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Mort des fronts météorologique

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J'aimerais savoir qu'est ce qui se passe en détails quand un front arrive dans une haute pression .

Il devient de moins en moins actif en général, mais pourquoi ? Les Vitesses verticales sont elles les seuls causent qui peuvent affaiblir le fronts?

Merci :)

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J'aimerais savoir qu'est ce qui se passe en détails quand un front arrive dans une haute pression .

Il devient de moins en moins actif en général, mais pourquoi ? Les Vitesses verticales sont elles les seuls causent qui peuvent affaiblir le fronts?

Merci :)

En quelques sortes oui.

Dans l'anticyclone tu as de la subsidence (l'air descend) et se comprime, ce qui créé un échauffement et un assechement de l'air, c'est un principe de la thermodynamique. Au plus l'anticyclone se renforce, au plus la subsidence va descendre et compacter l'humidité du front dans les basses couches jusqu'au moment où l'épaisseur ne sera plus suffisante pour génerer des précipitations.

Ensuite tu as plusieurs solutions:

-En été, le soleil va avoir pour effet d'échauffer "les restes du front" ainsi que le sol, souvent les basses couches deviennent plus turbulente et cette turbulence permet de mieux mélanger l'air humide avec l'air très sec subsident au-dessus ==> Le front disparait totalement, le ciel devient limpide ou tout au plus garni de cumulus si l'inversion est haute.

-En hiver, 2 solutions se présentent:

- Soit l'anticyclone se renforce sufissament fort pour que l'inversion touche le sol, dans ce cas, on se retrouve dans de l'air très sec et souvent doux le jour.

- Soit l'inversion se maintient quelque part dans les basses couches et le soleil n'etant pas assez fort, on se retouve avec une mixture de brouillard et de stratus tendant à évoluer en Statocumulus si il y a un léger réchauffement mais le ciel reste bien gris.

Il peut aussi exister une variante très souvent vue où l'inversion descend très bas vers 200-300 m par exemple, on obtient l'ardenne dans des conditions de ciel dégagé et douce tandis que la basse et moyenne Belgique sont noyé dans la crasse et la fraicheur.

-En automne et printemps, on a souvent l'hybride entre situation d'hiver et d'été, et la tout est au cas par cas.

Modifié par huymétéo

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D'une manière générale, la frontolyse se produit soir lorsque les deux masses d'airs ne sont plus distinctes ou alors lorsque les deux masses d'air cessent de converger. Un front, c'est un élément thermodynamique (le gradient de ThêtaE) et un élément dynamique (les vitesses verticales) essentiellement.

Sur le deuxième point, si le secteur chaud passe dans une zone de subsidence, et le secteur froid dans une zone d'ascendance, il y aura frontolyse. Cela se produit en lien avec l'évolution du jet lors de la maturation de la dépression.

La courbure des isobares est ainsi un indicateur intéressant, une courbure anticyclonique pour le front froid et cyclonique à l'avant du front chaud indique une possibilité de frontolyse.

http://www.diplomet.info/Frontogenese.html

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Merci :)

Par contre pour pigé le truc en Allemand là , même avec un traducteur c'est ambigue :crying::lol:

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Merci :)

Par contre pour pigé le truc en Allemand là , même avec un traducteur c'est ambigue :crying::lol:

Tu habites quasiment en Allemagne, et tu ne parle donc pas allemand ? ^^

Et puis à la réflexion tu ne dois pas savoir ce que sont les vecteurs Q (aucun rapport avec un sujet grivois évidemment :P ) et le terme solénoïde de l'équation du tourbillon :s

Modifié par paix

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Mais pas besoin de les comprendre a 100 % , je veux juste savoir qu'est ce que dit ton lien la, car il y'a quand même un bon paragraphe :innocent:

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Mais pas besoin de les comprendre a 100 % , je veux juste savoir qu'est ce que dit ton lien la, car il y'a quand même un bon paragraphe :innocent:

J'aurais du m'en douter que ce n'était pas une bonne idée que de te passer ce lien XD T'es peut être mignon toi, mais qu'est ce que tu en poses comme questions :D Je vais essayer de te rendre le document sous une forme plus digeste ;)

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Oui je sais c'est un default :blush:

Mais non, ne me fait pas la tête de chien battu, je vais culpabiliser de me foutre de ta gueule ^^ C'est bien de poser des questions. C'est d'ailleurs pour cela que je t'apprécie autant :P Nous ne savons pas tout, et nous ne pouvons jamais arrêter de nous poser des questions. Au fait, toi qui ne cause pas anglais, "default", c'est en anglais justement XD En français, c'est défaut :whistling:

Bon ceci dit, je ne sais pas trop par où commencer ^^' Le problème, c'est que cela devient raide point de vue math's, et que moi aussi je ne connais pas grand'chose.

Les vecteurs Q, ce sont des vecteurs qui sont reliés au changement de vent géostrophique le long d'un isotherme.

post-3513-1349959467_thumb.jpg

Le gros vecteur blanc en plein milieu indique le changement du vent géostrophique. Le vecteur Q lui est orthogonal, et sa norme est proportionnel à deux choses : le gradient de température et la norme du vecteur blanc.

C'est un outil de diagnostic puissant, malheureusement il n'y a que wetter3.de à proposer des cartes du vecteur Q à ma connaissance (d'une manière générale, c'est le seul site à proposer des paramètres un tant soit peu intéressant...)

La formulation mathématique du machin ressemble à ceci :

image006.gif

Ne panique hein, cela va aller ^^ Si tu regarde, les deux termes de la somme sont similaires. Devant, tu as un terme de stabilité : R/σp avec p la pression, σ la stabilité statique. M'enfin bref on s'en fout ^^ C'est surtout ce qu'il y a derrière qui est intéressant. Tu as quasiment le même, c'est d(Vg)/dx * Grad(T) et d(Vg/dy) * Grad(T). Après t'avoir bassiné avec le gradient, tu dois savoir ce que c'est maintenant ^^ Tu retrouve donc bien un terme qui est fonction du changement de vent géostrophique (le dVg/dx et dVg/dy) et un terme qui est fonction du gradient de température.

Un des intérêt, c'est celui-ci :

image009.gif

Tu retrouves le laplacien ( ^^ ) de ω qui est est une fonction de la divergence des vecteurs Q ( re ^^ ), donc en gros la vitesse verticale dépend de la divergence/convergence de Q. En règle général, une convergence des vecteurs Q implique des mouvements ascendants, et réciproquement (tu peux superposer les cartes de vitesses verticales à 500 hPa et les cartes de divergence des vecteurs Q à 500 hPa, tu vois que cela ne marche pas trop mal).

L'autre intérêt, c'est pour l'analyse de la frontogenèse/frontolyse (les cartes de divergences des vecteurs Qn à 850 hPa de wetter3, avec le paramètre frontalzonen).

post-3513-1349960644_thumb.jpg

Le vecteur Q a une composante parallèle aux isothermes, c'est le vecteur Qs (on fait un changement de repère si tu préfère et une décomposition vectoriel quoi. Philippo me disait qu'il était en train de galérer sur le sujet en math's d’ailleurs XD ), et une composante perpendiculaire aux isothermes, c'est le vecteur Qn (c'est de là que vient le FQn de wetter3.de et cette histoire de "Divergenz von Q normal" -Arch, engore de l'allemand, meine lieber Freund, ja, engore de l'allemand XD bon ok je me la ferme ^^' -)

Le vecteur Qn est un paramètre important dans la frontogènese/frontolyse. Sa convergence ou divergence est reliée au changement de gradient de température. Lorsque Qn pointe vers le côté "chaud", il indique une frontogenèse en cours. C'est ce que retrouve sur le crobar des allemands :

Frontogenese2.JPG

Pour le coup, essaye de barbouiller le crobar pour voir si tu retrouve les vecteurs ;)

Au contraire, quand Qn pointe vers le côté froid, il indique une frontolyse en cours :

Frontolyse.JPG

D'accord ? Comme, en plus de t'avoir bassiné avec le gradient ^^' je t'ai bassiné avec Karin, si tu te souviens de ce 21 Septembre où Nadine a forniqué avec un creux d'altitude :

2012092112_1.gif

Et bien, voilà à quoi ressemble le combo FQn/Frontalzonen :

2012092112_11.gif

Tu remarque qu'il se trame quelque chose, avec ce couple de divergence/convergence des vecteurs FQn...

Pour le vecteur Qs, il est un bon indicateur d'instabilité des ondes. Un vecteur Qs dans le même sens que le vent thermique (pour mémoire, le vent qui circule le long des isothermes en lançant le chaud à main droite et le froid à main gauche) indique une rotation cyclonique. Et une rotation anticyclonique sinon. Par exemple, pour une onde instable :

clipboard01mr.jpg

Les vecteurs Qs sont en blanc et correspondent aux isohypses à l'instant "t", en pointillé. Tu vois que le Qs le plus à gauche par exemple, laisse le froid sur sa droite, donc il est en sens inverse du vent thermique. Cela implique une rotation anticyclonique, donc un plongeon du creux. Et ainsi de suite pour les autres vecteurs, jusqu'à à arriver à l'instant "t+1" en traits continus. Pour comprendre un peu plus physiquement, Qs est en fait forcé par l'advection de tourbillon par le vent thermique. Dans l'équation de l'omega (que tu retrouve dans l'équation de la divergence du vent agéostrophique ^^ vu que c'est lui qui fait la vitesse verticale), tu as un terme d'advection de tourbillon. Qs est en fait le vecteur qui "prend" le tourbillon (le tourbillon, c'est d(ug)/dx - d(vg)/dy, or si tu vire le gradient de tempé dans l'équation et que tu trifouille un peu -faut projeter dans le champ thermique quand même-, tu pressens qu'il te reste effectivement quelque chose d'approchant).

Lors d'une frontogenèse, si tu passe en 3D, tu as alors une rotation solénoïdale directe (ne me demande pas d'où il sort le solénoïde, je n'en sais rien XD )

force2aa.gif

Tu retrouve ce que je te disais à propos des vecteurs Q. La frontogénèse produit une circulation thermique directe de méso-échelle qui est en pente sur la verticale vers l'air froid. Les vecteurs Q/F sont les plus longs là où la frontogénèse est la plus grande. À la périphérie de cette zone, les vecteurs Q/F sont plus courts étant donné la frontogénèse plus faible. Ainsi, la convergence des vecteur Q/F (forcer pour les ascendances) se produit à la périphérie sud/est de la zone de frontogénèse maximum (comme indiqué à gauche).

Pour ta culture quand même, le terme solénoïde de l'équation du tourbillon, explique la brise de mer et la brise de terre le long des côtes.

Bref, arriver ici, tu peux reprendre le paragraphe sur la frontolyse des allemands ^^ En frontolyse, il se passe l'exact inverse comme ils disent si bien :P Les vecteurs Qn pointent vers le froid, et donc indique un affaiblissement de la zone frontale. De plus, la circulation thermique s'inverse, avec une subsidence dans le secteur chaud. En Deutsh : "Die komplett inversen Vorgänge sind dagegen charakteristisch für Frontolyse. Eine thermisch indirekte Zirkulation mit absinker Warmluft (divergente Q-Vektoren) und aufsteigender Kaltluft (konvergente Q-Vektoren) ist zu beobachten." Verstehst du jetzt, mein kleine lieber Freund ? ^^

Je ne sais pas si tu arrives à comprendre physiquement ce qui se passe ? C'est peut être rude parce que très théorique, mais cela reste quand même assez "intuitif" je trouve (enfin, je ne suis pas sûr que ce que je trouve intuitif le soit pour tout le monde XD )

Tiens, un doc in english. I don't know where I found this stuff, but it is really usefull to understand, my dear friend ^^

The Q vector and its application: Frontogenesis / frontolysis and related circulations

The conventional method of quasi-geostrophic diagnosis has the disadvantage that we have to look at two main forcing functions, namely vorticity and temperature advection, which, of course, can have opposite signs and therefore tend to cancel each other out. There is an approximation with only one forcing term, the advection of vorticity by the thermal wind, but by this method the effects of the deformation with regard to the release of vertical motions are neglected. Since these effects are important for frontogenesis and frontolysis, it is better to use the alternative form of diagnosis which contains also only one forcing, but includes the effects just mentioned. This form uses the so-called Q vector introduced by Hoskins et al. (1978).

According to its definition, the Q vector describes temporal changes of the temperature distribution at a pressure surface resulting from horizontal variations of the geostrophic wind. The other factor for changing this distribution is by horizontally differing vertical motions. For a parcel within a geostrophic flow omega vanishes and the change of the temperature gradient is totally determined by Q. The parcel can experience the temporal change either locally or along its path through the temperature pattern.

post-3513-1349959467_thumb.jpg

Fig.1: On the manual estimation of the Q vector

The Q vector can easily be computed, but also manually estimated. For that the change of the geostrophic wind along an isotherm has to be considered (Fig. 1). The Q vector points perpendicular to the right of the vector change. Its amount is proportional to the magnitude of the rate of vector change, and to the magnitude of the temperature gradient (Sanders and Hoskins, 1990).

Using the Q vector, the modified quasi-geostrophic omega equation has a form containing only one forcing function on the right hand side, namely the convergence or divergence of the Q vectors. A forcing of ascent results in areas with convergence, a forcing of descent in areas with divergence of Q. This term replaces the two adiabatic forcing functions of the conventional form of the omega equation and allows a direct computation of the total forcing without any simplifications.

But the use of the Q vector has also other advantages for diagnostic purposes. The temperature gradient can change either its direction or amount or both. In order to estimate these changes, the Q vector should be split into its components along and perpendicular to the isotherms (Fig. 2). It can be shown that the component of Q along the isotherms (Qs) reflect changes of the direction and the component perpendicular to the isotherms (Qn) changes of the amount of the temperature gradient.

post-3513-1349960644_thumb.jpg

Fig.2: The components of the Q vector

For changes of the direction of the temperature gradient, i.e. a rotation of the isotherms, the component of the geostrophic wind transverse to the isotherms (Vgn) must vary along the isotherms. This is the case in fields with vorticity and – with corresponding orientation of the isotherms – deformation. A cyclonic rotation is indicated by Qs pointing into the direction of the thermal wind, an anticyclonic rotation by Qs pointing in the opposite direction.

Qn reflects changes of the amount of the temperature gradient and therefore frontogenetic and frontolytic effects in the geostrophic wind field. An increase of the amount, i.e. frontogenesis results there where the component of the geostrophic wind transverse to the isotherms shows a convergence across the isotherms. It is indicated by Qn pointing towards the warmer air. A decrease, i.e. frontolysis takes place with a divergence of this wind component. In this case Qn points towards the colder air. The variations of Vgn across the isotherms decisive in this case are, in the geostrophic wind field, solely caused by deformation.

According to this, also the total omega forcing (FQ) can be split into contributions from a part FQs resulting from Q vector vergences along the isotherms and a part FQn which becomes effective in the case of Q vector vergences across the isotherms.

clipboard01mr.jpg

Fig.3: Distribution of Qs and FQs in an unstable baroclinic wave

Modifié par paix

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FQs comes into play when vorticity and/or deformation vary along the isotherms. It is therefore mainly determined by the above-mentioned forcing term, namely the advection of vorticity by the thermal wind. Accordingly, vergences of Qs are found, e.g., in the short waves of the upper current, whereby generally a forcing of ascent results between the trough and the ridge downstream and a forcing of descent between the trough and the ridge upstream. It is typical that the areas with ascent and descent forced by FQs alternate with each other along the frontal zone. FQs is normally the trigger for stronger developments. As an example the situation outlined in Fig. 3 shows a growing baroclinic wave. Within the trough Qs points into the direction of the thermal wind indicating the cyclonic rotation of the isotherms, whereas Qs has an opposite direction in the ridges due to the anticyclonic rotation working there. As a result, there is a convergence of Qs between trough and ridge downstream leading to the ascent of the relatively warmair, and a divergence of Qs between trough and ridge upstream causing the descent of the relatively cold air air.

clipboard01cjp.jpg

Fig.4: (a) Distribution of Qn and FQn in a frontogenetic pattern.

(B) Scheme of the transverse circulation in a frontogenetic pattern

Vergences of Qn are linked to the processes of frontogenesis and frontolysis in the geostrophic wind field. The resulting vertical motions are oriented belt-like parallel to the frontal zone and produce, together with the ageostrophic transverse motions below and above the level of strongest vertical motion, closed circulations across the frontal zone – solenoidally direct with ascent of the warmer and descent of the colder air in the case of frontogenesis, solenoidally indirect with descent of the warmer and ascent of the colder air in the case of frontolysis. As an example Fig. 4 shows the frontal zone of a cold front embedded in a diffluent flow. The frontal zone undergoes a frontogenetic effect indicated by Qn pointing from the colder to the warmer air. Since the magnitude of Qn is maximised there where the temperature gradient is strongest, divergence of Qn results at the cold side and convergence of Qn at the warm side of the frontal zone indicating the descending and ascending motions, resp., working there. Qn

itself reflects the direction of the lower part of the circulatory motion.

clipboard01nq.jpg

Fig.5, l.h.s.: Scheme of an upper-level jet streak with isohypses at 500 hPa (solid lines) and

isopleths of relative vorticity (dashed lines); r.h.s.: Distribution of Q vectors and total omega

forcing (dashed lines) superimposed on 500 hPa isohypses being identical to isotherms of

the mean temperature (Taken from Pedder, 1997)

As another example, Fig.5 shows a schematic representation of an upper-level jet streak with confluent entrance and diffluent exit regions. Due to the combination of shear and curvature, there are vorticity extremes at the flanks of the jet maximum, and a square-like distribution of vorticity advection results. Assuming isotherms running parallel to the isohypses, there is no temperature advection effective, and the vorticity advection points to a forcing of ascent at the anticyclonic part of the entrance and the cyclonic part of the exit region, and a forcing of descent at the other parts.

That is confirmed by the Q vector divergence shown at the r.h.s. of Fig.5. The orientation of the Q vectors, however, clearly reveals frontogenetic and frontolytic wind field effects as main cause of the square-like distribution of the omega forcing. The Q vectors have a great component across the isotherms (Qn), pointing to the warmer air and indicating frontogenesis in the entrance area, but pointing to the colder air and indicating frontolysis in the exit region. The resulting vertical motions therefore mainly belong to the ageostrophic transverse circulations released by these effects. The component of Q along the isotherms (Qs) is releatively small and reflects the cyclonic and anticyclonic curvature of the isotherms at both flanks of the jet maximum. Its divergence (FQs), however, has the same sign as the circulatory forcing (FQn) and enhances it further.

The next example (Fig.6, taken from Kurz(1998)) should demonstrate the advantage of the Q vector diagnostics in cases when the forcing functions of the conventional omega equation tend to cancel each other out. It is a case with a big trough just approaching western Europe with strong PVA, but also CA ahead of it. The CA works behind a surface cold front running from Norway over the Low Countries and France towards the Iberian Peninsula.

A qualitative reasoning with regard to vertical motions and the related cyclogenetic or anticyclogenetic effects using the advections alone is impossible in this case, and it would be necessary to compute both terms directly in order to know the sign of the resultant total forcing. However, that can be more easily done by computing the Q vector divergence which clearly indicates a forcing of ascent ahead of the trough and behind the surface front. And the comparison between FQs and FQn shows that the ascending motion is mainly driven by a direct circulation released by a strong frontogenesis in the wind field ahead of the trough and covering the frontal zone of the cold front. In this case, there was indeed a broad band of deep cloud masses mainly to the rear of the surface front.

clipboard01po.jpg

Fig.6a: Weather situation from 23-02-89, 00 UTC. Top: Absolute topography 500 hPa

with isohypses (solid lines), isotherms (broken lines) and surface and surface front.

Middle row: Vorticity advection 500 hPa. Bottom: Temperature advection 700 hPa

clipboard01fy.jpg

Fig.6b: Frontogenesis parameter (-Qn) at 500 hPa

clipboard01heu.jpg

Fig.6c: FQ, FQn and FQs at 500 hPa (from left to right)

As final example, Fig.7 contains the complete Q vector diagnosis for the mature stage of a cyclonic development. The conventional analyses show a warm sector cyclone near surface between a short-wave trough and the ridge downstream at 500 hPa. That is the typical position for an intensification of the cyclone.

The frontal zone at 500 hPa runs north of the surface low with a warm bulge just above it. The Q vectors are greatest in the frontal zone and their component parallel to the isotherms is dominating. However, components across the isotherms are also significant in some places. From the change of the direction, Q vector convergence north-east of the surface low is immediately visible, indicating a forcing of ascent there as depicted in the distribution of FQ. The ascent also covers the area above the centre of the low, whereas west of it a strong forcing of descent results. According to the convergence being effective below the area of ascent and the divergence below the area of descent, a further intensification of the surface cyclone, but also a quick movement in easterly direction can be expected.

In the framework of the expanded Q vector diagnostics we see that with regard to the forcing of ascent the contribution by FQs is the dominant one. That is due to the fact that the vorticity maximum at 500 hPa lies west of the surface low so that there is positive advection of vorticity by the thermal wind or – considered relative to the movement – warm advection by the relative winds just above the low and its immediate fore part. The circulatory part FQn is generally weaker, but significantly influences the total forcing in some places. That is especially true for the descent in the cold frontal zone behind the low which results from an

clipboard01va.jpg

Fig.7a: Weather situation from 20-10-1986, 12 UTC. L.h.s.: Surface map with isobars

(solid Lines), relative isohypses 500/1000 hPa (broken lines) and surface fronts.

R.h.s.: Absolute topographie 500 hPa with isohypses (solid lines), isotherms (broken

lines) and distribution of high cloud according to the IR-satellite image

clipboard01ln.jpg

Fig.7b: Q vector diagnostics 500 hPa with geostrophic wind and isotherms,

Q vectors and isotherms, frontogenesis parameter (-Qn), omega forcing

contributions by FQs and FQn and total omega forcing FQ.

indirect circulation(with ascent of the colder and descent of the warmer air). This circulation is due to frontolysis in this part of the frontal zone as indicated by the cross-components of Q pointing towards the colder air and by the distribution of the frontogenesis parameter (-Qn). The latter also shows a frontogenetic effect in the warm frontal zone ahead of the low causing a direct circulation. The ascending branch of this circulation supports the lifting of the air in the warm bulge of the isotherms due to FQs whereas the forcing for descent is overcompen­sated by the other effect. Frontolysis and frontogenesis result from the fact that the horizontal winds are strongest in the warm air and the component of the winds transverse to the isotherms therefore increase across the cold part of the frontal zone and decrease across the warm part – seen in the direction of the movement of the frontal zone. This constellation is rather typical for the mature stage of a cyclogenesis.

As a whole the omega forcing has a comma-like shape with the strongest ascent north-east of the low extending far backwards to the north-west and south-west, and a tongue of descent immediately upstream of the centre of the cyclone. Remembering the fact that the air in these upper levels undergoes a relative motion from the rear to the fore part of the cyclone, the distribution is in accordance with the IR-satellite image of that date which is characterised by the conspicuous tongue of dry air aloft reaching from the rear up to the position of the surface centre.

References:

Hoskins,B.J., Draghici,I., Davies,H.C.(1978): A new look at the ω equation. Quart. J. Roy. Meteor. Soc. 104, 31-38

Sanders,F. and Hoskins,B.J.(1990): An Easy Method for Estimation of Q-Vectors from Weather Maps. Weather and Forecasting 5, 346-353

Pedder,M.A.(1997): The omega-equation: Q-G interpretations of simple circulation features. Meteorol.Appl. 4, 335-344

Kurz,M.(1998): Synoptic Meteorology. Training Guidelines of the German Meteorological Service Nr.8. Deutscher Wetterdienst Offenbach a.M.

Et ces liens :

http://www.crh.noaa.gov/lmk/soo/docu/forcing2.php

http://www.wdtb.noaa.gov/courses/winterawo...r_PDFs/IC52.pdf

Modifié par paix

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Finalement après avoir lu en détails ton cours là, j'ai perdu les pédales en route, surtout avec le pointage du Qn là, sur les shéma je bug y'a des flèches partout :blink:

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Finalement après avoir lu en détails ton cours là, j'ai perdu les pédales en route, surtout avec le pointage du Qn là, sur les shéma je bug y'a des flèches partout :blink:

Je ne fais pas de cours ^^ Je passe juste mes connaissances à un ami, sur un forum pour que d'autres puissent comprendre... Ce n'est pas pareil :lol:

Je vais te faire des petits schémas comme tu aime :D Mais avant je voudrais souligner quelques points. Les équations QG supposse que le flux est en équilibre géostrophique, ce que l'on sait faux XD Ce n'est donc qu'une approximation, qui marche bien à l'échelle synoptique aux latitudes moyennes, mais c'est tout. Les solutions des équations QG décrivent une réponse instantané de l'atmosphère qui restaurait l'équilibre géostrophique. C'est l'agéostrophisme, ce qui fait la météo si je peux dire. Cependant, particulièrement dans la frontogénèse, la tentative de rétablir l'équilibre géostrophique ne fait qu'empirer les choses :P C'est comme cela que nous avons un renforcement des fronts. Le vecteur Q permet de diagnostiquer efficacement la frontogénèse/frontolyse, et représente cette tentative foirée de rétablir l'équilibre géostrophique si je puis dire.

Note également que nous parlons de frontogenèse/frontolyse, qui en toute rigueur est différente de la clycogenèse/cyclolyse. Les mécanismes en jeu ne sont donc pas exactement. C'est comme cela que nous nous retrouvons avec le terme solénoïde de l'équation de la vorticité, qui normalement est négligé.

Ainsi, la circulation agéostrophique qui est généré par les fronts peut être diagnostiquée par les vecteurs Q.

Sinon, de l'intérêt de répondre aux questions :D J'ai forcément demandé à Google un peu plus d'info's, et je suis tombé sur ceci :

"A solenoid is the trapezoidal figure created if isobars and isopycnics intersect. At a given pressure, density is inversely proportional to temperature. Hence, a solenoid is the trapezoidal figure created if isobars and isotherms intersect. "

Maintenant, je sais pourquoi cela s'appelle le terme solénoïde ^^

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Bon avec un peu de retard :P Reprend le crobar des allemands :

Frontogenese2.JPG

Je ne vais pas te faire des schémas, essaye de barbouiller faire toi même :P

Ce sont deux situations de frontogenèse distinctes, la première en haut, la deuxième en bas.

À gauche, les isothermes (en terme de thêta, température potentielle) sont en bleu (Warm et Kalt le W et le K). Le gradient est faible dans les deux cas, en haut et en bas. Les flèches indigent le vent géostrophiques, et Vgn la composante du vent géostrophique normal aux isothermes. Tu remarque que Vgn tend à resserrer les isothermes dans les deux cas. Cette évolution dynamique est représenté à droite. Comme tu as l'air d'avoir compris le premier schéma où la construction de Q est indiqué, tu peux tenter de construire graphiquement Q, et vérifié que Qn ce sont bien les grosses flèches roses de la colonne à droite :P

Ici :

2012092112_11.gif

Tu as des cartes de diag' de ce vecteur. Présentement, il s'agit en fait du FQn. Comme explicité, tu peux analyser le forçage sur omega avec le vecteur Q. Là, c'est la composte normale de ce forçage qui est représenté en plage de couleurs. Cela indique la tendance à la frontogenèse. Quand tu as une convergence des FQn (valeurs négatives) tu as une frontogenèse et un forçage les ascendances dans le secteur chaud.

L'autre paramètre, c'est le paramètre de frontogenèse. Il est lié à la variation du gradient de tempé' au cours du temps.

Tiens, un truc où il y a plus d'images que d'anglais, j'espère que cela le fera ^^

http://www.crh.noaa.gov/lmk/soo/presentati...enesis_lmk2.pdf

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Pour les lignes grises sur ta carte de Wetter 3, comment on regarde les valeurs du champ Q avec ça ? Y'a que des valeurs de 0 dessus O_o

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waw

Supeeeeeeeeer les explications ! Je vais lire tout ça à l'aise. Merci beaucoup.

J'ajouterais quand même un grain de sel, juste un autre point de vue.

C'est que les fronts contournent souvent les anticyclones, parce qu'ils suivent le jet-stream, qui lui s'incurve fortement pour faire le tour des grands anticyclones, en passant au Nord (circulation anticyclonique).

En général, si un front disparaît, c'est parce qu'il s'est occlus. S'il se dirige vers un anticyclone, par exemple l'H de Sibérie en hiver, soit il dévie, soit il stagne, et les dépressions suivantes vont s'empiler comme les éléphants dans le Livre de la Jungle. http://www.youtube.com/watch?v=5xyIF-qXfhQ...feature=related (tout à la fin) et il va faire horrible chez nous pour un bout de temps.

Par contre, il y a les petits anticyclones migratoires (ou "crêtes migratoires"), qui se forment précisément sur le front, derrière une famille de dépressions, dans l'invasion d'air froid du Nord. Là, se produit la dissolution d'un morceau de front par subsidence, qui aporte une éclaircie bienvenue, mais de courte durée (max 1 jour).

(Si cela se trouve déjà dans les explications précédentes, sorry! Je n'ai pas encore lu, il faudra que je prenne mon temps pour cela.)

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Suite à une discussion avec des gars, on a relevé une erreur dans le bouquin Fondamentaux de météorologie de S. Malardel. On a remonté l'information à MétéoFrance, après ils feront ce qu'ils veulent. Cependant, cela concernait un moyen de déterminer la formulation du vecteur Q. Je vais donc ici vous présenté rapidement comment on peut faire.

Nous allons partir du vent géostrophique. le vent géostrophique est un vecteur :

Vg ( ug , vg )

ug est la composante zonale, dans le sens Ouest -> Est (positive) ou Est -> Ouest (négative)

vg est la composante méridienne, dans le sens Sud -> Nord (positive) ou Nord -> Sud (négative)

Il faut toujours deux composantes pour décrire un vecteur dans le plan. Soit son intensité et direction :

vent de Sud à 15 m/s

Soit sa décomposition vectorielle :

(0,15)

En 3 dimensions, il faudra trois composantes, etc...

Le vent donc. Il existe une approximation du vent réel qui s'appelle le vent géostrophique. Il résulte d'un équilibre de la force de pression et de la force de Coriolis. Dans l'hémisphère Nord :

De wikipedia http://fr.wikipedia.org/wiki/Vent_géostrophique

Dans l'HN, le vent laisse les basses pressions à gauche et les hautes pressions à droite. C'est l'inverse dans l'HS.

La formulation mathématique est alors :

ug = - 1/f * ∂Φ / ∂y

vg = 1/f * ∂Φ / ∂x

Pour le vent géostrophique, vous pouvez aussi regarder ici :

http://www.forums.meteobelgium.be/index.ph...st&p=469174

Ici, j'utilise spécifiquement des ∂ pour les dérivées partielles. Le reste du temps, j'évite, juste par flemme, c'est compliqué les caractères spéciaux :blush: La différence n'est en fait pas très compliqué. Quand une fonction dépend d'un paramètre, ce sont des dérivés en d (d droit). Quand la fonction dépend de plusieurs paramètres (comme c'c'est tout le temps le cas en physique en fait :lol2: ), chaque dérivée par rapport à un paramètre est noté ∂ (d rond). Le géopotentiel varie à la fois dans l'axe zonal et l'axe méridional, donc on a une dérivée sur x et une sur y. Bref ceci dit, le vent géostrophique est non divergent :

div(Vg) = ∂ug / ∂x + ∂vg / ∂y

div(Vg) = ∂( - 1/f * ∂Φ / ∂y ) / ∂x + ∂( 1/f * ∂Φ / ∂x ) / ∂y

Si on suppose que f est constant (ce n'est pas tout à fait vrai mais cela reste une bonne approximation :

div(Vg) = - 1/f * ∂²Φ / ∂y∂x + 1/f * ∂²Φ / ∂x∂y

Et il existe une propriété mathématique portant le nom d'un gars impossible à retenir qui dit que, quelque soit la fonction, ∂² F / ∂y∂x = ∂² F / ∂x∂y et plus généralement, peu importe l'ordre de dérivation. Notons bien, ce n'est pas le propos mais quand même, c'est non spécifique au géopotentiel. C'est une propriété mathématique qui est toujours vrai. Bref, donc :

∂²Φ / ∂y∂x = ∂²Φ / ∂x∂y

Donc :

div(Vg) = 0

Ce qui s'écrit aussi :

∂ug / ∂x + ∂vg / ∂y = 0

∂ug / ∂x = - ∂vg / ∂y

Ce n'est pas rigoureusement exact car f varie un peu selon la latitude, ainsi df / dy n'est pas nul et il existe une faible divergence du vent géostrophique, mais c'est totalement négligeable. Le problème, c'est que dans la vraie vie, le vent est bien divergent :P

En effet le vent géostrophique n'est pas suffisant. On introduit une correction (moralité, la météo c'est du bricolage :lol2: ) qu'on appelle le vent agéostrophique :

Vag = Vréel - Vg

Au terme de manipulations dans lesquelles on néglige un peu près tout (le pire, c'est que cela marche encore pas trop mal au final XD ), on peut montrer que :

∂vg / ∂t + ug * ∂vg / ∂x + vg * ∂vg / ∂y = -f * uag

∂ug / ∂t + ug * ∂ug / ∂x + vg * ∂ug / ∂y = f * vag

Le vecteur Q se déduit de ces équations en calculant la dérivée par rapport à z du vent agéostrophique. Il y a deux composantes, qui seront notés Q1 et Q2. Pour ceux qui sont passés par le secondaire, il y avait ce fameux formulaire des dérivations où l'on trouvait :

∂ ( schtroumpf * scrameustache ) / ∂z = ∂ schtroumpf / ∂z * scrameustache + schtroumpf * ∂ scrameustache / ∂z

schtroumpf et scrameustache étant des fonctions totalement quelconque. Si :

schtroumpf = ug

scrameustache = ∂vg / ∂x

alors :

∂ ( schtroumpf * scrameustache ) / ∂z = ∂ug[ / ∂z * ∂vg / ∂x + ug[ * ∂ ( ∂vg / ∂x ) / ∂z

Cela marche avec n'importe quelle fonction. Souvent, c'est le prof de math's qui donne le formulaire, et les matheux ont une manière bien particulière de noter la dérivée, qui ressemble à ceci :

(fg)' = f'g + fg'

Si on peut se demander d'où sort la notation, c'est bien la même chose par contre :lol:

Revenons à notre vent agéostrophique :

∂ ( ∂vg / ∂t + ug * ∂vg / ∂x + vg * ∂( vg ) / ∂y ) / ∂z = ∂ ( -f * uag ) / ∂z

∂ ( ∂vg / ∂z ) / ∂t + ∂ug / ∂z * ∂vg / ∂x + ug * ∂(∂vg / ∂z) / ∂x + ∂vg / ∂z * ∂vg / ∂y + vg * ∂(∂vg / ∂z) / ∂y = ∂ ( -f * uag ) / ∂z

Or :

∂ ( ∂vg / ∂z ) / ∂t + ug * ∂(∂vg / ∂z) / ∂x + vg * ∂(∂vg / ∂z) / ∂y = D ( ∂vg / ∂z ) / Dt

On peut simplifier ce bronx :

D ( ∂vg / ∂z ) / Dt + ∂ug / ∂z * ∂vg / ∂x + ∂vg / ∂z * ∂vg / ∂y = -f * ∂uag / ∂z

Et en multipliant apr f :

D ( f * ∂vg / ∂z ) / Dt + f * ( ∂ug / ∂z * ∂vg / ∂x + ∂vg / ∂z * ∂vg / ∂y ) = -f² * ∂uag / ∂z

D ( f * ∂vg / ∂z ) / Dt + Q1 = -f² * ∂uag / ∂z

avec :

Q1 = f * ( ∂ug / ∂z * ∂vg / ∂x + ∂vg / ∂z * ∂vg / ∂y )

On va aller un peu plus loin. Comme le vent géostrophique est non divergent :

∂ug / ∂x = - ∂vg / ∂y

Q1 = f * ( ∂ug / ∂z * ∂vg / ∂x - ∂vg / ∂z * ∂ug / ∂x )

Q1 = -f * ( - ∂ug / ∂z * ∂vg / ∂x + ∂vg / ∂z * ∂ug / ∂x )

Q1 = -f * ( ∂vg / ∂z * ∂ug / ∂x - ∂ug / ∂z * ∂vg / ∂x )

Ce n'est pas seulement pour le plaisir de se faire mal si on rebidouille le truc, c'est aussi pour arriver à une formulation où il n'y a que des dérivées sur l'axe x. Ainsi Q1 est la première composante, est c'est le résultat d'une dérivation par rapport à x, cela permet de garder une certaine logique dans le truc, et on verra que ce n'est pas nécessairement complétement inutile.

De même pour Q2 :

∂ ( ∂ug / ∂t + ug * ∂ug / ∂x + vg * ∂ug / ∂y ) / ∂z = ∂ ( f * vag ) / ∂z

∂ ( ∂ug / ∂z ) / ∂t + ∂ug / ∂z * ∂ug / ∂x + ug * ∂(∂ug / ∂z) / ∂x + ∂vg / ∂z * ∂ug / ∂y + vg * ∂(∂ug / ∂z) / ∂y = ∂ ( -f * vag ) / ∂z

Et pour simplifier :

∂ ( ∂ug / ∂z ) / ∂t + ug * ∂(∂ug / ∂z) / ∂x + vg * ∂(∂ug / ∂z) / ∂y = D ( ∂ug / ∂z ) / Dt

Le vent géostrophique est non divergent, donc :

∂ug / ∂x = - ∂vg / ∂y

Ainsi :

D ( ∂ug / ∂z ) / Dt - ∂ug / ∂z * ∂vg / ∂y + ∂vg / ∂z * ∂ug / ∂y = -f * ∂uag / ∂z

En multipliant par f :

D ( f * ∂ug / ∂z ) / Dt + f * ( -∂ug / ∂z * ∂vg / ∂y + ∂vg / ∂z * ∂ug / ∂y ) = -f² * ∂uag / ∂z

D ( f * ∂ug / ∂z ) / Dt + Q2 = -f² * ∂uag / ∂z

Avec :

Q2 = - f * ( ∂vg / ∂z * ∂ug / ∂y - ∂ug / ∂z * ∂vg / ∂y )

C'est à ce niveau que cela part en choups dans le bouquin Fondamentaux de météorologie puisque la formule de Q2 est :

Q2 = - f * ( ∂vg / ∂z * ∂ug / ∂x - ∂ug / ∂z * ∂vg / ∂y )

Ce qui de toute évidence est inexact.

Le bouquin Fondamentaux de météorologie continue de tripatouiller gaillardement les équations avec une formulation particulière du vent thermique qui est :

∂ug / ∂z = - ( g / f * θ0 ) * ∂θtilde / ∂y

∂vg / ∂z = ( g / f * θ0 ) * ∂θtilde / ∂x

C'est une formulation différente, mais cela revient à dire que le vent laisse le chaud à main droite dans l'HN, et le résultat est le même que pour l'équation discutée ici :

http://www.forums.meteobelgium.be/index.ph...st&p=469174

La différence avec la formulation du bouquin est dans le côté dérivée par rapport à z. On étudie la variation de ug et vg sur l'axe verticale directement. Dans la formulation que nous avions utilisé, on faisait de même, mais en raboutant à chaque niveau de pression le vent thermique, au vent géostrophique du niveau de pression inférieur. Cela revient au même dans l'idée, c'est toujours la variation du vent sur la verticale au final. La formulation que nous avons utilisé est plus pratique car elle a un côté très calculatoire et ce met simplement en application, la formulation du bouquin est plus utile quand on veut commencer à faire du bricolage sur les équations.

Bref donc :

∂ug / ∂z = - ( g / f * θ0 ) * ∂θtilde / ∂y

∂vg / ∂z = ( g / f * θ0 ) * ∂θtilde / ∂x

Q1 = -f * ( ∂vg / ∂z * ∂ug / ∂x - ∂ug / ∂z * ∂vg / ∂x )

Accrochez-vous encore (à vos strings ? :P ) parce qu'on n'a pas fini XD :

Q1 = -f * ( ( g / f * θ0 ) * ∂θtilde / ∂x * ∂ug / ∂x + ( g / f * θ0 ) * ∂θtilde / ∂y* ∂vg / ∂x )

En factorisant :

Q1 = -f * ( g / f * θ0 ) * ( ∂θtilde / ∂x * ∂ug / ∂x + ∂θtilde / ∂y * ∂vg / ∂x )

et en laissant les f s'annuler mutuellement :

Q1 = -( g / θ0 ) * ( ∂θtilde / ∂x * ∂ug / ∂x + ∂θtilde / ∂y * ∂vg / ∂x )

Bon, vous me croirez ou pas, mais cela commence à ressemble à quelque chose ^^ Cela ressemble à la formulation donnée précédemment, même si elle est un peu différente :

http://www.forums.meteobelgium.be/index.ph...st&p=448453

On retrouve toujours une dérivée du vent total par rapport à x ( ∂ug / ∂x + ∂vg / ∂x ) ainsi qu'un gradient de température ( ∂θtilde / ∂x + ∂θtilde / ∂y ). Il existe des tas de moyens de sortir le vecteur, cette méthode en est une en particulier, mais ce qui a été dit précédemment n'est pas faux pour autant. De même pour Q2 :

Q2 = - f * ( ∂vg / ∂z * ∂ug / ∂y - ∂ug / ∂z * ∂vg / ∂y )

Q2 = - f * ( ( g / f * θ0 ) * ∂θtilde / ∂x * ∂ug / ∂y + ( g / f * θ0 ) * ∂θtilde / ∂y * ∂vg / ∂y )

Q2 = -f * ( g / f * θ0 ) * ( ∂θtilde / ∂x * ∂ug / ∂y + ∂θtilde / ∂y * ∂vg / ∂y ) )

Q2 = - ( g / θ0 ) * ( ∂θtilde / ∂x * ∂ug / ∂y + ∂θtilde / ∂y * ∂vg / ∂y )

Ce qui là aussi diffère du livre Fondamentaux de météorologie où la dérivée est par rapport à x pour la composante zonale ug.

Modifié par paix

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