passiion

Une autre dégradation pluvio-orageuse est attendue entre demain soir et jeudi matin, principalement sur la moitié Est de la Belgique et le nord-est de la France. Le timing et l'emplacement exact varieront encore un peu dans les prochains runs, mais ces zones ne passeront pas au travers à l'évidence. On devra ces bouffées convectives en flux d'est/nord-est à un second minimum de surface, en périphérie de celui d'altitude, et en approche par l'Allemagne, lequel véhiculera des advections d'air doux, humide et instable. Géopotentiel à 700 hpa, précipitations convectives simulées par GFS en isolignes vertes. Transport d'humidité en basse couches. (Cliquez pour agrandir les cartes)

Relevés au sol matérialisant bien la dépression responsable de cet enroulement instable et pluvieux. Météocentre Keraunos Le Nord et l'Ouest de la Belgique subissent encore le passage d'un amas pluvio-orageux actuellement, en provenance des Pays-Bas, tandis que des averses se développent plus à l'est.

C'est vrai que l'orange a mis un certain temps à sortir. Ce soir on a donc une zone bien nette en vigilance pour phénomènes sévères qui s'étend de l'Allemagne du Nord au centre de la France, en passant par Belgique, Pays Bas et Luxembourg :

En effet. Une nouvelle zone de pluies convectives approche le Nord et l'Ouest de la Belgique. Le dernier Arome continue de bien modéliser cette zone :

A la suite de ces évènements, 3 personnes ont perdu la vie suite aux inondations à Braunsbach. Photos @SPIEGELONLINE : @KeraunosObs

Accumulation d'eau prévue par Arôme d'ici mardi soir : Pour la France, le Luxembourg et une partie de l'Allemagne ( où de gros dégâts ont eu lieux la nuit dernière ), la vigilance orange a été sortie comme on pouvait s'y attendre. ( cliquez pour agrandir )

3. Niveau d’équilibre ( de la couche la plus instable ) Une carte très utile dans le cas d'environnements quasi-neutres avec une très faible CAPE, c'est-à-dire souvent pendant la partie la plus froide de l’année. Les cellules convectives ont besoin d'avoir des ascendances qui pénètrent dans une portion suffisante de la zone de phase mixte (habituellement de -10 à -30 degrés), où dans le nuage, coexistent des particules de glace avec des gouttelettes d'eau liquide, de telle sorte que le processus d’électrisation non-inductif soit efficace. Le niveau d'équilibre est l’altitude où les parcelles seront à la même température que l'environnement après avoir traverser leur couche de convection libre. Elles connaîtront donc une force de flottabilité de plus en plus négative à mesure qu’elles monteront. Ceci correspond souvent à des niveaux proches de la tropopause, mais ce peut également être une inversion plus basse dans la troposphère. La carte indique la température, pas la hauteur. Les phénomènes électriques peuvent être possibles avec des températures d’équilibre inférieures à -10 degrés, et deviennent très probables surtout en dessous de -30 degrés. En hiver, les hauteurs correspondantes au sommet des nuages sont plus faible et le taux d'humidité est également plus faible, et avec des courants ascendants plus faibles de sorte que le processus d'électrification est moins efficace. En été, sur de vastes zones les parcelles peuvent atteindre des températures très froides et les autres indicateurs peuvent être plus utiles à regarder. Dans le calcul du niveau d’équilibre présenté sur cette carte, on utilise le niveau le plus instable (à savoir, le niveau avec la parcelle ayant la plus forte theta’E au-dessous de 600 hPa ). Cette carte est également utilisée pour détecter un risque de convection élevée, lorsque les méthodes de la particule au niveau des basses couche ne sont plus efficaces pour révéler le potentiel. 4. Gradient vertical de température entre 0 et 500 m Cette carte représente la différence de température entre la surface (pas 2 mètres) et 500 m au-dessus du sol. Cette carte contient des informations utiles sur la température relative de l'air par rapport à la surface sur laquelle il circule. Le gradient adiabatique sec est d'environ 10-11 degrés par kilomètre, alors que le gradient adiabatique humide a une valeur d’environ 5-6 degrés par kilomètre. Des valeurs de gradient vertical inférieures indiquent une inversion. Des valeurs supérieures à 11 °C / km indiquent des conditions superadiabatiques qui impliquent nécessairement un mélange turbulent des parcelles en surface ayant déjà une flottabilité positive marquée avec un soulèvement minimale. Ceci est favorable à l’étirement vertical de vortex tels que les tourbillons de poussière ou les tornades de type B sous les cumulus bourgeonnants par exemple. On peut facilement déduire quels processus sont responsables des gradients verticaux marqués sur 0-500 m. Au dessus des grandes étendues d'eau, la température ne change pas très rapidement, les gradients verticaux très marqués seront donc pour la plupart le résultat d'advection d'air relativement froid sur la surface d’eau. De même, des gradients verticaux de type "inversion" en basse couche indiquent une forte advection d'air chaud au-dessus de la surface de l'eau. Sur terre, la surface répond rapidement aux processus radiatifs. Les contrastes entre la terre et les surfaces d'eau adjacentes peuvent induire des circulations de mésoéchelle comme la brise terre / mer. Les gradients verticaux de basse couche augmentent rapidement au cours de l'après-midi, quand le soleil brille, tandis que dans la soirée, une inversion tend à se former. Cette carte permet donc d'évaluer si le modèle produit de la nébulosité qui pourrait inhiber le chauffage de la couche limite au cours de la journée, ou de limiter le rayonnement terrestre la nuit (> 4 °C / km sur la terre), ce qui en fait une carte utile aussi si vous avez besoin de connaître les probabilité d'un ciel clair la nuit pour les observations astronomique.

La vache C'est une maison qu'on voit à 00:01 secondes ? Estimation des cumuls via les radars : https://t.co/JyZUT2A9Wq

Gros dégâts ce soir en Allemagne, voir cette vidéo impressionnante ou un camion de pompiers est charrié par le courant : https://www.facebook.com/claudia.rost1/vide...92235800834609/

Je poste ici un article de Keraunos puisqu'il résume bien la situation, et notamment sur la France ou certains records de pluviométrie pour un mois de mai pourraient être battus. En liaison avec l'épisode orageux du 28 mai, une dépression s'est creusée entre Suisse et Allemagne ce dimanche 29 mai. Cette dernière va revenir par le Benelux en début de semaine en générant un retour d'air chaud en basse couche entre les frontières belges, la région parisienne et le Centre. Plusieurs salves pluvio-orageuses successives sont attendues lundi 30 et mardi 31 mai, concernant surtout les zones proches des frontières belges, l'Ile-de-France, le Centre, la Normandie et une partie de la Bourgogne. Les champs du modèle WRF 7 km présentés ci-dessous montrent l'évolution prévue pour ce début de semaine. On distingue sur les deux animations suivantes le retour d'air chaud dans les basses couches de l'atmosphère durant 48h depuis l'Allemagne et le Benelux. Les profils verticaux seront de fait particulièrement humides à moyenne altitude (animation de droite) et de fait propices à des pluies durables et parfois fortes. Au cours de ces deux journées, l'atmosphère ne devrait être que faiblement instable. La plus forte instabilité est en effet envisagée hors de nos frontières comme l'illustrent les deux champs d'instabilité suivants. Néanmoins, quelques coups de tonnerre semblent envisageables au nord de la Seine. Entre ce lundi matin et mardi matin, le modèle WRF envisage entre 40 et 60 mm de pluie, localement jusqu'à 70 à 80 mm avec un maximum durant cette période sur l'Ile-de-France. De tels cumuls de pluie sont remarquables à Paris, d'autant qu'ils s'ajouteront à ceux déjà observés le 29 mai et la nuit suivante et à ceux prévus le reste de la semaine. Un mois de mai record à Paris et en Ile-de-France ? Au 29 mai, le cumul de pluie mensuel à Paris-Montsouris s'élève à 106,4 mm. Or, le mois de mai le plus pluvieux sur cette station remonte à mai 1992 avec un cumul de 132,7 mm. Il est ainsi fortement probable que ce mois de mai 2016 devienne le plus pluvieux depuis l'ouverture de la station à Paris-Montsouris compte tenu de l'épisode prévu. Le constat est le même sur les autres stations d'Ile-de-France qui sont en passe d'enregistrer leur mois de mai le plus pluvieux. C'est le cas à Trappes, Pontoise, Roissy ou Melun. http://www.keraunos.org/actualites/fil-inf...-30-31-mai-2016

2. Niveau de condensation et niveau de convection libre ( LCL/LFC ) ( cliquez pour agrandir ) La hauteur du LCL d'une parcelle moyennée sur 0-1 km est tracée en arrière-plan ( en couleur, l'échelle est en mètres à droite ). Ce LCL est similaire au niveau de condensation par convection, à savoir la hauteur de la base que les nuages cumuliformes peuvent avoir. Elle se rapporte fortement à l'humidité relative de la couche limite, de sorte que de très faibles hauteurs peuvent être associées à des nuages bas ou du brouillard pendant la nuit (et dans les mauvais cas, persistants pendant la journée en bloquant le rayonnement solaire requis pour initier les orages ). Des hauteurs élevées de LCL peuvent améliorer les phénomènes de rafales descendantes parce que l'air des subsidences sera plus froid par rapport à l'air ambiant, dû à la flottabilité négative formée par évaporation notamment. Des haute LCLs (> 2000 m) peuvent également indiquer plus de difficulté pour l’initiation de la convection et son maintien, en raison de l'entraînement marqué dans l'environnement sec. Des LCLs bas (de moins de 1 000 mètres) sont favorables pour les tornades ( comme on l’a vu dans le chapitre sur les tornades ). Le LFC (niveau de convection libre) est le niveau au dessus duquel une parcelle d’air moyennée sur la couche 0-1 km est plus chaude que son environnement lorsqu'elle est soulevée, et normalement va continuer à s’écarter de sa zone d’origine. Une très forte source de soulèvement de bas niveau peut pousser une parcelle à atteindre son LFC, de sorte qu’elle devienne plus chaude (plus légère) que l'air ambiant et subisse ensuite une force de flottabilité vers le haut. Les cas les plus fréquents lorsque cela se produit sont quand une couche d’inversion ( de CIN ) est subitement éliminée ( par une ascendance synoptique par ex. ), ou lorsque le réchauffement diurne et le mélange de bas niveau donneront un LCL plus élevé et une LFC plus bas. Sous la forme de vecteurs ( les flèches noirs ) est représentée la différence entre la base du nuage et le niveau de convection libre. L’absence de vecteur signifie qu'aucune MLCAPE n’est présente. Les petits vecteurs indiquent de petites différences entre le LFC-LCL, de sorte qu'il n'y a presque pas de réchauffement diurne ou de forçages nécessaires pour l'initiation de la convection. Des vecteurs plus longs nécessitent plus de réchauffement ou de soulèvement, et les vecteurs très longs peuvent indiquer une trop forte inhibition pour la formation d'orages. Le long des lignes sèches dans les Grandes plaines, le gradient peut être si fort que la lisibilité peut devenir compliquée. En général, plus la différence entre le LFC-LCL sera faible, plus l’initiation sera facile (requière moins de forçage). La même chose vaut pour les LCLs bas parce que l'entraînement est moins problématique. Notez que parce que le modèle ajuste son environnement lorsqu'il simule des orages ( il affaiblit les gradients verticaux, abaisse le LCL), la différence LFC-LCL peut devenir plus grande et peut donner une fausse impression d’inhibition où il y a déjà de la convection. Vérifiez ceci en regardant la carte des précipitations convectives.

Effectivement la journée d'hier a été exceptionnellement orageuse en France, plus de 115 000 impacts en 24 h ! La foudre est tombée sur le Parc Monceau, à Paris, hier après-midi, blessant 8 enfants et 3 adultes qui s'étaient abrités sous un arbre. Six sont grièvement atteints. L'impact de foudre en cause semble être celui détecté à 15h05 sur ce secteur (en rouge à droite sur la carte ci-dessous) : @Keraunos Pour voir le résumé de cette journée : http://www.keraunos.org/actualites/fil-inf...rgogne-lorraine

D’où l'utilité d'avoir des images radars et un suivi en temps réel pour cerner au mieux la bête Mais oui, en effet, le son est influencé par le champ de vent. Je n'ai jamais lu d'étude sur les propriétés de propagation du son dans les milieux orageux, mais de manière générale ça a du être plus ou moins étudié puisqu'on sait par exemple que la présence d'une inversion en basse couche à tendance à modifier la propagation du son ( et pas que le son, mais aussi les ondes radio des radars météorologiques, ce qui peut créer des parasites prenant tantôt la forme de soucoupes ). D'un autre côté, la violence d'un orage n'est pas forcément proportionnelle au taux d'impacts au sol ou de craquements explosifs. Certains phénomènes convectifs peuvent même causer des dégâts en l'absence d'activité électrique ( surtout en saison hivernale, mais pas que ). Je serais tenté de dire que ce n'est pas ceux qui gueulent le plus qui sont les plus à craindre. En simplifiant à outrance, les orages les plus actifs ont tendance à avoir une activité électrique interne très marquée ( avec un tonnerre parfois continu mais faible en proportion ), tandis que les orages qui sont moins organisés ou qui se déstructurent fabriquent plus de coups au sol en proportion. Cela pourrait s'expliquer par la disposition beaucoup plus complexe des couches de charges électriques dans les orages organisés que dans une monocellule classique par exemple. Merci pour ta contribution en tout cas

Incroyable structure supercellulaire aux Etats-Unis : @mikeumsc

Partie 12 : La prévision des orages Enfin ! Je me baserais sur cet excellent site : http://www.lightningwizard.com/maps/ où une quantité importante de paramètres est disponible pour la prévision orageuse sur l'Europe ( tirés de GFS ). Pas mal de cartes, dont on va apprendre à se servir. 1. MLCAPE et pression au niveau de la mer Cette carte offre une représentation commune des systèmes de pression au sol ( dépression/anticyclone), avec l'ajout de la MLCAPE ( c'est-à-dire la CAPE moyennée sur les 1000 premiers mètres ). L'énergie potentielle liée à la CAPE peut être convertie en énergie cinétique vers le haut. Un calcul de la vitesse verticale liée à la convection pourrait en principe être déduit à partir d’elle, mais la théorie de la parcelle n’est pas parfaite et ne tient pas compte des choses comme l’entrainement des précipitations ou du frein de pression dynamique etc. Cependant, une forte CAPE implique généralement de plus forts orages avec une plus grande chance de produire des gros grêlons et d’autres phénomènes météorologiques violents. Cela dit, la contribution de la CAPE est généralement moins importante que le cisaillement vertical de l’environnement pour les tornades, tandis que la probabilité de grandes grêle augmente avec la CAPE, si au moins un cisaillement modéré est présent ( des valeurs autour 500-1000 J / kg suffisent). Les éléments qui contribuent à la CAPE incluent des taux de variations de température marqués entre les basses couches et les niveaux moyens ainsi qu'une couche limite relativement chaude et humide. Plus l’environnement autour des niveaux moyens est froid comparé à la parcelle, plus la parcelle subit une flottabilité vers le haut (niveau d'équilibre élevé), et plus la CAPE sera grande en général. Cependant, des couches chaudes et sèches en basses couches peuvent agir comme un bouchon qui empêche les particules de la couche limite d'atteindre le niveau de convection libre, et peuvent inhiber le développement des orages. La CAPE utilisée dans ces cartes est calculée pour une parcelle avec un rapport de mélange et une température potentielle moyennés sur la couche 0-1 km, car elle reflète mieux le processus de mélange dans la couche limite. A noter que le problème de GFS qui surestime souvent les points de rosée en basse couche dans des conditions de vents faibles et avec une forte insolation en été, et donc la CAPE, est quelque peu atténué par le fait de ne pas prendre en compte le niveau du modèle à 2 mètres dans le calcul. Enfin, il faut savoir que la CAPE est très sensible à de petites différences dans l'humidité et dans les profils verticaux de température, ainsi que de la méthode de calcul utilisée. Il est donc assez inutile de parler par exemple de «855 J / kg CAPE» ou même «900 J / kg ». Si les cartes indiquent 1000 J / kg de CAPE, soyez prêt à trouver dans la plupart des sondages effectués des valeurs entre 500-1500 J / kg, donc une large marge d’erreur d'au moins 50%. Enfin, je rappellerais que la CAPE seule n'est pas un élément suffisant pour l'initiation des orages ( voir la partie 11 ).

5. Le paramètre MOCON ( convergence humide ) Illustration du paramètre MOCON, ici aux Etas-Unis. Les maximas sont en rouges/jaunes. http://homepages.vvm.com/~curtis/May_12.html Une quantité connue sous le nom de convergence humide est souvent utilisée comme un outil de prévision pour l’initiation de la convection. Elle est aussi parfois invoquée comme explication pour la génération des maxima locaux dans les rapports de mélange de vapeur d'eau, qui sont des zones favorisées pour la formation d'orages. Cependant, la convergence d’humidité seule ne peut pas produire un maximum local de concentration en vapeur d’eau. Donc, si la convergence d’humidité ne peut pas produire à elle seule des maxima locaux d'humidité, alors qu'est-ce qui le fait ? Après tout, on observe fréquemment un grand rapport de mélange en vapeur d'eau au sein des zones de convergence persistantes le long des limites de masse d'air ( comme c'est d'ailleurs le cas sur l'illustration ci dessus). La convergence d'humidité est bien corrélée avec la convergence de la vitesse horizontale( le vent ) qui est associée à un mouvement vers le haut. Ainsi, la convergence d’humidité est associée à un approfondissement de la couche limite humide. L’approfondissement de la couche limite humide réduit la dilution des particules ascendantes dans l'environnement lorsqu’elles montent de la surface jusqu’au LCL et au LFC. Ainsi, les régions de maximum locaux d’humidité peuvent être plus favorables à l’initiation de la convection que les zones environnantes. Les courants ascendants dans ces régions convertissent également une plus grande quantité de CAPE en raison du moindre mélange et donc moins de dilution de θe quand les parcelles de surface montent jusqu’au LFC. Revenons à notre question initiale au début du paragraphe précédent, l'augmentation de la profondeur de la couche limite humide signifie que le rapport de mélange en surface baisse peu ou pas comparativement aux zones environnantes avec une couche humide peu profonde, où le mélange vertical peut conduire à une diminution significative de la concentration en humidité à la surface. Ainsi, les maxima locaux de la concentration en vapeur d'eau peuvent se produire à la surface dans les régions où la couche limite humide est plus profonde que les régions adjacentes. En termes mathématiques, de tels maxima d'humidité sont produits par des différences horizontales d’advections verticales en vapeur d'eau. Fin de la partie 11. Source : Mesoscale Meteorology in Midlatitudes, Markowski P.

En effet, le feu ne reste pas au même endroit, il se propage à plusieurs km/h en forme triangulaire selon le vent dominant. Pour autant, la situation n'est toujours pas maîtrisée avec une propagation vers le sud-est : http://earthobservatory.nasa.gov/NaturalHa...;src=twitter-nh

Superbe supercellule et sa tornade photographiées au Texas hier soir par Colt Forney :

4. Initiation de la convection : la complexité de la dynamique de méso-échelle Exemple d'initiation de la convection le long d'une limite de masse d'air à grande échelle, mais seulement sur de courts segments. L'image satellite visible date du 12 mai 2004 et montre la formation d'orages dispersés le long d'une ligne sèche (ligne avec les symboles de front chaud) et d'un front froid (ligne avec les symboles de front froid ) dans la région sud des Grandes plaines. Quelles sont les conditions ou les processus qui ont permis aux particules d'atteindre leur LFC à ces endroits privilégiés, mais pas ailleurs le long des mêmes limites de masse d'air ? D'autres orages se sont développés sur les terrains plus élevés du sud-est du Colorado, en l'absence de toute limites. Leur initiation pouvait-elle être habilement anticipée ? http://slideplayer.com/slide/8724716/ Bien que la convection est souvent initiée le long de limite de masse d’air assez facilement identifiables, en présence de CAPE et d’une CIN relativement petite, en particulier quand une ascendance à grande échelle est également présente (l'ascension à grande échelle réduit la CIN comme discuté ci-dessus), la prévision de l'initiation de la convection est compliquée par un certain nombre de processus de méso-échelle. Par exemple, bien que les limites des masses d'air soient relativement faciles à identifier à l'aide des systèmes d'observations opérationnels, il est rare que la convection se développe sur toute la longueur de ces frontières et de façon homogène. Au lieu de cela, les orages sont généralement initiés uniquement sur des portions limitées de ces frontières. Schéma montrant l'interaction entre le front de brise de mer et les rue de nuages ainsi que la façon dont elles sont liées au développements convectifs le 12 Août 1991. Le front de brise est délimitée par la ligne bleue foncée. La circulation le long des rues de nuages et en rose. Les vecteurs de tourbillons horizontaux associés aux rues de nuages sont également montrés, ainsi que les développements convectifs le long des tourbillons horizontaux aux points d'intersection le long du front de brise de mer. Atkins and Wakimoto [1995] http://slideplayer.com/slide/8724716/ Au moins dans certains cas, il semble probable que des inhomogénéités d’écoulement le long des limites de masses d'air jouent un rôle en favorisant certaines parties d'une limite par rapport aux autres parties. Par exemple, il a été observé que les orages se développent là où les rue de nuages croisent la frontière des limites de masse d’air ( voir illustration ci dessus ). Des tourbillons verticaux de petite échelle (<4 km de diamètre), parfois appelés misocyclones, ont également été identifiés à proximité de nombreux cumulonimbus en croissance. Ces tourbillons sont naturellement favorisés le long des limites de changement de vent en raison de l’instabilité dynamique associée au cisaillement horizontal du vent, améliorent la convergence le long de certaines parties d'une limite de masse d'air, généralement entre les tourbillons, tout en affaiblissant la convergence sur d’autres parties, habituellement dans les cœurs des tourbillons ( voir schéma ci dessous ). La structure du champ de convergence ressemble souvent à des structures de segments et de fentes observés sur les bandes étroites de front froid, probablement pour des raisons dynamiques identiques. Dans d'autres cas, il semble plausible que des inhomogénéités thermodynamiques rencontrées par une limite de masse d'air peuvent favoriser ou empêcher la convection le long de la limite frontale ou thermique. Les échecs d’ initiation de la convection qui sont probablement mal compris, se produisent quand les particules dépassent leur LFC mais ne parviennent pas à se développer jusqu'au stade de convection soutenue et précipitante. Il est difficile de savoir dans quelle mesure des processus à l'intérieur de la couche limite par rapport à ceux au dessus de la couche limite contribuent à ces modes de défaillance. Modèle conceptuel de misocyclones ( la vorticité verticale, ζ, supérieure à la valeur ambiante est entourée ), la convergence horizontale ( en niveaux de couleur ), et les lignes de flux sur la base d'un échantillon de limite de masse d'air observée au cours d'une campagne d'étude . Les misocyclones dans les deux positions "A" sont de petite taille par rapport à la largeur moyenne de la zone de convergence à l'échelle méso'. Les misocyclones dans les deux positions "B" sont de grandes taille par rapport à la largeur de la zone de convergence à l'échelle méso'. Le misocyclone à la position C présente une largeur similaire à celle de la zone de convergence. Les misocyclones en fusion, alignés avec la limite et orientés perpendiculairement à la limite, sont situés aux positions D et E, respectivement. Notez l'amélioration ou la destruction de la convergence le long de la limite selon la taille et/ou la position du misocyclone. Marquis et al. [2007]. http://slideplayer.com/slide/8724716/ - Insuffisance de la diminution de la CIN pour l’initiation convective On peut raisonnablement penser que la convection humide profonde commencerait lorsque le température de convection est atteinte, ou lorsque la CIN est éliminé ( les effets de la vapeur d'eau doivent êtres inclus dans le calcul de la CIN, la vapeur d'eau peut avoir une influence significative sur la CIN ). Dans certains cas, on observe une CIN totalement absente, mais la convection profonde ne parvient toujours pas à se développer. Dans d'autres cas, la convection profonde est initiée en dépit des sondages à proximité indiquant que la CIN reste significatif. À certaines occasions, il y a certainement des questions relatives à la représentativité de ces sondages- les inhomogénéités de la température et les champs d’humidité mentionnées ci-dessus ne sont généralement pas observées en temps réel et souvent ne peuvent même pas être résolues dans les études ex post facto ( illustration ci-dessous ). Ou peut-être que les hypothèses formulées dans l'utilisation des sondages pour évaluer le risque de convection sont problématiques (sur la dilution du ratio de vapeur d’eau entre la surface et le LFC par exemple. Cet effet peut en outre être accentué avec un cisaillement plus marqué). Ainsi, l’initiation n’est pas aussi simple que d'atteindre la température de convection ou d’attendre l'élimination de la CIN, bien que la réduction de la CIN soit certainement un aspect de la création d'un environnement favorable pour la convection profonde. Section horizontale de la moyenne verticale du cisaillement du vent sur 0-1 km au dessus du sol le 12 juin 2002 obtenur à partir d'une synthèse Doppler. Les lignes en pointillés sont des ondes de gravité en phase avec le front, la ligne en pointillée horizontale est une limite d'un courant de densité et la ligne avec des symbole de front chaud est une ligne sèche. Notez la remarquable variabilité du champ de cisaillement du vent vertical, en partie due aux ascendances dans la couche limite et d'autre part en raison des limites de mésoéchelle (par exemple, le cisaillement moyen est plus grand sur le côté nord de du courant de densité). Il est tentant de se demander si la distribution de la CIN, si elle pourrait un jour être observé avec le même niveau de détails, pourrait avoir une complexité similaire. Le cas échéant, il serait très difficile de prévoir l'initiation de la convection sur la base des caractéristiques d'un seul sondage. Markowski and Richardson [2007]. http://slideplayer.com/slide/8724716/ En résumé, l’initiation de la convection est beaucoup plus complexe que des considérations simplistes sur la température de convection ( qui on le rappel est la température à partir du moment où les parcelles s’élèvent d’elles mêmes sous l’effet de la flottabilité ). Elle implique toutes sortes de processus de méso-échelle et d’échelle locale que nous sommes généralement incapables de résoudre, comme le taux de mélange d'humidité le long des ascendances, et la structure tridimensionnelle de ces ascendances. Par exemple, le temps qu’une parcelle séjourne dans une ascendance de méso-échelle est également important, avec une convection profonde possible uniquement si le temps nécessaire pour traverser le courant ascendant dans le sens horizontal dépasse le temps nécessaire pour atteindre le LFC ( sinon la particules quitte l’ascendance avant d’avoir atteint son LFC ). Bien que la CIN et son élimination soit liée à une hausse de la probabilité de l’initiation convective, c’est seulement une partie de l'histoire. Peut-être que la stratégie la plus pratique pour la prévision de l’initiation de la convection profonde, en supposant que de la CAPE est présente, est d’être attentif aux régions de convergence de bas niveau persistante où les valeurs de CIN sont petites. L’imagerie satellite, en particulier les images ayant une résolution temporelle élevée (<15 min), est aussi un élément précieux pour la prévision immédiate de la convection profonde.

C'est parce qu'il y'a une grande partie des déplacés qui est dû aux pluies diluviennes et aux glissements de terrains. La classification des cyclones, elle, se base juste sur le vent normalisé ( elle a d'ailleurs reçu certaines critiques à ce sujet ).

Incroyable supercellule saisie près de Leoti au Kansas samedi via @WilfredJanssen_ @MF

2. Impact des forçages synoptiques sur le gradient vertical de température Bien que le processus qui permet aux particules d’atteindre leur LFC est intrinsèquement un processus de méso-échelle, la grande échelle définit « la scène de fond » en modulant la CAPE et la CIN, via des modifications du gradient vertical ( visible sur un radiosondage ). L’équation du gradient vertical de température, ou « lapse rate », en anglais, qui décrit les variations du gradient vertical de température, visible ci-dessus, est composée de plusieurs termes ( illustrés en détails ci dessous à l'exception du terme 'a' ). On a 5 termes qui interviennent : a) l’advection horizontale du gradient de température, b ) l’advection verticale du gradient, c) l’advection différentielle de température, d) l’étirement vertical et e) le chauffage diabatique différentiel. A l’échelle synoptique, le terme d’advection horizontale a) est celui qui domine. A méso-échelle, les termes b ) et e) dominent. Schéma d'un diagramme thermodynamique illustrant l'effet de l'advection verticale du gradient de température. Les flèches bleues clair indiquent les déplacements des particules selon l'adiabatique sèche. Au niveau z1, ∂γ / ∂z <0, donc quand le mouvement vers le haut, noté W, est imposé ( de sorte que toutes les particules sont déplacés vers le haut selon la même amplitude : ∂w/∂z = 0 ), un plus fort gradient vertical est advecté depuis le bas vers le haut. Notez que ce processus se déroule de façon adiabatique, de sorte que le refroidissement est produit au niveau z1 en plus d'accroître le gradient vertical à ce niveau. Ce refroidissement associé au mouvement vertical ascendant synoptique est généralement plus importante via sa capacité à éroder le bouchon lié à la CIN et pour l'initiation des orages que par l'augmentation seule du gradient vertical. Schéma d'un diagramme thermodynamique illustrant l'effet de l'advection différentielle de température (par le vent agéostrophique ). L'advection froide augmente vers le haut à partir du niveau z1, ce qui tend à augmenter le gradient vertical de température. Schéma d'un diagramme thermodynamique illustrant l'effet d'étirement. Dans cet exemple, le gradient vertical est inférieur au gradient adiabatique sec et ∂w/∂z > 0, donc le gradient vertical au niveau z1 augmente dans le temps. Les flèches bleues clairs indiquent le déplacement selon l'adiabatique seche (parce que ∂w / ∂z> 0, alors les déplacements augmentent en amplitude avec la hauteur). Schéma d'un diagramme thermodynamique illustrant l'effet du chauffage différentiel. Le maximum de chauffage se produit au niveau z1, là où ∂q/∂z = 0 et le gradient vertical y est inchangé. Le gradient vertical augmente au dessus de z1, et diminue en dessous. 3. Impacts des forçages synoptiques sur la CAPE et la CIN indépendamment des variations du gradient vertical de température Bien que les changements dans le gradient vertical de température peuvent avoir un effet important sur la CAPE et la CIN, il convient de noter que des modifications importantes de celles-ci peuvent se produire même si les variations du gradient vertical de température ne sont que modestes ou même absentes. Il existe un risque de mal interprétation de l’équation du gradient vertical décrite ci-dessus, et qui pourrait notamment trop insister sur l'importance des changements dans le gradient vertical de température, surtout quand ils sont confinés à la troposphère moyenne. Par exemple, les changements les plus spectaculaires dans la CIN et la CAPE résultent souvent d’une forte augmentation de l'humidité de bas niveau, indépendamment des changements du gradient vertical de température. La déstabilisation importante d'un sondage (du point de vue de l'énergie disponible), par exemple, peut être plus imputable à l'humidification de bas niveau qu’aux changements du gradient vertical de la troposphère moyenne. En outre, peut importe si l’ascendance synoptique augmente ou reste constante avec l’altitude (de telle sorte que dw/dz > 0 ), l'ascension est associée globalement à un refroidissement adiabatique; ainsi l'ascension à grande échelle réduit toujours la CIN. Bien que les mouvements verticaux d'échelle synoptique soient négligeables par rapport aux mouvements verticaux associés aux ascendances de la couche limite, s’ils persistent plusieurs heures, même des vitesses verticales de quelques cm/s peuvent avoir un impact significatif sur l’environnement. La CIN diminue également généralement en cours d’après midi dû au réchauffement de la couche limite, mais le gradient vertical dans la couche limite a tendance à rester constant (neutre) à mesure que la couche limite s’approfondit. Strictement parlant, des changements dans le gradient vertical se produisent bien dans ces cas, mais ils sont en fait confinés au sommet de la couche limite. Le facteur le plus important dans la réduction diurne de la CIN est lié aux parcelles d’air soulevées depuis la surface, qui sont plus chaudes en fin de journée qu’en début de matinée (sauf exception). La CIN peut être réduite par (a) un mouvement ascendant à grande échelle, (b ) une humidification de bas niveau (par exemple, l'advection d'humidité ), et (c ) un réchauffement de bas niveau(par exemple, l'insolation), malgré le fait que les modifications de la CIN peuvent ne pas être accompagnées de variation du gradient vertical de température, du moins pas sur une profondeur importante. Les isothermes et les adiabatiques sont les lignes grises pleines, les lignes de rapport de mélange sont en pointillés gris, les sondages de base et les trajectoires prisent par une parcelle d'air soulevée depuis la surface sont en courbes noires et pointillés noirs, respectivement. Les sondages et trajectoires des particules après modifications sont en lignes bleues et en pointillés bleus, respectivement. En (a), pour plus de clarté, seul le profil de température a été modifié (le profil d'humidité n'a pas été modifié, en conformité avec le mouvement vertical qui a été imposée dans la couche d'inversion ). On notera que (b ) et (c ) sont également accompagnés par des augmentations de la CAPE. A l'inverse, la CIN est augmentée par la subsidence à grande échelle,le refroidissement de la couche limite et l'assèchement de la couche limite (pas montré). La présence d'une instabilité potentielle (une couche dans laquelle ∂θe / ∂z <0, ou encore, ∂θw / ∂z <0) est fréquemment citée comme étant importante dans l'initiation de la convection profonde. Le mécanisme d'instabilité potentielle augmenterait le gradient vertical par le terme de chauffage diabatique différentiel. Bien que θe (et θw) peuvent couramment diminuer avec l’altitude dans les environnements qui supportent la convection profonde, l'élimination de la CIN par le mécanisme d'instabilité potentielle ne semble pas fonctionner dans la plupart des cas impliquant l’initiation de la convection le long d'une limite de masse d'air. La convection qui se développe le long des limites de masse d'air tels que les fronts froids ne sont pas habituellement précédées par la formation généralisée de nuages stratiformes qui pourrait suggérer un soulèvement à grande échelle d’une couche d’air jusqu’à saturation. L’instabilité potentielle n'a pas besoin d'être présente pour que le soulèvement conduise à la suppression de la CIN. Le soulèvement d’une couche de CIN (à savoir, une couche relativement chaude) conduit à un refroidissement et donc à l’affaiblissement du « bouchon », quel que soit le profil de θe et si oui ou non la saturation est atteinte dans une partie de la couche en ascension. En d'autres termes, la réduction de la CIN ne nécessite pas une hausse du gradient vertical au sein de la couche qui est levée. Source : http://www.atmos.albany.edu/daes/atmclasses/atm418/ http://slideplayer.com/slide/8458127/

Magnifique impact sur la Tour Eiffel cette nuit, pris par Bertrand Kulik :