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.

En l'absence d'inhibition convective, où si cette dernière est très faible, le déclenchement de la convection est permis facilement. L'énergie ne s'accumule pas dans les basses couches, elle est libérée graduellement et les cumulus/cb/orages se forment plus tôt en journée. La convection est potentiellement moins violente qu'en présence d'une CIN modérée en journée qui serait érodée au fil des heures et vaincue par un forçage vertical.

@ORAGE31 la MUCAPE ici ne caractérise pas bien le potentiel convectif : on a un fort gradient suradiabatique au voisinage immédiat de la surface qui contribue à une forte CAPE de 1600 J/kg. L'énergie potentielle susceptible d'être convertie en énergie cinétique dans les mouvements verticaux ascendants est plus proche de la MLCAPE, soit ~ 700 J/kg.

Si, l'inhibition convective peut s'opposer au développement de ces orages. En fait, on parle d'orages de l'atmosphère libre car ils se forment au-dessus de la couche limite atmosphérique (les parcelles d'air ne sont pas originaires de la surface ou de la PBL mais de plus haut). Il peut tout à fait y avoir de l'inhibition convective, laquelle n'est absolument pas réservée à des parcelles issues de la surface, piégées sous une inversion thermique. C'est le cas sur le sondage montré : on a une MUCIN de 23 J/kg, une valeur faible mais il faut quand même un forçage vertical pour la vaincre. Sur le skew-T, la MUCIN correspond à la petite surface comprise entre la courbe d'état corrigée (tireté rouge) par la température virtuelle et la courbe en tireté noir décrivant la trajectoire de la parcelle d'air entre son niveau d'origine (~ 850 mb sur le sondage) et le niveau de convection libre à partir duquel la parcelle peut s'élever librement sous l'effet de la force de flottabilité.

Salut, Pour le cas présenté, il y avait de la MUCAPE dans la zone où les orages ont été observés, ci-dessous la prévision ARPEGE pour 11 h (voir en bas à droite de l'image) : Les orages, en particulier en mer, ne se forment pas forcément à partir d'une instabilité près de la surface. La mer peut être froide au printemps, mais une advection chaude et humide peut rendre l'atmosphère instable au-dessus. Il peut donc s'agir d'orages dits de l'atmosphère libre (elevated convection). Si on regarde un sondage en mer du Nord le même jour mais un peu plus au nord, la SBCAPE est nulle mais on y visualise une faible MUCAPE d'un peu plus de 400 J/kg pour des parcelles partant de ~ 850 hPa environ. Un forçage pour des ascendances au-dessus de la couche d'inversion peut permettre aux parcelles de vaincre la CIN pour atteindre et franchir le LFC.

Salut, ces deux éléments ne sont-ils pas contradictoires ? Ces zones de convergence, associées à des mouvements ascendants par conservation de la masse, constituent vraisemblablement des forçages de méso-échelle. Non ?

Oui, on cherche non pas à soulever la parcelle pour atteindre un niveau de pression comme 300 hPa, mais bien à tendre vers un rapport de mélange nul. Lors du soulèvement, il y a refroidissement et condensation, libération de chaleur latente (d'où un gradient pseudo-adiabatique saturé inférieur au gradient adiabatique sec). Avec la baisse du rapport de mélange de la parcelle d'air au cours de la montée, le gradient pseudo-adiabatique saturé se rapproche du gradient adiabatique sec. Quand r est très petit, proche de 0, les deux courbes - adiabatique sèche et pseudo-adiabatique saturée - sont quasiment parallèles.

On cherche à atteindre effectivement un rapport de mélange égal à 0 (ce qui signifie air sec dépourvu de vapeur d'eau). Quand on refroidit virtuellement la parcelle par soulèvement, son rapport de mélange diminue et tend vers zéro.

Pour expliciter un peu quand même, sur l'exemple (sondage en Allemagne), on souhaite calculer theta et theta-E à 850 hPa : • theta s'obtient par une transformation adiabatique jusqu'à 1000 hPa (on suit l'adiabatique sèche en noir et on lit la température à 1000 hPa) ; • theta-E s'obtient d'abord par soulèvement depuis 850 hPa, jusqu'au niveau de condensation par un procédé adiabatique, puis en suivant la pseudo-adiabatique correspondante en pointillé jusqu'à élimination complète de la vapeur d'eau (tu remarqueras qu'en haut de l'émagramme les courbes adiabatique et pseudo-adiabatique sont parallèles) ; ensuite, on redescend à 1000 hPa en suivant l'adiabatique sèche correspondante (courbe ajoutée en vert clair). Forcément, theta < theta-e

Non, çà c'est la température potentielle theta (qui ne tient pas compte de l'humidité) : la parcelle d'air à la température T et au niveau p (par exemple 850 hPa) est ramenée virtuellement à 1000 hPa, choisi comme niveau de référence. Mais l'humidité n'est pas considérée. Plus l'air est chaud, plus son énergie thermique est élevée. La theta permet de s'affranchir des effets de l'altitude (car quand l'air subit des mouvements verticaux adiabatiques, il se réchauffe ou se refroidit à cause des variations de pression, mais sa température potentielle est constante en l'absence d'échange de chaleur entre la parcelle et son environnement, et sans changement d'état de l'eau). La theta-E tient compte en plus de la vapeur d'eau réellement contenue dans l'air humide, qui a une certaine quantité de chaleur latente pouvant être libérée lors de la condensation. Pour l'obtenir, on élimine ainsi toute la vapeur d'eau de la parcelle par soulèvement (=> condensation) avant de ramener à 1000 hPa.