Orages - Principes et dynamique des systèmes convectifs

passiion · 1 avril 2016

2.2 Evolution d'une ligne de grains

- Environnement avec cisaillement faible/modéré

Une fois formées, les lignes de grains présentent souvent un cycle de vie caractéristique, en commençant en une bande étroite de cellules convectives intenses et évoluant vers un système plus faible et plus large au fil du temps. Cependant, le temps pendant lequel cette évolution a lieu et les structures spécifiques qui se développent au sein de la ligne de grains dépendent fortement de l'ampleur du cisaillement vertical du vent en basse couche. En général, les environnements de cisaillement forts favorisent les systèmes météorologiques durant plus longtemps et étant plus sévères.

Au cours de l'évolution d'une ligne de grains avec un cisaillement faible/modéré, le système est composé de cellules convectives essentiellement indépendantes. La ligne apparaît souvent très étroite, avec un courant de densité généralement confiné à une petite région autour des cellules convectives. Lorsque la ligne de grains arrive à maturité, elle est généralement caractérisée par une ligne assez continue de fortes cellules convectives. Le courant de densité se prolonge vers l'arrière en association avec la région stratiforme en expansion. Une région étroite de précipitations très faible appelée " canal d'écho faible "ou "zone de transition", est souvent observée entre la ligne convective et la région stratiformes. Pendant la phase de dissipation de la ligne de grains, la convection à l'avant s'affaiblie en lien avec la poussées vers l'avant de la piscine d'air froid ( courant de densité ). Bien que les cellules convectives sont affaiblies, la région de précipitation stratiforme peut perdurer plusieurs heures.

- Environnement avec cisaillement fort

Dans les environnements fortement cisaillés, l'évolution d'une ligne de grains commence par une ligne initialement étroite de cellules convectives fortes, avec des précipitations s'étendant souvent vers l'avant des noyaux convectifs. Certaines cellules peuvent être des supercellules. Lorsque le système arrive à maturité, la ligne étroite de cellules fortes persiste, avec des segments en forme d'arc qui commencent également à se développer. La précipitation commence à s'incliner légèrement vers l'arrière, mais dans une moindre mesure que dans les cisaillements plus faibles. Dans les stades de dissipations, les cellules convectives s'affaiblissent et deviennent plus dispersées et la région de précipitations stratiformes s'étend encore plus loin vers l'arrière.

Note: Bien que ces modèles conceptuels d'évolution des lignes sont très utiles, le monde réel est souvent plus compliqué. Quelle que soit la force caractéristique du cisaillement vertical chaque fois qu'un courant de densité d'un MCS se déplace loin des cellules d'origine, une nouvelle ligne de cellules peut être déclenchée même lorsque la piscine froide s'affaiblit. Cela est particulièrement probable si le courant de densité d'un système rencontrent un environnement plus favorable. Lorsque cela se produit, le système peut encore se renforcer, et poursuivre son évolution comme avant. Ce processus a été observé pour prolonger considérablement la durée de vie des systèmes convectifs ( voir image ci-dessus ).

- Structure d'une ligne de grain mature avec un cisaillement faible/modéré

Quand une ligne de grains arrive à maturité, elle développe généralement une rotation à chaque extrémité. Le développement de ces tourbillons de fin de ligne est plus évident et significatif pour les lignes relativement courtes (moins de 200 km). Comme nous le verrons plus loin, les tourbillons de fin de ligne proches l'un de l'autre dans les échos en arc ( bow écho ) sont appelés "bookend vortices". Ce développement est schématiquement présenté ici pour une ligne de 150 km de long et évoluant dans un environnement caractérisé par un cisaillement de bas niveau faible à modéré.

Les tourbillons de fin de ligne se développent généralement au stade mature d'une ligne, entre deux à quatre heures dans la durée de vie du système convectif, juste derrière la zone de convection la plus active. Lorsque les tourbillons de fin de ligne se développent, les tourbillons cycloniques et anticycloniques sont souvent de force à peu près égale, formant un système symétrique. Toutefois, si les tourbillons durent plus de deux à trois heures (à savoir, au-delà de quatre à sept heures dans la durée de vie du système), le vortex cylonique au nord tend à devenir plus fort et plus grand que celui au sud. Quand cela se produit, le système convectif devient asymétrique, avec la majorité de la région stratiformes se trouvant derrière l'extrémité nord du système, et les plus fortes cellules convectives se trouvant près de l'extrémité sud. Dans les environnements de cisaillement faibles à modérées, le vortex cyclonique au nord est généralement amené à se déplacer vers l'arrière avec le temps.

- Structure d'une ligne de grain mature avec un cisaillement fort

L'évolution des tourbillons de fin de ligne décrite pour les environnements de cisaillement faibles à modéré, se produit également dans des environnements de cisaillement plus forts. Bien que, comme indiqué ici, lorsque le cisaillement est modéré à fort, les tourbillons ont tendance à rester plus près de la zone de convection. En outre, des systèmes en forme d'arc de plus petite échelle au sein de l'ensemble du système sont plus aptes à se développer avec un cisaillement plus fort. Chaque sous-système affiche également une évolution symétrique à asymétrique. Ces systèmes observés sur le radar donnent la forme d'onde d'écho ( bow echo ), ou même une signature de LEWP ( line echo wave pattern - ligne d'échos en vagues ) particulièrement bien connue pour produire de longues bandes de vents destructeurs de surface. Dans les environnements de cisaillement modérée à fort, le vortex de fin de ligne au nord a été reconnu pour être une région privilégiée pour des vents de surface en ligne droite particulièrement intenses. Ceci est également vrai avec la partie nord de n'importe quel écho en arc à l’intérieur du système. Ces régions doivent être étroitement surveillées.

Le tourbillon cyclonique dominant peut durer bien au-delà de la vie du système convectif d'origine et est souvent désigné comme " vortex convectif de mésoéchelle" (MCV). Dans certains cas, ils ont été documentés pour durer plusieurs jours, en favorisant le déclenchement de systèmes convectifs ultérieures.

- Evolution du champ de pression

Le champ de pression de surface durant la phase de maturité d'une ligne de grains révèle une dépression de méso-échelle à l'avant du système, une surpression associée au courant de densité, et parfois une faible dépression à l'arrière du système. Les champs sont similaires, que le cisaillement soit faible ou fort, mais les gradients de pression de surface, et donc souvent la force des vents de surface, sont généralement plus forts dans des environnements avec un plus fort cisaillement.

Quand une ligne de grains devient asymétrique, le champ de pression de surface aussi se déforme.

- Evolution d'une ligne de grain : vue en coupe

Cette animation montre l'évolution idéalisée d'une ligne de grains typiqe dans une coupe verticale avec des échos radar et les nuages. Notez la pulsation répétée de nouvelles cellules à l'avant du système et le mouvement des cellules vers l'arrière, ce qui contribue à la croissance de la zone de précipitations stratiformes. Les courants ascendants et descendants sont également représentés.

passiion · 8 avril 2016

2.3 Caractéristiques

- Arcus

Comme l'air relativement chaud et humide est poussé vers le haut par le bord du courant de densité, une caractéristique menaçante appelée "arcus" peut être observée. Il annonce généralement une période de vents forts soufflant en rafales.

- Activité éléctrique

Comme pour tout orages accompagnés de manifestations électriques, la foudre est un risque probable. Cependant, la distribution de coups de foudre nuage-sol dans l'espace et le temps peut donner une information au prévisionniste à propos du type de système et de son évolution. Cela est particulièrement vrai avec les lignes de grains.

Comme on le voit dans ce modèle conceptuel, les impacts au sol négatifs (CG - ) dominent la région du noyau convectif du système. Les impacts au sol positifs (CG+ ) sont les plus courants sous la précipitation stratiforme et près de la région avant au niveau de l’enclume.

Un tel schéma peut être facilement vu dans les données satellitaires IR superposées avec des données de coups de foudre. Dans cette ligne de grains matures sur le sud de l'Iowa, notez la courbure de la zone dense de CG - et les CG+ dispersés dans la partie nord-ouest du système. Des vents violents, de la grosse grêle et des tornades se sont produites quand le MCS se déplaçait à travers l'état.

- Jet de flanc arrière

Lorsque la ligne de grains évolue dans son stade de maturité, la propagation des cellules convectives transporte vers l'arrière de l'air chaud en altitude. En outre, la partie plus profonde de la piscine d'air froid se prolonge également vers l'arrière, en réponse au champ de pluie en expansion vers l'arrière. Comme présenté en coupe transversale à travers une ligne de grains ci dessus, une piscine d'air chaud en altitude au dessus d'un bassin d'air froid à la surface produit une pression inférieure aux niveaux moyen et une pression plus élevée à la surface. Le champ de vent répond en divergeant au niveau de la surpression en surface et convergeant vers la basse pression à mi-niveau. C'est ce flux convergeant depuis l'arrière du système aux niveaux moyens qui crée le jet de flanc arrière (RIJ).

La force du RIJ dans un MCS est directement liée à la force des gradients internes de flottabilité du système créés par le contraste entre la fraîcheur de la piscine froide et la chaleur de l'ascendance.

Les schémas sur ci-dessus montrent deux environnements hypothétiques. La parcelle de surface soulevée en jaune est très instable dans l'exemple supérieure avec une valeur de -8, tandis que celle du bas est moins instable avec une valeur de -2. Ces différences d'instabilité contribuent aux différences importantes dans la résistance globale du système. Plus le contraste thermique est marqué entre la piscine froide et le courant ascendant chaud, plus le RIJ le sera. Il est important de noter que la virulence de la piscine d'air froid est directement liée au degré d'instabilité de l'environnement. De ce fait, la force du RIJ augmente généralement avec des quantités d'instabilité croissante de l'environnement. La tendance à avoir de l'air sec à mi-niveau contribue à la virulence d'un MCS et des dégâts dus au vent. Ces éléments seront décrits dans la section Bow-Echo.

Modifié 8 avril 2016 par passiion

passiion · 9 avril 2016

2.4 Cisaillement et courant de densité dans une ligne de grains

On en a déjà parler dans le module sur le cisaillement et les orages, donc on ne s'attardera pas sur les mécanismes de l'interaction courant de densité/cisaillement ici.

Des recherches caractérisants les environnements de faibles et fortes lignes de grains observées dans l'Oklahoma ont montrés que les environnements des deux lignes de grains présentent d' importants cisaillements verticaux du vent, en particulier en basse couche. L'ampleur du cisaillement, en moyenne, est plus forte pour les lignes sévères que pour les lignes non sévères. La CAPE pour les lignes de grains virulentes était significativement plus grande que pour les lignes non violentes. Ces résultats correspondent à une apparition plus fréquente des supercellules, d'arc en échos, et même d'orages ordinaire pulsatifs lorsque la flottabilité de l'environnement et / ou que le cisaillement sont plus élevés.

Compte tenu de l'instabilité suffisante, si l'hodographe montre un fort et profond cisaillement vertical du vent, vous savez que l'environnement est favorable pour des supercellules. Si, en plus de cela, vous pouvez identifier un forçage linéaire prometteur, vous devez prévoir la possibilité d'une ligne de supercellules. Rappelez-vous, cependant, que les interactions cellulaires au sein de la ligne peuvent avoir tendance à réduire la possibilité de supercellules à de nombreux endroits, vous aurez donc besoin de regarder l'hodographe et l'orientation du forçage pour anticiper les mouvements des cellules et du MCS.

Notez que lors de l'estimation du cisaillement vertical d'un environnement favorable aux ligne de grains, c'est la composante de cisaillement de bas niveau perpendiculaire à l'orientation de la ligne qui est la plus critique pour le contrôle de la structure de ligne de grains et son évolution. Par exemple, dans le graphique ci dessous, les trois lignes de grains évoluent dans des environnements avec des profils de cisaillement identiques. Pourtant, à cause de leurs orientations, elles ne seront pas susceptibles d'évoluer de la même manière. La ligne supérieure, parce que la composante de cisaillement est entièrement perpendiculaire à la ligne, sera probablement un système solide, à longue durée de vie. La ligne en bas, d'autre part, n'a pas de cisaillement perpendiculaire à la ligne, de sorte qu'elle sera, toutes choses étant égales par ailleurs, comme dans un environnement sans cisaillement et plus faible, de plus courte durée. La ligne du milieu est entre les deux autres exemples, et devrait donc évoluer vers un système faible à modérée qui dure plus longtemps que la ligne du bas.

- Régimes de cisaillement

La hauteur du niveau de convection libre (LFC) a également un effet significatif sur la résistance et la longévité du système. Les Systemes dans des environnements avec un haut LFC ont besoin de plus de forçage à la pointe de la piscine d'air froid pour continuer à former de nouvelles cellules que les systèmes dans des environnements à faible LFC. Ainsi, pour un cisaillement donné, un système est susceptible d'être plus fort et plus long dans un environnement à faible LFC que dans un environnement à haut LFC. Ces tableaux fournissent des lignes directrices pour la quantification de la résistance au cisaillement par rapport à la force de la piscine froide et la hauteur du LFC.

- Modèle conceptuel VS réalité

Bien sûr, il est important de reconnaître que les lignes de grains ne se développent pas de manière isolée de toutes les autres caractéristiques méso-échelle et synoptiques qui peuvent influer de manière significative leur évolution. Par exemple, un front froid peut continuellement redéclencher une ligne de grains, même en l'absence de cisaillement important aux bas niveaux. Ce processus peut augmenter considérablement la durée de vie de la ligne de grains au-delà de ce qui serait attendu sur la base de simples interactions piscine froide / cisaillement. En outre, des conditions de cisaillement et de flottabilité favorables aux MCS ne se produisent pas au hasard, mais le plus souvent se développent à la suite de certains schémas synoptiques particuliers.

Comme le montre cet exemple, l'évolution de la ligne par rapport à un mécanisme de forçage linéaire, tel qu'une ligne sèche, est assez complexe. Lors de la première bouffée d"orages, la relation tend à être la plus claire avec des cellules se formant sur ou à l'avant du forçage. Cependant, une fois la ligne de grains formée, elle crée son propre front de rafales, et l'évolution ultérieure du système devient plus compliquée. De nombreux facteurs s'ajoutent, y compris le cisaillement environnemental du vent et des profils de stabilité,la microphysique des orages de la ligne de grains qui affectent la «froideur» de la piscine froide, etc. Le front de rafale du système peut rester avec la ligne, ou avancer bien avant la ligne d'origine où il peut déclencher de nouveaux orages. En dépit de ces complications dans le monde réel, il y a quelques concepts de comportement de ligne de grains qui sont dignes de discussions.

Modifié 9 avril 2016 par passiion

passiion · 12 avril 2016

2.5 Mouvement d'une ligne de grains

Pour tous les types de lignes de grains, le mouvement de la ligne est le résultat à la fois de l'advection des cellules individuelles au sein de la ligne et de la propagation due au déclenchement de nouvelles cellules. La vitesse de propagation globale de la ligne de grains entière tend à être contrôlée par la vitesse du courant de densité où de nouvelles cellules sont constamment déclenchées le long du front de rafales. Aux latitudes moyennes, où un air sec aux niveaux moyens est presque toujours disponible, une vitesse moyenne de la piscine d'air froid est de l'ordre de ~ 20 m / s . Presque tout le monde a connu des vents froids, souvent rafraîchissants qui accompagnent le passage d'un orage. Cependant, avec des systèmes organisés ces vents deviennent beaucoup plus forts et potentiellement dommageables, comme on le verra plus tard.

- Mouvement des grandes lignes

Dans les lignes de grains composées de cellules principalement ordinaires, chaque cellule va généralement se déplacer avec le vent moyen sur la tranche 0-6 km, avec de nouvelles cellules se déclenchant en aval du système, le long du courant de densité. Pour les lignes de grains très longues (plus de 200 km de longueur), des cellules individuelles peuvent se déplacer en faisant un angle avec la ligne, mais le mouvement net de la ligne reste généralement perpendiculaire à son orientation initiale, indépendamment de la direction du vent moyen ou du vecteur cisaillement du vent moyen.

- Mouvement des lignes courtes

Cependant, pour des lignes plus courtes ( ou la zone de fortes précipitations est inférieure à environ 100 km ), les systèmes ont tendance à se réorienter dans le temps pour devenir perpendiculaires au vecteur cisaillement de basse couche. Les lignes se propagent ensuite dans la direction du vecteur cisaillement pendant que de nouvelles cellules sont plus facilement déclenchées le long du front de rafales à l'avant.

- Formation par l'arrière

Le mouvement du système peut également être affecté par les variations des conditions environnementales le long de la ligne de grains. Par exemple, plusieurs cellules peuvent être déclenchées dans les régions où la CAPE est plus forte et/ou le LFC est plus faible, ce qui favorise la propagation de la ligne de grains vers la région avec des conditions environnementales plus favorables. Cette image montre un scénario commun où les cellules sont d'abord initiées au nord où l'inhibition convective (CIN) est plus petite, mais au fil du temps les cellules sont déclenchées au sud-ouest, là ou le front de rafales croise la limite pré-existante. Cette configuration peut conduire à une configuration " back building."

"Back building" fait référence à la situation où la convection se développe constamment sur la face arrière d'un MCS ou d'un orage. Les systèmes qui se forme par l'arrière peuvent rester stationnaires causant des phénomènes d'inondations.

passiion · 13 avril 2016

3.1 Bow-echo

- Qu'est ce qu'un bow echo ?

Une des formes les plus importantes et les plus intrigantes d'organisation convective à méso-échelle est l'écho en arc. Les Bow échos sont relativement petits (20-120 km), en forme d'arc de cellules convectives qui sont connus pour la production de rafales de vent destructrices.

En 2004 Klimowski et ses coauteurs ont défini un écho en arc comme une signature radar non transitoire en forme de croissant avec un gradient de réflectivité serré sur le bord d'attaque. Notez que cette définition n'est pas spécifique à la taille, la durée ou l'évolution du système, mais à sa forme et son association avec des vents forts.

Fujita a été parmi les premiers à documenter l'évolution des bow échos. Un écho en arc commence souvent par une forte cellule isolée ou une petite ligne de cellules qui évolue en un segment en forme d'arc sur une période de quelques heures. Dans les premières phases, les tourbillons de fin de ligne ( cycloniques et anticycloniques ), appelés bookend vortices en anglais, sont évidents aux extrémités nord et sud de l'arc ( voir schéma ). Des recherches récentes indiquent que, bien que la plupart des échos d'arc vivent plusieurs heures, la phase de formation de l'arc se déroule souvent très rapidement.

3.2 Evolution d'un bow écho

Ressemblant aux modèle des lignes de grains, ce modèle conceptuel montre une zone de faible écho derrière le noyau principal de l'arc, considéré comme un "Rear inflow notch" (RIN) ou entaille de flanc arrière. Cette encoche signifie souvent l'emplacement d'un fort RIJ. Des précautions doivent être prises lors de l'interprétation de l'imagerie radar en utilisant des données de vitesse Doppler si possible afin de vérifier qu'il existe une forte circulation près de l'encoche. Dans certaines cas,l'affaiblissement de la réflectivité qui laisse penser à une encoche est juste provoquée par l'atténuation du faisceau! Tout comme une ligne de grains courte, si un écho en arc persiste pendant plus de trois à quatre heures, la force de Coriolis va intensifier le tourbillon du Nord au détriment du tourbillon sud créant l'évolution asymétrique souvent observée.

- Taille et intensité

Les Bow échos suivent l'évolution symétrique à asymétrique des ligne de grains, mais à plus petite échelle. Leur intensité extrême est due en grande partie à leur taille relativement petite. En particulier, la plus petite distance entre les tourbillons de fin de ligne améliore l'effet de focalisation du flux de niveau intermédiaire entre les tourbillons, ce qui peut renforcer de manière significative le RIJ. La descente de ce jet à la surface produit des vents de surface extrêmes. Il est important de se rappeler que les échos en arc sont généralement un indicateur de vents intenses, pas un prédicteur. L'écho à la forme arquée en raison d'un flux intense concentré à l'arrière du système.

Modifié 13 avril 2016 par passiion

passiion · 14 avril 2016

3.3 Caractéristiques

Une coupe verticale à travers le noyau d'un bow echo représente un fort courant ascendant dressé verticalement à l'avant du système. Il y a aussi un fort RIJ aux niveaux moyens partant de l'arrière du système jusque derrière le courant ascendant. Puis il descend brusquement et se propage le long de la surface. Au-dessus du RIJ, le courant vers le haut s'incline vers l'arrière dans la zone de précipitations stratiformes.

Comparez le modèle conceptuel à ces sections radar de réflectivité et de vitesse radiale à travers un bow echo. A noter que dans ce cas, le radar est à la gauche de l'orage qui s'éloigne du radar. La section de réflectivité montre une très forte zone convective profonde à la pointe du système avec très peu de précipitations stratiformes. Dans l'image de vitesse radiale, le RIJ reste très élevé ( ~ de 3 km) tout le long du trajet avant de plonger vers la surface. En outre, le courant ascendant du système est très vertical (représenté par la zone grise avec un soupçon de vert, qui est incliné légèrement vers l'arrière). Tous ces facteurs indiquent que le cisaillement vertical du vent était fort ce jour-là.

Le champ de pression est caractérisée par une forte hausse de pression à la surface, associée à la piscine d'air froid, et une forte sous pression à moyenne altitude. Parce qu'ils ont tendance à se produire lorsque les valeurs de CAPE sont grandes, les bow échos ont des ascendances exceptionnellement "chaudes" au-dessus du courant de densité. La piscine chaude en altitude combinée avec la piscine froide de surface contribue au développement d'un RIJ exceptionnellement fort.

- RIN ( rear inflow notch )

Comme mentionné dans la discussion du modèle conceptuel, il y'a une caractéristique de réflectivité créée par la RIJ appelée "l'encoche d'entrée arrière" ou RIN. La détection d'un RIN peut être utile pour identifier le potentiel accru de vents forts au sein d'une structure arquée. (NOTE, l'absence d'un RIN ne signifie pas qu'il n'y aura pas de forts vents de surface.) L'analyse de ces deux événements ont montré que, dans les deux cas, le RIJ est descendu et a crée des vents violents de surface.

passiion · 15 avril 2016

3.4 Evolution d'une supercellule en bow echo

Cette figure montre l'évolution typique d'une supercellule isolée en un écho en arc. Les supercellules sont parfois observées dans la structure d'un bow echo plus grand. Dans certains cas, une supercellule isolée va évoluer directement en un écho en arc lorsque la supercellule se déstructure ( augmentation du RFD ). Cette évolution a été particulièrement observée avec les supercellules HP (fortes précipitations) .

3.5 Cisaillement associés aux bow échos

De nombreuses études d'observation et de modélisation ont montrés que de puissants échos en arc sont plus susceptibles de se former avec un cisaillement de bas niveau modéré à fort combiné à une très haute CAPE. Des études climatologiques montrent que le LI dans les environnements d'un arc en écho est en moyenne d'environ -8 (cela indique généralement une valeur de CAPE> 2500 J / kg). Les environnements des bow echos et ceux des supercellules se chevauchent beaucoup. Les bow échos sont souvent des évolutions de supercellules en fin de vie. Parce qu'ils se produisent dans des environnements proches en terme de cisaillement ou de CAPE, il existe de nombreux exemples d'échos en arc présents avec des supercellules. Souvent, les deux types d'orages produisent des phénomènes météorologiques violents eux-mêmes ( vents violents, tornades.. ), et continuent d'en produire pendant et après leur fusion.

Cet environnement à produit à la fois un bow écho et une supercellule.

Bien qu'il y ait chevauchement, une distinction entre les deux types d'environnements peut être faite à des fins de prévision. Les bow échos sont le type d'orage préféré lorsque le fort cisaillement vertical est limité aux plus bas niveaux ( 2 à 3 km ) et les supercellules sont favorisées lorsque le cisaillement vertical du vent est fort et profond (s'étendant au moins à 4-6 km de haut).

Cet environnement à produit seulement un puissant bow écho.

- Mouvement d'un bow echo

Comme les lignes de grains courtes, les échos en arc ont tendance à se propager dans la direction du vecteur de cisaillement vertical moyen à basse altitude, et à une vitesse contrôlée par la vitesse du courant de densité. Etant donné que les courants de densité des échos en arc sont souvent extrêmement forts, il est important de noter que la vitesse de propagation est souvent beaucoup plus rapide que les cellules ou les systèmes à proximité.

Les bow échos peuvent êtres à la fois comme des systèmes relativement isolés et comme des substructures au sein de systèmes convectifs plus grands. Comme mentionné précédemment, lorsque plusieurs échos en arc se développent dans une ligne de grains, la signature radar est souvent désignée comme un LEWP ( ligne d'échos en vague ). Si l'impact cumulatif des vents violents de ces événements couvre une assez large zone, ces structures multiples et/ou persistante peuvent évoluer en Derecho.

Multiples bow échos au sein d'une structure plus vaste.

Modifié 18 avril 2016 par passiion

passiion · 18 avril 2016

3.6 Qu'est ce qu'un Derecho ?

Les MCS à longue durée de vie qui produisent une zone vaste et quasiment continue de vents violents sont appelés des derechoes. C'est un mot espagnol, qui peut être traduit comme signifiant «tout droit». Pour être classé comme un derecho un système convectif doit produire des dommages dus au vent, consécutifs à des rafales convectives supérieures à 26 m/s ( ~90 km/h ) dans un aire concentrée d'au moins 400 km de long. Les rapports de vents violents doivent présenter une progression chronologique et il doit y avoir au moins trois rapports de dommages liés à des rafales convectives supérieures ou égales à 120 km/h séparées par au moins 64 km. En outre, pas plus de trois heures ne doivent s'écouler entre les rafales supérieur à 90 km/h. Ces critères sont donc très restrictifs.

Derecho progressif et en série

Dans leur article de 1987, Johns et Hirt ont classés les Derechoes en 2 types, progressifs et en série . Les Derechoes "progressifs" sont généralement caractérisés par un système en forme d'arc unique qui se propage vers le nord, mais parallèlement à une faible limite stationnaire orientée est-ouest. Les Derechoes en série ( LEWP ) sont composés d'une série d'écho en arc le long d'une ligne de grains, ils sont généralement situés dans le secteur chaud d'une dépression d'échelle synoptique.

3.7 Les bow échos et les tornades

Au cours des premières années des années 2000, de nombreuses études d'observation et de modélisation ont étudiés la relation entre les échos en arc et les tornades. Le cisaillement élevé et la zone très barocline à la pointe d'un MCS est un environnement riche en vorticité où l'étirement vertical lié à l'intense convection à l'avant de la ligne peut générer de nombreuses circulations, dont certaines deviennent tornadiques. Les études ont montrés de façon consensuelle que les tornades sont particulièrement favorisées au nord de la structure arquée. Ainsi, en plus de la ligne centrale de vents violents, c'est une partie particulièrement dangereuse de l'arc. Il est important de se rappeler que, comme dans les exemples illustrés ci dessous, de nombreuses circulations peuvent être observées dans les données de vitesse Doppler, mais seulement quelques-unes de ces circulations produisent des tornades. Dans l'exemple, à ce moment, cinq circulations sont identifiées, mais seulement C2 et C3 ont produits des tornades.

3.8 Environnement synoptique et local des Bow-echos et des Derechoes

- Synoptique

Ces deux graphiques représentent deux schémas synoptiques classiques associés à des systèmes d'écho en arc et de derechoes. À une extrémité du spectre des environnements, il y'a ceux qui se produisent généralement en saison chaude avec une limite frontale est-ouest faiblement active. À l'autre, il y'a le puissant forçage synoptique associé au déplacement d'un cyclone des latitudes moyennes. Le premier mode est presque toujours associé à des valeurs élevées de CAPE, tandis que le modèle fortement forcé est accompagné par différents régimes de CAPE (en grande partie en fonction de la saison dans laquelle ils se produisent). La carte d'altitude à 500 et 700 hPa associés aux systèmes d'écho en arc ont un fort gradient de point de rosée, indicatif d'une région d'air sec à moyenne altitude. Comme mentionné précédemment, l'air sec améliore le refroidissement par évaporation, ce qui entraîne des flux subsidents plus forts et potentiellement des vents de surface destructeurs couramment observés avec des échos en arc.

- Local

Des recherches récentes utilisant des observations radar de l'évolution rapide des échos en arc indiquent que sur les données locales de radar de surveillance à grande échelle, certains scénarios spécifiques peuvent être particulièrement utiles pour anticiper la formation d'un Bow écho. Comme le montre cette figure, l'évolution des cellules conduisant à la formation d'écho en arc est classée en trois catégories, 1) cellules faiblement organisées, 2) lignes de grains, et 3) supercellules. Le mode le plus courant était l'évolution à partir de cellules faiblement organisées. Le deuxième le plus probable était la survenue au sein d'une ligne de grains. C'est ce type de bow echo au sein d'une ligne de grains qui ont la plus longue durée de vie ( plus de 3 h en général ). Enfin, dans 15% des cas, un écho en arc se forme à partir d'une supercellule comme décrit précédemment. Ce mode d'évolution conduit à des vents forts accompagnés de très gros grêlons.

Le plus remarquable, comme indiqué sur le côté droit de chaque catégorie, est la tendance des orages à s'arquer" suite à des fusions de cellules. Environ 50% de l'ensemble des bow échos étudiés se sont formés immédiatement après une fusion d'orages pré-existants observée au radar! Il y'a aussi une tendance des bow echos pour se former le long et / ou se déplacer parallèlement à des limites de surface. Ces deux observations sont probablement liées parce que nous savons que le mouvement des orages varie dans le voisinage des limites de surface à méso-échelle, parce que les orages évoluent dans différents environnements de cisaillement du vent vertical, et les mouvements différentiels des cellules dans une zone favorisent les fusions cellulaires.

Comme mentionné précédemment dans ce module, les structures arquées sont un indicateur de vents forts déjà en cours. Pour prévoir des vents violents associés à des structures arquées, vous devez d'abord savoir si votre environnement à grande échelle prend en charge la possibilité qu'un bow se forme (par exemple, en termes de synoptiques, la flottabilité, et le cisaillement). Puis, en second lieu, dans la phase de surveillance, vous pouvez suivre la fusion des orages et prêter une attention particulière aux orages dans le voisinage des limites à méso-échelle.

Modifié 18 avril 2016 par passiion

passiion · 19 avril 2016

4.1 MCC ( Complexe convectif de méso-échelle )

Les MCCs sont une forme encore plus grande d'organisation convective que celles dont nous avons parler plus haut . C'est Maddox en 1980 qui a attirer l'attention sur cette classe de grands systèmes convectifs. Un système est classé comme MCC en fonction de ses caractéristiques de taille et de durée identifiées dans l'imagerie infrarouge par satellite. Les caractéristiques physiques d'un MCC comprennent un bouclier nuageux général avec une zone continue de températures inférieures à -32 ° C sur une superficie> = 100.000 km², et avec une région intérieure où les sommets ont des températures inférieures à -52 ° C sur une superficie> = 50.000 km². Ceci correspond à un diamètre moyen de ~ 600 km.

Ces critères de taille doivent être satisfaits pendant au moins six heures ou plus ( avec un critère d'excentricité d'au moins 0,7 ). Maintenant que les radars météorologiques sont plus fréquents, nous avons appris que beaucoup de structures orageuses différentes se produisent dans ces énormes boucliers nuageux ( lignes de grains, LEWP.. ). En outre, de nombreux MCS, dont certains sont assez grands et de longue durée, n'atteignent jamais la taille et la durée pour remplir les critères précis du MCC. Voilà pourquoi le terme MCS est maintenant plus communément utilisé pour décrire toute la gamme des systèmes convectifs organisés. Néanmoins, parce qu'ils ont été documentés et quantifiés en utilisant l'imagerie par satellite, les MCCs restent une structure utile pour l'étude et la reconnaissance.

https://cimss.ssec.wisc.edu/goes/blog/archives/6337

- Environnement synoptique

Les MCCs sont le plus souvent observés la nuit, dans des zones où la couche limite est stable. Des études observationnelles suggèrent que la structure des MCCs et leur évolution sont plus dépendantes des interactions avec les forçage à grande échelle que l'évolution que nous avons décrit pour la ligne de grains et autres MCS. Plus précisément, des études de cas ont montré que l'initiation d'un MCC est généralement associée à une faible zone frontale de grand échelle et à la progression vers l'est d'un faible creux d'altitude qui dispose d'un maximum de tourbillon associé dans la troposphère moyenne. Les MCCs ont tendance à se produire sur le côté anticyclonique d'un jet , dans un endroit où un jet de bas niveau apporte de l'humidité dans la région de la genèse.

En 2000, les auteurs Laing et Fritsch ont publiés un document examinant les environnements propices aux MCCs dans quatre régions en dehors des États-Unis, y compris l'Afrique, l'Australie, la Chine, et en Amérique du Sud. Ils ont conclu que les environnements sont très similaires en termes de dynamique et de thermodynamique.

- Cycle de vie d'un MCC

Le cycle de vie d'un MCC est classé suivant quatre étapes: 1) Genèse, 2) Développement, 3) maturité, et 4) dissipation. Ces étapes pourraient tout aussi bien s'appliquer à tout MCS. Au cours de la genèse d'un MCC, les structures convectives qui composent le futur MCC peuvent inclure plusieurs lignes de grains, des bow échos, ou des cellules convectives isolées, chaque système faisant son propre cycle de vie, et chaque système participant à l'extension de la piscine d'air froid et de l'enclume. Au cours des étapes ultérieures de l'évolution, une grande région stratiformes de précipitations domine le MCC. Une étude d'observation de MCCs par McAnelly et Cotton a montré que, en moyenne, les MCCs se forment de 10 à 12 heures après l'initiation de la convection, le temps que le système atteignent les critères de taille minimale.

4.2 Du MCC au MCV

Le champ de vent dans les étapes ultérieures d'un MCC se caractérise par des flux anticycloniques divergents près de la surface et en altitude au sein de l'enclume, avec un écoulement cyclonique convergent aux niveaux moyens. Ce flux cyclonique de niveau intermédiaire est souvent désigné comme un MCV - vortex convectif de méso-échelle (ou parfois MVC ). Ceux-ci peuvent être générés par un grand MCS, y compris les MCCs, et sont susceptibles de survivre au-delà de leur système mère quand le cisaillement vertical de vent de l'environnement est faible. Ces conditions sont souvent rencontrées dans les derechoes, sous une crête de grande échelle.

Les tourbillons cycloniques de niveau intermédiaire, tel que documenté par Trèves et ses coauteurs dans un article de 2000, ont fréquemment déclenchés des développements convectifs ultérieures. En fait, 9 des 16 MCV qu'ils ont observés dans le centre des Etats-Unis au cours de la saison chaude de 1998 ont initier la convection profonde ultérieurement.

- Convection élevée

La source de flottabilité pour tout MCS / MCC peut provenir de la couche limite, comme dans beaucoup de cas en saison chaude.

Ce module a surtout mis l'accent sur les MCS qui se nourrissent de l'instabilité à la base de la couche limite. La convection élevée est une cause particulièrement fréquente de MCCs et MCS nocturne qui se forment bien au nord des fronts de surface. Les détails de la prévision d'orage élevé vont au-delà de la portée de ce module, mais il est important dans ce contexte de préciser que la prévision des MCS qui se forment à la suite de la libération d'instabilité en altitude est un défi de prévision particulièrement difficile. Les concepts d'équilibre entre piscine d'air froid/cisaillement vertical discutés pour la convection liée à la couche limite dans ce module ne sont pas applicables à des systèmes avec des sources de flottabilité élevées.

Profil à convection élevée

4.3 Menaces associées aux MCCs

Les MCCs durent souvent entre 6 à 12 heures et sont surtout connus pour la production de fortes pluies et d'inondations. Les MCCs sont également associés à des vents violents, de la grêle et des tornades, habituellement pendant les premières phases de leur évolution. Cela est logique parce que de nombreux systèmes nocturnes qui atteignent la taille et la durée requise des MCC découlent de MCS formés plus tôt. En raison de leur taille, leur durée et du risque de foudre, les MCCs sont une menace importante pour l'aviation.

Les études sur les MCCs du monde entier ont conclus qu'ils se produisent en effet un peu partout dans le monde, à la fois sur les surfaces terrestres et océaniques. Parce qu'ils sont si communs et génèrent tant d'échanges de chaleur et d'humidité et sont responsables de la production excessive des précipitations, les MCCs sont une partie importante du cycle hydrologique mondial.

Modifié 19 avril 2016 par passiion

passiion · 22 avril 2016

5. En conclusion

Arrivés au bout de ce chapitre sur les systèmes convectifs de méso-échelle, j'aimerais faire quelques précisions en me basant sur cette publication de Houze : http://onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/2004RG000150/full

Le soulèvement et la formation de nouvelles cellules convectives à l'avant ou sur n'importe quelle autre partie d'un MCS structuré et mature, est relativement différente de ce qui se passe dans les cas idéalisés de simples multicellulaires. Dans le cas d'un système convectif qui est assez massif pour agir comme une source de chaleur stable sur l'environnement, cette énergie est propagée vers l’extérieur du système par des ondes de gravité, et stratifient les couches à proximité.

On se retrouve donc avec toute une couche d'air qui est soulevée au dessus du courant de densité ( et pas simplement des courant ascendants qui sont forcés depuis la couche limite comme dans le modèle classique ). Certainement que dans les premiers stades, la convection a bien sa source dans la couche limite, mais une fois que le système s'est organisé assez massivement pour produire une source de chaleur locale, la dynamique est régie par un rééquilibrage constant via des ondes de gravité.

Dans des études sur des systèmes réels, cette couche soulevée obliquement variait de 1 à 5 km d'épaisseur, donc plus épaisse que la couche limite (1). Cette couche est en instabilité convective potentielle mais conserve bien sa structure cohérente de couche en pénétrant dans le système (2). Une fois entrée dans le MCS, l'instabilité de cette couche serait libérée par des phénomènes d'ondes de gravité piégée. Ce phénomène d'onde serait d'ailleurs également responsable de certains saut dans la propagation des MCS, alors mêmes que le front de rafales du système n'est clairement pas responsable (3).

1.

2.

3.

D'un autre côté, n'ont été présentés ici qu'un panel limité de structures de méso-échelle, mais la diversité de ces dernières est quasiment infinies, il faudra donc savoir interpréter des éléments généraux dans des contextes précis. Un MCS peut aussi se présenter sous la forme d'un amas peu structurés de cellules se développant aléatoirement.

On le voit donc, la complexité des systèmes orageux s'écarte très largement du cas type de la cellule isolée que l'on a pu voir dans le chapitre 1.

Fin du chapitre 6.

MetED & Houze.

Modifié 22 avril 2016 par passiion

passiion · 24 avril 2016

Partie 7 : La grêle

Image : Wikipedia

1. Formation

La croissance des grêlons dépend d'interactions complexes entre les mouvements dans un orage et les particules qui le compose. La grêle croît principalement via la captation de gouttelettes nuageuses ou gouttes de pluies en surfusion. Quelques particules de glace sont présentes dans le courant ascendant d'un orage en raison d'une petite quantité de noyau de congélation, toutefois la majorité des hydrométéores qui compose l'ascendance restent en surfusion jusqu'à des températures très basses ( ~-30/40°C). Après une dizaine de minutes de croissance par dépôt de vapeur ( effet Bergeron ), les cristaux de glace deviennent assez lourds chuter par rapport aux gouttelettes en surfusion qui gèlent immédiatement après être rentrées en contact avec la particule de glace. Cette collection de gouttelettes conduit à la formation d'une particule de neige roulée ( ou graupel, voir photo plus bas ). A mesure qu'elle deviennent plus grosse, les particules de neige roulée captent de plus en plus de gouttes qui gèlent instantanément, conduisant à la formation d'une couche de glace de faible densité ( opaque ). Si la croissance continue, la particule de glace voit sa température augmenter jusqu'au environs du 0°C en raison de l'énergie libérée lors de la fusion ( chaleur latente de fusion ), et de sorte que les gouttes ne gèlent plus instantanément au contact de la particule. L'air à le temps de s'évacuer avant que l'eau ne gèle, ce qui conduit à la formation d'une couche de glace plus dense et transparente. La croissance peut se poursuivre tant que le grêlon est maintenue dans une zone ou la concentration en eau surfondue est importante. La taille finale que le grêlon peut atteindre est une fonction de la concentration d'eau surfondue dans la région ou le grêlon a résider. Le temps que dure cette résidence dépend de la virulence du courant ascendant et de la capacité du grêlon à faire plusieurs excursions autour du courant ascendant. La vitesse de chute de la grêle en fonction de sa taille est donnée en m/s dans la figure ci dessous.

Les conditions idéales pour la croissance de la grêle sont atteintes quand la vitesse de chute du grêlon compense à peu près la vitesse de l'ascendance, lorsque des particules de glace entrent dans le courant ascendant, dans une zone ou la concentration en eau surfondue est élevée. Dans ce scénario, la grêle peut grossir de façon efficace pour un long moment. Les grêlons peuvent atteindre un diamètre de 10 cm ou plus si le courant ascendant est intense, et finalement, les grêlons tombent lorsque leur vitesse de chute dépasse celle du courant ascendant.

Si la chute des particules de glace est faible et que le courant ascendant est très puissant (>35 m/s ), les particules peuvent simplement traverser l'ascendance et être éjectée vers l'enclume. Si le grêlon est éjecté en altitude, certaines trajectoires pourront le faire retomber dans le courant ascendant et répéter le processus jusqu'à ce que sa taille soit assez élevée pour qu'il chute. Les grêlons qui subissent plusieurs excursions verticales ont souvent plusieurs couches distinctes ( transparentes/opaques ) en raison de leur passage dans des régions de différentes teneur en eau liquide. En résumé, la croissance d'un embryon jusqu'à la taille de grêlon dépend de paramètres complexes entre les mouvement et la microphysique. Si l'ascendance est trop forte, le grêlon est éjecté, et si il est trop faible, le grêlon peut tomber prématurément.

Particule de neige roulée ( aussi appelée graupel ) - www.geocaching.com -

La taille du grêlon qui atteint le sol dépend aussi du taux de fonte qui se produit lors de la chute sous la base du nuage. Si l'altitude du niveau de fonte est élevée et que le grêlon tombe au travers du courant ascendant, un taux de fonte important peut se produire avant que le grêlon ne touche le sol. Un taux de fonte moins élevé se produit lorsque le grêlon tombe hors de l'ascendance, dans un environnement sec et/ou avec un niveau de fonte bas. Plus le niveau de T'w 0°c est bas, moins la fonte sera importante.

Les grêlons peuvent aussi tomber à travers un courant descendant, dans ce cas ils tombent plus vite et fondent moins, toutes choses étant égales par ailleurs, car moins de temps est disponible pour la fusion.

Modifié 28 avril 2016 par passiion

passiion · 26 avril 2016

2. Prévision du risque de grêle

D'après la discussion qui précède, il est évident que la prévision de la taille des grêlons atteignant la surface est compliquée, puisqu'elle nécessite la connaissance de nombreux processus non observables. Tout ce qui est prévisible est une estimation grossière de la vitesse maximale du courant ascendant ( basée sur la CAPE et le cisaillement ) et du degré de fonte que les grêlons subiront une fois qu'ils quitteront la base du nuage ( basée sur l'altitude de la T'w 0°C ). Comme précisé dans le paragraphe 1, même un courant ascendant puissant ne garanti pas une formation de gros grêlons dans le nuage, à cause de l'importance que jouent les trajectoires des hydrométéores dans le nuage et de la quantité d'eau en surfusion. Et même si des gros grêlons se forment dans le nuage, il n'est pas garantie qu'ils atteignent le sol, suivant la façon dont ils vont tomber et des conditions qu'ils vont rencontrer durant leur chute ( fonte marquée, chute dans l'ascendance etc ). La CAPE et le niveau de T'w 0°C sont les paramètres les plus utilisés dans la prévision du risque de grêle. Malheureusement, les observations montrent que la taille des grêlons est mal corrélée à ces deux paramètres ( probablement à cause de toutes les interactions complexes citées dans la partie 1. A mesure que le cisaillement augmente, les trajectoires des grêlons ou des embryons deviennent très complexes ). De plus, la CAPE n'est pas toujours une très bonne estimation de l'intensité que les courants ascendants auront dans la réalité. Son utilité diminue à mesure que les conditions s'écartent de la théorie de la particule. Cependant, des études ont mis en évidence que le niveau préférentiel de croissance de la grêle se situe entre les isothermes -10/-30°C dans le nuage . Il serait donc judicieux de considérer la CAPE de façon particulière dans cette zone, en s'aidant d'un radiosondage par exemple.

Bien que, individuellement, l'utilité de la CAPE, du niveau T'w 0°C et du cisaillement est limitée, le fait de les considérer ensemble est probablement la meilleure stratégie de prévision pour la grêle. Une forte CAPE ( d'une manière générale, une forte accélération verticale, en particulier au niveau -10/-30°C ), un fort cisaillement et un niveau T'w 0°C bas est favorable à de la grosse grêle.

http://thevane.gawker.com/

Fin de la partie 7.

Source : Mesoscale meteorology in midlatitudes - Paul M. Markowski. & NOAA

Modifié 1 mai 2016 par passiion

dada · 26 avril 2016

Merci pour toutes ces infos ! :thumbsup:

J'ai une petite question : comment peut-on être sûr qu'en utilisant de l'iodure d'argent pour faire pleuvoir pour éviter la grêle, on ne va pas justement la provoquer ?

C'est une question d'altitude ? Mais si il y a de forts courant ascendants, il n'y a pas un risque quand même ?

Bonne journée

passiion · 27 avril 2016

Merci pour toutes ces infos !
J'ai une petite question : comment peut-on être sûr qu'en utilisant de l'iodure d'argent pour faire pleuvoir pour éviter la grêle, on ne va pas justement la provoquer ?

C'est une question d'altitude ? Mais si il y a de forts courant ascendants, il n'y a pas un risque quand même ?

Bonne journée

Merci

Bonne question. Il est vrai qu'on utilise parfois encore de l'iodure d'argent pour lutter contre la grêle. Il existe aussi des canons anti-grêle qui propagent des ondes de choc ( ça fait un sacré boucan! ) censées perturber la formation des gros agrégats de glace dans le nuage. Par exemple :

Néanmoins, aucune de ces deux techniques n'ont pu démontrer leur efficacité. Dans un orage, il existe déjà des ondes de choc bien plus vastes ( le tonnerre ) liées à l'activité électrique dans le nuage, et cela n'a pas l'air d'être néfaste à la formation de la grêle. L'iodure d'argent, par contre, aurait un impact réel en augmentant le nombre de noyaux de congélation disponible ( embryons potentiels pour la grêle ). Cela dit, aucune preuve scientifique d'un effet minimisant sur la grêle n'a pu être mis en évidence. L'OMM a d'ailleurs publier un petit document sur ce genre de pratique. Le paragraphe sur la grêle dit ceci :

Des technologies d'ensemencement glaciogéniques ont été utilisées sur le plan opérationnel dans de nombreuses régions du monde afin de réduire les dommages liés à la grêle. L'évaluation des résultats a été difficile et l'efficacité reste controversée. Des tentatives de supprimer la grêle avec des noyaux hygroscopiques ont été réalisées, mais n'ont pas donné de résultats tangibles.

Certaines méthodes, telles que les canons anti-grêle ou les dispositifs d'ionisation n'ont aucune base physique et ne sont pas conseillés.

http://www.wmo.int/pages/prog/arep/wwrp/ne...es_approved.pdf

Pour ceux qui auraient lus les deux posts précédents sur la grêle, on voit qu'il y'a d'autres facteurs que la disponibilité en embryons qui entrent en jeu. Personnellement, je dirait qu'au mieux ça n'a aucun effet, au pire ça peut créer l'inverse de l'effet escompté.

passiion · 28 avril 2016

Partie 8 : Vents violents non-tornadiques sous orage

1. Introduction

Les vents violents non-tornadiques sous orage sont pratiquement toujours liés au refroidissement créé par les précipitations ( évaporation, fonte ) durant leur chute. Une exception faite, dans certains cas, certaines supercellules peuvent être si intenses qu'elles génèrent un puissant vent vers l'orage ( inflow ) qui peut faire des dommages. Cette exception mise de côté, les vents destructeurs liés au flux sortant de l'orage peuvent être dû à des downburst - ou rafales descendantes en français - ( violent flux vertical qui atteint le sol et créer de forts vents généralement divergents autour du point d'impact ) ou alors à un gradient de pression horizontal entre le courant de densité d'un système orageux et l'environnement à l'avant, qui peut créer de forts vents sans nécessiter de forts courants descendants. Ce dernier cas tend à se produire après que plusieurs courant de densité provenant de plusieurs cellules aient fusionnés, conduisant à l'approfondissement du bassin d'air froid et à une hausse de pression en surface ( cf. http://img15.hostingpics.net/pics/702048zerf.png ). Les vorticités qui se forment à l'avant du courant de densité peuvent aussi contribuer aux vents violents.

En ce qui concerne les downbursts, les rafales en surfaces peuvent être dû à un intense courant descendant, ou à un courant descendant relativement faible mais qui transporte du moment cinétique depuis plus haut ( par exemple, rapprocher un vent violent en altitude près de la surface ).

Dans le cas des cellules orageuse isolées, la prévision du risque de forts vents en surface requiert d'identifier la présence ou non d'un environnement capable de conduire à la formation d'intenses courant descendants.

Dans le cas des MCS, la prévision requiert d'anticiper la présence de MCS à longue durée de vie, qui peuvent produire de forts vents si leur RIJ ( jet de flanc arrière ) descend jusqu'en surface, ou simplement par leur profond bassin d'air froid en surface.

Les supercellules peuvent également produire de puissants courants descendants. Par exemple, les vents au niveau des RFD les plus intenses peuvent atteindre la force d'une faible tornade.

Des vents violents peuvent aussi avoir lieu dans des lignes de grains à sommet bas ( parfois sans tonnerre ) ou des bandes pluvieuses avec une faible CAPE, dans des environnements qui possèdent un puissant forçage synoptique. Les forts vents dans ces cas proviennent du transport de moment cinétique en altitude ( forts vents à 850 hpa par exemple), vers la surface par le système convectif.

Un Derecho est un phénomène de vent violents généralisés associés à un MCS à longue durée de vie. Les vents violents qui y sont présents peuvent résulter de tous les phénomènes cités précédemment. Dans le cas des rafales descentes puissantes, les gens attribuent souvent les dommages à une tornade bien que le phénomène soit fondamentalement différent. Le motif des dommages lié aux downburst présente une forte composante divergente, alors que celui associé aux tornades présente une forte composante convergente.

Microrafale humide, avec le front de rafales matérialisé par un nuage de basse couche là ou l'air est forcé de s'élever ( photo : NOAA ).

Modifié 30 avril 2016 par passiion

passiion · 29 avril 2016

2. Vents violents résultants de forts courants descendants

Les downbursts ( rafales descendantes ) ont été définis comme ayant des dimensions horizontales de moins de 10 km. Si la dimension horizontale d'un downburst est particulièrement petite ( inférieure à 4 km ), ils portent le nom de microburst - microrafale en français -. Ces critères de dimensions sont relativement arbitraires. Les microrafales ( ou macrorafales si la dimension est comprise entre 4 et 10 km ) sont produites par définition, par un courant descendant. Leur formation comporte une part thermodynamique et une part dynamique. Les rafales descendantes sont associées à une pression relativement élevée en surface. Cette haute pression permet d'évacuer l'excès de masse horizontalement. A noter que pour les downburst se produisant dans des environnements peu cisaillés, l'air froid en surface à rapidement tendance à jouer le rôle de coussin, qui fini par repousser les vents en altitude et limitant les dommages en surface.

microrafale-macrorafale-microburst-macro

Dégâts associés à une microrafale. Source : Keraunos

- Effets thermodynamiques

L'effet thermodynamique dans la génération des courants descendants est relié à la génération de flottabilité négative qui peut être dû à deux mécanismes : un refroidissement latent et le contenu en précipitations (via le poids ). Le refroidissement latent est dû à l'évaporation de l'eau liquide ( gouttes de pluie ou gouttelettes nuageuses ), la fonte de la glace ( grêle, graupel, neige ) et la sublimation de la glace ( surtout la neige ). L'évaporation et la fusion sont plus importants dans la partie inférieure de la troposphère, en dessous du niveau de fusion, tandis que le refroidissement via l'effet de la sublimation est confiné à des altitudes plus élevées. Les trois phénomènes peuvent participer dans la génération de courants descendants.

Les couches limites qui sont sèches ( humidité relative faible, base des nuages élevée ) sont favorables à la génération de flottabilité négative par évaporation des gouttes de pluie qui tombent dans une profonde couche d'air non saturé. Même dans les cas où la couche limite n'est pas particulièrement sèche, l'entrainement d'air sec depuis les niveaux moyens dans l'orage produit de la flottabilité négative également, conduisant à la formation de courants descendants. L'entrainement d'air sec aux niveaux moyens augmente généralement avec l'augmentation du cisaillement vertical et du vent relatif à l'orage.

Cependant, il faut savoir que même si l'évaporation est importante dans la genèse des courants descendants, l'intensité de ces derniers n'augmente pas forcément avec la baisse en humidité de l'environnement ( pour une CAPE donnée ) notamment dû au fait que l'ascendance est affaiblie et également à cause d'un contenu en hydrométéores plus faible. En d'autres termes, pour une quantité d'eau liquide donnée, le refroidissement dû à l'évaporation augmente quand l'humidité relative de l'environnement diminue, mais le contenue en eau disponible pour l'évaporation est lui même affecté par l'humidité relative de l'environnement ( voir simulation ci dessous ).

Simulations numériques d'un MCS. La colonne de gauche montre la simulation avec un environnement humide. Celle de droite une simulation avec un environnement sec. La CAPE dans les deux cas est de 4000 j/kg. Le niveau de fonte dans les deux simulations est à peu près au même niveau ( ~4 km).

A et B représente le taux de refroidissement lié à l'évaporation de la pluie, C et D celui dû à la fonte de la grêle, E et F pour celui dû à la sublimation de la neige, G et H la fonte de la neige et I et J le taux de refroidissement total. Le refroidissement dû à l'évaporation ( et le refroidissement total ) dans le cas humide excède celui dans le cas sec. Figures : Richard James.

Pour la glace, les simulations suggèrent que la sublimation et surtout la fonte peuvent être une source significative de flottabilité négative et sont même nécessaires pour produire des downbursts dans un environnement avec une forte stabilité statique en basse couche. La sublimation nécessite que l'humidité relative de l'environnement soit basse. D'un autre côté, la fonte augmente lorsque l'humidité relative augmente. Puisque la température de l'air près de la surface d'un hydrométéore est approximativement égale à la température de la T'w, la fusion ne se produit pas tant que les particules ne rencontrent pas une température de T'w supérieur à 0°C. Quand l'humidité relative augmente, les grêlons maintiennent une température plus élevée, dû à la moindre évaporation de l'eau en surface, ce qui renforce la fonte. L'altitude de la T'w 0°C est donc plus basse dans les environnements secs que dans les environnements humides ( et bien sur plus basse dans les environnements froids que chauds ). De ce fait, dans les environnements secs, moins de temps est disponible pour la fonte des particules de glace tombant vers le sol et donc moins de refroidissement lié à la fonte se produit.

L'effet du poids des précipitations quant à lui est souvent important au début de la phase d'initiation du courant descendant, après quoi les autres effets deviennent plus prépondérants.

- Effets dynamiques

Les effets dynamiques, ou plus spécifiquement, les perturbations de pression dynamiques et leur gradients verticaux sont surtout significatifs dans les environnements avec un large cisaillement de vent vertical ( supercellules notamment ). Une anomalie positive de pression ( surpression ) est positionnée au côté au vent du courant ascendant et à l'altitude ou le cisaillement et la vitesse de l'ascendance sont les plus forts. En dessous de ce niveau, l'air est contraint à être accéléré vers le bas, même pour un air qui n'est pas en flottabilité négative. Les downburst qui se forment au niveau du RFD d'une supercellule, ayant une forte composante dynamique, sont souvent incurvés ( twisting microburst ).

- Sous classe des microrafales/rafales descendantes

On distingue les microrafales sèches dans lesquelles les précipitations atteignent très peu le sol. Le refroidissement est généré par la précipitation s'évaporant sous la base du nuage. Elles sont fréquentes dans les grandes plaines des USA les jours ou il existe une profonde couche limite et des bases nuageuses élevées ( >3 km ).

Elles se produisent souvent avec des nuages convectifs peu profonds qui peuvent paraître inoffensifs à première vue. Des virgas sont observées très souvent sous la base nuageuse, indiquant une forte évaporation.

De la même manière, les microrafales humides sont celles où les précipitations, souvent abondantes, atteignent le sol. Ce sont les plus courantes et sont forcées par une combinaison du poids des nombreux hydrométéores, de l'évaporation et de la fonte de la grêle.

Microrafale sèche observée en vol. NCAR

Parfois, des microrafales ne pénètrent pas jusqu'au sol si elles rencontrent une couche stable assez profonde. Cependant, si la couche est assez mince et/ou que le courant descendant est assez puissant, la pénétration de la rafale descente peut se produire, il peut alors se former ce qu'on appel un "heat burst" ou coup de chaleur, associé à une hausse marquée de la température en surface ( et d'une baisse de l'humidité souvent ).

Modifié 29 avril 2016 par passiion

passiion · 30 avril 2016

3. Vents violents sans présence de forts courants descendants

De nombreux événements de vents violents non tornadiques se produisent en l’absence de courants descendants marqués à proximité. Ces cas sont relativement communs avec les MCS, dans lesquels le bassin d’air froid de méso-échelle peut être associé un gradient de pression horizontal assez fort pour produire des vents dommageables en l’absence de courants descendants marqués à plus petite échelle.

Des vents destructeurs peuvent aussi être dû à la descente vers la surface d’un RIJ ( jet de flanc arrière ), ou un courant descendant relativement faible transporte une forte quantité de mouvement horizontal vers le sol. Les deux mécanismes cités tendent à rendre la région centrale d’un bow-écho exposée aux vents violents, particulièrement à son stade symétrique, après quoi elle à tendance à se décaler vers le nord de la structure en prenant une forme asymétrique.

De récentes observations et simulations numériques ont montrés que les vents destructeurs dans les lignes de grains coïncidaient avec des vortex de méso-échelle dans la structure de la ligne, parfois appelés « mésovorticités ». Ils peuvent avoir plusieurs origines. Certains se forment de la même manière que les vortex de fin de ligne dans les échos en arc, c'est-à-dire le soulèvement par le courant ascendant de lignes de vortex horizontaux générés sur le bord avant du bassin d’air froid. Une autre manière est la formation par une instabilité de cisaillement le long du front de rafales. D’autres mésovorticités sont susceptibles de se former via le courant descendant, en basculant des lignes de vorticité dans le bassin d’air froid.

Simulation d'un bow écho représentée par les réflectivités radar en Dbz à 2, 4 et 6h d'échéance respectivement pour la colonne de gauche, milieu et droite. La localisation des mésovorticités est représenté par des flèches sur le panel du haut ( à 0,15 km ). RIJ indique le Rear Inflow Jet ( jet d'entrée arrière ) et les cercles gris indiquent la présence d'un vortex de fin de ligne ( book-end vortices ). Illustration : Atkins and Cunningham 2006; https://ams.confex.com/ams/pdfpapers/115292.pdf

Dans les simulations, la force de Coriolis influence le développement des mésovorticités de façon non triviale, certains MCS développant de forte vorticités cycloniques lorsque la force de Coriolis est prise en compte.

Indépendamment des détails de formation qui varient d’un vortex à un autre, l’idée de base est que les vents horizontaux en provenance du courant sortant de l’orage sont renforcés avec la superposition du champ de vent associé à ces vortex, et celui de l’outflow ( flux sortant de l’orage). Pour des outflows en flux d’ouest avec un mésovortex cyclonique, les vents les plus forts sont observés au niveau du flanc sud du vortex, là ou les deux champs de vent agissent de manière constructive. La présence d’une couche d’air stable près du sol réduit les risques de vents violents, comme par exemple en diminuant le risque qu’un RIJ ne s’approche significativement du sol. Enfin, comme cela a été précisé dans l'introduction du chapitre, des vents violents peuvent aussi avoir lieu dans des organisations convectives à sommet bas ( parfois même sans manifestations éléctriques ) dans des environnements avec une faible/très faible CAPE, mais qui possèdent un puissant forçage synoptique. Les forts vents dans ces cas proviennent principalement du transport de quantité de mouvement horizontal depuis l'altitude ( d'origine synoptique ), vers la surface.

Fin de la partie 8.

Source : Mesoscale Meteorology in Midlatitudes, Paul M. Markowski.

http://twister.caps.ou.edu/MM2015/

Modifié 1 mai 2016 par passiion

passiion · 1 mai 2016

Partie 9 : Les Tornades - Formation et évolution

Source image : http://winterfashionclothes.blogspot.fr/20...m-pictures.html

1. Caractéristiques générales

Les tornades sont de violentes colonnes d’air en rotation, généralement associées à un nuage tourbillonnant à la base, constitué de débris ou de poussières ( aussi appelé le buisson ) et d’un nuage en forme d’entonnoir s’étendant vers le bas depuis la base d’un cumulonimbus. La plupart des tornades ont des vents inférieurs à 50 m/s, toutefois, les 1% constituant la proportion de tornades classées EF4/EF5 ( vents supérieur à 75 m/s ) sont responsables d’une fraction disproportionnée du nombre de décès ( ~70 % ).

La vorticité verticale dans ces phénomène a un ordre de grandeur du tour par seconde ( 1/s ou 1.s-1 ), ce qui conduit à un diamètre typique de l’ordre de la centaine de mètres. Les mouvements verticaux y sont aussi fréquemment intenses, particulièrement juste au dessus de la couche d’inflow ( le flux entrant vers la tornade, d'une profondeur de 5 à 50 m environs ) avec des ascendances supérieures à 75 m/s possibles. La plupart des tornades persistent moins de 10 minutes, bien que certaines peuvent vivre pendant une heure ou plus. La largeur et la longévité d’une tornade augmentent généralement avec l’intensité, mais de nombreux cas ne suivent pas cette logique. Il est donc imprudent de déduire l’intensité d’une tornade uniquement en fonction de sa longévité ou de sa largeur.

Bien que les tornades peuvent être associées à tous les types d’orages, la plupart des tornades significatives ( >EF2 ) et pratiquement toutes les violentes tornades ( EF4/EF5 ) sont associées à des orages supercellulaires ( les supercellules produisent aussi fréquemment des faibles tornades ).

Les tornades ont été observées sur tout les continents ( voir image ci-dessous ), sauf en Antarctique. La régions des grandes plaines aux USA est la région la plus favorable, au moins pour celles générées par des supercellules, qui sont les tornades ayant le plus grand potentiel destructeur. Le fait que cette zone en particulier soit si favorable est dû au fait de la proximité des eaux chaudes du golf du Mexique au sud et des Rocheuses ainsi que des hauts plateaux désertiques à l’ouest. Les eaux chaudes au sud sont une source de hautes Theta’E pour les basses couches, et le réchauffement rapide des hauts plateaux à l’ouest produit de forts gradients verticaux qui sont susceptibles d’être advectés vers l’est, surplombant la couche humide citée précédemment. L'arrivée de ce fort gradient vertical en moyenne troposphère surplombant des basses couches avec une Theta’E élevée ( chaudes et humides ) permet l’existence d’une forte CAPE. Le cisaillement dans les grandes plaines, au printemps est également souvent présent et donc favorise l’existence de supercellules et de tornades, en partie aussi dû au fait qu’il n’y ai pas de barrières topographiques entre le Golf du Mexique jusqu’au pôle nord. Cette absence de reliefs signifie que les fronts et leur baroclinie, à laquelle est associé un cisaillement vertical du vent ( relation du vent thermique ), améliore le maintien d’une structure cohérente.

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Nombre moyen de jour par an avec un environnement favorable aux supercellules tornadiques, si la convection se forme. Ces conditions incluent le cisaillement vertical du vent sur une profonde épaisseur et la CAPE, aussi bien que le cisaillement de bas niveau et le contenue en humidité de basse couche ( ces derniers paramètres sont en effets associés à une hausse de la probabilité de tornade sous supercellules ). Cette carte climatologique du nombre de jours favorables aux tornades supercellulaires est montrée à la place des tornades reportées parce qu'il y'a un biais observationnel entre les différents endroits du globe. Figure originale : Brooks et al. 2003. Accessible ici :

http://www.forbes.com/sites/marshallshephe...e/#59fe424594fd

Le cisaillement de vent favorable est aussi certainement dû aux terrains à l’ouest. Des dépressions orographiques et des lignes sèches se forment en effet souvent à l’ouest des grandes plaines. Ces creux dépressionnaires, ainsi que les dépressions extratropicales qui peuvent balayer les grandes plaines, sont souvent accompagnés d’une accélération du vent horizontal et donc d’une augmentation des flux agéostrophiques et du cisaillement ( le cisaillement agéostrophique qui dépasse d’ailleurs largement, en magnitude, le cisaillement géostrophique attribuable aux gradients de température à grande échelle. Une étude de 2004 a montrer que le cisaillement dû au vent géostrophique avait tendance à être unidirectionnel. De ce fait, le cisaillement agéostrophique apparait être déterminant dans le développement d’hodographes courbés dans le sens horaire comme c’est généralement le cas dans les environnements supercellulaires. La plupart du cisaillement agéostrophique et de la courbure d’un hodographe seraient dû aux frottements en surface dans la couche limite, mais d’autres effets non liés à la friction – par exemple le vent isallobarique – contribuent certainement également de façon importante à cette courbure du profil de vent).

D’autres maximas d’occurrence de supercellules et de tornades, bien que moins importants qu’aux centre des Etats unis, peuvent être trouvés ailleurs sur la planète : en aval des grandes chaines de montagnes et du côté polaire des zones d’eau chaudes. Les exemples incluent le sud-est de la Chine ( au nord de la mer de Chine et à l’est du plateau tibétain ), le Bangladesh ( au nord de la baie du Bengale et au sud-est de l’Himalaya ), le sud du Brésil ( à l’est des Andes et au nord-ouest de l’océan Atlantique sud ) et une partie du nord de l’Italie, la Slovénie et la Croatie ( au nord de la mer Adriatique et au sud-est des Alpes ). Il y’a également des points chauds tornadiques dans le monde où des supercellules ne sont généralement pas observées, par exemple en Floride ou les trombes marines sont fréquentes ou en aval de certaines îles Méditerranéennes.

Relation entre la violence observée des orages et la CAPE/ cisaillement vertical de l'environnement à proximité, mesuré par des sondages. Les points rouges indiquent le report d'une tornade. Les points bleus indiquent le report de vents violents non tornadiques et/ou de larges grêlons. Les points noirs indiquent un orage non violent. Adapté de Brooks et al. (2003). http://twister.caps.ou.edu/MM2015/Chapter4.7.pdf

- Pourquoi la majorité des tornades sont cycloniques dans l'Hémisphère nord ?

Bien que l’étirement du tourbillon planétaire ( f, la force de Coriolis ) est petit en comparaison de l’inclinaison et de l’étirement du tourbillon relatif ( tourbillon "local" - Tr ) dans les environnements tornadiques, la vaste majorité des tornades sont cycloniques. La force de Coriolis a un rôle indirect dans ce biais, via la dynamique des courants ascendants des supercellules. Les tornades cycloniques sont favorisées car les moteur droit supercellulaire ( supercellules cycloniques ) tendent à être favorisés par rapport aux moteur gauche ( supercellules anticycloniques ) dans l’hémisphère nord, dû au profil vertical du vent qui tourne climatologiquement dans le sens des aiguilles d’une montre. Le vent a tendance à tourner dans le sens des aiguilles d’une montre dans l’hémisphère nord ( l’inverse dans l’hémisphère sud ) surtout en basse couche en raison du frottement en surface et de la force de Coriolis ( notion de spirale d’Ekman qui peut être représentée par un hodographe incurvé de façon analytique, lorsque les frottements de surface et les effets de rotation sont pris en compte).

Modifié 1 mai 2016 par passiion

passiion · 2 mai 2016

2. La tornadogenèse mésocyclonique

Si le texte parait trop obscure, il est préférable de consulter en premier le post juste après, où quelques précisions sont apportées sur certains termes et méthodes.

Par définition, la tornadogenèse requiert qu’une forte vorticité verticale ( = un fort tourbillon vertical ) surgisse au niveau du sol. Si la vorticité verticale préexistante près du sol est négligeable, alors l’étirement ( stretching ) du tourbillon près du sol est initialement négligeable et elle doit d’abord provenir soit du basculement de tourbillon horizontal ( matérialisant du cisaillement vertical ), ou de l’advection vers la surface depuis l’altitude. Le basculement de vorticité horizontal associé à un courant ascendant seul est inefficace pour produire de la vorticité verticale près de la surface parce que l’air est soulevé à distance de la surface sous l’ascendance, mais il peut être suffisant pour former le mésocyclone - rotation marquée de l'ascendance à moyenne altitude - ( voir schéma plus loin ). Cependant, si un courant descendant est impliqué dans le processus de basculement, alors la vorticité vertical peut être advectée vers la surface, via le même mécanisme que celui du basculement dans le courant ascendant, et peut alors être progressivement étirée jusqu’à former une tornade. Pour ces raisons, il a été admis qu’un courant descendant est nécessaire pour la tornadogenèse en l’absence de vorticité verticale préexistante près du sol. Cet argument est basé sur le fait qu’un courant descendant trop faible est incapable de transporter de la vorticité vers le sol, contre le flux. En outre, une fois qu’une tornade se forme, le basculement de tourbillon horizontal dans les très basse couches par la violente ascendance liée à la tornade elle-même contribue probablement à la création de tourbillon au niveau du sol d’une façon significative. Toutefois, cette ascendance tourbillonnaire abrupte et les puissants gradients de pression associés ne sont évidemments pas présents près du sol avant l’apparition de la tornade. Par conséquent, le basculement par une ascendance seule ne peut pas être invoqué pour expliquer l’amplification de vorticité près du sol conduisant à la tornadogenèse.

Simple démonstration qui montre pourquoi un courant descendant est nécessaire pour générer de la vorticité en basse couche, en l'absence de vorticité verticale préexistante près du sol ( cependant il y'a de la vorticité horizontale préexistante, dû au cisaillement vertical du vent ). Il n'y a pas de génération barocline considérée et les lignes de tourbillons sont définies comme solides.C'est évidemment une simplification excessive, car il y'a au moins des limites baroclines quelque part, sinon l'ascendance ne pourrait pas exister ( les précipitations générées au moins un minimum sont aussi une évidence qu'il existe un minimum de baroclinie en basse couche dans le voisinage d'un orage. On voit donc ici des mécanismes purement barotropes. http://twister.caps.ou.edu/MM2015/Chapter4.7.pdf

Les arguments théoriques ci-dessus au sujet de l’importance des courants descendants dans la tornadogenèse ont été confirmés par des simulations numériques et de très nombreuses observations de RFD ( courant descendant de flanc arrière ), d’échos en crochet et de fentes claires indiquant que ces signatures sont fréquentes à proximité immédiate des tornades supercellulaires ( voir photo ci-après ).

Fentes claires près d'une tornade, manifestations visuelles d'un courant d'air descendant de flanc arrière, probablement dans ce qui semble apparaître comme un courant descendant d'occlusion. Photo : Paul Markowski ; http://twister.caps.ou.edu/MM2015/Chapter4.7.pdf

L’analyse des lignes de vortex dans le voisinage d’un mésocyclone de bas niveaux révèle que ces lignes forment des structures d’arches ( voir illustration plus bas ) qui relient des paires de vortex contre rotatifs ( dont l’un est le vortex cyclonique associé à la circulation tornadique ) sur le côté opposé au RFD, plutôt que des lignes de vortex qui sont tordues vers le bas comme dans la figure montrée plus haut ( ce qui arriverait si un courant descendant advectait uniquement les lignes de tourbillons de l’environnement comme des lignes matérielles ) . Cela dit, l’évolution en forme d’arches des lignes de tourbillons est également compatible avec la notion d'un courant descendant jouant un rôle fondamental dans la génération de rotation près du sol. Dans les faits, la structure des lignes de tourbillons en forme d’arche a une ressemblance frappante avec la structure des lignes de tourbillons qui donnent naissance aux vortex de fin de lignes dans les bow échos ( book-end vortices ). Dans un bow écho, les lignes de tourbillons, formées par génération barocline au niveau du courant sortant de l’orage ( les gradients de température créent du cisaillement ), sont soulevées au dessus du courant de densité le long du bord avant de ce dernier, menant à la formation de vortex de signes opposés donnant naissance aux tourbillons de fin de lignes. Il est tentant de se demander si une dynamique semblable est à l’œuvre dans la région du RFD d’une supercellule – c'est-à-dire, une génération barocline de vorticité en basse couche, plutôt qu’une simple redistribution de la vorticité environnementale – comme cela semble être suggéré en voyant la figure ci dessous. Dans les faits, les deux mécanismes doivent jouer ensemble.

Evolution idéalisé des lignes de vortex en une structure en forme d'arche, inférées aux supercellules analysées par Markoswki, et superposées à une photographie d'orage supercellulaire ( Jim Marquis ). Les numéros 1 à 4 indiquent chacun la même ligne de vortex à 4 moments différents d'une séquence, ou alors 4 lignes de vortex différentes à différents moment du processus. Une ligne de vortex lié à l'environnement est aussi montrée. http://twister.caps.ou.edu/MM2015/Chapter4.7.pdf

Un mécanismes possible par lequel un courant descendant idéalisé peu produire de la vorticité près de la surface, via un mécanisme idéalisé et purement barocline.

(a) Génération barocline de tourbillon à l'interface entre une zone de flottabilité négative et l'environnement, s'étendant sur la verticale ( région que l'on peut trouver dans la zone du RFD - courant descendant de flanc arrière - d'une supercellule par exemple ). La flottabilité négative fait que les lignes de vortex se propagent vers le sol à mesure qu'elles sont générées.

(b ) Si les lignes de vortex sont déportées vers l'avant à mesure qu'elles descendent vers le sol, dû à la présence d'un flux en basse couche vers l'ascendance de l'orage, l'axe des lignes de vortex devient penché vers l'amont. (c ) Si la partie avant des lignes de vortex est soulevée par une ascendance à proximité de la zone de flottabilité négative ( une ascendance est trouvée fréquemment proche du RFD et de l'écho en crochet dans une supercellule par exemple ), alors elles sont basculées et étirées, formant une structure en arches avec un couplet de rotation ( un vortex cyclonique et anticyclonique ). Adapté de Straka et al. http://twister.caps.ou.edu/MM2015/Chapter4.7.pdf

Le rôle de la génération barocline de vorticité participant à la création de tourbillon près du sol peut survenir de plusieurs manières. Comme on l'a vu avec l'illustration idéalisé ci dessus, les limites thermiques sont connues pour créer des gradients de densité en basse couche et donc de la vorticité horizontale ( les gradients de température créent du cisaillement ), comme par exemple via la piscine d'air froid d'un orage ( courant froid sortant de l'orage ).

Toutefois, l'air étant refroidie et ayant une forte stabilité statique, il résiste souvent au soulèvement et entour le plus souvent la tornade en formation, conduisant à son déclin. Les recherches montrent en fait que le cas optimal se produit quand l'air sortant est assez froid pour produire de la vorticité de basse couche, mais pas trop afin d'éviter de détruire le processus de formation de la tornade ( figure ci-dessous ).

Illustration de l'hypothèse de l'impact du courant froid sortant de l'orage sur la formation d'une tornade. Cette dernière entre en phase de déclin une fois que le courant froid l'a entourée et "noyée". (a) Séquence montrant l'évolution des limites thermiques au cours de la vie d'une tornade. (b ) Illustration de l'impact de la froideur de l'air sortant d'un orage sur la formation d'une tornade mésocyclonique ( dans l'ordre : courant frais, courant froid, courant très froid ). On utilise en général le paramètre theta'E pour juger de la froideur du flux sortant de l'orage. Marquis et al. http://twister.caps.ou.edu/MM2015/Chapter4.7.pdf

http://www.meteo.psu.edu/~pmm116/pubs/2009/MR09ATMOSRES.pdf

Modifié 3 mai 2016 par passiion

passiion · 2 mai 2016

En relisant mon post, je me rend compte qu'il peut être obscure si certaines choses ne sont pas maîtrisées. Avant de passer à la partie suivante, je vais donc prendre le temps d'expliquer certaine choses qui pourront aider à mieux comprendre le post juste au dessus.

- Vorticité, tourbillon, cisaillement... Quelles différences ?

C'est vrai que les textes ont tendance à sauter de l'un à l'autre et l'on peut s'y perdre. La vorticité mesure l'importance du mouvement de rotation d'une particule hypothétique. Quand on parle de forte vorticité, il faut donc comprendre que le taux de rotation est élevé. Ensuite, la vorticité peut être verticale ou horizontale. En cherchant sur le net j'ai trouvé une image sympa :

La vorticité est verticale sur le schéma (a) et horizontale sur le schéma (b ). L'image b représente d'ailleurs nos lignes de vorticité horizontale dont on parle si souvent dans le post précédent, et qui peuvent être basculées en lignes verticales comme dans a. http://sm29.free.fr/theorie.html

Le cisaillement vertical est la variation du vent ( en force et/ou direction ) en fonction de l'altitude. On en avait parler dans la partie 2. En ce qui concerne le tourbillon, on emploie ce terme globalement quand on est en présence de forte vorticité ( cf. un fort taux de rotation ).

- Pourquoi utiliser des "lignes de vorticité ?"

En effet ce sont des lignes "fictives" de vorticité, puisqu'il n'y a pas de vraie rotation au sens propre la plupart du temps au niveau de ces lignes ( il y'a un rotationnel lié au cisaillement mais ce n'est pas apparent à l’œil nu, même si on a tendance à dessiner une rotation autour des lignes pour simplifier ). La perspective en 3 dimensions donnée par ces lignes de vorticité nous permet d'accéder à une dynamique d'écoulement qui n'est visuellement pas apparente avec une analyse classique ! On peut donc comparer ça à un outil de visualisation.

-Pourquoi parler des bow-échos au sujet des lignes de vorticité ?

L'environnement des bow-échos est relativement proche de celui des supercellules, comme on l'avait vu dans les partie précédentes. Les vortex de fin de ligne dans les bow-échos ( book-end vortex ) se forment en effet via le soulèvement de lignes de vorticité - générées de manière barocline au niveau du front de rafales - comme illustré ci dessous. Des recherches sont encore en cours sur ce genre de phénomènes de bascule créant du tourbillon vertical.

Basculement de lignes de vorticité horizontale conduisant à la formation d'une paire de vortex aux extrémités du bow-écho. http://www.spc.noaa.gov/misc/AbtDerechos/p...nDavis_1998.pdf

- Où se situe concrètement le RFD dans une supercellule ?

Enfin pour mieux se situer par rapport à la supercellule, quand on parle par exemple de RFD, j'ai rajouté une image ci-dessous qui situe les différentes éléments dans une supercellule dîte classique vue du dessus. En vert/rouge, ce sont les échos radars, avec l'écho en crochet dans la partie en bas à gauche. Les fronts de rafales sont en bleus. La position de l'ascendance est en rouge. Le courant descendant de flanc avant ( FFD ) et de flanc arrière ( RFD ) sont aussi présents. Le flux en surface est en jaune et le T représente la localisation de la tornade mésocyclonique, si elle est présente.

http://weather-warehouse.com/grenci/HailSpikes.html

Modifié 5 mai 2016 par passiion

passiion · 5 mai 2016

3. Du mésocyclone à la tornade

Du mésocyclone à la tornade, ou le combat acharné d’un nuage dans le but de toucher le sol, à l’image des Hommes rêvant de toucher les nuages cotonneux d’une journée d’été. On raconte que les nuages avides et impatients de toucher la surface, prêts à user des pires moyens pour le faire, sont réincarnés en stratus, le nuage du brouillard, et seront condamnés à rester en contact avec le sol tant convoité jusqu'à l’écœurement.

- Le développement de la rotation à moyenne altitude : le mésocyclone

Tous les orages, quel que soit leur potentiel tornadique, nécessitent une atmosphère instable. Dans une atmosphère instable, l'air ascendant devient plus chaud que son environnement, à savoir, il devient moins dense. La flottabilité positive provoque alors l'accélération de l’air vers le haut. La flottabilité provient principalement des effets de la condensation qui se produit quand l'air devient saturé lors de son ascension; si l'air monte à suffisamment haute altitude au sein du courant ascendant de l’orage, la solidification peut contribuer à dégager encore plus de chaleur.

Comme on l’a vu, la grande majorité des tornades significatives (EF2 et plus fortes), et la quasi-totalité des tornades violentes (EF4-EF5), sont engendrées par les orages supercellulaires. Les supercellules sont les orages qui ont un courant ascendant rotatif marqué et persistant. Une vorticité horizontale est présente dans les environnements supercellulaires en raison de la variation des vents en vitesse et/ou direction avec l’altitude. Par exemple, les vents à la surface pourraient venir du sud-est, et les vents en altitude du sud-ouest, avec des vitesses très différentes. Une différence d'environ 80 km/h entre le vent de surface et le vent à 6 km d’altitude est généralement suffisante pour créer des supercellules. Les particules, chaudes et humides qui alimentent l’ascendance, dans un tel champ de vent possèdent ce qu'on appelle de la streamwise vorticity. Le terme se réfère à la rotation ("vorticity") parallèle à la direction du flux vers l’ascendance ( streaming )*. Les particules entrent dans l’ascendance de la supercellule animée d’un mouvement hélicoïdal. La vorticité horizontale devient verticale quand les particules sont ingérées dans le courant ascendant, et l'influence collective des particules forme le mésocyclone (rotation de l’ascendance autour d'un axe vertical ), voir en illustration l'étape 1 ( step 1 sur le schéma ci dessous ). Les courants ascendants contenant un mésocyclones peuvent être visuellement superbes, avec une colonne convective ascendante striée, dévoilant le mouvement rotatif de l’orage.

Notre compréhension actuelle de la façon dont une tornade se développe dans un orage supercellulaire. (A) Une supercellule tornadique près du Colorado, interceptée par la la campagne d'étude VORTEX2 le 10 juin 2010. Les flèches blanches montrent l'orientation du vecteur de vorticité, les courbes jaunes indiquent le sens de rotation, et les lignes rouges et bleues indiquent les trajectoires suivis par les particules dans l'ascendance et la subsidence, respectivement. Dans l'étape 1, l'orage acquiert une rotation à grande échelle au niveau intermédiaire - mésocyclone de moyenne altitude - en inclinant la vorticité horizontale de l'environnement entrant dans l'ascendance.

Dans l'étape 2, des gradients de flottabilité dû à des gradients relativement chaud et frais entre le flux sortant de l'orage et le flux entrant génèrent de la vorticité horizontale. Ces lignes de tourbillon horizontal sont alors inclinées vers le haut par le vent en basse couche - lié à l'aspiration au niveau de l'ascendance - à mesure que les particules descendent. Le mésocyclone se propage vers le bas. (B ) Un gros plan de la région à l'intérieur de la zone en pointillés dans le panneau A. À l'étape 3, la conservation du moment angulaire amplifie le tourbillon vertical, et l'air converge en direction de l'axe de rotation tout en étant aspiré vers le haut par le fort mésocyclone juste au dessus. © Une supercellule non tornadique avec une tornadogenèse loupée. Photo : http://scitation.aip.org/content/aip/magaz....1063/PT.3.2514

Le mésocyclone qui résulte de l'inclinaison de vorticité horizontale dans la direction verticale est généralement plus fort entre 4 et 8 km au-dessus du sol. Ces mésocyclones de niveaux moyens sont facilement détectables par les radars ( doppler notamment ), compte tenu de leur taille (plusieurs km de diamètre) et de leur altitude. Cependant, la manière par laquelle un mésocyclone de moyenne altitude se développe diffère de la façon dont la rotation se développe près du sol. Lorsque seul le courant ascendant est responsable de l'inclinaison de la vorticité horizontale en rotation verticale, les particules ne développent une rotation orientée verticalement que loin du sol, puisqu’elles sont soulevées au niveau de la base de l’ascendance ( plus d'1km du sol en général ). Donc, le basculement par le courant ascendant seul, de la vorticité liée à l’environnement de grand échelle (cisaillement ) ne peut pas produire une tornade, définie comme un tourbillon de vent violent en contact avec le sol. Les différences dans les mécanismes physiques menant au développement de la rotation en altitude (relativement facile à détecter ) par rapport à la rotation près du sol (difficiles à détecter, sauf à courte portée) sont l'une des raisons qui expliquent la difficulté en ce qui concerne les alertes aux tornades.

-Développement de la rotation dans les basses couches

Le développement de la rotation près du sol, (mais pas encore en surface ) nécessite un courant descendant. Tous les orages ont des subsidences en plus de leurs ascendances, et les supercellules ne sont pas différentes. L'air qui subside dans un courant descendant est généralement plus frais que son environnement. Ceci est dû à l'évaporation de la pluie et, dans une moindre mesure, à la fusion de la grêle et de la neige. Une fois que l’air du ou des courants descendants atteint le sol, il se répand loin de l’orage, en un courant de densité (aussi appelé outflow pour « flux sortant » ). Le bord d'attaque de ce courant froid en surface est appelé le front de rafales. Si vous avez déjà expérimenté le vent frais qui précède l'arrivée d'un orage (typiquement soufflant vers vous et venant de la zone de forte pluie), alors vous avez expérimenté le souffle d'un courant descendant.

Les orages supercellulaires ont généralement une région large de courants descendants qui va du nord-est de l’orage ( FFD – courant descendant de flanc avant ) jusqu’au sud-ouest de l’ascendance principale, nommé RFD ( courant descendant de flanc arrière). Bien que les orages non-supercellulaires soient habituellement seulement alimentés par l’air chaud et humide de l’environnement, les ascendances supercellulaires sont assez virulentes pour soulever de force une partie des particules refroidies des courant descendants (cet air est lourd et ne monterait pas de lui-même, mais est aspiré vers le courant ascendant de la supercellule), en plus des particules chaudes et humides de l'environnement.

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Une photographie illustrant la taille relativement petite d'une tornade ( près du centre de la photo ) comparé à la taille de l'ascendance orageuse auquel elle est associée. Photographie © 2009 C. Doswell. http://www.flame.org/~cdoswell/SuptorRoles/SuptorRoles.html

Les particules des courant descendants qui sont attirés vers le courant ascendant descendent progressivement à mesure qu’elles se dirigent vers l’ascendance, parce qu’elles sont plus froide que l'environnement. Ces particules voyagent du côté froid le long de la frontière thermique, avec de l'air chaud à gauche et de l’air froid à droite de la parcelle, par rapport à la direction de leur mouvement ( voir l'étape 2 de l'illustration plus haut ). Le gradient de température horizontal génère de la vorticité dite « barocline », autour d'un axe essentiellement horizontal puisqu’un couple de force est appliqué aux parcelles dû au fait que l'air monte de façon relative du côté chaud et s’affaisse du côté frais.

La rotation horizontale des parcelles qui descendent progressivement du courant subsidient devient inclinée quand elles arrivent à proximité du sol, où règne un flux marqué vers l'ascendance. La vorticité liée à un courant descendant à donc une composante verticale sensible près du sol, au niveau du courant ascendant (voir étape2 du schéma).

- Intensification de la rotation près du sol

Bien que le développement d’une rotation près du sol dans les supercellules est une condition préalable pour les tornades, au cours des dernières années, nous avons appris que la plupart des supercellules développent une rotation près du sol mais sont non tornadiques, c.-à-d., la rotation ne parvient pas à aboutir à la tornade. Le tourbillon vertical qui se développe dans les basses couches à l'étape 2 est environ un centième de la force de celui d'une tornade. Les tornades nécessitent une intensification dramatique de la vorticité verticale acquise à l'étape 2. L'intensification se produit par le biais de «l'effet patineur », qui est une visualisation du phénomène de conservation du moment angulaire. Un patineur tourne plus vite quand il ramène ses bras plus près de son axe de rotation. Le même principe vaut pour la rotation de l'air autour d'un axe vertical. Si l’air en rotation peut être comprimé ( par convergence ) et étiré suivant son axe de rotation, il tournera plus vite.

Les parties d'un orage supercellulaire montré en (a) avec une coupe horizontale à travers l'orage. La région d'ascendance est en gris nommée U, et les courants descendants nommés D. La couleure verte indique la précipitation, l'emplacement des précipitations les plus intenses et la plus grande grêle est en vert foncé et marqué avec un H. L'emplacement de la formation de la tornade, si elle se développe, est marquée d'un T. La ligne bleu délimite le front de rafales, qui sépare l'air chaud et humide de l'environnement de l'air frais qui est descendu à la surface dans les subdisences. Les flèches bleues et rouges indiquent les flux d'air près de la surface dans les masses d'air chaudes et froides ambiantes, respectivement. B: le même code superposé à une photo réelle d'orage supercellulaire tornadique. Photo : http://scitation.aip.org/content/aip/magaz....1063/PT.3.2514

La convergence de la rotation dans le mésocyclone de basse couche dépend de l’aptitude que va avoir la colonne d’air rotative à monter vite ; l’air accéléré vers le haut est inévitablement associé à de la convergence en dessous. Rappelons que les parcelles qui ont une vorticité verticale près du sol sont des parcelles qui, auparavant, sont arrivées par un courant descendant. En d'autres termes, ces parcelles sont plus froides que l'environnement. Afin qu'elles puisse être accélérées vers le haut, et en ce faisant, de promouvoir la convergence et l'intensification rapide de la rotation près du sol jusqu’à la force d’une tornade, elles ne doivent pas être trop froides ou alors le courant ascendant de la supercellule doit avoir une "aspiration" très virulente juste au-dessus du sol ( i.e une force de pression verticale dirigée vers le haut). L'aspiration est associée à la rotation dans le courant ascendant du mésocyclone, et des simulations montrent que cette aspiration augmente à mesure que la rotation dans les basses couches augmente.

L'une des principales conclusions du projet VORTEX est que les courants descendants des supercellules tornadiques ont tendance à ne pas être aussi froids que ceux des supercellules non tornadiques. Dans les supercellules tornadiques, le courant descendant qui apporte la rotation ultérieurement intensifiée et menant à une tornade, est parfois seulement quelques degrés plus froids que l'environnement. L’"aspiration" a tendance à être forte aussi. Cette succion augmente près de la surface à mesure que le mésocyclone de basse couche se renforce ( environ 1000 m au dessus du sol ). Avec la combinaison d'air légèrement plus froid et d’une forte aspiration juste au-dessus, il est probable que les accélérations verticales et la convergence près du sol seront suffisamment fortes pour intensifier la vorticité verticale jusqu’à la force de tornade. Les parcelles d'air tournent plus vite près de l'axe de rotation, et montent rapidement aussi. A l'inverse, dans les supercellules nont-tornadiques, l’air du courant descendant peut être jusqu'à 5-10 ° C plus froid que l'environnement, ce qui implique que l'air est lourd et résiste à l'accélération vers le haut. L'aspiration agissant sur la rotation près du sol est souvent faible, soit parce que la rotation près du sol est poussée loin de l'aspiration du courant ascendant par le courant froid, ou parce que l'aspiration est juste globalement trop faible. L'essentiel est que les accélérations vers le haut des parcelles froides près du sol sont inhibées, et l'air se propage tout simplement loin de l’orage au niveau du sol. L’absence d’un effet patineur marqué fait que la rotation dans ces cas reste bien en dessous de la force d’une tornade.

* Une vorticité perpendiculaire au flux se nomme crosswise vorticity.

http://www.weatherwise.org/Archives/Back%2...rando_full.html

http://scitation.aip.org/content/aip/magaz....1063/PT.3.2514

Modifié 5 mai 2016 par passiion

passiion · 8 mai 2016

- 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.

Modifié 8 mai 2016 par passiion

passiion · 10 mai 2016

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.

passiion · 12 mai 2016

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.

Modifié 12 mai 2016 par passiion

passiion · 13 mai 2016

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.

Orages - Principes et dynamique des systèmes convectifs

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