Cers

Bonjour, Voici quelques photos des paysages enneigés. J'en ai bien profité, en tout 35 km de marche et pas moins de 1700 m de dénivelé sur deux jours : vendredi dans le secteur Petit Ballon, et le lendemain autour du Grand Ballon. Au départ de Linthal vers midi, la température avoisine 0 °C ; les sols sont gelés, pas une trace de neige dans l'herbe mais des moutons : Les premières traces de neige apparaissent vers 650 m d'altitude, puis en montant encore l'enneigement devient continu : L'ambiance est froide et lumineuse sur les hauteurs ; raquettes aux pieds, je marche à présent dans une hauteur de neige plus importante, tandis que le soleil joue à cache-cache avec les nuages : Jolie vue sur les crêtes vosgiennes au loin, depuis le pied du Petit Ballon : Les sapins sont bien enneigés, la neige a durci en surface sur les pentes du versant nord-est du Steinberg : Avant de redescendre en forêt à la frontale et accompagné par un croissant de Lune, je profite du crépuscule au col puis au sommet du Petit-Ballon, le ciel est parfaitement dégagé : Le lendemain, le soleil est encore présent à mi-journée sur les Vosges enneigées : Le ciel se voile progressivement dans le courant de l'après-midi, à l'approche du front chaud ; le lac du Ballon est gelé et recouvert de neige : En forêt, la végétation est figée par la neige :

Il n'existe pas une seule formule pour obtenir Td. En voici une provenant de mon tableur : ((1779,75*A7)/(237,3+A7)+237,3*LOG(B7))/(7,5-((7,5*A7)/(237,3+A7)+LOG(B7))) A7 et B7 sont respectivement la température en °C et l'humidité relative.

L'orage est costaud e durable à Soultz et Guebwiller : pluie forte, bourrasques de vent, grêle, tonnerre en continu depuis une heure.

Exact, le raisonnement ne change pas !

Salut, merci pour le post. Il y a un petit problème d'unités. La chaleur latente de vaporisation de l'eau est de ~ 2400 kJ/kg, et la chaleur massique de l'eau liquide est de ~ 4190 J/kg/K ou 4,19 kJ/kg/K. Donc il faut apporter 2400 kJ pour évaporer 1 kg d'eau (ou 2400 J pour évaporer 1 g d'eau). En comparaison, l'élévation de 1 °C d'un kg d'eau requiert un apport d'énergie de 4,19 kJ. Par conséquent, l'énergie pour évaporer 1 kg d'eau correspond à plus de 5 fois l'énergie à fournir pour chauffer 1 kg d'eau de 0 à 100 °C.

En fait, la ECAPE diffère de la CAPE même quand il n'y a pas de convection humide profonde. Elle tient compte des effets de la dilution (qui réduit l'énergie potentielle d'une parcelle d'air ascendante), en fonction des propriétés de l'environnement (profil d'humidité, cisaillement de vent ...).

Si je ne m'abuse, le paramètre est une MUCAPE * ("dilute CAPE") qui tient compte de l'entraînement. Mais je ne suis pas sûr qui çà puisse expliquer complètement les fortes variations spatiales sur la carte, qu'on ne retrouve pas dans les sondages simulés.

Ces stratocumulus (Sc) pourraient être liés à un transport d'humidité depuis l'Atlantique, où circulent d'ailleurs des fronts en fin de vie. Ils peuvent être le résultat d'une évolution de stratus en stratocumulus. Une dorsale s'étend sur la zone. Or la subsidence de grande échelle au-dessus de la couche limite, dans un contexte anticyclonique, est fréquemment associée aux Sc, même en été, surtout au-dessus des océans, l'humidité étant contrainte dans les niveaux inférieurs sous une inversion thermique. La turbulence joue de plus un rôle très important dans le développement et le maintien des Sc. Les sondages de Brest à 23 UTC le 22 et 11 UTC le 23 montrent une couche saturée épaisse en basse couche. Plus tard (figure ci-dessous), le profil vertical a encore évolué et montre une couche saturée et bien mélangée (cf les gradients de température et d'humidité) plus mince - probablement des stratocumulus - entre 850 et 900 mb. Noter la couche d'inversion juste au-dessus !

L'image radar montre le développement d'un MSC de type bow echo, ci-dessous Z et V vers Saint-Dizier :

Peut-être que des améliorations seraient souhaitables sur la récupération des données, en effet. Mais c'était pour souligner que deux modèles distincts peuvent produire une prévision à des vitesses différentes.

ICON-D2 est actualisé toutes les 3 heures, avec assimilation des données radar pour produire l'analyse. La prévision montrée est à l'échéance +1h (plus récente que AROME), il y a un ajustement aux toutes dernières observations. Attention à bien comparer les mêmes champs (les cumuls de pluie, ce n'est pas la réflectivité radar). La disponibilité plus tardive des données AROME n'est pas une mauvaise volonté de MF. Si ICON-D2 "sort plus vite", c'est lié aux caractéristiques du modèle, et notamment aux méthodes d'assimilation.

La photo montre en tout cas un bel arcus. Il s'agit cependant d'un nuage accompagnant d'assez nombreux orages, supercellulaires ou non.

@DoubleKnacki, il n'en reste déjà plus grand chose, elle s'est dissipée sur place 😄

A l'est de Bergerac, supercellule très esthétique à l'imagerie :

Si on veut estimer correctement le vent près du centre dépressionnaire, là où le gradient de pression est le plus fort, il faut prendre le vent du gradient qui sera une meilleure approximation du vent réel. Dans le cas purement géostrophique, les isobares sont parallèles, la courbure de la trajectoire est nulle : la force de Coriolis équilibre la force due au gradient de pression. Mais plus les isobares sont rapprochées (vent fort) et le rayon de courbure est petit, plus le vent géostrophique s'écarte du vent réel car l'accélération centripète de module v²/R devient non négligeable. D'après la figure, j'obtiens grosso modo un gradient de pression de l'ordre de 20 hPa pour 100 km de distance au sud du low. Si on calcule le vent géostrophique, on obtient près de 150 m/s, ce qui constitue une valeur très (trop) élevée car le rayon de courbure rend l'approximation géostrophique invalide. En calculant le vent du gradient pour un rayon de courbure de 200 km, on trouve près de 50 m/s (180 km/h), sans considération des frottements près de la surface.