passiion
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Nouvelle étude de la NASA sur la différence de comportement de la banquise entre le pôle nord et sud ( fonte dramatique pour le premier, et légère hausse pour le second ). Beaucoup de recherches ont été faîtes sur ce sujet, et celle ci vient compléter le puzzle.
Localisation du front circumpolaire (contour blanc) et la bathymétrie en couleur ( en mètres ). NASA
"Leurs analyses ont révélées que la glace de mer formée au début de la saison de croissance, est poussée au large et au nord par les vents, formant un bouclier protecteur de glace plus ancienne et plus épaisse qui circule autour du continent. Cette bande de glace, qui varie en largeur, passant d'environ 100 à 1000 kilomètres, encapsule et protège la glace plus jeune et plus mince derrière elle, des vents et des vagues."
"Quand ils ont tracés les données bathymétriques en les comparant aux données des températures de l'océan, les pièces s'assemblent comme un puzzle. Les limites du plancher océanique contraignent fortement les courant océaniques et correspondent étroitement avec les tendances régionales observées dans les glaces de mer de l'Antarctique. Par exemple, près de l'île Bouvet, situé à 1.600 kilomètres du continent le plus proche, où trois plaques tectoniques se rejoignent pour former des structures sur le fond marin. Contrairement à certains coins de l'Antarctique est, sur la côte ouest la profondeur du fond marin ( lisse ) perd son emprise sur les courants, ce qui permet à la glace de mer de diminuer en entraînant d'importantes variations d'année en année."
Illustration du phénomène de bouclier de glace ( observé sur la période Juin/septembre 2008 ). La glace la plus ancienne est en blanc, et la plus jeune en bleue foncé. En rouge, la fonte.
http://www.nasa.gov/feature/jpl/study-help...at-earths-poles
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Records absolus de chaleur en Inde ( 51 degrés ), mais également à Bikaner (49.5°C), Churu (50.2°C), Ahmadabad (48,0°C) :
Ces valeurs deviennent exceptionnelles malgré le fait que ces pays subissent souvent des températures très élevées. L'Inde est le 9ème pays à battre son record national de chaleur cette année après la Thaïlande, le Laos, le Cambodge etc.
@KeraunosObs
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Vu que ça a été abordé au début de ce sujet, que je ne sais pas trop où le mettre et que ce n'est pas déconnecté de l'Europe de l'ouest, je poste ces nouvelles ici.
Je veux revenir sur une étude passionnante du Geophysical Fluid Dynamics Lab à Princeton. Elle examine la réponse de la circulation de l'océan Atlantique au réchauffement de la planète, dans un modèle avec la résolution la plus élevée que j'ai vue jusqu'à présent. Voir cette animation surprenante :http://www.gfdl.noaa.gov/flash-video?vid=c...st_v7&w=940
Lorsque ce modèle est exécuté avec un scénario idéalisé de réchauffement de la planète, vous obtenez le résultat suivant dans les changements de température de surface de l'océan global :
Changement des températures de surface de la mer après avoir doublé la concentration de CO2 dans l'atmosphère dans un scénario où les augmentations de CO2 sont de 1% chaque année. De Saba et al. 2016.
La plupart des océans se sont réchauffés de façon modérée (vert). L'Atlantique subpolaire montre une tendance au froid (bleu). Voilà la réponse familière à un ralentissement du système nommé 'AMOC' ( atlantic merdional overturning circulation ), et qui est aussi ce à quoi l'étude attribue ce refroidissement. Un refroidissement au niveau de l'Atlantique subpolaire depuis le début du 20ème siècle est effectivement observé. D'un autre côté, il y a un très grand réchauffement au niveau de l'Atlantique Nord-Ouest, qui correspond au sujet principal de l'étude. Ceci est peut-être moins familier, bien que le mécanisme général ai été identifié. C'est également une réponse à un affaiblissement de l'AMOC. Il est également constaté dans les tendances de SST à long terme dans une analyse observationnelle - voir par exemple Dima et Lohmann 2010. Et récemment, le golfe du Maine a connu un réchauffement extrême (Pershing et al. 2015). C'est tout simplement l'intervalle de temps au cours duquel le projet RAPID (qui est entré en fonctionnement en 2004) a mesuré un ralentissement de l'AMOC d'environ 3 Sv, soit 20%.
L'image suivante montre un gros plan du modèle CM2.6 :
Changement de température en profondeur dans l'Atlantique Nord-Ouest. De Saba et al. 2016.
A environ 150-200 mètres de profondeur, les eaux chaudes de l'Atlantique entrent dans le golfe du Maine par le Nord-est, en remplaçant les eaux plus froides d'origine subpolaire. Lorsque l'AMOC s'affaiblit, le Gulf Stream se déplace au nord et apporte de l'eau chaude dans le golfe du Maine. Saba et al. concluent :
Les observations et les modèles climatiques montrent une relation solide entre un affaiblissement de l'AMOC et une augmentation de la proportion d'eau chaude entrant au niveau de l'Atlantique Nord-Ouest.
De plus, nous sommes extrêmement chanceux d'avoir des données indirectes exactement dans cette zone :
Carte des courants marins de l'Atlantique Nord-Ouest avec le golfe du Maine.
Données de l'azote-15 en provenance des coraux. De Sherwood et al.
De faibles proportions d'azote 15 dans les coraux indiquent que plus d'eau chaude en provenance du Gulf Stream et moins d'eau fraîche en provenance du Labrador étaient présentes dans le mélange de l'eau de mer au moment où ils ont grandis. Les observations concordent avec le modèle. Sherwood et al. concluent cela au sujet de la tendance à la baisse dans l'azote 15 :
Le delta d'azote 15 est corrélé avec l'augmentation de la présence d'eaux subtropicales au cours du XXe siècle dans cette région.
Compte tenu des coraux âgés analysés, Sherwood et al. indiquent :
La persistance du régime chaud, riche en éléments nutritifs depuis le début des années 1970 est en grande partie unique dans le contexte des 1800 dernières années.
Ce résultat est cohérent avec Rahmstorf et al. (2015), où nous sommes arrivés à une conclusion très semblable au sujet de l'affaiblissement de l'AMOC après 1970 sur la base d'une approche totalement différente, à savoir à l'aide d'une reconstruction de la température en fonction de proxy pour l'Atlantique subpolaire. Notre hypothèse de base est que la baisse de l'AMOC implique un Atlantique subpolaire froid, par rapport à la température moyenne de l'hémisphère nord. Pour la période de données en continu, voici ce que vous obtenez lorsque vous superposez les données des coraux de Sherwood et al. avec notre indice de AMOC (ici sur la base de données instrumentales des SSTs):
Données des coraux dans Sherwood et al. ( en vert, échelle de droite) et l'indice de l'AMOC basée sur la température en utilisant les données de la NASA en rouge et celles du HadCRUT4 en bleu (échelle de gauche). Rahmstorf et al. 2015.
Ici, nous avons donc quelques pièces du puzzle de l'AMOC qui s’emboîtent admirablement. Elles suggèrent un affaiblissement de l'AMOC d'environ 15-20% au cours du 20e siècle, superposé à une certaine variabilité décennale. Une AMOC plus faible se trouve autour de 1980-1990. Après cela, elle récupère un peu au début des années 2000, comme l'ont suggérées à la fois les données sur les coraux et notre indice de l'AMOC. Ensuite, elle diminue à nouveau, comme le confirment les données RAPID.
Pour l'avenir, nous avons toutes les raisons de penser que ces choses vont continuer: la tendance à long terme de l'affaiblissement de l'AMOC due au réchauffement climatique superposée à la variabilité naturelle à court terme. Lorsque les deux phénomènes poussent dans des sens opposés, l'AMOC se renforcera à nouveau pendant un certain temps. Lorsque les deux phénomènes poussent dans la même direction, des records de froid dans l'Atlantique subpolaire pourront survenir, comme l'année dernière.
http://www.realclimate.org/index.php/archi...cting-the-dots/
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L'Inde entre chaleur extrême et conditions cycloniques, 52°C au Pakistan
La saison chaude bat son plein entre l'Inde et le Pakistan. Alors que le pic de chaleur annuel semble passé sur l'Asie du sud-est (où des record absolus ont été battus en Thaïlande, au Laos ou au Cambodge), une nouvelle bouffée d'air chaud concerne le nord-ouest de l'Inde et le Pakistan cette semaine.
Chaleur extrême entre Inde et Pakistan (48 à 52°C)
Ce 18 mai, les températures ont atteint des valeurs extrêmes aussi bien dans l'ouest de l'Inde qu'au Pakistan. Au Pakistan, le mercure a atteint 52.0°C, ou 51.0°C à Moen-jo-Daro et Sibi et 50.5°C à Padidan.
En Inde, la maximale nationale a été de 50.5°C à Phalodi. Il a également été relevé 48.4°C à Barmer et Kandla, 48.0°C à Jodhpur et 47.8°C à Jaisalmer.
A l'opposé, des conditions plus agitées prévalent sur la côte orientale de l'Inde. Née aux abords du Sri Lanka il y a quelques jours, une dépression tropicale se renforce sensiblement près du littoral oriental et remonte vers le nord.
L'Inde se retrouve ainsi avec des conditions totalement contrastées entre le nord-ouest et le sud-est du pays. Les températures atteignent 47 à 50°C à l'ouest mais la masse d'air est extrêmement sèche puisque les points de rosée sont établis entre -5 et +5°C.
Dans l'est, les points de rosée sont très élevés et culminent à plus de 25°C sur le littoral, au profit d'une advection d'air très chaud et très humide en provenance du Golfe du Bengale.
Pour plus d'infos, la suite ici : http://www.keraunos.org/actualites/fil-inf...ladesh-mai-2016
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Récente étude de Christophe Cassou et Julien Cattiaux sur la modification des saisons avec le changement climatique : http://www.nature.com/nclimate/journal/vao...limate2969.html
Elle est assez bien résumée dans cet article de futura sciences :
Après avoir établi un critère thermodynamique objectif permettant de distinguer deux grandes saisons en Europe de l’Ouest (une saison d’été et une saison d’hiver), deux chercheurs ont montré à travers leurs recherches et simulations climatiques que l’été commence à présent environ 10 jours plus tôt que dans les années 1960. Une tendance corrélée aux émissions de gaz à effet de serre et d’aérosols liés aux activités humaines. Si ce rythme se poursuit, ils prévoient que le début d’été sera encore plus précoce d’environ 7 jours à la fin du XXIe siècle.Toute l’année, la température de l’Europe de l’Ouest est en effet fortement influencée par la force et la plus ou moins grande pénétration des vents d’ouest à l’intérieur du continent, lesquels sont liés aux anomalies de pression atmosphérique. Or, la relation température pression se trouve être opposée entre l’hiver et l’été : des anomalies négatives de pression atmosphérique sur l’Europe du Nord correspondent à des vents d’ouest renforcés sur l’Europe occidentale, lesquels induisent des conditions chaudes en hiver mais froides en été. En d’autres termes, pression et température sont anti-corrélées en hiver mais corrélées en été. Les chercheurs ont donc décidé de choisir la date de ce changement de signe de la corrélation saisonnière pour définir le début de deux grandes saisons distinguées par ce critère thermodynamique, à savoir une dynamique d’hiver où les vents d’ouest océanique contribuent à réchauffer l’Europe de l’Ouest, et une dynamique d’été où l’inverse s’établit.
Évolution de la date du début d’été estimée à partir d’observations (magenta) et de 10 simulations (simulations historiques et projections après 2012). Chaque point de couleur représente le résultat d’une simulation et la plage grisée correspond aux variations possibles de la date de début d’été dues à la seule variabilité interne du climat. © CNRS
Utilisant deux jeux de réanalyses atmosphériques et des données de stations météorologiques indépendantes, les chercheurs ont pu mettre en évidence une tendance prononcée à l’avancement de la date de début d’été : celui-ci commençait en effet autour du 10 avril dans les années 1960, mais 10 jours plus tôt dans les années 2000, soit autour du 31 mars.
Les chercheurs ont également pu montrer que l’avancée de l’été sur l’Europe de l’Ouest s’expliquait en partie par la disparition plus précoce de la neige en fin d’hiver sur l’Europe de l’Est (de l’Allemagne à la Russie), une tendance forte d’après les divers jeux de données observationnelles (environ 3 millions de km2 de surface enneigée en moins par décade sur la période 1979-2014 pour le mois de mars) et bien reproduite par le modèle. L’Europe de l’Est se réchauffant plus vite que l’Europe de l’Ouest, de par cette disparition de neige et des processus de rétroaction associés, l’air transporté vers l’Europe occidentale par les épisodes de vent d’est est aujourd’hui beaucoup plus chaud que dans les années 1960.
http://www.futura-sciences.com/magazines/e...imatique-62819/
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Ciel vert sous orage = grêle et/ou tornade ?
Petit bonus, car la question mérite en effet d'être posée. Que disent les études à ce sujet ? Fait réel ou simple légende urbaine ? Beaucoup de gens associent les cieux verts sous orages à des menaces imminentes de temps violent ( grosse grêle, tornade .. ). Les gens qui rapportent un orage "vert" rapportent également en général un ciel qui devient plus lumineux ( au sens de l'éclat de la couleur ).
Sur la base d'études spectrométriques sur la couleur des orages décrits comme verts, on peut arriver aux conclusions suivantes. Les orages avec une teinte verte existent bien, donc ce n'est pas une "illusion" visuelle, ou un phénomène lié à une réflexion de la couleur de la surface sous-jacente comme cela avait été proposé fût une époque. La répartition des longueurs d'ondes sur le spectre des couleurs est bimodale ( le vert aperçu est la résultante du mélange de deux longueurs d'onde, autour du jaune-orange et du bleu ). Les mesures faites sous ce genre d'orage montrent qu'ils ont un éclat plus faible, malgré le fait qu'ils soient décrits comme lumineux.
Cette couleur verte qui résulte en fait d'un mélange de couleur, pourrait être due à la somme de la lumière rougeoyante du soleil et aux propriétés d’absorption de l'eau. L'absorption/diffusion de la lumière du soleil par les hydrométéores serait donc tenue responsable. Pour un contenu en eau liquide donné, de petites gouttes sont plus susceptibles de donner une couleur bleu-vert tandis que de larges gouttes sont plutôt liées aux teintes jaunes. Les hydrométéores massifs, comme la grêle, ne sont pas capables de créer tout seul une teinte verte. Il est probable que tous les orages adoptent une teinte verte temporaire au cour de leur vie, mais il faut être au bon endroit et au bon moment pour s'en apercevoir.
Que dire des tornades ? Une croyance populaire en Amérique est qu'un ciel vert annonce l’occurrence d'une tornade. Cependant, il n'existe pas de preuves convaincantes. Bien que les orages violents soient souvent associés à un ciel vert, le raccourci semble un peu rapide. En effet, la menace d'un ciel vert apparaît totalement indépendante du type de temps violent qui l'accompagne. D'autres recherches sur les causes de ces apparitions verdâtres se rejoignent également, comme on l'a vu plus haut, sur le fait qu'un environnement riche en vapeur d'eau conduit à la formation de petites gouttes qui ont tendance à mieux absorber la partie rouge de la lumière, et diffuse donc un spectre lumineux tendant vers le bleu. Si cette diffusion bleutée se superpose à un fond orangé, comme au levé/couché du soleil, l'effet net conduit à une teinte verte dans certaines parties de l'orage. Dans les faits, les orages verts sont en effets le plus souvent signalés le matin ou en fin d'après midi.
Enfin, dans un article publié au Journal of Applied Meteorology, les auteurs interrogent le fait que ces orages verts pourraient se produire en fait bien plus souvent que ce que l'on pourrait penser. En effet, la plupart du temps, l'aspect très sombre sous les orages pourrait diminuer fortement la pureté de la lumière et la rendre trop pauvre pour que les observateurs puisse voir la couleur dans la plupart des occasions. Ce pourrait être une explication sur pourquoi les teintes vertes apparaissent, à l’œil, près des fentes ou des zones moins épaisses de l'orage.
La recherche sur ce sujet est très limitée, mais tout porte à penser qu'un ciel vert n'a pas de lien direct avec la grêle et les tornades, et ce n'est donc pas une voie pertinente pour la prévision immédiate dans le but de renseigner sur la survenue immédiate de grêle ou de tornades.
Source : http://www.scientificamerican.com/article/...nado-is-coming/
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Proche-Orient, records mensuels de chaleur lundi : Amman 38.8°C (38.7 24/5/1995), Jérusalem 37.8°C (37.5 27/5/2015) :
@EKmeteo
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Partie 10 : Inondations et crues éclairs
http://www.dailymail.co.uk/news/article-31...gas-valley.html
Les crues soudaines sont le danger le plus mortel associé à la convection orageuse, dans le monde entier. Bien que les décès relatifs aux ouragans et aux tornades aient diminués ces 50 dernières années, les pertes liées aux inondations n’ont pas diminuées de la même façon. La prévision des crues éclairs pose des problèmes de prévision, car elle est compliquée par l'interaction de la météorologie avec l'hydrologie. Par exemple, pour une pluie donnée, les risques de produire une crue éclair sont sensiblement affectés par des facteurs tels que les quantités de précipitations antérieures, la taille du bassin versant, la topographie du bassin, la quantité d’urbanisation dans le bassin, les ruptures de barrage, etc. Bien que nous nous concentrerons sur les aspects météorologiques des crues éclair, il ne faudra pas oublier que les aspects hydrologiques sont tout aussi importants.
En général, la durée des précipitations augmente avec la diminution de la vitesse de propagation de l’orage et donc quand la vitesse du vent moyen synoptique diminue. Dans le cas des MCS, la durée des précipitations est maximisée lorsque le mouvement des cellules est opposée à la propagation du MCS ( sens de déclenchement des nouvelles cellules ), auquel cas le mouvement du système peut être quasi-stationnaire. Cette situation est le plus souvent observée lorsqu'un front chaud ou un front stationnaire interagit avec un jet de bas niveau, de telle sorte que de nouvelles cellules sont déclenchées à plusieurs reprises sur le flanc arrière du MCS, ce qui conduit à une structure « backbuilding ». Des cellules convectives avec un taux de précipitations élevé peuvent se succéder à plusieurs reprises sur les mêmes zones. Dans ces événements, le cisaillement du vent de bas niveau a tendance à être à peu près perpendiculaire aux limites de surface, et le cisaillement du vent à moyenne altitude tend à être sensiblement parallèle à la limite. En général, les MCS de type LS – pour leading stratiform - ont tendance à se déplacer plus lentement que les types PS – parrallel stratiform- et que les types TS – trailing stratiform- et sont donc plus enclins à produire des accumulations extrêmes de pluie ( voir plus loin pour le schéma représentant ces différents systèmes ). Dans les MCS de type LS, la propagation (qui dépend de la façon dont le front de rafales interagit avec les limites à méso échelle ou avec le cisaillement du vent de l'environnement) tend à s’opposer au mouvement des cellules qui compose le système (à peu près égal au vent moyen dans l’orage ), ou tout du moins n'a pas une direction qui coïncide avec le mouvement des cellules, alors que dans le type TS la propagation du MCS et le mouvement des cellules tendent à être dans la même direction. La durée des précipitations en un lieu donné dépend également du type d’orage, par exemple, un MCS avec une grande zone de précipitations stratiformes constitue une menace plus grande qu'un MCS avec une petite région de précipitations stratiformes, toutes choses étant égales par ailleurs.
Schéma montrant une quasi-annulation entre le mouvement cellulaire (rouge) et la propagation du système (bleu). Le mouvement du système (vert) est très lent et est vers le sud-est. http://journals.ametsoc.org/doi/pdf/10.117...IB%3E2.0.CO%3B2
Le taux de précipitations instantanées, R, à un endroit particulier est proportionnel au flux vertical d’humidité, WRV, où w est la vitesse verticale et vr est le rapport de mélange en vapeur d'eau de l'air ascendant. Ainsi, pour des précipitations importantes, l'air ascendant devrait avoir une forte teneur en vapeur d'eau et un taux de montée rapide. Cependant, la totalité de la vapeur d'eau entrée dans un nuage ne tombe pas sous forme de précipitations. Le montant qui tombe dépend du rapport entre la quantité d’eau mesurée au sol et le flux de vapeur à la base du nuage.
Il est quelque peu intuitif de comprendre que l'efficacité de précipitation diminuerait avec un cisaillement croissant, en raison du fait que l'entraînement de l'air ambiant a tendance à augmenter avec le cisaillement. L'entraînement de l’air ambiant généralement sec, conduit à l'évaporation des hydrométéores et la production de courants descendants, qui réduisent la quantité de précipitations qui atteint la surface. En outre, dans un environnement avec un grand cisaillement, les précipitations devraient tomber plus loin du courant ascendant et être exposées à plus d’air ambiant et donc plus d'évaporation lors de leur descente à la surface, ce qui réduit encore l'efficacité des précipitation. Un vent fort cisaillement vertical peut ne pas toujours être préjudiciable à de fortes précipitations, même si il se révèle que le cisaillement réduira généralement l'efficacité des précipitations. La convection a tendance à être mieux organisée et donc potentiellement plus persistante dans des environnements contenant un cisaillement du vent significatif. Les orages à longue durée de vie pourraient conduire à une plus grande accumulation de précipitation que ce que l’on aurait eu autrement, même si l'efficacité de la précipitation instantanée peut ne pas être nécessairement plus grande. Par exemple, les supercellules HP lentes sont parfois responsables de précipitations extrêmes et d’inondations. Lorsque l'humidité de l'environnement relative augmente, l’efficacité des précipitations augmente car le taux d'évaporation diminue, même si une quantité non négligeable d’entraînement se produit. De plus, un courant ascendant isolé est plus susceptible de subir l’entraînement qu'une ascendance emboîtée dans un système plus grand, étant donné que l'environnement aux environs d’un système orageux est beaucoup plus proche de la saturation que l'environnement au voisinage d’un courant ascendant isolé.
Représentation schématique de trois archétypes de MCS décrits dans Parker et Johnson (2000). La partie gauche montre les profils moyen de vent relatif pour les classes de MCS linéaires. Les vecteurs de vent sont représentés en tant que composantes en ligne parallèles (X) et ligne perpendiculaire (→) m / s. Le côté droit de la figure montre les modèles idéalisés des échos radar pour chacun des trois types de MCS. De haut en bas : leading stratiform, parallel stratiform et trailing stratiform. Notez que le motif de réflectivité au stade mature pour les type d'orage est spécifique à l'hémisphère sud, où l'influence de la force de Coriolis conduit à une augmentation de la région de précipitation stratiformes sur l'extrémité sud de la ligne convective. https://www.meted.ucar.edu/radar/severe_sig...&page=3.0.0
Bien que le cisaillement de l'environnement et l’humidité de l'environnement peuvent être assez bien connus via les sondages ou les modèles numériques, l'efficacité des précipitations est influencée par d'autres facteurs qui sont pratiquement impossible à percevoir pour un prévisionniste, comme les processus microphysiques dans les nuages. Par exemple, les nuages avec une grande proportion sous l'altitude du niveau de congélation ( nuages dits « chauds » ) peuvent être plus efficaces pour produire de fortes pluies dues à l'augmentation des processus de pluie chaudes par rapport aux nuages dans lesquels une profondeur importante est située au-dessus du point de congélation. La fusion cellulaire favorise l'augmentation de l’efficacité des précipitations, non seulement en raison d'une réduction de l'entraînement, mais aussi à cause de la fusion éventuelle de particules de tailles différentes, ce qui peut augmenter la collision et le taux de coalescence dans le courant ascendant.
En résumé, les pires inondations résultantes d’orages ont tendance à se produire quand un certain nombre d'ingrédients tendant à maximiser les accumulations de précipitations: mouvement lent des orages ou mouvement du système opposé à la propagation des nouvelles cellules, fortes humidité en basse couche en présence d’une forte ascendance, une profondeur significative du nuage en dessous du niveau de congélation, et peut-être un faible cisaillement vertical du vent (un faible cisaillement tend également à être en corrélation avec la faiblesse des vents moyens). Dans les pires crues soudaines, des effets plus importants de mésoéchelle sont habituellement impliqués, tels que la fusion de cellules, de systèmes à formation rétrograde ( "backbuilding" ) réalimentés par des limites frontales à méso-échelle ou une focalisation de l’alimentation en amont du flux, ou aussi des effets topographiques qui peuvent également influencer la propagation et/ou le développement de la convection.
Source : Mesoscale Meteorology in Midlatitudes - Markowski P.
Fin de la partie 10.
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Une fois encore, France 5 continue de diffuser des émissions sur la météo (faut croire qui en a qui aiment...
♫ ♪ ♫ )C'est déjà en replay
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Merci pour ton témoignage
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Superbe lenticulaire observé aux Canaries hier par Saul Santos :
@KeraunosObs
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Un tout tout grand merci et bravo pour ce merveilleux exposé
Surtout au niveau des vents, c'est toujours le même bazar quand je dois expliquer à mes zouaves que ce qu'ils observent n'est pas du tout ce qu'ils croient à l'approche d'un orage:
C'est vrai que ce genre d'image peut prêter à confusion ! Alors que dans ce genre de situation il est plutôt grand temps de plier bagage et se mettre à l'abri, à chaque fois l'un ou l'autre viendra dire "Meuuuh non ! Regardes la manche à air, le vent est dans l'aut' sens donc l'orage s'éloigne". Ben voyons...
Bon d'accord, quand des rafales descendantes vont éventuellement se manifester brouf la "biroute" va se retourner et là ce sera vraiment force de constater qu'on aurait du déguerpir depuis un moment. Au moins dans ce sujet on trouve de quoi les persuader que c'est plus complexe que ça en à l'air. C'est du beau boulot Merci
Bonne remarque que tu soulèves. En fait, j'ai fait le même constat avec mon père ou quelques amis "non météos" quand un orage s'approchait, ils avaient tendance non pas à faire attention au vent, mais au déplacement des fractus de basse couche dans les environs de l'orage ( qui suivent l'aspiration de ce dernier, donc indirectement ils faisaient attention au vent aussi finalement, mais pas celui en surface ). On les appels des scud clouds en anglais.
C'est le meilleur moyen de se faire piéger puisque l'orage modifie l'environnement autour de lui. Ce n'est donc pas représentatif du flux général, mais d'un vent/ flux local propre à la circulation orageuse. D'ailleurs, y'a certaines vidéos de supercellules en Amérique avec un inflow - le flux vers l'orage - qui atteint voir dépasse parfois les 90/100 km/h, capable de faire des dégâts...
D'un autre côté, suivre le déplacement des cellules orageuses en elles mêmes n'est parfois pas recommandé non plus, principalement quand on a affaire à des systèmes multicellulaires. Le déplacement ou l'advection des cellules par le vent synoptique peut se faire dans un sens opposé à celui de la génération de nouvelles cellules ( aussi appelée propagation discrète ). Ce genre de système peut progresser contre le flux par ce mécanisme. Une illustration :
Après, sur le terrain c'est aussi du cas par cas, chaque orage ou situation sont différentes. Mais l'idée générale c'est bien de suivre le déplacement du système orageux. Au final, cet histoire de vent, c'est un peu comme si on énonçait le fait qu'une tempête ne passera pas d'ouest en est sur un pays de l’hémisphère nord au motif que le vent tourne au sud à l'avant...
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Journée bien orageuse aujourd'hui encore sur le nord-est de la France, entre autre. J'ai pu photographier de grosses bases tourmentées lors de la formation de cellules qui auront donner déluge de pluie et grêle juste un peu plus au sud. Pas mal d'activité électrique également :
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6. Formations tornadiques : bottom-up, dynamic pipe effect, vortex breakdown
Avant de clore ce chapitre qui aurait mériter encore beaucoup de sous-parties, je parlerais brièvement des différentes théories de formation du vortex tornadique lui même ( sa dynamique propre en gros ). Il n'y a pas de consensus encore sur la façon dont le vortex tornadique se propage. Du nuage vers le sol ? Du sol vers le nuage ? Les deux en même temps ? Y'a t'il des formations préférentielles suivant le type d'orage ? Je proposerais donc ici un bref résumé pour les trois hypothèses.
- Dynamic pipe effect ( aussi appelé top-down formation )
Dans ce processus, la tornade descend depuis les niveaux moyens de l'orage et émerge ensuite de la base du nuage. Un flux rotatif étroit se développe vers les niveaux moyens de l'orage à mesure que le méso/misocyclone est étiré et amplifié. L'air qui entre à la base de cette ascendance tourbillonnaire étroite doit alors se contracter pour pouvoir y pénétrer. Cette contraction prolonge la "pipe" ou le tuba vers la surface et ce processus permet donc une construction vers le bas du tourbillon, jusqu'au sol où cela devient donc une tornade.
- Bottom-up formation
Ce processus est certainement le produit d'un basculement de la vorticité horizontale le long du FFD lorsque l'air se dirige vers l'ascendance. L'air derrière ce courant de densité est froid, a une flottabilité négative et subside. Dans l'air à l'avant, l'air est en flottabilité positive et en ascension. Cela créer une vorticité le long de la limite du FFD qui, lorsqu'elle avance vers l'ascendance, peut être basculée à la verticale conduisant à la formation d'une rotation rapide près de la surface. A la suite du phénomène d'étirement ( stretching ) de la vorticité, ce processus peut conduire à la formation d'une tornade bottom-up ( du bas vers le haut ).
- Vortex breakdown
La plupart des tornades se présentent sous la forme d'un tourbillon étroit, peu turbulent et esthétique. Cependant le processus de vortex breakdown peut conduire une tornade à devenir très large ( wedge tornado ). Celui-ci est résumé sur le schéma ci-dessous :
A->B : Le vortex passe d'un état d'ascendance rotative pure, à une ascendance avec une subsidence dans le coeur.
B->C : L'ascendance se cantonne sur les bords de la subsidence centrale.
C->D : Quand la subsidence centrale atteint le sol, un fort cisaillement entre ce dernier et l'ascendance aboutit à la formation de vortex plus petits, appelés aussi " vortex de succion". Les vents les plus fortes se produisent alors autour de ces sous-vortex.
Source : http://www.ess.uci.edu/~yu/class/ess124/Le...tornado.all.pdf
Fin de la partie 9.
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vague de chaleur remarquable...après une vague de froid terrifiante......Se taper des vacances tropicales en février avec un pull et 16°C
Oui, je pense qu'on peut dire que c'est la faute à pas de chance
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5. La prévision des tornades
Bien que les supercellules pourraient être considérées comme étant relativement facile à anticiper, prédire quelles supercellules engendreront des tornades est l'une des tâches les plus difficiles auxquelles sont confrontés les prévisionnistes et les chercheurs. Une étude récente aux États-Unis a confirmé la rareté relative des tornades, même au sein des supercellules. Trapp et al. ont rapportés que seulement environ un quart de l'ensemble des mésocyclones détectés aux radars étaient associés à des tornades. Les tornades se produisent au travers d’une large gamme d'intensité de mésocyclone de moyenne altitude, alors même que certains mésocyclones parmi les plus intenses jamais documentés observés étaient associés à des supercellules non-tornadiques… (Wakimoto et al. 2004).
Sauf dans de rares cas, les radars ne détectent que la circulation mère des tornades (à savoir, le mésocyclone). Ils n’ont pas les moyens de résoudre la circulation propre d’une tornade. L'une des stratégies les plus fructueuses entreprise aux États-Unis pour améliorer les alertes aux tornades fût de combiner des données radar en temps réel avec les observations de l’environnement proche de l’orage. Deux paramètres semblent les plus prometteur dans la discrimination entre supercellules non-tornadique et tornadiques:
(1) la concentration en vapeur d'eau de la couche limite et (2) le cisaillement vertical du vent en basse couche (Fig. 6). Les couches limites avec une grande humidité relative et un cisaillement vertical de bas niveau significatif (relatif à l’orage) sont les plus favorables pour des supercellules tornadiques.
Cela pourrait expliquer pourquoi certaines supercellules deviennent soudainement tornadiques lors de la rencontre avec des limites préexistante à méso-échelle (par exemple, une zone de convergence, les limites de frontales etc.. ). La profondeur de la couche limite humide est souvent renforcée au sein de ces zones de convergence de méso-échelle et la vorticité horizontale de bas niveau est souvent augmentée par la génération de vorticité barocline le long de ces mêmes limites.
Il a été montré que des courant descendants trop froids contiennent une flottabilité négative excessive et sont préjudiciables aux tornades et ces résultats sont cohérents avec les études climatologiques qui montrent que les supercellules tornadiques sont favorisées dans des environnements ayant une base nuageuse basse ( à savoir, une grande humidité relative de la couche limite qui peut également limiter la production de subsidence trop froides en limitant l'évaporation ).
Observations des supercellules tornadiques VS non-tornadiques fonction de l'humidité de basse couche ( MLLCL ) et du cisaillement de basse couche ( 0-1 km wind shear ). Les tornades sont favorisées dans les environnements avec un LCL bas ( forte humidité de bas niveau ) et un cisaillement marqué à basse altitude. Harold Brooks.
Ces observations pourraient être surprenantes étant donné l’analyse des lignes de vorticité dans les bas niveaux des supercellules, qui suggèrent que la génération barocline de vorticité est importante. Cependant, bien que la génération barocline pourrait être importante, cela n’implique pas nécessairement que les orages ayant les courants descendants les plus froids sont les plus susceptibles de produire des tornades. En fait, il est très probable que la quantité optimale de génération de vorticité barocline est un problème de « juste milieu ». Des subsidences trop chaudes ne permettent pas la génération suffisante de vorticité, alors que des subsidences trop froides inhibe la formation de la tornade en la noyant.
Il semble que les supercellules tornadiques pourraient bénéficier dune grande vorticité horizontale bas niveau qui ne soit pas accompagnée par une grande flottabilité négative; les forts courants froids ont tendance à couper l’alimentation des ascendances et / ou supprimer l’étirement de la vorticité sous l’ascendance. Si le cisaillement de l’environnement est faible, une forte génération barocline par l’orage est certainement nécessaire. Cependant, cette amélioration de la vorticité pourrait être difficile à réaliser si les courant descendants ne sont pas assez froids (ce qui arriverait avec une grande humidité relative en basse couche ).
Il est à noter que il y a une certaine tendance des limites à méso-échelle à favoriser fortement la phase tornadique chez les supercellules, après l’interaction avec les courants descendants lorsque la masse d'air contient un cisaillement de vent vertical marqué (généralement au côté froid de la frontière) et n’ayant pas une grande quantité d'inhibition convective. Lorsque les supercellules se déplacent dans des régions de grande inhibition convective, elles peuvent devenir des supercellules LP ( élevées ), et les supercellules élevées sont principalement non-tornadiques, ou alors elles se dissipent parfois totalement. Le soulèvement de la vorticité barocline générée par le flux sortant de l’orage
serait facilité si il n’a pas une flottabilité négative trop forte (sinon, beaucoup de travail est nécessaire pour soulever les particules contre la stratification stable) et lorsque l’ascendance (l’aspiration ) dynamique de bas niveau est forte. La force de ce courant ascendant devrait généralement augmenter avec l’augmentation du cisaillement de bas niveau. C’est peut-être pour ces raisons que la combinaison d’une couche limite humide et un fort cisaillement vertical du vent en basse couche sont plus favorables aux supercellules tornadiques.
En teintes de gris, les perturbations de température potentielle en surface mesurées (Straka et al., 1996) à l'intérieur de l'écho en crochet et le RFD de plusieurs supercellules. Les contours noirs donnent un aperçu des échos radar afin de souligner les échos en crochet. Les Supercellules qui ont engendrées des tornades significatives ont été associées à un RFD chaud, en moyenne, par rapport aux supercellules faiblement tornadiques ou non-tornadiques. Markowski et al. (2002)
La prévision des tornades non-mesocycloniques est encore plus difficile, en grande partie parce que les orages non-supercellulaires sont beaucoup plus fréquents que les orages supercellulaires ( une fraction beaucoup plus petite d'orages classiques produit des tornades par rapport aux supercellules). Beaucoup de tornades non-mesocycloniques sont associées à la croissance de cumulus qui ne sont même pas en mesure de présenter un écho radar. Une ligne de variation rapide de vent horizontal en basse couche est typiquement présente sous le nuage convectivf, mais il n'y a aucun moyen de déterminer quel cumulus sera en mesure de produire une tornade non-mesocyclonique. En ce qui concerne les tornades se produisant dans les lignes de grains, il y a quelques indication telles que la CAPE et le cisaillement qui ont tendance à être plus importants dans les environnements de lignes de grains tornadiques que dans les lignes de grains non-tornadiques. Ce n'est pas tout à fait surprenant, étant donné que les bow-échos et les LEWPs sont également favorisés lorsque la CAPE et le cisaillement sont plus grands, et que les tornades, quand elles se produisent dans les lignes de grains, ont tendance à être associées à des structures d'arc en écho et de LEWP.
Source : http://www.meteo.psu.edu/~pmm116/pubs/2009/MR09ATMOSRES.pdf & Markoswki P.
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Incendies au Canada, 10 % de la ville de Fort McMurray seraient déjà détruits :
Selon les médias canadiens, cela pourrait être la catastrophe la plus coûteuse de l’histoire du Canada, avec un impact financier supérieur à celui de l’épisode de verglas massif qui avait touché l’est du pays en janvier 1998 ( également à la suite d'un El nino ). Si les habitations et infrastructures industrielles seront reconstruites dans des délais raisonnables, l’impact sur la faune et la flore de la forêt boréale de l’Alberta est plus difficile à mesurer.
http://www.futura-sciences.com/magazines/e...746/#xtor=AL-26
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Magnifique tornade hier dans le 54 ( meurthe-et-moselle ), dans le nord-est de la France :
http://www.republicain-lorrain.fr/edition-...el?preview=true
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Chaleur en Europe du nord hier: 26,5°C à Stockholm, 25°à Bergen (+11° au dessus des normales) et 26,7°C à l'île de Skye Écosse (record) :
@MF @Infoclimat
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Plusieurs tornades spectaculaires ont touché l'Oklahoma au centre des Etats-Unis lundi 9 mai :
@MF @KeraunosObs @USTornadoes
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4. Les tornades non-mésocycloniques
Certains tourbillons de vent répondent à la définition de tornade, dans le sens où ils sont liés à la base d’un nuage en situation de convection profonde et qu’ils sont capables de provoquer des dégâts, mais ne sont pas reliés aux processus de formation que l’on a vu pour les tornades associées à des supercellules. Ces tornades non-mésocycloniques ne requiert pas la présence d’un courant descendant et résultent de l’amplification d’un tourbillon de petite échelle préexistant, parfois appelé misocylone. Ces tornades de type B sont parfois appelées tornades non-supercellulaires, mais vu qu’une supercellule peut produire une tornade de type B ( sans implication de son mésocyclone ), il est préférable de parler de tornades non-mésocycloniques.
Les tornades non-mésocycloniques se forment le plus souvent le long de limite de masse d’air avec de fortes variations de vent sur l’horizontale, et donc un fort cisaillement de vent horizontal associé à de la vorticité verticale (voir photo ci-dessous ). Ces couloirs de vorticité importante tendent à se briser en parcelles distinctes, dû à l’instabilité horizontale de cisaillement. Un tel couloir de vorticité verticale qui se brisent en parcelles distinctes donne naissance à des misovorticités. Si un nuage convectif passe ou se développe au dessus d’un de ces vortex, l’étirement du tourbillon par l’ascendance peut conduire au renforcement de la rotation jusqu’à la tornade. Ces tornades sont souvent désignées par les noms de trombes marines ou terrestres ( watersoupouts/landspouts ) suivant si elles se forment sur la mer ou sur la terre, en association avec un cumulus bourgeonnant dans un environnement communément peu cisaillé sur la verticale. Le faible cisaillement maximise certainement le temps où l’ascendance peut rester au dessus du vortex de basse couche et le renforcer par étirement.
Les tornades se développent parfois sans présence de mésocyclone. La vorticité verticale est préexistante et est simplement intensifiée jusqu'à la force de tornade sous l'effet de la conservation du moment cinétique. Un courant descendant est inutile. Les flèches magenta montrent l'orientation de l'axe de rotation (la taille des flèches magenta est proportionnelle à l'intensité de la vorticité), les flèches courbes noires indiquent le sens de rotation, et les flèches grises montrent la convergence et l'ascension de l'air sous l'ascendance. http://www.weatherwise.org/Archives/Back%2...rando_full.html
La source de tourbillon de basse couche préexistante pour les trombes marines peut être la brise de terre qui se situe loin au large en fin de matinée, là ou les trombes marines sont les plus fréquentes. La source de vorticité préexistante pour les trombes terrestres est souvent un courant de densité lié à un orage aux alentours, la collision de plusieurs courants de densité, des zones de convergence locales, ou des tourbillons à méso-échelle. Des trombes terrestres sont parfois observées sous les supercellules, dans la partie d’alimentation de l’orage, en dessous des cumulus congestus bourgeonnant.
Le cycle de vie d’une tornade de type B est présenté ci-dessous. Premièrement (a), un corridor de vorticité verticale significative est présent le long d’une limite de méso-échelle. Ce corridor est transformé en maximum de vorticité individuel, régulièrement espacés, dû à l’instabilité de cisaillement horizontal. L’instabilité convective dans cette zone est libérée par des perturbations du vent le long de la ligne. Ensuite (b ), l’interaction et la fusion entre les vorticité conduit à une espacement plus grand des tourbillons et à leur renforcement, ce qui augmente l’effet de l’étirement par l’ascendance. Comme les cumulus congestus se développent, la vorticité de basse couche est advecté vers le haut, jusque dans les niveaux moyens du nuage convectif. L’étape de naissance (c ) est représentée par l’étirement vertical du tourbillon et du renforcement congruent du vent jusqu’au stade de tornade. Dans le même temps, la convection maintien la tornade via une zone de convergence en dessous du nuage qui concentre la vorticité. Plusieurs tornades non-mésocyclonique sont souvent observées en même temps avec un espacement régulier, ce qui n’est guère surprenant quand on sait que les misocyclones sont espacés régulièrement le long de la limite de méso-échelle. Le stage mature (d) est le stade le plus actif se produit au moment ou les précipitations commencent à tomber et à former un bassin d’air froid. Ce dernier entour la tornade, la convergence de bas niveau augmente ainsi que l’étirement du tourbillon. Finalement ( e), le courant froid entour totalement la tornade et coupe son alimentation. La tornade peut devenir penchée et tortillée à mesure que sa base est advectée vers l’avant par le front de rafales.
Cycle de vie d'une tornade de type B décrit dans le paragraphe ci dessus. http://redrock.ncsa.illinois.edu/AOS/publi...6/nst-blee.html
Ce genre de tornades peut aussi se former sous les fronts de rafales associées aux lignes de grains. Elles sont généralement associées à des mésovorticité au niveau de la ligne. Dans de rares cas, des tornades EF2/EF3 peuvent survenir dans des lignes de grains, le risque de tornades EF4/EF5 est encore plus rare ( et survient essentiellement lorsqu’une supercellule est noyée dans une ligne de grains ou un bow écho, mais dans ce cas, les tornades ne peuvent pas être considérées comme non-mésocycloniques ). Les tornades dans ces systèmes ne sont pas encore très bien comprises, le courant descendant pouvant jouer un rôle comme dans les supercellules, quel qu’il soit. En l’absence de vorticité verticale préexistante, il est en effet indispensable pour la génération de vorticité verticale en basse couche, peut importe le fait que l’orage parent soit une supercellule ou une ligne de grains.
Les gustnadoes sont des tourbillons peu profonds et transitoire qui se forment le long du front de rafales d’un orage. Ils sont rarement responsables de dommages. Ils semblent qu’ils se forment de la même manière que les trombes marines/terrestres mais ne parviennent pas à se développer car le front de rafales tend à pousser la vorticité de basse couche en avant de l’ascendance, limitant l’étirement par l'orage. L’American Meteorogical society définie une tornade comme étant « une violente colonne d’air en rotation, en contact avec le sol et rattachée ou non sous un nuage cumuliorme ». Bien qu’un gustnadoe répond à cette définition, ils ne sont quasiment jamais considérés comme des tornades car ils sont un aspect omniprésent des orages, au moins ceux ayant un fort courant descendant. On les observe souvent en régions poussiéreuses, dû au fait qu’ils sont rarement assez puissants pour soulever des débris lourds.
Source : Mesoscale meteorology in midlatitudes - Markowski P.
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Le tout est de se situer du bon coté de l'oméga...Le truc aussi c'est qu'avec un grand nombre d'onde zonale ( comme c'est plus ou moins le cas actuellement ), l’Europe de l'ouest est mal placée en général ( contrairement au sud du Groenland
).
http://www.ncbi.nlm.nih.gov/pmc/articles/PMC3619331/
Pour ceux que ça intéresse, Olivier en avait parlé ici en 2013 : http://www.forums.meteobelgium.be/index.ph...14314&st=40
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- Quelles sont les parts respectives du FFD et du RFD dans l'aspect tornadique d'une supercellule ?
Dans le paragraphe précédent nous avons parlé de "courants descendants" sans préciser s'il s'agissait du FFD, du RFD ou des deux en même temps. On va donc préciser ce point maintenant.
La vorticité produite par le cisaillement de l’environnement est typiquement d’un ordre de grandeur inférieur à celle générée par la supercellule ( principalement par des gradients de flottabilité associés aux courants froids de l’orage, c'est-à-dire les RFD et FFD ). Le schéma ci-dessous adapté de Klemp ( 1987 ), montre une supercellule dans sa phase mature. Les lignes de vorticité en bleues mettent en évidence leur advection vers l’ascendance, au niveau de la zone barocline du FFD. Ce schéma, sur la base de simulations numériques, indique une génération barocline de vorticité dans la zone du FFD. Une fois qu’elle pénètre dans le courant ascendant, elle est basculée et étirée, ce qui augmente la rotation dans les bas niveaux de l’orage. Ce phénomène peut être un contributeur important pour la rotation de bas niveau dans un orages supercellulaire (aussi appelé mésocyclone de bas niveau), ce qui a fait penser autrefois que c’était un contributeur direct dans la formation des tornades. Toutefois, les études récentes montrent que la création de vorticité horizontale dans la région du FFD est - en général - insuffisante pour mener à la formation de tornades.
Représentation schématique des lignes de vorticité et leur advection vers l'ascendance au niveau du FFD.Comet.
En effet, dans des conditions de basse couche humides, il pourrait ne pas y’avoir de FFD discernable ( et donc pas de baroclinie significative ). La formation du processus de tornade, c.-à-d. l’étirement du tourbillon jusqu’à la surface, semble alors venir du RFD. Dans de rares cas ou la vorticité en surface est déjà très élevée au départ, ou si le cisaillement vertical profond est très fort, le FFD seul peu fournir suffisamment de vorticité, en plus de celle de l’environnement synoptique, pour la tornadogenèse. Des recherches et observations ont montrés que les gradients de flottabilité associés aux courant descendants des orages, ainsi que d’autres limites thermiques de méso-échelle, génèrent de la vorticité de manière barocline, ce qui peut augmenter localement l’hélicité relative à l’orage. Ainsi, même si la limite associée au FFD peut ne pas être suffisante pour supporter une mésocyclogenèse de bas niveau capable de former une tornade, l’ajout d’une limite barocline associée à un courant de densité antérieur ou venant d’une autre cellule, peut être suffisant. Il est important de noter que ce tourbillon horizontal barocline persiste longtemps après que le gradient thermique associé ai disparu.
En ce qui concerne le RFD , on suppose qu’il a son origine à environs 8/9 km d’altitude, au niveau de la zone au vent de la tour convective. Les particules sont forcées vers le bas, au moins en partie, de façon dynamique par un gradient de pression vertical. La tornadogenèse prend place à l’interface entre le courant ascendant du mésocyclone et le RFD mais néanmoins, dans l’ascendance. Tandis que le FFD est un courant descendant typiquement associé à tout les orages,au niveau de la zone ou tombent la majorité des précipitations, le RFD est typique des supercellules et est indispensable pour la tornadogenèse. Le RFD fini par entourer la circulation tornadique dans les dernières étape de vie de la tornade, et prend le nom de courant descendant d’occlusion. Un nouveau courant ascendant peut se former et répéter un nouveau cycle tornadique. Plusieurs caractéristiques sont présentes avec ce modèle :
-le RFD et son rôle critique pour former une tornade.
-La structure divisée du mésocyclone, incorporant l’ascendance et la subsidence liée au RFD.
-Le mésocyclone occlus pendant la phase tornadique, rappelant la structure des dépressions baroclines.
-La nature cyclique de certaines supercellules.
-La phase d'effondrement de certaines supercellules (pas montrée ici).
Schéma en 3 dimensions de la structure de l'ascendance et de la subsidence dans un orage supercellulaire. (a) durant les premiers stages de l'orage et (b ) durant le stade mature. Un aspect de ce modèle conceptuel, qui ne doit pas être pris trop littéralement, est qu'il met en évidence la descente d'air depuis les hautes altitudes jusqu'en surface. Rear flank downdraft = RFD, Forward flank downdraft = FFD, updraft = ascendance, flow = flux ( surface/4km/9km). http://www.atmos.albany.edu/daes/atmclasses/atm418/
En conclusion, le FFD et le RFD jouent tout les deux un rôle dans la tornadogenèse, sa maintenance et sa mort. Le FFD fournit de la vorticité horizontale le long du gradient de température associé, qui est ensuite inclinée et étirée au niveau du courant ascendant. Cela aide à créer le mésocyclone de bas niveau, et parfois, la tornade. Toutefois, cela ne semble pas être suffisant en temps normal. Le FFD contribue également sensiblement à la circulation d’afflux vers le mésocyclone. Le RFD contribue à la génération barocline de vorticité horizontale en basse couche le long de son gradient de flottabilité, qui est ensuite basculée à la verticale en convergeant rapidement vers l’ascendance et la tornade en développement. De plus, de la CAPE est aussi ingérée dans la tornade en provenance du RFD et contribue à l’étirement du vortex, toutefois, comme le RFD à souvent une stabilité statique assez élevée, il nécessite une aspiration verticale ( liée à un gradient vertical de pression ) pour le soulever jusqu’à l'altitude de son niveau de convection libre, près de la tornade. Une fois qu’il la atteint, il est rapidement accéléré et étiré sur la verticale, renforçant encore le vortex tornadique.
Fait intéressant, dans la campagne de mesure VORTEX 2, seulement environ 1/4 de la vorticité tornadique provenait de l’environnement synoptique de l’orage, mais 3 / 4 a été générée par l’orage lui-même. Cependant, à ce stade nous ne pouvons dire avec confiance uniquement que le RFD autant que le FFD sont importants pour la formation des tornades, leur subsistance, et leur mort.
Anomalies de température potentielle en surface dans une simulation de supercellule tornadique ( en rouge flottabilité positive, en bleue flottabilité négative ). http://orf.media/
Source : NOAA.
Orages - Principes et dynamique des systèmes convectifs
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Partie 11 : Initiation de la convection profonde & Impacts des forçages à grande échelle
Paramètre tiré du modèle GFS représentant une quantité dynamique ( niveau isentropique constant et vorticité potentielle ) utile pour suivre la dynamique synoptique. Wetter3.de
1. Introduction
Ce que nous appellerons la convection humide profonde (CHP) décrit la convection lorsque l'air est soulevé jusqu’à saturation et se retrouve ensuite en situation de flottabilité positive, de telle sorte qu'il peut s’élever sur une grande profondeur ( cumulus congestus, cumulonimbus ). En d'autres termes, l'initiation de la CHP exige que les particules atteignent leur niveau de convection libre (LFC) et que par la suite elles restent en flottabilité positive sur une hauteur verticale significative lors de leur ascension. Ainsi, la CAPE est une condition nécessaire, quoiqu’insuffisante, pour permettre l’initiation de la convection profonde. Le lieu et l’instant précis de l’initiation de la convection est d’un intérêt aigu pour les prévisionnistes en raison de l’association évidente entre les orages et les phénomènes météorologiques violents, en plus des effets moins évidents, tels que les effets des orages sur la demande énergétique, les techniques de prévision futur. Les échecs (ou flops ) dans la prévision de la convection en saison chaude sont souvent le résultat d'une incapacité à anticiper l’initiation de la CHP, parfois celle-ci ne se développe même pas du tout en réalité, alors que la prévision aurait pu laisser penser le contraire.
Les compétences dans la prévision de l’initiation de la convection ont sans doute progressé à un rythme plus lent que notre capacité à anticiper les types d’orages attendus, l'organisation, et les menaces météorologiques associées. Repérer où et quand les orages sont susceptibles d'être initiés est une fonction complexe allant des mouvements verticaux à l'échelle d’une ascendance, jusqu’aux ascendances synoptique, en passant par les inhomogénéités des champs de température et d’humidité à méso-échelle, et de la stratification verticale qui résulte en grande partie de processus liés à l'échelle synoptique.
La présence d'un LFC et d’une quantité non nulle de CAPE, exige la présence d’un gradient vertical de température en basse et moyenne troposphère relativement fort (plus fort que le gradient adiabatique humide en général) et de l’humidité en basse couche. La difficulté pour prédire avec précision l'initiation de la convection vient du fait que la présence de CAPE n’est pas une condition suffisante pour l’initiation orageuse. Les particules d’air nécessitent en général d’abord un forçage qui les aident à monter jusqu’à atteindre le LFC, à cause de la présence d'au moins une certaine inhibition convective (CIN) dans la plupart des situations. La convection profonde est couramment initiée le long des limites de masse d'air telles que les fronts synoptiques, les lignes sèches, les zones de convergence locales, les brises de mer etc. Les orages peuvent également être initiés par l’orographie ( brise de pente, chauffage différentiel, onde de gravité ).
La dynamique d'échelle synoptique « prépare » souvent l’environnement à méso-échelle pour l’initiation de la convection, par un mécanisme faisant intervenir une ascendance de grande échelle qui tend à réduire la CIN et à approfondir la couche humide en basse/moyenne troposphère. D'autre part, la dynamique d’échelle synoptique peut aussi inhiber la convection via une subsidence synoptique, qui a donc des effets opposés. La dynamique à grande échelle peut sans doute être anticipée raisonnablement via les principes de la météorologie synoptique (par exemple, le quasi-géostrophisme ) et la reconnaissance des schémas synoptiques, en conjonction avec l'aide des modèles numériques. Les processus d’échelle synoptique, en général ne peuvent pas être négligés dans la prévision de l’initiation convective, en dépit du fait que l’initiation de la convection est un processus de méso-échelle.