passiion

15. Significant tornado parameter ( paramètre de significativité tornadique ), cisaillement sur 0-6 km & cisaillement sur 0-1 km Le significant tornado parameter est en lignes grasses colorées ( pas toujours présentes selon la situation synoptique. Sur cette carte on voit une isoligne bleue vers l’Europe centrale où le paramètre réagit un peu ), la valeur du cisaillement sur 0-6 km en isolignes noires, et le cisaillement sur 0-1 km en plages colorées ( les deux en knots - nœuds en français - ). La formule du STP est donnée en bas de l'image. Sur cette carte on a dans un premier temps le cisaillement sur 0-6 km ( indiquant l’importance de la différence vectorielle entre le vent à 10 m et à 6 km au dessus du sol ) et le cisaillement sur 0-1 km ( indiquant l’importance de la différence vectorielle entre le vent à 10 m et à 1 km au dessus du sol ) qui sont affichés en nœuds ( on peut changer cela en m/s par une simple conversion ). Ces paramètres sont souvent appelés respectivement «couche de cisaillement profonde» et «cisaillement de bas niveaux ». Le choix des niveaux provient de ceux qui ont été inclus dans les études américaines, et leur relation avec les phénomènes météorologiques violents qui est bien documentée. Un cisaillement sur la couche profonde ( 0-6 km donc ) qui atteindrait environ 20 kts - kts = knots en anglais, l'équivalent de nœuds en français - ( c'est à dire environ 10 m / s, donc un cisaillement faible à modérée) est souvent suffisant pour soutenir le renouvellement de nouvelles cellules à la limite du courant de densité à côté de cellules plus âgées, et capable de maintenir les orages multicellulaires ou les MCS, pour ces derniers surtout quand le forçage dynamique est suffisamment présent. Un cisaillement devenant de plus en plus marqué provoque une transition progressive, discrète (pas à pas) qui va permettre de réitérer la croissance des cellules autour du système orageux, dans un état de plus en plus équilibré, avec le courant descendant interférant de moins en moins avec l’ascendance, de sorte que les cellules peuvent vivre plus longtemps. Un cisaillement de 30 kts (15 m / s) ou plus peu généralement conduire à des orages organisés avec des caractéristiques faiblement supercellulaires, et capable de générer la production de gros grêlons. Habituellement, un cisaillement profond de 40 kts (20 m / s) est pris comme valeur seuil pour les supercellules, ce qui signifie que l’orage est en mesure de développer et de maintenir un courant ascendant rotatif de lui même. Les supercellules sont capables de produire de gros grêlons (> 4 cm), des microrafales et des tornades. En général, le produit de la CAPE et du cisaillement sur la couche 0-6 km est bien corrélée avec l'augmentation de la probabilité de tout les phénomènes météorologiques orageux violents. Un cisaillement de bas niveau, donc sur 0-1 km on le rappel, qui atteindrait 20-25 kts (10-15 m/s) est favorable pour les tornades mésocycloniques notamment, car il représente une vorticité horizontale qui peut être inclinée à la verticale par de forts courants ascendants. En outre, un MCS dans un environnement de cisaillement élevé dans les niveaux 0-1 km, peut avoir tendance à produire des segments bombés ( bow-échos ) qui sont capables de provoquer des vents violents concentrés. Le paramètre de significativité tornadique ( significant tornado parameter ) est un indice composite basé sur le cisaillement sur les couches 0-6km et 0-1 km, la CAPE, la CIN et la hauteur du LCL. Il met en évidence les régions où ces ingrédients favorables aux tornades sont réunis, même si il ne dit pas quel ingrédient nécessaire peut manquer le plus. Les indices composites ne peuvent pas remplacer une analyse détaillée, mais sont utiles afin d'alerter le prévisionniste. Sa formule mathématique est donnée en bas de la carte.

Orage très électrique dimanche ici ( et les jours qui suivirent également ), qui a provoqué des surtensions dans le réseau. Du coup, plus internet, plus de télé et plus de téléphone pendant 5 jours. J'ai pu récupérer le fichier vidéo où je filmait lorsque cela commençait à tomber très proche, je vous met le dernier impact filmé : https://youtu.be/gwKVWlGNHiQ?t=30 Autant dire que, à l'image des oiseaux qui s’envolent suite à cette détonation, j'ai arrêté de filmer. L'impact qui a suivi ce dernier est tombé à une centaine de mètres vers le haut de ma rue et est responsable du court-circuit ( les appareils étant pourtant débranchés - par induction ). Aussi tôt tombé, aussi tôt claqué Je crois que c'est la plus grosse détonation que j'ai entendu de ma vie lors d'un orage, j'avais bien fait de poser ma caméra et de fermer la fenêtre. La tension - cardiaque ^^ - est également montée en pointe.

Enfin le retour du réseau, après l'orage de dimanche qui avait court-circuité par induction la Tv, le net et le téléphone !

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 Profondeur de la couche instable en plages de couleur, vecteurs de cisaillement sur 1/4 km en barbules et profondeur de la convergence en isolignes roses. En d'autres termes, la profondeur de la couche instable représente la profondeur intégrée de toutes les particules avec une CAPE supérieur à 50 j/kg et une CIN inférieur à 50 j/kg. Des valeurs faibles (bleu) montrent que seule une couche superficielle est capable de libérer de la CAPE afin de former un orage, les valeurs élevées (rouge) indiquent que la CAPE peut être libérée à tout les niveaux dans la couche 0/4 km. La probabilité d'orages semble en effet augmenter avec la profondeur de la couche qui n’est pas inhibée par la présence de CIN. La position et la zone des développements orageux est généralement très bien indiqué par ce paramètre, mieux que ce que suggérerait la CAPE ou les précipitations convectives de GFS, d’après ce que j’en ai tiré dans mon expérience. La profondeur de la convergence est un complément utile au paramètre cité ci-dessus. Il montre les régions de soulèvement à méso-échelle, qui sont parfois plus ou moins identifiables par la convergence des vents de 10 mètres. Il montre de temps en temps des anneaux de convergence en expansion quand GFS simule un grand système convectif. Les régions de convergence, le soulèvement à l’échelle synoptique et la profondeur de la couche sans inhibition convective sont de bons indicateurs pour le développement des orages. Les vecteurs de cisaillement sur la tranche 1-4 km sont fournis qualitativement uniquement lorsqu’ils sont supérieure à 2,5 m/s , ce qui représente l'équivalent de 15 m / s de cisaillement sur la tranche 0-6 km, valeur souvent utilisée comme seuil minimum pour la probabilité de déclenchements des multicellulaires les plus violents et des supercellules. 14. Helicité relative sur 0-3 km, supercell composite parameter ( SCP ) & storm motion Storm motion en barbules (vitesse et sens de déplacement de l'orage), hélicité relative sur 0/3 km en plages de couleurs, et SCP en lignes colorées si elles sont présentes. Cette carte est représentative pour les moteurs droits, mais la même carte existe pour les moteurs gauches. En plus d'une bonne quantité de cisaillement sur 0-6 km, il est utile pour les développements de courants ascendants rotatifs d'avoir des vecteurs de cisaillement du vent tournants dans les basses couches. Il en résulte un hodographe courbé. Des hodographes incurvés sont également possibles avec des profils verticaux de vent atypiques, il est donc beaucoup plus facile de voir le cisaillement sur un hodographe que via des barbules sur un sondage. Dans son mouvement, un orage est affecté par les vents environnants. Les vents relatifs de bas niveaux sont ingérés dans le courant ascendant de l’orage. Chaque petite couche de cisaillement verticale ingérée par l’ascendance, est d’abord inclinée à la verticale, puis fini par augmenter la rotation totale du courant ascendant. Sur un hodographe, la surface entre la ligne reliant les vents sur 0-3 km (donc la ligne de cisaillement) et le vecteur de mouvement de l’orage, est équivalent à la rotation qui est acquise par l'ascendance orageuse. Un orage qui suivra le vecteur cisaillement de l’hodographe n’acquerra pas ou peu de vorticité, mais un orage en déviation par rapport à cette ligne en gagnera plus ( voir la partie 2 sur l’hodographe ). En pratique, un hodographe avec un vecteur cisaillement suffisamment long et rectiligne (par exemple 40 kts sur 0-6 km) peut produire à la fois des moteurs gauches et des moteurs droits supercellulaires ( storm splitting ), tandis qu'un hodographe avec un cisaillement en sens horaire (antihoraire ) sera favorable à des supercellules moteur droits ( gauches ). Le courant ascendant est forcé par des gradients verticaux de pression non-hydrostatiques, se produisant du côté chaud de l’hodographe. Les supercellules sont souvent capables de se développer lorsque la SREH ( storm relative environmental helicity ) sur 0-3 km est supérieure à 150 m2/ s2 , tandis que la possibilité d’avoir des tornades augmente ensuite avec une plus grande SREH. Le Supercell Composite parameter ( en ligne colorées, si elles sont présentes ) se compose de la SREH, du cisaillement et de MLCAPE et indique où le potentiel de supercellules est le plus élevé. Il est cependant très sensible à la MLCAPE et n’inclus pas le degré d’inhibition qui pourrait empêcher le développement de l’orage. Des vents tournants avec l’altitude sont aussi un signe d’advection de température. Le vecteur de cisaillement sur une couche représente le vent thermique qui souffle parallèlement aux lignes d'épaisseur avec l'air chaud vers la droite. L’advection d'air chaud dans les bas niveaux et de forts gradients de température favorisent des valeurs de SREH élevées. Dans certains cas, cela peut inhiber la convection par une inversion d’air chaud de basse couche.

Mission accomplie Comparaison entre ce matin 7h et 11h UTC : Du côté des orages, le sud-est de la Belgique commence à être impacté : http://www.meteo.be/meteo/view/fr/123361-Radar.html

Quand on se trouve pas sous les orages, le spectacle est saisissant, j'ai pu choper de beaux amas de chantilly hier ici ( Moselle du nord ). Le tonnerre était audible :

La couche de grisaille encore attendue sur une partie du pays dimanche matin devrait se morceler par brassage au fil de la journée, l'air est assez sec juste au dessus, celà ne devrait donc pas être trop compliqué de dégager les nuages bas, ajouté au fait que le soleil réchauffe bien les basses couches à cette époque ( par contre pour ceux qui seront sous les nuages d'orages et compagnie c'est autre chose ) : Donc de manière générale, tendance orageuse à l'horizon à nouveau pour demain, orages peu organisés ( développements anarchiques de type monocellulaire évoluant en petits amas multicellulaires ) mais relativement lents, avec toujours ce risque de réactions hydrologiques locales. La partie sud/sud-est de la Belgique semble plus exposée. Accumulation prévues par Arome d'ici demain soir. Fortes intensités localement. Précipitations convectives prévues par GFS en isolignes vertes et géopotentiel à 600 hpa ( on notera la belle structure en bloc oméga ). Ligthning Wizard. Toujours pas de temps véritablement stable en vue pour les prochains jours en tout cas, avec une ambiance toujours orageuse et humide jusqu'au 9 juin, ce qui sort déjà de l'échéance de ce topic ^^

11. Vorticité potentielle ( 1 PVU ou 2,5 PVU ) Température potentielle ( en plage de couleur ) au niveau 1 pvu + Vents Cette carte est utilisée pour mettre en évidence les processus atmosphériques d'une manière différente. Le PV (initiales de vorticité potentielle en français) est une quantité conservée lors de processus adiabatiques. Il peut être utilisé pour retracer les trajectoires des particules de masses d'air. La tropopause est généralement associée à 1,5 ou 2 unités de PV, avec des valeurs de PV inférieures en dessous, et supérieur au dessus, dans la stratosphère. Certains processus dans l’écoulement à grande échelle peuvent déformer la tropopause, de telle sorte que l'air à haut PV stratosphérique entre dans la troposphère et est amené vers le bas. La présence d'une anomalie marquée de PV en moyenne/haute troposphère ou plus bas indique soit une subsidence post-frontale marquée ou une bulle d'air froid à mi-niveau (ou en haute troposphère) avec des gradients verticaux de températures marqués à ces niveaux et une forte vorticité cyclonique. Je ne vais pas aller profondément dans la théorie de la vorticité potentielle, mais pour des raisons pratiques d’utilisation il serait bon de retenir ce qui suit : de forts mouvements ascendants peuvent être attendus à l'avant d'un maximum de PV, en d'autres termes, les gradients verticaux aux niveaux moyen seront amplifiés et la vorticité de niveau intermédiaire générera un mouvement vers le haut dans la direction où le maximum de PV se déplace. En particulier, les nuances de bleu foncé/violet méritent une attention particulière. Les tendances de hauteur observées dans cette carte concordent souvent avec les bandes sombres des images satellites du canal vapeur d'eau (intrusions d'air sec). Est également présenté sur ces carte le vent au niveau 1/2,5 PVU qui peut servir à repérer le jet et ses déformations (entrées/sorties de jet permettant de mieux cibler les zones de soulèvement dynamique etc. ). Le schéma de divergence/convergence associé à un jet courbé, qui est le cas le plus fréquent, est représenté ci-dessous. Jet à courbure cyclonique à droite et anticyclonique à gauche. Estofex. 12. Advection de vorticité géostrophique par le vent thermique ( vitesse verticale à 600 hpa ) et géopotentiel à 600 hpa Advection de tourbillon en plages de couleur ( cyclonique en orange, anticyclonique en bleu ) et géopotentiel à 600 hpa. Cette carte utilise la méthode Trenberth pour estimer le mouvement vertical résultant de l’advection différentielle de la vorticité et de l’advection de température, donnant une image qualitative des mouvements verticaux résultant de l’écart à l’équilibre géostrophique. Cette vitesse verticale est différente des VV totales des sorties des modèles (qui sont influencées aussi par la convection). Elle sert à avoir une idée des mouvements ascendants ou subsidents à grande échelle. La convection cellulaire sur la mer est souvent en mesure de se maintenir elle-même, même dans une subsidence de grande échelle, si les gradients verticaux de bas niveaux sont assez forts, mais les phénomènes d’amas en virgule ont par exemple besoin d’un soulèvement géostrophique (habituellement un maximum de tourbillon). Il est recommandé de vérifier l’existence d’ascendances/subsidences avec d'autres paramètres de mouvement vertical pour une utilisation efficace.

Grisaille quand tu nous tiens... D'ailleurs, dans la capitale Française, ça fait une semaine qu'ils n'ont plus aperçu un rayon de soleil. Sur les statistiques d’ensoleillement entre mai et août, c'est la première fois que ça arrive ( statistiques utilisées également pour les études sur l'influence du soleil sur le moral et la libido ).

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) Nous savons déjà ce qu’est la Theta’E et la Theta’W ( voir partie 3 ). Les deux sont affichés, la thêta-e dans les plages de couleurs et la thêta-w en contours. L'avantage de la thêta-e par rapport à la température classique est que le paramètre est conservé dans les procédés adiabatiques, ce qui signifie que le déplacement des particules à un niveau supérieur ou inférieur ne modifie pas sa valeur. Comme les différentes origines des masses d'air déterminent en grande partie leur propre thêta-e, on peut utiliser ce paramètre comme un marqueur. Les fronts sont facilement visibles comme des pentes raides dans la thêta-e. La theta’e dans la couche limite ( 0-1 km ) montre où les fronts sont situés près de la surface, tandis que la theta’e entre 700 et 500 hPa montre où ils sont à environ à 4000 m. En hiver, il arrive souvent que les fronts chauds ne pénètrent pas dans les masses d’air froid près de la surface. Ils sont cependant visibles sur la couche 700-500 hPa. Les cartes peuvent être utilisées pour déterminer si la masse d'air est potentiellement instable, ce qui se produit souvent dans les fronts froids dédoublés. Lorsque les valeurs à 700 hPa sont plus faibles que dans la couche 0-1 km, le soulèvement de la couche peut augmenter les gradients verticaux et provoquer le développement de CAPE. Alors que le modèle devrait en principe être en mesure de calculer tout cela par lui-même et de produire de la CAPE, il arrive cependant régulièrement que des lignes convectives étroites et dynamiques se développent à une échelle plus petite que la maille du modèle GFS (bande étroite de front froid par exemple). Les deux cartes mettent également à disposition les lignes de flux. La couleur indique qualitativement la présence de convergence (jaune/ rouge) et de divergence (bleu clair/ violet) pour la carte au sol, et l'advection de température pour la carte en altitude ( couleur chaude -> advection chaude et inversement ). En été en cas de convection, on peut envisager qu’une convergence de bas niveau dans les panaches de haute thêta-e sont l'indicateur le plus utile de l'endroit où les orages se développeront. La convergence près de la surface se traduit par un mouvement ascendant de l'air et fonctionne comme un déclencheur pour la convection (la convergence augmente aussi l’humidité, ce qui érode la CIN, voir la partie 11 sur les forçages synoptiques ). Parfois, dans les cas où il y’a de très faibles différences entre le LFC et le LCL, les orages peuvent également se développer en dehors de ces régions de convergence. Au niveau 700-500 hPa, vous devriez plutôt voir de la divergence (ou des valeurs neutres) dans les même région, en réaction à la convergence de bas niveau. Ce « dipôle » peut être légèrement déplacé horizontalement ( la divergence au dessus de la convergence de basse couche n’est pas forcément pile à la verticale ). La convergence au niveau 700 hPa indique principalement un mouvement vers le bas. Le cycle diurne de la brise de mer et des circulations en montagne peuvent souvent être découvertes sur ces cartes. La combinaison des deux champs de lignes de flux sur 0/1 km et 700-500 hpa vous permet également d'inspecter le cisaillement directionnel du vent. 10. Rapport de mélange sur 0-1 km, lignes de flux sur 0-1 km ( advection d’humidité ) Le rapport de mélange est un autre mot pour exprimer la teneur en humidité absolue et est exprimé en grammes de vapeur d'eau par kilogramme d'air sec. Un paramètre qui lui est directement lié est la température du point de rosée. Cependant, la température du point de rosée ne tiens pas compte du mélange sur la verticale. Le rapport de mélange est conservé pour les mouvements verticaux jusqu'à ce que la condensation se produise. Ce paramètre est facilement vérifiable sur les sondages observés, en visualisant la moyenne d’humidité sur les premiers kilomètres sur un diagramme thermodynamique, ce qui est utile pour voir si le modèle est bien calé sur l’humidité par rapport aux observations. Après tout, c’est un des facteurs importants dans le calcul de la CAPE du modèle. Les lignes de flux nous montrent où il y a une advection d'air humide ou plus sec (les valeurs élevées de rapport de mélange se trouvent en général dans les zones de convergence, et inversement pour les zones de divergences). Cette carte affiche beaucoup mieux les phénomènes de lignes sèches aux Etats-Unis que les cartes de Theta-e. Cliquez sur les cartes pour agrandir et faciliter leur lecture.

Je repost ici un message intéressant de Valérie Masson-Delmotte sur l'évolution des précipitations sur le nord de la France : Une étude intéressante sur la variabilité et l'évolution des pluies au nord de la France, qui est celle de Bastien Dieppois et ses co-auteurs, publiée en 2016 ( http://onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1002/joc.4660/full ) sur plusieurs siècles. Elle montre une forte variabilité sur plusieurs dizaines d'années (en relation avec la variabilité des températures à la surface de l'Océan Atlantique), et une tendance à l'augmentation au printemps depuis le 20ème siècle. J'ai repris les données historiques de précipitation à Paris en Mars-Avril-Mai (cumul sur 3 mois) à partir du travail de Vicky Slonosky (GRL, 2002) : http://www1.ncdc.noaa.gov/…/f…...lonosky2002.txt et je les ai complétées jusqu'en 2016 par les données Météo France (Paris Montsouris). La figure montre à quel point ce printemps a été exceptionnellement arrosé depuis 1688. En moyenne pour les derniers 30 ans c'est 15% de pluies en plus au printemps par rapport à la moyenne du 19ème siècle. On voit aussi à quel point le printemps 2011 avait été exceptionnellement sec.

Le niveau de la Seine atteint 5,62m à 9h ce matin ici au niveau du pont d'Austerlitz, plus forte crue depuis 34 ans : Le malheur des uns fait le bonheur des autres, les palmipèdes prennent leurs aises : La crue en graphique, côte de 6m à Austerlitz : @Meteovilles @KeraunosObs

C'est vrai qu'on est passé à l'été météorologique, j'ai mis quelques minutes pour réaliser On peut aussi noter que les conditions chaudes associées à une forte évapotranspiration sur l’Europe centrale et du Nord viennent fortement alimenter en flotte les masses d'air pilotées par ces creusement, qui finissent ensuite par précipiter sur l’Europe de l'ouest ( phénomène apparent sur les valeurs de PWAT, theta'E et compagnie ).

7. SBCAPE sur la tranche 0-2 km, et Spout index (indice pour les tornades de type B ) Sur cette carte, la SBCAPE prend en compte la CAPE d’une parcelle soulevée depuis la surface jusqu’à son LFC, mais ne représente pas la SBCAPE jusqu’au niveau d’équilibre, seulement dans les 2 premiers kilomètres au-dessus de la surface. Ceci indique si les parcelles sont capables d'accélérer rapidement au-dessus du LFC. Un LFC bas conjugué à des températures chutant rapidement avec l’altitude dans la couche 0-2 km stimulent l’accélération vers le haut dans cette couche, ce qui est important en particulier pour les tornades. Le type de tornades généralement faibles (F0-F1) appelées «trombes» (terrestres ou marines) se produisent en étirant du tourbillon à axe vertical via une ascendance ( cf. partie sur la tornadogenèse de type B ). Ce processus est amélioré par l'accélération verticale. La condition préalable est une source de vorticité verticale et de la convergence, telle des lignes de changement de vitesse du vent. En outre, il semble que la force du vent en basse couche ne doit pas être trop importante, sinon la turbulence peut perturber ce processus. Les gradients verticaux près de la surface aideront également (carte numéro 4). Des dépressions en moyenne altitude ( cut-off par ex. ) associés à des gouttes froides, ou de faibles thalwegs sont favorables à l’apparition fréquentes de trombes. L'indice composite expérimental en lignes colorées, le Spout index, tient compte de ces facteurs, mais il n'a pas été calibré ou testé et peut ne pas toujours être utile. De même, certaines tornades (souvent supercellulaires) peuvent être générées par l'inclinaison de la vorticité horizontale de bas niveau (forte de cisaillement de bas niveau) à la verticale par un fort courant ascendant et peut aussi profiter d’une plus forte SBCAPE sur 0-2 km. 8. Delta theta’E & rafales convectives Les paramètres de cette carte sont un peu expérimentaux. Le delta theta-e (lignes épaisses, si elles sont présentes) est la différence entre la theta’E de la couche limite et l’altitude du minimum de theta’E trouvé dans les niveaux intermédiaires (moins de 400 hPa). Plus les niveaux moyens sont froids et secs et plus les parcelles en couche limite sont chaudes et humides dans un environnement instable, plus les ascendances/subsidences seront fortes augmentant donc les risques de rafales convectives sévères. Des phénomènes de microrafales sont possibles, surtout quand les valeurs de ce paramètre dépassent les 20 degrés Kelvin (qui, on le rappel, est une différence de theta’e entre sol/moyenne altitude). D’un autre côté, la vitesse des rafales convectives en plage de couleurs est simplement la moyenne pondérée des vents sur la surface 700 hPa, et est destinée à donner une indication sur ce à quoi nous pouvons nous attendre si un courant descendant s’établit à travers une couche de vents synoptiques violents, ce qui transporte de la quantité de mouvement vers la surface. Il se peut que le temps soit déjà très venteux au sol, mais normalement sur terre le rapport entre les vents moyens et la vitesse des rafales ne dépasse pas 1,7 (1,4 sur la mer) avec une certaine marge. Une rafale significativement boostée par la convection profonde pourrait donner bien plus en proportions en termes de rafales au sol.

Spirtes au dessus d'une supercellule aux USA : Voir cette vidéo où on les voit bien vers la fin : @scottmcpartland

Bon retour

La vigilance orange a été sortie assez rapidement cette fois.

La Tour Eiffel les pieds dans l'eau et la tête dans les nuages aujourd'hui : https://www.instagram.com/protein_nz/

L’Australie a connu son automne le plus chaud depuis le débuts des observations. 1, 86 °C au dessus de la norme : @WMO

5. Gradient vertical de température entre 500-3000 et 5000 m ( ~ 900-700/500 hpa ) Cette couche, un peu arbitrairement choisie, pour estimer les gradients verticaux de moyenne altitude, est souvent utilisée pour identifier une couche qui contribue beaucoup à la CAPE, indépendamment de la disponibilité en humidité. En masse d’air maritime polaires derrière les fronts froids, elle indique généralement des valeurs de plus de 6 °C / km. Du côté chaud, elle est souvent capable de définir assez bien les bordures de la convection profonde, où l'affaissement de la convection y est matérialisé par une inversion. La convection peu profonde peut néanmoins encore se produire dans ces régions. Les régions élevées et sèches comme le Plateau espagnol et le Sahara créent souvent une couche sèche et profonde avec de forts gradient verticaux, qui peuvent être advectés loin vers l'Europe occidentale (par exemple la synoptique de spanish plume). Dans les Grandes Plaines aux Etats-Unis, des gradients verticaux très forts dans cette couche peuvent se développer sur les montagnes Rocheuses ou l'ouest des Grandes Plaines et être transportés vers l'est en surplombant une masse d’air très humide, créant sondages de type « loaded gun ». Des gradients verticaux très forts (> 7 °C / km) dans cette couche et dans les masses d'air chaudes sont capables de créer un CAPE massive, permettant une accélération verticale rapide, et est souvent associée à de gros grêlons et plus indirectement avec des vents violents descendants. Des gradients verticaux neutres (5-6 °C / km) indiquent des conditions moins intéressantes, souvent trouvées dans les régions frontales saturées. On notera que les températures à ces différentes altitudes sont advectées par les vents de ces différents niveaux, de sorte que le gradient lui-même n’est pas forcément clairement advecté et peut simplement apparaître et disparaître spontanément. 6. Indice Thompson, précipitations convectives et géopotentiel à 700 hpa L'indice Thompson est un indice ancien, datant de l’époque où chaque calcul devait être fait la main ou soit à partir de sondages. L'indice est obtenue en soustrayant le LI ( lifted index ) au K Index. Le LI est simplement la différence entre la température d'une parcelle d'air soulevée depuis le sol jusqu'à 500 hPa et son air environnant. L'indice K est : T850 + TD850 - (T700 - Td700) -T500 et est donc un chiffre sans unité, comprenant le gradient vertical de température, le point de rosée de bas niveau et l’humidité relative des niveaux intermédiaires. L’humidité à 700 hPa peut être utile via le fait qu'elle sert à inclure indirectement une source d'ascension, puisque l’environnement est généralement plus humide dans les niveaux intermédiaires autour des fronts. Plus l’indice Thompson est élevé, plus la probabilité d’orages violents l’est aussi. Un petit tableau d’aide : TI < 25 pas d’orages TI 25-34 orages probables TI 35-39 orages potentiellement violents TI => 40 violents orages L’utilité principale de la carte est surtout de visualiser la sortie standard de GFS pour les précipitations convectives ... qui est en fait souvent assez fiable, bien qu'elle puisse réagir de manière excessive dans les cas où le problème d’évapotranspiration (vent faible, fort ensoleillement) apparaît. Cette carte pourrait potentiellement sous-estimer les précipitations convectives dans les zones avec des couches limites sèches et profondes. Le géopotentiel à 700 hpa figure également sur la carte, permettant de cerner les zones de bas et hauts géopotentiels afin de replacer les deux paramètres précédents dans des considérations d’écoulement à plus grande échelle.

Article sympathique que j'avais envie de partager Roland-Garros, la météo en temps réel Depuis le début des Internationaux de France de tennis, la pluie joue les trouble-fête. Organisateurs, joueurs et spectateurs doivent composer avec les conditions météorologiques. Depuis 1988, Météo-France fournit une aide à la décision aux organisateurs du tournoi de Roland-Garros en leur fournissant des prévisions dédiées.. Des prévisionnistes sur place Installés dans un local sous le Central, durant le tournoi et la semaine de qualification qui précède, les prévisionnistes assurent une permanence quotidienne depuis tôt le matin jusqu'à la fin des matchs. À disposition des organisateurs, ils doivent pouvoir répondre très précisément à toutes les questions sur le temps qu'il va faire dans l'immédiat ou les jours suivants. La journée débute par l'analyse de la situation météorologique avant la rédaction d'un bulletin pour les organisateurs et les médias. Local météo à Roland Garros en 2015 - Crédits Météo-France Un radar mobile guette la pluie La pluie fait, bien entendu, l'objet de toutes les attentions. Les prévisionnistes disposent, en plus du radar de Trappes*, d'un radar mobile, installé sur la base militaire de Villacoublay, dans les Yvelines. Ce dispositif fournit une image toutes les minutes et permet de prévoir à l'échéance de quelques minutes (on parle de prévision immédiate) et avec une très bonne résolution, la survenue de précipitations, même très faibles. À la clef, un suivi en temps réel de l'évolution de la situation et la possibilité de quantifier l'intensité et la durée des épisodes pluvieux à venir Ces informations facilitent la gestion du tournoi, en permettant par exemple aux officiels d'anticiper bâchage et débâchage des terrains ou de gérer aux mieux les interruptions de matchs. Les prévisionnistes réalisent, outre les prévisions de pluie, des prévisions de température et de vent, deux autres paramètres qui influent sur les conditions de jeu. La prévision immédiate La prévision immédiate concerne le très court terme : de quelques minutes à quelques heures. Ces prévisions servent par exemple aux prévisionnistes à faire le suivi temporel et spatial fin des épisodes météorologiques dangereux, comme les épisodes méditerranéens, notamment lors de vigilance météorologique orange ou rouge. Dans le cadre de ses activités commerciales, Météo-France est aussi amené à surveiller le risque de pluie pendant des événements sportifs ou culturels : il s'agit alors de fournir des chronologies très précises des épisodes pluvieux pour les heures à venir. Les prévisions immédiates sont aussi utilisées dans d'autres domaines, comme l'aviation ou le transport routier. L'élaboration de ces prévisions s'appuie sur l'utilisation des observations. En effet, le modèle numérique de prévision Arome assimile toutes les 6 heures les données issues des observations et fournit des prévisions jusqu'à 48 heures d'échéance. La méthode d'assimilation des données, suffisante pour assurer la qualité des prévisions au-delà de quelques heures, en limite la qualité pour les premières échéances. Pour prévoir le temps dans les heures qui viennent, les prévisionnistes combinent donc les informations délivrées par Arome avec des extrapolations des données d'observation, notamment des images radars et satellites. Afin d'améliorer ses prévisions immédiates, Météo-France développe deux versions dédiées du modèle Arome : Arome PI, qui intègre les données d'observation toutes les heures et Arome Aéroport, dont la résolution atteint 500 m sur une zone de 100 km². Arome PI devrait être entré en exploitation opérationnelle fin 2015 ; il permettra une mise à jour toutes les heures des prévisions pour les heures à venir. Arome Aéroport est actuellement testé à titre expérimental pour la prévision des conditions météorologiques à maille très fine sur aéroport (turbulences créées dans le sillage des avions, cisaillements de vent,…). * le radar de Trappes fait partie du réseau de radars météorologiques de Météo-France. Il a une portée de 200 kilomètres. Il voit loin mais ne détecte pas les faibles précipitations, c'est pourquoi le dispositif est complété par un radar mobile, plus petit, très précis détectant pluies faibles, bruines et jusqu'à quelques gouttes. Sources : http://www.meteofrance.fr/actualites/25475...o-en-temps-reel http://www.meteofrance.fr/prevoir-le-temps...es-de-prevision

Un risque d'inondations ou de réponse hydrologique rapide me semble toujours probable sur les régions concernées, surtout que le caractère convectif serait bien présent. A voir comment les cellules vont s'organiser dans le détail, mais la succession de fortes intensités comme on peut le voir sur les mailles fines ne permettent pas d'écarter le risque de débordements etc. Cette advection instable a d'ailleurs pris de l'avance sur les dernières sorties, ce qui pourrait renforcer la probabilité d'orages dans le paquet. : Les accumulations prévues par Arome d'ici jeudi 01 h 00 : Ça risque encore d'être intéressant à suivre tout ça, météorologiquement parlant

Le bilan plus complet pour la France, après celui très complet de cumulonimbus pour la Belgique : Très fortes précipitations sur l’Hexagone Depuis le week-end des 28 et 29 mai 2016, de nombreuses régions ont connu des cumuls de précipitations particulièrement importants, dans certains cas exceptionnels. Deux éléments expliquent le caractère remarquable de l'événement : Le passage d'une perturbation active sur la France, puis son blocage sur le sud de l'Allemagne a eu pour conséquence la mise en place d'une vaste zone pluvieuse persistante sur la France. Cette perturbation très active (plus fréquente en saison hivernale) a été alimentée en air chaud et humide (caractéristique de la fin du printemps) et a produit des cumuls de précipitations très importants, exceptionnels sur la région Centre. Accumulations de précipitations. Records de précipitations Sur la période du 28 (10h) au 31 mai (10h), les départements les plus affectés par ces fortes pluies ont été le Loir-et-Cher, le Loiret et l'Yonne. Avec en moyenne 92,9 mm* sur le département du Loiret, la quantité d'eau tombée en trois jours est sans équivalent sur la période 1960 à nos jours. De tels cumuls sont atteints en moyenne tous les 10 à 50 ans, localement tous les 100 ans. En Île-de France, les cumuls relevés sur ces 3 jours sont atteints en moyenne tous les 10 à 50 ans (à Paris-Montsouris, on a relevé 83 mm). Rapport à la normale de référence 1981-2010 des cumuls mensuels de précipitations par département en mai 2016 (données du 31 mai 2016 à 13h30 UTC) © Météo-France Dans sa globalité, le mois de mai 2016 est exceptionnel. De nombreux records mensuels de précipitations ont en effet déjà été battus : à la station de Paris-Montsouris, on a relevé depuis le début du mois 176 mm, soit environ 3 mois de précipitations** (ancien record : 133 mm en mai 1992). À Orléans, on a relevé 178 mm, également environ 3 mois de précipitations (ancien record : 148 mm en mai 1985). À l'échelle de la région Île-de- France, c'est le mois le plus pluvieux, tous mois confondus, depuis 1960. Chronologie et prévisions pour les jours à venir Un premier épisode a concerné de nombreuses régions dont le bassin parisien le week-end des 28 et 29 mai. Il était accompagné de fortes précipitations orageuses avec localement d'importantes chutes de grêle et une forte activité électrique. Lundi 30 mai, sous l'influence d'un flux de nord, une vaste zone pluvieuse s'est organisée du Nord-Pas-de-Calais au Centre avec des pluies soutenues, régulières et généralisées. Mardi 31 mai, l'épisode prend fin avec le décalage des pluies vers l'Ouest et le Sud-Ouest. Un nouvel épisode pluvieux va gagner le pays par les frontières belges et allemandes dans la nuit de mercredi à jeudi. Mais les cumuls attendus devraient être moindres : 10 mm en moyenne mais localement, sous un orage, on pourra atteindre 40 mm. http://www.meteofrance.fr/actualites/36887...-sur-l-hexagone

Ouais, ça cumule sévère sur l'Europe de l'ouest en ce moment. Pour ce qui est de la France des records ont été battus comme on pouvait s'y attendre. Il est localement tombé en 24 heures, l'équivalent d'1 mois de précipitions : 66 mm à Trappes, 63 mm à Orléans, 53 mm à Paris... Mai 2016 devient du coup le mois le plus pluvieux par endroits, comme en Ile-de-France devançant l'ancien record de décembre 1999. : Cliquez pour une meilleure résolution. @meteofrance

Toujours à propos de l'Antarctique ^^ De nouvelles recherches montrent pourquoi l'océan Antarctique ne s'est pratiquement pas réchauffé encore, contrairement au reste du globe. La force des vents d'ouest qui balaient constamment le pourtour de l'Antarctique agissent en poussant l'eau de surface vers le nord ( donc vers l'équateur ), ce qui permet la remontée d'eaux profondes. L'eau de l'océan Austral vient de ces grandes profondeurs, et à partir de sources qui sont si lointaines dans le temps, que ces eaux profondes plus âgées n'ont quasiment pas connues le réchauffement climatique ( la dernière fois qu'elle étaient à la surface le climat était bien plus froid ). D'autres endroits dans les océans, comme la côte ouest des Amériques et de l'Equateur, font remonter de l'eau à partir de quelques centaines de mètres de profondeur, mais cela n'a pas le même effet. "L'océan Austral est unique parce qu'il apporte de l'eau à partir de plusieurs milliers de mètres de profondeurs, a dit Armour. L'eau de surface de l'Antarctique a vu l'atmosphère pour la dernière fois il y a des siècles dans l'Atlantique Nord, puis a coulé et a suivi des chemins détournés à travers les océans du monde avant de refaire surface au large de l'Antarctique, des centaines, voire un millier d'années plus tard. "Les océans agissent pour améliorer le réchauffement dans l'Arctique tout en amortissant le réchauffement autour de l'Antarctique", a déclaré Armour. "Vous ne pouvez pas comparer directement le réchauffement au niveau des deux pôles, parce qu'il est modulé de façon très différente, en lien avec les circulations océaniques pour partie." Savoir où la chaleur supplémentaire piégé par l'effet de serre additionnel va aller, et identifier la raison pour laquelle les pôles se réchauffent à des rythmes différents, permettra de mieux prévoir les températures à l'avenir. "Quand nous entendons le terme« réchauffement de la planète, 'nous pensons à un réchauffement partout au même rythme ", a déclaré Armour. «Nous nous éloignons de cette idée du réchauffement climatique, en allant de plus en plus vers l'idée de schémas régionaux du réchauffement, qui sont fortement façonnées par les courants océaniques." L'étude a été publiée dans la revue Nature Geoscience : http://phys.org/news/2016-05-deep-antarctic-ocean-hasnt.html