapidement une fois qu'elles se déplacent sur la terre ou sur la glace de mer. Compte tenu de leur petite taille et de la rareté des observations dans l'Arctique, les modèles de prévision numérique du temps ont du mal à prédire ces cyclones. Les prévisionnistes doivent se pencher sur les conditions synoptiques combinées à l'imagerie par satellite pour faire une prévision solide. Enfin, les dépressions hivernales arctique plus classiques telles qu'observées fréquemment dans la branche de la dérive nord-atlantique ( voir posts plus haut ) ressemblent beaucoup aux dépressions qui concernent nos latitudes ( avec une composante barotrope très souvent plus marquée ). Polar low observé au nord de la Norvège. Source : http://www.worldclimatereport.com/index.ph...bye-polar-lows/
  3. Climatologie et météorologie de l'Arctique Petit sujet qui sera relativement court ( quelques posts ), résumant les particularités climatologiques et météorlogiques de l'Arctique, dont on parle fréquemment depuis une bonne paire d'années puisque l'endroit est très impacté par le changement climatique. La source du module initialement anglais provient du MetED : https://www.meted.ucar.edu/ 1. Géographie Limites de l'Arctique selon les définitions employées ; en blanc via la latitude, en rouge pointillé via l'isotherme 10°C, et en bleu via la limite forestière. L'Arctique est généralement considéré comme étant la région au nord du cercle polaire arctique (66 ° 32'N) - la latitude à partir de laquelle le soleil ne se lève pas au solstice d'hiver ou reste levé au solstice d'été. La région est aussi définie comme la zone ayant des températures estivales moyennes sous les 10 ° C ou encore comme étant la zone au nord de la limite forestière, marquée par la toundra (voir ci-dessus en illustration). Les principales îles de l'Arctique comprennent le Groenland, le Svalbard, et le vaste archipel canadien, y compris la terre de Baffin, d'Ellesmere, et les îles Victoria. Plusieurs autres groupes d'îles se trouvent sur le plateau continental au nord de l'Eurasie (voir ci-dessous). La masse glaciaire dans la région est largement confinée à la calotte glaciaire du Groenland. Cette couche de glace est environ quatre fois plus grande que la superficie totale des glaciers et des calottes glaciaires du reste de l'Arctique. Une grande partie des côtes de l'Arctique sont marquées par une large toundra, ce qui signifie que le vent souffle presque en permanence parce que le flux n'est pas bloqué par des reliefs. La plaine de Sibérie occidentale et le centre de la Sibérie couvrent une grande partie de l'Arctique russe et sont principalement couvertes de toundra. Cependant, certaines zones sont marquées par une topographie bien définie, comprenant les falaises et les fjords profondément incisées de la Norvège, du Groenland et de l'archipel arctique canadien. Parmi les chaînes de montagnes notables figurent la chaîne de Brooks de l'Alaska, la cordillère Arctique du Canada, et les montagnes scandinaves comme illustré ci-dessous. Le sommet de la calotte glaciaire du Groenland atteint plus de 3000 m (~ 10.000 ft). Les opérations maritimes dans l'Arctique ont toujours été contraintes par le temps et la glace de mer. Comme les eaux arctiques deviennent libre de glace de plus en plus souvent, les opérations maritimes se multiplient. En 2008, le passage du Nord-Ouest à travers l'archipel Arctique canadien et la route maritime du Nord le long de la côte Eurasienne est devenue navigable en raison d'une réduction spectaculaire de la banquise. L'océan Arctique est divisé en plusieurs bassins par une série de dorsales sous marines, dont la plus importante qui est la dorsale de Lomonosov. Le bassin Canadien domine le côté nord-américain, tandis que les bassins d'Amundsen et de Nansens sous-tendent le côté eurasien. Les côtes américaines et canadiennes de l'océan Arctique sont marquées par un plateau continental étroit s'étendant jusqu'à 100 à 200 kilomètres au large, tandis que du côté russe le plateau continental est très large, s'étendant environ jusqu'à 1200 km (~ 700 mi) au large de la côte de la Sibérie. La profondeur moyenne de l'océan Arctique est de 3700 mètres. Plusieurs mers marginales entourent l'océan Arctique, y compris la mer de Bering, de Beaufort, de Chukchi, de Barents, et d'autres encore. Voir les mers marginales ici : http://nsidc.org/arcticseaicenews/files/2012/07/Regions.png Les différents bassins en Arctique. Strait = détroit, basin = bassin, ridge = dorsale. 2. Météorologie de l'Arctique Le climat Arctique est influencé par plusieurs facteurs, dont la quasi-totalité ne se retrouve pas aux latitudes plus basses : - La lumière du jour en continu en été suivie par une obscurité continue dans les profondeurs de l'hiver. Combiné avec une faible hauteur du soleil au-dessus de l'horizon, ce qui conduit à de fortes pertes de chaleur par rayonnement pendant une grande partie de l'année. - La présence de neige et de la glace de mer sur la surface pendant une grande partie de l'année reflète une grande partie du rayonnement solaire visible. - La glace de mer recouvrant l'Arctique limite la quantité d'humidité disponible qui peut être exploitée et portée par l'atmosphère. Les températures fraîches de l'air en surface limitent également l'humidité. - Il y a relativement peu de montagnes aux latitudes élevées pour entraver l'écoulement atmosphérique entre les moyennes latitudes et l'Arctique. Ainsi, le temps est dominé par des systèmes synoptiques plutôt que par des caractéristiques de méso-échelle. - Configurations synoptiques en hiver et en été Figure 1. Configuration du champ de pression au niveau de la mer en hiver en Arctique. Ridge = dorsale, low = dépression et high = anticyclone. L'écoulement synoptique de l'Arctique est dominé par -seulement- quelques caractéristiques. En hiver, nous trouvons des basse pressions sur l'Atlantique Nord (dépression d'Islande) et le Pacifique Nord ( dépressions des Aléoutiennes). Ces dépressions sont séparées par une crête composée de l'anticyclone de Sibérie, de celui en mer de Beaufort ( plus faible ) et de celui d'Amérique du Nord. Il est important de comprendre que la dépression des Aléoutiennes et celle d'Islande sont des caractéristiques climatologiques reflétant la fréquence élevée des dépressions dans la région. Sur des observations de jour en jour, ces dépressions peuvent être situées partout dans la zone, voir même être absentes. L'anticyclone sibérien s'étant peu en altitude, et est dû au froid intense qui se forme en réponse au refroidissement radiatif majeur sur l'est de la Sibérie en hiver. Il est associé à de fréquentes poussées d'air froid sur l'Asie orientale (figure 1). En été, l'anticyclone de Sibérie est remplacé par une faible dépression thermique. Les dépressions des Aléoutiennes et Islandaises ont presque disparues puisque la fréquence des dépressions dans les océans du Nord diminue considérablement en cette saison (figure 2). Figure 2. Configuration du champ de pression au niveau de la mer en été en Arctique.
  4. passiion

    Euro 2016

    Pas mal le match des Belges
  5. passiion

    Climatologie, météorologie de l'Arctique

    - Formation des dépressions estivales en Arctique Quand le printemps arrive et que la lumière du jour revient sur l'Arctique, la couverture de neige fond rapidement sur terre. Avec la fonte de la neige, la terre se réchauffe rapidement. La glace de mer couvrant l'océan fond lentement, la température des océans reste fraîche. Par conséquent, il existe un fort gradient de température le long de la côte, comme illustré dans les posts précédents, ce qui entraîne un front stationnaire. En conséquence, ce front stationnaire sépare de grands réservoirs d'air froid situés vers le nord de l'air chaud situé vers le sud. La plupart des dépressions d'été dans l'Arctique proviennent de deux endroits : (1) le long du front polaire sur le nord de l'Eurasie ou (2) sous forme d'ondes troposphériques ondulant le long de la façade côtière. Comme ces ondes atmosphériques migrent le long ou sur la côte, elles induisent l’advection d’air chaud sur l’océan frais. L'air chaud fait évaporer l'eau et accélère la fonte des glaces de mer, ce qui déstabilise la basse atmosphère et favorise la génération ou le creusement de la basse pression. Sur la face arrière du thalweg, de l’air froid est advecté vers le sud, en provenance du pôle, ce qui favorise les mouvement d’ascendances dans la zone de forts gradients. Rapel sur la localisation du "front polaire" en été. Pendant ce temps, en altitude, ces ondes de Rossby de plus ou moins grande échelle migrent vers l’est autour du complexe dépressionnaire troposphérique. Comme ces ondes tantôt longues et tantôt courtes balayent le front thermique des côtes d’ouest en est, les thalwegs et les dorsales génèrent alternativement des ascendances ou des subsidences. Les dépressions sont déclenchées lorsque l'ascendance d'un thalweg en altitude est en phase avec une dépression de surface le long de la côte. La dépression résultante se déplace de façon parallèle à la côte, contrairement à l'hiver, dirigée par les vents en altitude. La dépression peut se renforcer, même se creuser de façon explosive, en réponse à l'interaction entre l'air froid de l'Arctique au nord et de l'air chaud continental au sud. Illustration du paragraphe précédent, montrant le géopotentiel à 500 hpa, le thalweg d'altitude est matérialisé en ligne jaune. Entre l'image du haut et celle du bas, le thalweg d'altitude interagit avec le gradient côtier et conduit à une cyclogenèse. L'Arctique est une région de données éparses, de sorte que les modèles numériques peuvent manquer le creusement explosif d'une dépression. Une compréhension solide des modèles, leurs limites, et l'utilisation extensive des données par satellite est le seul moyen de produire une prévision cohérente et précise.
  6. passiion

    Phénomènes climatiques en direct

    La chaleur s'installe en Europe de l'Est Alors qu'une large partie de l'Hexagone connaît un début d'été plutôt frais, l'est du continent enregistre au contraire des températures exceptionnelles. Les valeurs relevées ont ainsi parfois dépassé les 40°C jeudi 16 en Sicile (43°C à Palerme, exceptionnel pour une mi-juin) et atteint 38°C sur les Balkans vendredi 17. Cette vague de chaleur précoce devrait persister au cours des prochains jours de la Grèce aux abords de la mer Noire. De l'air saharien jeudi 16 sur l'Italie du Sud En cause, l'enfoncement d'une goutte froide sur l'Europe de l'Ouest, générant un flux de sud-ouest de plus en plus dynamique à l'avant, vers l'est du continent. Ce flux a aspiré de l'air saharien, qui a alors envahi l'est de l'Europe. Jeudi 16, le sirocco s'est levé sur le Sahara tunisien où on a relevé 46,0°C à Djerba, proche du record mensuel de 47,4°C. Ce flux a atteint le sud de l'Italie, qui a connu un coup de sirocco exceptionnel. Le vent de sud s'est ainsi levé dans la matinée à Palerme, avec des rafales jusqu'à 89km/h. À 7 h du matin, on relevait déjà 37°C et dans l'après-midi des pointes à 42-43°C ont été enregistrées sur le nord de la Sicile, un niveau de chaleur extrême à cette période de l'année. Ce panache d'air chaud a commencé à gagner également les Balkans : on a relevé jusqu'à 31°C à Belgrade (Serbie) et 30°C à Bucarest (Roumanie). Accentuation de la chaleur sur l'Europe de l'Est vendredi 17 De l'air encore plus chaud a gagné le flanc est du continent européen vendredi 17 juin. Alors que l'air redevenait plus respirable à Palerme (pas plus de 28°C), le thermomètre a connu une nette hausse plus à l'Est. On a ainsi relevé 38°C à Brindisi (Italie), Larissa (Grèce), 37°C à Athènes, Lovetch (Bulgarie), Tirana (Albanie), 36°C à Belgrade, Calarasi (Roumanie), 34°C à Bucarest (Roumanie), 33°C à Sarny (Ukraine), 30°C à Kaunas (Lituanie) et 29°C à Minsk (Biélorussie). Fortes chaleurs persistantes sur le sud-est européen ce week-end Samedi 18 et dimanche 19, les très fortes chaleurs devraient persister de la Grèce aux rivages de la mer Noire, tandis que la chaleur devrait rester plus modérée plus au Nord, avec un flux d'ouest. La Turquie voisine devrait également être touchée, avec des températures parfois supérieures à 40°C. Lundi 20, à l'avant de la goutte froide qui devrait migrer vers l'Europe centrale, puis le nord-est de l'Europe, le flux de sud devrait se remettre en place et une nouvelle bouffée d'air saharien toucher toute la Roumanie et l'Ukraine. http://www.meteofrance.fr/actualites/37533...europe-de-l-est
  7. passiion

    A propos du réchauffement climatique

    Un seuil record de CO2 franchi dans l’hémisphère sud... et partout ailleurs La concentration atmosphérique en dioxyde de carbone (CO2) mesurée au niveau de l’île d’Amsterdam, dans le sud de l’océan Indien, vient pour la première fois de dépasser la valeur symbolique des 400 ppm, le mois dernier. Or, cet observatoire est celui où l’on relève les plus basses concentrations en CO2 au monde. L’augmentation du gaz carbonique dans l’atmosphère a atteint un taux de croissance supérieur à 2 ppm par an depuis 4 ans. Vue de la petite île d’Amsterdam (58 km2), située dans l’océan Indien à 37° de la latitude sud et 77° de longitude est. Dans ce lieu isolé, éloigné des sources d’émissions anthropiques, la concentration atmosphérique de CO2 a dépassé pour la première fois le seuil symbolique des 400 ppm. © Liénor De par son isolement, l’île d’Amsterdam, située dans l’océan Indien sud, possède un des airs les moins influencés par les activités humaines. On y enregistre les concentrations en dioxyde de carbone (CO2) les plus basses, en dehors des variations saisonnières dans l’hémisphère nord où, chaque été, la quantité de CO2 dans l’atmosphère diminue en raison de son absorption par les plantes. Elle est ainsi devenue un site de référence en chimie atmosphérique pour l’hémisphère sud et fait partie des trente stations du réseau global OMM (Organisation de la météorologie mondiale) de suivi de la composition atmosphérique. Les mesures qui y sont effectuées permettent notamment de suivre l’évolution des gaz à effet de serre (CO2, CH4, N2O…) et de mieux quantifier le rôle de l’océan austral en tant que puits de carbone. Une croissance de plus en plus rapide des concentrations de CO2 Ces relevés sont effectués dans un observatoire intégré au Service national d’observation ICOS-France, aujourd’hui coordonné par Michel Ramonet et Marc Delmotte, chercheurs au LSCE (CNRS, CEA, UVSQ). L’observatoire bénéficie de l’expertise de ce laboratoire et du soutien de l’Ipev depuis sa création en 1981. La maintenance des installations est assurée par des volontaires au service civique. La concentration en dioxyde de carbone dans l’atmosphère y est ainsi mesurée en continu depuis 35 ans. Première historique : elle a dépassé les 400 ppm (parties par million) en mai 2016. Or, la valeur du CO2 enregistrée par cet observatoire varie peu selon les saisons (< 1 ppm) : l’augmentation observée est donc représentative de la tendance sur le long terme. Taux de croissance annuel du CO2 atmosphérique à l’île d’Amsterdam. Les barres rouges indiquent les taux de croissance moyennés sur des périodes de 5 ans. © M. Ramonet Depuis 1981, la concentration de dioxyde de carbone est ainsi passée de 339 à 400 ppm (+ 18 %), soit une augmentation moyenne de 1,75 ppm par an. Par ailleurs, les chercheurs ont relevé des taux de croissance plus élevés ces dernières années : l’augmentation du CO2 dans l’atmosphère s’accélère puisque le taux de croissance annuel observé, d’une valeur de 1,30 ppm par an dans les années 1980, atteint plus de 2 ppm par an depuis 2012 (voir l'image ci-dessus). La valeur de 400 ppm a déjà été dépassée dans les stations de mesure de l’hémisphère nord durant l’hiver 2012-2013. Aussi, franchir les 400 ppm à Amsterdam signifie que cette valeur est atteinte sur quasiment l’ensemble de notre planète. http://www.futura-sciences.com/magazines/e...185/#xtor=AL-26
  8. passiion

    Euro 2016

    Un orage de grêle interrompt le match ce soir à Lyon : @MeteoVilles
  9. Les 43 °C sont dépassés par endroits, jusqu'à 45 degrés même !
  10. Coup de sirocco en Sicile avec 39°C à 10 h à Palerme et des rafales à 80 km/h : @MF @IC
  11. passiion

    Climatologie, météorologie de l'Arctique

    De rien Après avoir dresser un aperçu des conditions météorologiques moyennes en Arctique, on va s'arrêter un instant sur la climatologie des dépressions dans cette zone. 3. Les dépressions en Arctique Les dépressions dans l'Arctique présentent un défi de prévision significatif, puisqu’elles apportent des précipitations, des vents violents, et une mer haute et déchainée, là ou il n’y a pas de glace. Ces cyclones peuvent également conduire à un réchauffement, soit par apport d'air chaud venant du sud ou en dissipant l’inversion de température présente en hiver. La visibilité est réduite lorsque l'air chaud et humide est advecté sur des SSTs froides ou de la glace de mer, entraînant une vaste zone de brouillard ou de stratus bas. Les vents induits par ces dépressions peuvent conduire à des phénomènes de chasse-neige ou d’embruns, ce qui réduit également la visibilité. -Climatologie des dépressions en hiver La formation et l'intensification des dépressions sont associées à de forts gradients de température. Dans l'Arctique, ces gradients se forment généralement près des limites d’eau libre. Nombre moyen de dépressions en hiver sur l'Arctique. Cette image indique le nombre de dépressions détectées en hiver par maille de 250 km x 250 km sur la période 1958-2005. En hiver, les dépressions se produisent surtout au niveau de la dérive de l'Atlantique Nord qui s’écoule vers la Norvège et la mer de Barents, ce qui correspond bien à la zone d’influence de la dépression d'Islande. Les tempêtes dans le Pacifique Nord, associée à la dépression des Aléoutiennes, sont généralement bloquées et ne parviennent pas à entrer dans l'Arctique à cause de la dorsale topographique qui va de la Sibérie, dans l'océan Arctique, jusqu’au nord-ouest du Canada. Au lieu de cela, ces tempêtes ont tendance à suivre le golfe de l'Alaska. Les dépressions qui se forment sur l'Eurasie ou en Amérique du Nord ont tendance à se déplacer vers le sud, en suivant les vents des niveaux supérieurs, comme illustrés ci-dessous. Peu de tempêtes se forment ou s’intensifient pendant l'hiver sur la glace de mer, mais les tempêtes peuvent dériver lors de leur périple et s’échouer sur la banquise, où elles se dissipent. Flux moyen à 500 hpa en hiver. - Climatologie des dépressions en été Nombre moyen de dépressions en été en Arctique. En été, les dépressions se produisent le plus souvent dans le centre de l'océan Arctique. Ces tempêtes ont tendance à provenir soit du nord de l'Eurasie, où l'on voit une concentration des tempêtes, ou alors via le long de la côte eurasienne, où il y a un fort contraste de température lors des mois d'été. Les vents à 500 hpa ont tendance à orienter les tempêtes parallèlement à la côte à travers l'Eurasie et l'Alaska. Les tempêtes qui proviennent de l’Amérique du Nord ont tendance à se déplacer vers le sud-est, loin de l'Arctique ( voir illustration ci-dessous). Contrairement à l'hiver, la pression au niveau de la mer en été dans l'Arctique montre un fort gradient le long de la côte eurasienne. Le reste du champ de pression est assez plat avec une faible dépression située près du pôle Nord, ce qui reflète la fréquence supérieur des dépressions dans cette région en été. Flux moyen à 500 hpa en été.
  12. Simple remarque, mais la situation synoptique que l'on a actuellement est assez proche de celle de juin 1995 ( type blocage d'air froid - CBL ) à la différence que l'advection fraîche était plus nette en 1995 :
  13. Vu que cette semaine a été oubliée par dada... On devrait encore s'amuser en récoltant une énième dépression qui devrait se situer sur l'Angleterre. Temps encore perturbé à attendre dans ce flux fortement cyclonique, avec succession de passages instables en flux à dominante ouest/sud-ouest, en début de période du moins. On peut quand même miser sur des apparitions périodiques du soleil entre deux passages perturbés, mais l'humidité n'est jamais loin. Sur les cartes d'anomalies de température à 850 hpa, on remarque qu'on serait dans l'entre-deux, avec d'un côté des remontées de plus en plus chaudes sur l'Europe centrale, et de l'autre une succession de descentes bien fraîches jusqu'en Afrique du nord. A titre d'illustrations : En fin de période, le flux pourrait tourner au nord/nord-ouest avec une poussée de l'anticyclone par l'ouest.
  14. passiion

    Euro 2016

    Pour ma part en tout cas ( ), la France est qualifiée. Va falloir se bouger parcequ'on va pas toujours s'en sortir sur les buts de dernières minutes. Suspens jusqu'à la fin en tout cas.
  15. passiion

    Euro 2016

    Quand on voit la performance respectable de l'Islande hier soir contre le Portugal, je pense que l'Irlande peut aussi présenter une résistance à ne pas sous estimer.
  16. Il est pas beau notre ciel Européen ? Le ressenti doit pas être trop mal dans les zones d'éclaircies, mais sous la drache d'une bonne averse ça refroidit vite. Comme dit dans le post précédent, aucune limite frontale structurée dans tout ce bazar, voir par exemple la frontologie prévue pour demain 12H UTC : Météo-france. Coté température, on pourra monter à 17/18 degrés demain au gré des éclaircies, mais plus généralement entre 15 et 17 degrés, voir temporairement moins sous les averses. Arôme laisse bien entrevoir ce régime de traîne pour demain :
  17. Pas de problème ^^ Comme prévu, pas mal d'accumulations à attendre d'ici le week-end, sous forme de passages instables ( pas de bandes pluvieuses structurées, mais des successions d'averses voir d'orages ). Par exemple, d'ici vendredi soir selon arpège : En fin d'échéance, le flux est toujours censé tourner au nord/nord-ouest avec l'approche d'une dorsale par l'ouest. Cela dit, il semble qu'une dépression d'altitude arriverait à s'isoler vers la Suisse avant que la barrière anticyclonique ne se forme vraiment, donc ça devient compliqué à gérer à partir de ce moment précis.
  18. passiion

    Climatologie, météorologie de l'Arctique

    - Le complexe dépressionnaire Arctique Les hauteurs de géopotentiel sont beaucoup plus faibles dans l'Arctique qu’aux latitudes moyennes. Il en résulte une grande circulation cyclonique persistante à grande échelle dans la troposphère moyenne et supérieure qui est appelée le vortex polaire (plus justement appelé complexe dépressionnaire troposphérique, le « vrai » vortex polaire étant une entité stratosphérique). Cette particularité est présente à la fois sur les pôles nord et sud. Dans l'Arctique, le tourbillon est plutôt allongé avec une branche se prolongeant (thalweg) sur l'est de l'Amérique du Nord et une autre en Asie orientale. Comme nous l'avons vu plus haut, le vortex polaire n’est pas présent sur le champ de pression à la surface; il devient une caractéristique persistante seulement à partir d’environ 500 hpa. Complexe dépressionnaire Arctique moyen en Janvier et en Juillet ( isolignes d'altitude géopotentiel ). L'Amérique est à droite, la Russie à gauche. Si l'on compare le complexe dépressionnaire d'hiver et celui d’été, comme illustré ci-dessus, nous pouvons voir que le gradient sur les bords diminue de manière significative l'été. Cela se produit à cause du réchauffement saisonnier de l'Arctique, qui augmente les hauteurs géopotentiel (réchauffement = dilatation de la colonne atmosphérique). - La tropopause D'une manière générale, dans l'Arctique, la hauteur de la tropopause (le niveau à partir duquel la chute de température avec l’altitude cesse) est plus basse que dans les régions tropicales. La hauteur de la tropopause varie selon les saisons dans l'Arctique, de 8000 m en Janvier à plus de 10.000 m en Juillet. Les sondages ci-dessous viennent de Terre Franz Josef dans l'Arctique (80N). La tropopause le 5 Janvier était à environ 310 mb ou 8300 m. Le 11 Juin, elle était à environ 240 mb ou 10.500m. Comparez ces valeurs à celles mesurées à Puerto Rico (18N) pour des dates similaires. En Janvier et Juin, la tropopause était près ou au-dessus du niveau 100 mb, à plus de 15 km. Si l’on regarde les cartes de la hauteur de la tropopause, nous voyons un fort gradient aux latitudes moyennes qui se déplace vers le nord en été et le sud en hiver. Ce gradient marque l'emplacement du jet polaire. Sondages en Arctique en Janvier et Juin. Sondage à Puerto Rico en Janvier et Juin. Du fait de cette altitude basse de la tropopause en Arctique, les nuages et les tempêtes sont généralement plus faibles dans l'Arctique qu’aux latitudes moyennes. En hiver, même les cyclones intenses sont généralement confinés à des altitudes inférieures à 15.000 pieds (4600 m). Les rares phénomènes orageux peuvent plafonner à un niveau similaire. Altitude moyenne de la tropopause en Arctique en Janvier et en Juillet, basé sur la réanalyse NCEP-NCAR. L' Amérique est à droite, la Russie à gauche. - Saisonnalité des températures Sur la terre, les températures dans l'Arctique sont très variables. En dehors des zones glaciaires, la couverture de neige est assez mince et fond au début de l'été. Cela permet à la terre de se réchauffer considérablement avec le rayonnement permanent en été. Cependant, dans l'obscurité de l'hiver, la terre rayonne et se refroidit et les températures peuvent devenir très froides. Au niveau de l'océan, les températures estivales sont fortement atténuées par la surface océanique et la glace de mer, qui ont des températures proches de 0 ° C en été. En hiver, l'eau dans l'océan Arctique, en dessous de la banquise n’est jamais plus froide que -2 ° C (28 ° F). Cette particularité tempère le climat général et aide à garder l'hiver Arctique plus chaud que celui de l'Antarctique. Température moyenne au sol en Juillet et en Janvier, en degrés Fahrenheit. Les températures hivernales les plus froides se produisent généralement en Asie du Nord, tandis que les températures hivernales les plus chaudes se trouvent au niveau de la dérive nord-atlantique, qui se présente comme étant l'extension vers l'est et le nord du courant du Gulf Stream, coulant jusque aux portes norvégiennes et en mer de Barents. Le jour et la nuit permanente en Arctique conduisent à des températures sans cycle diurne ( pas de réchauffement/refroidissement diurne ). En hiver, le ciel clair conduit à un fort refroidissement radiatif et la formation d'inversions prononcées. Les températures augmentent lorsque les vents sont assez forts pour mélanger l'inversion et apporter de l'air chaud depuis l'altitude jusqu'à la surface. Les dépressions apportent non seulement des vents violents qui mélangent et détruisent l'inversion, mais attirent également l’air plus chaud et humide des latitudes plus basses. - Précipitation Les quantités de précipitations dans l'Arctique varient considérablement. Là ou le courant chaud de l'Atlantique Nord passe, au niveau du Groenland sud et jusqu’en mer de Barents, les plages de précipitations s’échelonnent de 400 à plus de 1000 mm/an. Au niveau de la mer de Beaufort et du Groenland du Nord, les précipitations moyennes n’atteignent que 150 mm/an. Le reste de l'Arctique se situe entre ces deux extrêmes, avec des zones continentales étant plus humides que les zones océaniques. En hiver, loin des eaux libres de l'Atlantique Nord, il y a peu d'humidité disponible pour les précipitations. La couverture de neige et de glace associée à des températures froides maintiennent l'humidité basse. En conséquence, les fortes chutes de neige ne sont pas communes dans l'Arctique et les chutes de neige exceptionnellement abondantes sont limitées aux zones montagneuses et maritimes. Cumul de précipitations annuel. - Le vent En hiver, la vitesse des vents de surface a tendance à être plus faible que ce l'on pourrait attendre compte tenu de la rareté des arbres et des montagnes. Cela se produit parce que l'inversion de température qui domine en hiver découple le vent de surface des vents forts en altitude. D’un autre côté, les gradients de température côtiers sont plus faibles en hiver qu'en été, en raison de la présence de glace de mer plutôt que d’eau libre. En été, les inversions sont moins fréquentes et plus faibles. En outre, les longues journées font fondre la glace de mer et réchauffent la terre, ce qui augmente le contraste de température dans les zones côtières. Cela conduit à avoir des dépressions plus fréquentes et des vents côtiers plus forts. Par conséquent, les vents de surface augmentent en été. - Les nuages Un ciel limpide dans l'Arctique en été est un événement rare. L’humidité abondante piégée par une inversion de bas niveau conduit à de fréquents brouillards et des stratus. De la mi-Juin à mi-Septembre, les zones océaniques sont enveloppées par le brouillard ou par des nuages bas de 80 à 90% du temps. En hiver, les dépressions fréquentes associées aux systèmes dépressionnaires islandais ou Aléoutiens gardent ces zones relativement nuageuses. Les zones de hautes pressions persistantes sur l'Asie du Nord et en Amérique du Nord ont tendance à être au contraire sans nuages.
  19. passiion

    Phénomènes climatiques en direct

    Énorme nuage-mur engloutissant les monts de Square Butte, au Montana aujourd'hui : @Jamessmart
  20. Épilogue Nous voilà arrivés au terme de ces 12 chapitres principaux. Nous avons démarré sur les bases fondamentales au chapitre 1 ( principe de flottabilité, introduction à la CAPE etc. ), puis nous avons appris à nous servir d'un hodographe et d'un diagramme thermodynamique, en introduisant les notions de cisaillements et de thermodynamiques utiles dans la compréhension des phénomènes orageux. Nous avons ensuite appliqué ces notions sur les cellules orageuses isolées au chapitre 4. Au chapitre 5, nous nous sommes arrêtés un instant sur les orages d'atmosphère libre, puis nous avons continué sur les systèmes convectifs de méso-échelle ( MCS ) au chapitre 6. Par la suite, nous avons développé les processus de formation de phénomènes violents sous orages tels que la grêle ( chapitre 7 ), les rafales de vent non tornadiques ( chapitre 8 ), les tornades ( chapitre 9 ) et les inondations ( chapitre 10 ). Afin de replacer la dynamique orageuse dans un contexte d'échelle plus large, nous avons abordé au chapitre 11 les forçages d'échelles synoptique et de méso-échelle qui dictent la toile de fond, et les mécanismes par lesquels ils interviennent dans l'évolution orageuse. Enfin, nous avons terminé sur la chapitre 12 qui se consacre aux cartes mises en place pour prévoir et anticiper les orages, et donc de passer à une partie plus pratique. Maintenant arrive l'épilogue. Je pense avoir fait ce que je voulais faire initialement quand j'ai créé ce sujet en début d'année ( qui est surtout un travail de traduction de l'anglais ). Néanmoins, il y'a des parties substantielles qui ont été écartées volontairement en cours de route. La morphologie visuelle des orages, la spécificité de la dynamique des supercellules ou ce qui concerne les phénomènes électriques, notamment. Il se peut que ces sujets soient rapidement abordés par la suite ici même, sous forme de parties spéciales ( annexes ) afin d'enrichir encore un peu plus le sujet. Cela dépendra de mes envies. Cela dit, il est impossible de prétendre à un recueil exhaustif de tout ce qui pourrait se dire sur l'univers orageux. C'est pour cela qu'il est conseillé à celles et ceux qui seraient avides de connaissances supplémentaires, de se lancer soit même à la recherche de nouvelles informations toujours plus détaillées ( la littérature scientifique est une source inépuisable en ce sens ). Comme je l'avais dit dans le tout premier post, il est très probable que des erreurs ou des oublis se soient dissimulés dans les posts. J'ai essayé de citer à chaque fois les sources, qui ne sont pas nombreuses en soit, mais qui découlent de sites ou d'ouvrages qui se sont déjà eux-mêmes appuyés sur une multitudes d'études et de références. Merci aux quelques membres qui sont intervenus au fil des pages aussi Étendue de cumulonimbus vue de l’espace. Source : http://pics-about-space.com/thunderstorm-f...090359659429329
  21. Dans le Grand Nord, les "bonnes nouvelles" continuent de s'accumuler car le Groenland vient de battre son record de chaleur de juin pour 2 jours d'affilée avec respectivement 24.7 et 24.8° respectivement ces 9 et 10 juin à Godthaab, la capitale de la grande île. Ceci intervient après un printemps où on avait déjà enregistré des températures de 19° à Kangarlusaaq. On notera que le record absolu a été établi à Maniitsoq le 30 juillet 2013 avec 25.9°. A surveiller donc ... @InfoMeteo
  22. 17. Interprétation et représentation des orages dans les modèles de prévision Arrivé à la dernière partie de ce chapitre, il devrait être clair pour vous maintenant que les orages se présentent sous une multitude de formes, allant des petits systèmes peu organisés, en passant par les bow échos et jusqu’aux gros systèmes comme les lignes de grains très longues ou les MCC. Les modèles de méso-échelle sont généralement considérés comme ceux aillant un espacement de grille de 30 km ou moins. Tous les autres facteurs étant égaux, plus la résolution du modèle est élevée, plus il devrait être en mesure de représenter les détails des structures des orages. Mais comme la plupart des modèles opérationnels sont notoirement peu efficaces pour prédire l'apparition et/ou l'emplacement exact de la convection, ils sont à bien des égards peu fiables pour prédire précisément les orages. Par exemple, les différentes paramétrisations convectives varient dans leur capacité à générer les subsidences convectives et donc les piscines d’air froid à méso-échelle ( courant de densité ). Des détails importants, tel que celui que l’on vient de citer, sont extrêmement importants dans la détermination de la capacité d'un modèle donné à prévoir l'évolution des orages. Dans cet image hypothétique, on a un modèle avec un espacement de 30 kilomètres par point de grille qui peut initialement résoudre un MCS de taille moyenne; cependant il est clair qu'avec ce genre de résolution, le modèle ne peut pas représenter suffisamment de détails importants tels que les courants ascendants ou descendants, et d'autres procédés de précipitation pour prévoir l’évolution réaliste et détaillée du MCS. -D’où viennent les erreurs ? Les erreurs de prévision convectives dans les modèles surgissent à partir d'au moins deux sources communes. Une source qui implique les «conditions initiales». S'il y a des erreurs dans les conditions initiales, alors il est très difficile de prévoir correctement les détails des orages qui risquent de se produire. La deuxième source évidente vient du fait de "paramétrer" certains processus convectifs dans tous les modèles de méso-échelle hydrostatiques et même en partie dans les modèles non hydrostatiques avec un espacement de grille de plus de quelques kilomètres. La convection et d'autres procédés non-hydrostatiques importants dans la dynamique des orages se produisent sur des échelles beaucoup plus petites que celles qui peuvent être résolues par la plupart des modèles opérationnels de méso-échelle. Ainsi, ces processus sont paramétrés pour simuler leurs effets moyens sur l'environnement à plus grande échelle. Le paramétrage de ces détails est mieux que de ne pas les prendre en compte du tout, mais il est encore très problématique et peut entraîner des biais importants par rapport à la réalité en ce qui concerne la prévision des orages avec les modèles. Il est important de connaître et de comprendre les limites des paramétrisations convectives des modèles. D'une manière générale, plus le forçage de grande échelle est fort, plus la paramétrisation convective sera en accord avec le lieu, la quantité de précipitations et le timing. Cependant, s'il y a une quantité élevée d’instabilité et que le forçage environnemental est fort, parfois le paramétrage du modèle ne sera pas en mesure de suivre la dynamique, ce qui entraîne la paramétrisation dans une tentative de faire un cumulonimbus aussi large qu’une maille toute entière! De toute évidence, une telle largeur et une telle intensité d’ascendance produit un réchauffement latent trop fort, trop de précipitation, et des pressions de surface trop faibles (et encore d’autres phénomènes aberrants). Considérez ci-dessus cet exemple d’un modèle opérationnel d’une résolution de 22 km. Il a commencé à simuler des précipitations sous forme de pâtés de réflectivité sur les plaines à la mi-Juillet 2001 et a continué à générer un tel épisode, même après la mise à jour du modèle le 24 Juillet de 2001 ( nouveau run ). Ces pâtés de précipitations qui font + de 4 pouces, sur une période de six heures, ont été générés principalement par des phénomènes à l’échelle du modèle dans des environnements de haute CAPE avec un forçage de méso-échelle marqué. Ces prévisions étaient fausses et incohérentes physiquement, mais sous tendaient des conditions favorisant des systèmes convectifs solides avec de fortes pluies. Ces orages aussi larges que la grille sont devenus un point focal pour le modèle qui y a concentré la convergence, le mouvement vertical, et l'instabilité, ce qui a conduit à la mauvaise localisation des zones réellement touchées par les orages. -Qu'est-ce qui n’est pas correct ? Il y a cinq aspects à prendre en compte pour interpréter une prévision convective que nous livrent les modèles : 1) L’initiation de la convection - à la fois la date et le lieu de l'apparition de la convection, 2) l'évolution du système convectif - y compris la taille de la zone affectée, la propagation et la durée du système, 3) le montant total des précipitations, 4) les risques météorologiques accompagnants les orages, et 5) l'impact sur d'autres éléments météorologiques en outre, tels que les nuages et les températures. La précision des trois premiers de ces facteurs dans la prévision du modèle est affectée par le schéma synoptique, la précision des conditions initiales, la résolution du modèle, et la paramétrisation convective utilisée. Le quatrième facteur n’est pas prédit directement par un modèle de prévision du temps. Le cinquième facteur est prévu dans une certaine mesure par les modèles, mais est limité par les erreurs dans le second facteur. Aucun modèle n’a de « meilleur » système de paramétrisation qu’un autre; chacun a ses forces et ses faiblesses; aucun modèle n’est toujours bon; les prévisions des forçages synoptiques et de méso-échelles sont plus précises que les prévisions convectives elles mêmes. En revanche, un modèle de prévision donnant des caractéristiques importantes telles que les fronts, les jets, les inversions de température, et la prévision de l’existence d'une brise de mer ou d’une Dryline sera plus précis que dans les prévisions de la convection elle-même. Ainsi, vous devriez compter davantage sur les caractéristiques du forçage synoptique et des paramètres inhibiteurs prédits par le modèle que sur la convection brute qu’il prévoit. - Quid des modèles avec des résolution très fines ( ~10 km ) ? La plupart des MCS sont de taille suffisante pour être représentés, mais pas complètement résolus explicitement par un modèle de 10 kilomètres. Ainsi, un modèle de 10 kilomètres de résolution avec des paramétrisations physiques appropriées peut générer de nombreuses caractéristiques réalistes d'un système convectif de méso-échelle. Il est important de se rappeler que, même à 10 km de résolution, le timing des orages prévus par le modèle et le placement de l'initiation convective varient en fonction de la paramétrisation convective utilisée. En fait, les modèles ont peut de compétences concernant le timing et le déplacement des MCS à l’échelle fine. Parfois, ils sont bons, parfois, ils ne le sont pas, mais ils ne sont certainement pas bon de manière fiable ! Un contributeur majeur aux prévisions mitigées d'évolution des MCS est l'incapacité d’un modèle de cette résolution à générer correctement et à faire évoluer le front de rafale du système et le courant de densité associé. Cependant, avec 10 km de résolution, les modèles peuvent faire un bon travail en signalant la probabilité que des orages se produisent dans la région. - Quid des modèles à maille ultra fine et non hydrostatiques ? L’histoire de ce genre de modèles est encore très récente, notamment en ce qui concerne la modélisation de la convection à très haute résolution sans schémas de paramétrisations convectives. Des exemples de cette nouvelle génération de modèles à l’échelle des orages avec un espacement de grille de moins de 5 km comprennent l’ARPS (le système de prévision régional avancé aux USA) et certaines configurations du MM5 et WRF. Les études portant sur la convection explicite simulée par ARPS (en d'autres termes, sans paramétrage des processus convectifs) indiquent que ces modèles peuvent faire un travail crédible dans la modélisation des phénomènes convectifs. Avec une résolution de 2 km, le modèle ARPS a clairement démontré sa capacité à générer de nouvelles cellules le long d'un front de rafales et à représenter l’évolution des MCS. Toutefois, même ces modèles de pointe sont beaucoup plus performants en ce qui concerne la prévision de l’initiation et l’évolution de la convection lors de configurations dynamiques (forçages bien présents) qu'ils ne le sont dans les cas les plus mous, moins évidents. Il est important de se rappeler que malgré le détail remarquablement réaliste produit par ces modèles avancés, prévoir avec précision le placement, le moment et la quantité des précipitations dépendent des détails dans les conditions initiales qui ne sont souvent pas respectées de manière adéquate. 18. Résumé À ce stade, il existe plusieurs approches raisonnables pour l'application des modèles de mésoéchelle dans la prévision des orages. La première et la plus importante est d'utiliser les sorties des modèles pour rechercher les éléments synoptiques favorables, les schémas de mésoéchelle et de flottabilité associés et les profils de cisaillement conduisant à l’organisation de la convection. Bien sûr, il faut toujours veiller à être attentif aux erreurs de positionnement des objets synoptiques et des biais particuliers de tel ou tel modèle. Deuxièmement, les paramétrisations du modèle elles-mêmes peuvent produire des champs de diagnostic utiles. Par exemple, certains modèles à mailles fines produisent des champs de sommet des nuages convectifs. Jeter un œil sur ces champs peut donner une idée générale de l'endroit où il y a un risque que la convection se produise, et s’il sera grand plutôt que faible etc. Le schéma de paramétrage Kain-Fritsch émet un champ de flux de masse qui indique la vigueur de la convection attendue. Lorsque le flux de masse est proche de la valeur maximale, les ascendances à l’échelle de l’orage peuvent être exceptionnellement fortes et les phénomènes météorologiques violents seront peut-être plus probables, même si la précipitation prévue par le modèle est relativement faible. Troisièmement, les prévisionnistes devraient surveiller les grandes vitesses verticales localisées avec des précipitations très fortes, dans l'exploitation des modèles de prévision qui utilisent des paramétrisations convectives. Ces caractéristiques indiquent que le modèle tente de faire un cumulonimbus non-physique, c'est-à-dire à grande échelle! Cependant, cela signifie aussi que vous avez besoin d'inspecter attentivement la situation parce que même si le modèle possède de grandes incohérences, un MCS peut être probable dans le voisinage général de ces réactions impropres. Quatrièmement, des études ont montrées que les modèles de méso-échelle à haute résolution sans paramétrisation convective (inférieure ou égale à une résolution de grille de 6 km) sont souvent bien calés pour la prévision de l'apparition de la convection dans une région donnée, mais pas avec le bon timing. Ils sont même assez bons pour prévoir le type d'orages dans des situations fortement forcées dynamiquement. Cela signifie qu’un modèle bien construit et de résolution suffisante peut donner de bons conseils quant à savoir si les orages seront isolés, multicellulaires, ou pouvant évoluer vers de plus grands systèmes. Encore une fois, cela est particulièrement vrai dans les situations météorologiques fortement forcées. Les bonnes nouvelles pour la prévision des orages est que plus le système est large, plus le modèle est à même de le prévoir, même 48 heures à l'avance. Malheureusement, dans les scénarios faiblement forcés, qui sont plus difficiles à prédire, les modèles ont également une performance beaucoup moins bonne. Dans ces scénarios, les prévisionnistes doivent mettre davantage l'accent sur les modèles conceptuels et la reconnaissance de l’écoulement à grande et moyenne échelle. Image satellite dans le canal visible d'une supercellule aux USA. Sommet pénétrant bien visible. Source : http://www.convectiveoutlook.com/events/june102008.htm Fin de la partie 12. Source : Lightning Wizard & MetED.
  23. 16. Cisaillement sur 1-8 km, ICAPE & ICIN Cisaillement sur 1-8 km en isolignes rouges. ICAPE en plages de couleurs et ICIN en plages de vecteurs. Cette carte est utile pour juger où le cisaillement se superpose à des zones d'instabilité. Le vecteur de cisaillement sur 1-8 km est une autre version de la couche de cisaillement profonde, mais exclut la couche 0-1 km. Cela peut être utile à la place des cartes de cisaillement sur 0-6 / 0-1 km, en particulier dans les cas où l’hodographe est droit et le cisaillement fort sur 0-1 km et une partie de la couche 0-6 km. Il est donc logique de regarder la quantité de cisaillement disponible au-dessus de 1 km. Le niveau de 8 km est susceptible d’être plus discriminant que le niveau 6 km selon Bunkers et al. (2006) entre les supercellules à longue durée contre les supercellules de courte durée. L'ICAPE signifie que la CAPE est intégrée sur la verticale ( au sens mathématique ), et possède les unités J/m2 et non pas J/kg. Elle a d'abord été définie par Mapes (1993) comme la somme (CAPE * dp / g ) pour toutes les parcelles dans une colonne qui ont une CAPE> 0. Cela rend ce paramètre indépendant du choix du niveau de la particule. Des couches qui ont une CAPE non nulle sur une grande profondeur donnent des valeurs plus élevées que pour la même quantité de CAPE mais sur des couches moins profondes. Par exemple, une couche épaisse de 100 hPa, donnant 500 J / kg de CAPE entraînera la même valeur d' ICAPE qu’une couche moins profonde de 50 hpa contenant 1000 J/Kg de CAPE . Le paramètre est tracé expérimentalement, vu que son avantage sur les autres versions de la CAPE en météorologie opérationnelle n'a encore jamais été testé. Il est logique de se dire que si un orage se développe, et que tout l'air des bas niveaux est aspiré, l'énergie totale libérée par toutes les particules dans une colonne d'un mètre carré serait l’ICAPE. Dans la pratique, la carte sera très similaire à la MLCAPE, sauf lorsque l’épaisseur de la couche diffère sur la zone, ou lorsque des particules en altitude sont instables au dessus d’une couche limite stable, et où la CAPE, où la MLCAPE peuvent être absentes. Donc, ce paramètre a les caractéristiques des deux paramètres MLCAPE et MUCAPE. De même, l’ICIN est la flottabilité négative intégrée, une somme de toutes les CIN de toutes les particules dans une colonne et qui ont une CAPE > 0. Dans la carte, les plus petits vecteurs indiquent des très petites valeurs d'ICIN, alors que des vecteurs plus grands et plus épais impliquent des valeurs d’ICIN supérieurs. Comme ceci est une valeur sur la colonne, cela peut signifier que les particules aux niveaux inférieurs ont une CIN tandis que celles aux niveaux supérieurs n’en ont pas nécessairement (à utiliser avec précaution en cas d'instabilité en altitude ). Cependant, plus la couche de CAPE> 0 a une CIN marqué, et plus l’inversion est marquée, et donc plus la valeur de la résistance totale au soulèvement pour former des orages sera marquée. Un environnement avec une très forte ICAPE (en particulier supérieure à 1000 kJ / m2) est potentiellement capable de libérer beaucoup d'énergie à partir d'une couche profonde et peut supporter des orages pendant une longue période, tandis qu’une ICIN élevée indique l’inhibition totale à franchir pour libérer cette énergie. ------------------------ Nous avons vu ensemble 16 cartes avec différents paramètres utilisés dans la prévision convective. Ces paramètres ne sont bien sûr pas exhaustifs, il existe encore d'autres cartes que nous n'avons pas traitées, avec par exemple le Hail parameter ou le Contenu en eau précipitable & les vecteurs de propagation des systèmes orageux. Ces deux cartes sont présentées respectivement à titre d'illustrations ci-dessous : Le Hail parameter informe sur la probabilité d'avoir des chutes de grêle significatives ( supérieur à 2 cm ). Ce paramètre est en plages de couleurs, si il réagit, ce qui n'est pas toujours le cas selon la situation. Toutes les isolignes quantifient la différence de flottabilité entre les niveaux nuageux froids ( -10/-30 ) et chauds ( >-10 ). En plages de couleurs bleutées est indiqué le contenu effectif en eau précipitable, c'est à dire la quantité d'eau qu'il est en théorie possible de voir tomber de la colonne troposphérique sous forme de précipitations (en mm). Les flèches représentent les vecteurs de propagation de la convection ( qui peut être différente du vent synoptique ) : propagation par l'avant en bleue, système à propagation rétrograde en rouge, propagation latérale en rose et propagation neutre en noir. Par propagation, on entend la propagation relative par rapport au flux. Vous pouvez retrouver toutes ces cartes, et plus encore sur ce site : http://www.lightningwizard.com/maps/
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