Cers

Je considère habituellement le contrôle comme un membre de l'ensemble. Dans ce document ECMWF, il est pris en compte pour calculer la moyenne, la dispersion et les probabilités (en inclut le membre de contrôle et les autres membres). https://www.ecmwf.int/sites/default/files/medialibrary/2020-05/2020-05-12-Processing-and-visualising-ecmwf-ens-data.pdf

https://confluence.ecmwf.int/display/FUG/5+Forecast+Ensemble+(ENS)+-+Rationale+and+Construction https://confluence.ecmwf.int/display/FUG/6+Using+Deterministic+and+Probabilistic+Forecasts

Tu avais déjà obtenu une réponse de ma part, donc je la mets ici. "Son rôle premier est de visualiser le moment à partir duquel il diverge grandement dudit déterministe, cela afin de savoir quand la fiabilité du panel devient critique." Non, son rôle premier est d'être un membre à part entière de l'ensemble. Tu peux très bien étudier l'ensemble, la dispersion des membres, en faisaint abstraction de la simulation déterministe. Si le contrôle et le déterministe divergent beaucoup, ce qui peut être le cas à partir d'une certaine échéance, c'est à cause de leur différence de résolution. Alors les écarts entre les membres et le déterministe sont dûs à cette différence de résolution et aux conditions initiales modifiées. L'idéal étant que la résolution déterministe et de l'ensemble soient identiques, mais c'est couteux en ressources.

Tu penses ce que tu veux, je m'en fiche complètement. Des gens peuvent s'intéresser, j'apporte ma simple contribution, et je fais juste de la météo avec le langage approprié ! Si tu n'y comprends pas grand chose, je n'y peux rien, pose des questions, ou forme toi donc, il y a toutes les ressources qu'il faut sur le web de nos jours ! Tenter de comprendre l'origine des incertitudes, et pourquoi la prévision d'un modèle (comme GFS ici) peut s'écarter significativement d'autres, c'est primordial en prévision et çà a parfaitement sa place ici à mon sens. Mais c'est vrai, je peux aussi regarder tout cela de mon côté, sans jamais rien partager. Après tout, çà m'évitera de perdre du temps que je peux consacrer à autre chose.

La prévisibilité est très dépendante des conditions initiales et de la représentation par les modèles de différents facteurs ayant une influence sur l'amplitude et la propagation des ondes de Rossby, dont dépend grandement la situation météorologique future en Europe. Des perturbations cycloniques d'échelle synoptique se développent dans la zone barocline ; c'est le cas notamment dès les 48 premières heures dans les simulations, avec la croissance prévue d'une dépression sur le bassin atlantique nord-ouest du 2 au 3 février, associée à une advection d'air chaud et humide d'origine tropicale (rivière atmosphérique). Une massive advection positive de theta-E se produirait encore du 4 au 5 vers l'Islande. Cet air chaud et humide est transporté vers le nord mais aussi vers le haut, au sein des bandes de transport d'air chaud. Le courant-jet lié à la baroclinicité est associé à un fort gradient de vorticité potentielle (PV). C'est ce qu'on peut voir par exemple sur la carte de la figure suivante à gauche. Le gradient de PV joue en quelque sorte le rôle de guide d'onde. En coupe verticale, on voit le courant-jet vers 250 hPa (en bas à gauche), et les mouvements ascendants pour la restauration de l'équilibre du vent thermique (coupe verticale en haut à droite). Ces mouvements verticaux forment des nuages, des précipitations, et il y a un relâchement de chaleur latente dans cette zone de l'atmosphère. Or les processus diabatiques affectent le champ de PV et par conséquent l'évolution de la circulation atmosphérique. Sur la figure en bas à droite, pour illustrer, vous remarquerez ainsi une anomalie positive de PV en basse couche et des anomalies négatives de PV à la tropopause, au-dessus du maximum d'ascendance en moyenne troposphère. Dans la région de sortie de la bande de transport d'air chaud, en haute troposphère, l'injection de tourbillon anticyclonique et la divergence du vent contribuent à l'amplification de la dorsale en aval. Pour faire court, la mise en place ou non d'un blocage en Europe entre autres dépend beaucoup de ce qui se passe plus à l'ouest, en particulier vers les côtes à l'est du continent nord-américain et sur l'Atlantique. Des erreurs sur les advections, sur l'humidité, les processus diabatiques et l'évolution du gradient de PV dans les modèles, ayant des répercussions sur l'amplification et la propagation des ondes de Rossby, peuvent conduire de fait à une prévision erronée à moyen terme en Europe occidentale. Il est probable que la mauvaise prévisibilité actuelle soit en partie liée à tout cela.

D'autre part, on attend toujours la question du dimanche 🙃

Profite bien de tes micro-cristaux, au lieu de penser au futur 😄

Bof, on voit surtout un scénario de contrôle GEM qui s'écarte totalement de la prévision déterministe et d'autres membres. Pour les autres modèles, pas de signal en faveur d'un temps très froid pour l'instant, avec des températures à 850 hPa souvent entre -5 et +5 °C à long terme.

Un site pratique que tu peux consulter @nasser est Meteoblue, c'est assez simple d'utilisation. Au hasard, pour la Schlucht dans les Vosges : prevision_schlucht_meteoblue Il y a plusieurs modèles, et il faut bien faire attention à l'altitude pour ne pas avoir une estimation incorrecte de la température.

Merci, intéressant car ce paramètre est sans doute plus approprié si on cherche à évaluer la limite pluie-neige. Edit : d'ailleurs, c'est probablement ce paramètre qui est affiché par Météociel ici https://www.meteociel.fr/modeles/icon-d2.php?ech=3&mode=55&map=300

Salut, L'influence de la Lune apparaît négligeable dans le bilan radiatif. La Lune éclairée par le Soleil reçoit un flux énergétique en provenance du Soleil, retourne une fraction de l'énergie reçue vers l'espace en raison de son albédo et émet un rayonnement infrarouge proportionnel à la puissance quatrième de sa température (environ 130 °C de jour, disons ~ 400 K). Calculons quelques ordres de grandeur approximatifs. La puissance émise par le Soleil vaut 3.87*10^26 W. L'énergie émise se répartit dans l'espace sur une sphère qui grandit au fur et à mesure qu'on s'éloigne du Soleil, de sorte que la Lune à une distance D ~ 150*10^9 m du Soleil reçoit, à peu près comme la Terre au sommet de son atmosphère, 3.87*10^26 / (4 * pi * (150*10^9)^2) ~ 1368 W par m² de surface perpendiculaire au rayonnement solaire. L'énergie qui arrive est interceptée par un disque de surface proportionnelle au carré du rayon lunaire r, soit pi * r^2, et la face éclairée de la Lune renvoie environ 1/10 vers le demi-espace. Une fraction de l'énergie renvoyée est interceptée par notre planète. Quand c'est la pleine lune, on peut estimer que la partie de la Terre où il fait nuit reçoit F1 provenant de la Lune : F1 = 0.1 * 1368 * r^2 / (2 * d^2), où d est la distance Terre-Lune (384*10^3 km). On obtient quelque chose de l'ordre du milliwatt par m² ! La partie visible de la Lune émet aussi d'après la loi de Stefan, E ~ sigma * 400^4 ~ 1450 W/m², et la Terre reçoit donc en plus de F1 : F2 = 1450 * r^2 / d^2 ~ 0,03 W/m² = 30 mW/m² ! Bref, durant une nuit de pleine lune, l'énergie reçue de la Lune par la Terre est extrêmement faible comparée à l'énergie perdue par la surface terrestre dans l'infrarouge. Lors d'une nuit claire d'hiver, typiquement, le sol peut émettre ~ 300 W/m² et l'atmosphère retourner les trois quarts vers la surface, donc la perte qui conduit au refroidissement nocturne est de quelques dizaines de W/m². La Lune peut influencer légèrement la pression atmosphérique par ailleurs. En supposant une oscillation de l'ordre de 0.1 hPa = 10 Pa, d'après l'équation d'état pour l'air, l'oscillation de température est 10/(287*1.3) < 0.03 K.

Exactement

Je te pose la question suivante : comment tu traces l'isotherme 0 °C dans une zone géographique où la température est strictement inférieure à 0 °C sur toute la colonne atmosphérique ? Le modèle atmosphérique calcule T, p, q, u, v aux points de grille, à chaque pas de temps. Puisqu'à un instant t donné T est connue entre le sol et le sommet de l'atmosphère, il est possible d'évaluer l'altitude de l'isotherme 0 °C. Le DWD par exemple fournit la variable sous le nom "HZEROCL" (cf. le message précédent), à la résolution horizontale du modèle. Si à la verticale d'un point en surface, la température au sol est positive puis négative à partir d'un niveau Z, elle s'annule forcément et par interpolation l'iso-0 °C peut être évaluée. Si elle s'annule deux fois, par exemple en cas d'inversion thermique, il y a deux valeurs et le choix est fait de retenir la valeur la plus haute (avant l'été 2019 c'était la plus basse). Maintenant, quelle valeur attribuer à la variable "HZEROCL" si la température est strictement inférieure à 0 °C sur la verticale ? Soit c'est NaN, soit il est attribué la valeur 0 (le choix du DWD avant 2019), soit il est juste renseigné l'altitude topographique dans le modèle (le choix actuel, mais la T2M est négative). Un utilisateur peut ensuite récupérer la variable "HZEROCL" dans les data et faire une carte de l'altitude de l'isotherme 0 °C, en gardant à l'esprit que là où la température est négative sur toute la colonne l'isotherme 0 °C coïncide avec la topographie. Pour d'autres modèles, çà peut être différent. L'isotherme 0 °C peut être tracée de sorte qu'elle coupe le terrain. C'est la raison pour laquelle il faut toujours s'interroger sur la représentation de tel ou tel paramètre quand on regarde une carte. Voici un sondage AROME à Chamonix, tu vois bien que malgré l'inversion ici, la température ne s'annule pas sur la verticale :

Tout à fait _sb, car dans ce cas la température s'annule à nouveau au-dessus de 850 mb et l'altitude de l'iso-0 °C retenue est la plus haute. En revanche, pour les Alpes en particulier, c'est bien lié au fait que la température est négative au-dessus du sol.

C'est calculé à partir des données issues du modèle, mais ce n'est pas une variable modèle à proprement parler. En général, on donne l'altitude de l'iso-0 °C au-dessus du niveau moyen de la mer (AMSL). Je ne comprends pas où est le problème en fait. Si il fait -14 °C ou -5 °C en surface en un point à 2000 m d'altitude, l'altitude représentée sur la carte (pour ICON en tout cas) correspond à celle de la surface et non à l'isotherme 0 °C qui n'existe pas, c'est tout, donc 2000 m. Voici l'iso-0 °C parmi les champs disponibles en sortie pour ICON, je cite : "si la température est au-dessous de 0 °C sur toute la colonne atmosphérique, HZEROCL est fixé égal à l'altitude topographique". source : DWD

Ouais, justement, certains peuvent donc me remercier d'avoir vu de la neige

Tout va bien, mais en moyenne la Lorraine est loin d'être la région la plus ensoleillée de France donc j'ai peut-être plus l'habitude du gris qu'un bordelais, je sais pas

Ce n'est pas le modèle, c'est sur la carte que tu vois l'isotherme 0 °C à 2000 m.

Ce que çà donne, à moins de ne pas avoir compris la question, je l'ai expliqué au-dessus. Il n'y a pas d'isotherme 0 °C si la température est négative du sol au "plafond", on peut seulement trouver une isotherme fictive pour réaliser la carte. S'il fait T °C à 2000 m dans les Alpes, l'isotherme 0 °C est sous la surface, mais on peut éventuellement faire 2000 + (T/6.5) * 1000 = altitude de l'iso-0 °C sur la carte.

Ce qu'on voit bien en tout cas sur la figure est la baisse du NAM dans la stratosphère (bleu -> rouge) qui accompagne la perturbation du vortex polaire stratosphérique, suite au forçage des ondes de Rossby troposphériques qui transfèrent de la chaleur vers le pôle et dont une partie de l'énergie se propage verticalement, absorbée dans la stratosphère autour du 25/01 (d'où le réchauffement stratosphérique soudain mineur). Le flux d'Eliassen-Palm (EP) est une représentation vectorielle dans un plan (y, z) des flux méridiens de chaleur et de moment turbulents associés aux ondes de Rossby, il est représenté ci-dessous par les flèches blanches. Les vecteurs dans la troposphère aux moyennes latitudes s'orientent vers le haut le 25/01, correspondant à un transfert de chaleur. En haute troposphère, les vecteurs ont une composante vers l'équateur due au transport de moment angulaire, jusqu'à 30 ° latitude où circule le courant jet subtropical (anomalie en rouge vers 200 hPa => maximum de vent d'ouest). On voit que le vent est d'ouest en moyenne dans la stratosphère entre 50 et 90 ° N. La divergence négative (=> convergence ici) du flux d'EP dans la stratosphère à 60-70 ° N implique une diminution du vent zonal (dit autrement un ralentissement de la circulation d'ouest stratosphérique). D'ailleurs, tout en bas de la figure à droite, il est indiqué une baisse de 29 m/s à 60 N et 10 hPa en un jour. On a un étirement et déplacement du vortex polaire vers l'Europe occidentale, une prolongation de l'anomalie moyenne de bas géopotentiels à 60 ° W (Amérique du nord-est), mais pas de connexion visible entre la stratosphère et la troposphère dans la prévision récente sur le domaine euro-atlantique. Début février, l'anomalie de géopotentiel est prévue positive sur notre continent. Même si la circulation d'ouest se renforce par la suite, le vortex polaire stratosphérique pourra subir d'autres perturbations d'ici la fin de l'hiver calendaire et s'affaiblira peu à peu, comme chaque année à l'arrivée du printemps. Je ne vais évoquer la MJO ou d'autres indices, la tendance dépend de l'évolution de très nombreux facteurs, et on n'a heureusement pas besoin d'attendre les effets éventuels d'un SSW pour observer du froid et de la neige de temps en temps. Il pourrait y avoir des choses intéressantes en février/mars, météorologiquement parlant, on verra bien.

Ca va... J'ai toujours du mal avec le "comme il s'agit d'un indice, elle s'exprime sans le °C", mais bon, on va pas en discuter à nouveau

C'est à cause du relief. Pour ICON et ICON-D2, lorsque l'isotherme 0 °C est sous l'altitude modèle, on a ces hachures blanches et l'altitude affichée en couleurs est vraisemblablement celle du sol. Pour ARPEGE et AROME, lorsque l'isotherme 0°C est au-dessous de la surface, on dirait que l'altitude de l'iso-0 °C (fictive) est calculée à partir d'un gradient thermique vertical (fictif) de 6.5 K/km. Ci-dessous par exemple, l'isotherme 0 °C est sous le sol, on l'obtient en prolongeant la courbe d'état jusqu'à 1000 hPa, et on trouve un isotherme 0 °C à environ 1.2 km.

Bulletin TV : "encore de fortes gelées, blablabla ........ mais les températures vont enfin repartir à la hausse" C'est vrai qu'on attend tous avec impatience la fin de cette vague de froid remarquable pour un mois de janvier.

En anglais, DGZ = dentritic growth zone C'est la couche de l'atmosphère délimitée par des températures de - 10 °C et -20 °C environ, dans laquelle les flocons de neige se forment et grossissent de façon optimale. A ces températures, la concentration de noyaux glaçogènes actifs est plus grande, il y a déposition de vapeur d'eau pour former des cristaux et il se forme des dendrites. Quand la DGZ est saturée, que la vitesse verticale y est importante, et qu'elle est épaisse (> 100 mb), c'est l'idéal pour observer des chutes de neige.

On voit bien ici en coupe verticale nord-sud à travers la chaîne des Pyrénées l'effet orographique dans un écoulement de secteur nord. Les ascendances sont forcées en amont du relief où se forment les nuages, tandis qu'il y a nette subsidence compensatoire en aval (côté espagnol) ; il y a également subsidence faible de grande échelle : L'humidité est bloquée, elle se concentre entre la surface et environ 700 hPa, alors qu'au-dessus l'air est sec : Le resserrement des isentropes en moyenne troposphère indique une augmentation de la stabilité statique ; les ascendances plus intenses en amont sont associées à un refroidissement près du sol (çà limite l'augmentation diurne de température) : Dans l'air nuageux, la température est souvent comprise entre -5 et -12 °C ; en surface, excepté en montagne, la température est légèrement positive :