Cers

Que représente cette isoligne descendant à 250 mb ? Je me demande, car la tropopause dynamique représentée habituellement par la surface 1.5 PVU s'abaisse bien plus bas que ce niveau. Dans ton encadré, on note une advection différentielle négative de vorticité absolue en moyenne troposphère (forçage pour de la subsidence). Pourquoi avoir fait une coupe sud-nord en aval du système, et non pas ouest-est ?

Chaud aujourd'hui, encore 23 °C, ciel couvert. Il tombe quelques gouttes par moment.

Un bonsoir des crêtes vosgiennes, où il y a du vent certes mais il fait bon, 11 degrés peut être. Clair de lune. On devine quelques nuages lenticulaires.

La semaine à venir s'annonce en grande partie perturbée et humide, en bref : - un passage pluvieux notable de lundi à mardi au nord du pays, mais avec des incertitudes à lever encore en termes de quantités de pluie et de localisation ; - une autre perturbation pluvieuse et venteuse pour la saison mercredi, suivie d'un régime d'averses parfois orageuses et d'un rafraîchissement de la masse d'air. J'ai rédigé un texte synthétique ici, pour une fois que j'ai le temps de regarder un peu à moyen terme.😄 Bonne fin de weekend !

Les sondages ARPEGE ne s'ouvent plus sous SHARPpy, je ne sais pas si c'est un bug ou parce que @Sylvain travaille dessus, mais je l'indique.

Bonsoir, Une cellule orageuse est arrivée sur la Haute-Garonne vers Rieumes et devrait passer au sud de Muret. Elle progresse dans un environnement moyennement instable mais bien cisaillé en profondeur, et qui présente à priori un peu de SREH 0-3 km. L'image radar indique en tout cas de fortes réflectivités, pluie intense et grêle possible.

La réflectivité est une mesure de l'intensité des précipitations (la puissance du signal réfléchie par les précipitations mesurée par le radar est convertie en réflectivité), elle s'exprime en dBZ. Pour donner une indication, 10 dBZ = faible valeur, 50 dBZ = forte valeur. On peut convertir Z en intensité de précipitations exprimée en mm/h via une relation empirique. Sur les cartes des modèles de prévision, en particulier sur Meteologix, il s'agit de réflectivités simulées. La réflectivité maximale est la valeur maximale de Z dans la colonne atmosphérique au-dessus d'un point. Echo Tops 18 dBZ peut donner grossièrement l'altitude des sommets des nuages convectifs. Typiquement, la réflectivité présente un maximum entre le sol et un certain niveau de l'atmosphère, puis Z diminue avec l'altitude. Il existe une valeur d'altitude à laquelle toutes les valeurs de Z > 18 dBZ sont situées au-dessous. On peut prendre d'autres seuils que 18 dBZ selon ce qu'on souhaite regarder, par exemple afficher 50 ou 60 dBZ pour évaluer le potentiel de grêle.

Bonjour, Il y a une possibilité d'orage isolément fort aujourd'hui sur Rhône-Alpes. Un orage violent pourra notamment évoluer vers l'Ardèche et la Drôme : le vent de sud en basse vallée du Rhône apporte de l'humidité en provenance de Méditerranée, la MLCAPE excédera 1 kJ/kg dans la zone, et le champ de vent près du sol serait assez convergent en vallée du Rhône et aux abords pour déclencher la convection profonde. Météo-France a placé la région en vigilance orange par ailleurs. Carte diffusée à 09 h UTC (texte sur le site) :

Néanmoins 18 °C à 8h c'est plutôt chaud ! Idem une averse à Soultz. J'ai trouvé que la journée de mercredi était la plus agréable de juillet et même de l'été avec ses 22 °C.

Je te rejoins @DoubleKnacki sur le risque d'orages violents en particulier dans l'Aude (que j'évoque d'ailleurs dans mon petit bulletin texte sur la base des données d'hier) et aux abords, où la probabilité d'orage est plutôt élevée ce soir. Je n'ai pas trop le temps de regarder pour l'instant, mais les images de télédétection montrent des développements convectifs au nord de l'Espagne. En France, ce sont les Pyrénées-Atlantiques et les Hautes-Pyrénées qui sont d'abord visées par les orages, à priori.

Oui, de nombreuses averses et localement des orages faibles à moderés ce mardi. Un thalweg traverse le nord du pays, associé à de l'air froid en altitude (température de -18 °C environ à 500 hPa de la Manche aux Vosges et au Jura). Les profils thermodynamiques seront instables, valeurs de MUCAPE > 500 J/kg. Le courant jet d'altitude circule plus au sud, cette instabilité convective ne se conjuguera pas à un fort cisaillement vertical de vent, dont les valeurs les plus élevées sont au sud du territoire. Petite carte où une activité électrique est possible jusqu'à ce soir.

Outre la nuit prochaine, l'environnement sera particulièrement propice à des orages pouvant être violents demain après-midi, en particulier de l'Ardèche et la Drôme aux Savoies. L'instabilité modérée conjuguée à un fort cisaillement vertical de vent sur 0-6 km (> 25-30 m/s en vitesse) autorisera le développement potentiel de supercellules génératrices de grosse grêle (2-5 cm possible voire + localement) et éventuellement de fortes rafales de vent dans la zone.

Ah, vu de cette manière, en effet.

14 / 24 °C à Lille, 12 / 20 °C à Brest... c'est tout proche des moyennes climatique çà, je me trompe ?

Je me permettais juste de commenter la citation, j'arrête là. 🙂 Et toi Mat' ne poke pas les gens au hasard ! 😅

C'est le gradient horizontal de pression qui crée le vent. Si on se place dans un référentiel absolu (non lié à la Terre en rotation sur elle-même) et qu'on néglige la force de frottements visqueux, il n'y a que la force due au gradient de pression dans l'équation du mouvement horizontal. La force de Coriolis dévie le mouvement dans un référentiel lié à la Terre et la friction modifie le vent (d'autant plus qu'on est près de la surface). L'approximation géostrophique vient du fait que dans l'atmosphère libre, donc suffisamment loin de l'influence de la surface, le vent géostrophique Vg est une bonne approximation du vent réel V qui s'en écarte peu : V ~ Vg. On parle d'équilibre quasi-géostrophique : si la composante agéostrophique du mouvement peut être négligée à l'échelle synoptique, elle n'est en revanche pas nulle, c'est elle qui pilote les évolutions atmosphériques ! Le vent thermique, c'est une variation de vent géostrophique entre deux niveaux atmosphériques, il s'agit donc d'un vent fictif, parallèle aux iso-épaisseurs et laissant l'air froid sur sa gauche. L'équilibre du vent thermique implique le géostrophisme et l'hydrostatisme, deux grands équilibres auxquels l'atmosphère perturbée tente de s'ajuster en permanence à l'échelle synoptique.

@Matpo tu ne connais pas la règle de Buys-Ballot ? J'ai pourtant maintes fois évoqué l'équilibre géostrophique sur Météo Pratique. En tant que lecteur assidu, çà devrait être connu Pour commencer, évite le mot flux ici, on parle bien de vent, d'écoulement. Le vent à l'échelle synoptique suit quasiment les isobares ou les isohypses, en laissant les basses pressions sur sa gauche dans l'hémisphère nord. Il tourne dans le sens des aiguilles d'une montre autour des anticyclones, dans le sens opposé autour des dépressions. C'est une notion élémentaire que tout passionné de météo devrait connaître quand même. Prenons une particule d'air initialement au repos. Si elle est soumise à un gradient de pression, c'est à dire une différence de pression sur une distance donnée, elle va subir une accélération en direction des basses pressions. Mais en plus de la force due au gradient de pression, cette particule est soumise à la force de Coriolis dans le référentiel terrestre (tournant). La force de Coriolis n'est qu'une force apparente faisant dévier vers la droite le mouvement dans l'hémisphère nord. Pour simplifier, dans le référentiel terrestre, on a le bilan suivant : accélération horizontale = force due au gradient de pression + force de Coriolis On peut montrer qu'à grande échelle la force de Coriolis domine l'accélération horizontale. Qu'est-ce qu'une accélération ? C'est une variation de vitesse par unité de temps : dU/dt. Donc çà a la dimension d'une vitesse U par unité de temps T : U/T. Qu'est-ce qu'une vitesse ? C'est une variation de distance par unité de temps : dX/dt = U. Donc çà a la dimension d'une distance L par unité de temps T, soit U = L/T => U/L = 1/T. On en déduit qu'un ordre de grandeur de l'accélération horizontale est U/T = U * 1/T = U²/L. Le terme de Coriolis lui est proportionnel au paramètre de Coriolis f et à la vitesse du vent, donc f*U. A l'échelle synoptique, U est de l'ordre de 10 m/s, L est de l'ordre de 1000 km = 1000000 m (dimension horizontale caractéristique) et f vaut 2 * vitesse angulaire de rotation de la terre * sin (latitude) ~ 10^-4 /s aux moyennes latitudes. On a donc : • accélération horizontale ~ U²/L ~ 10*10/1000000 = 0.0001 SI • force de Coriolis ~ f*U ~ 0.0001*10 = 0.001 SI Le rapport entre les deux définit un nombre appelé nombre de Rossby, ici égal à 1/10. On vient de montrer qu'à l'échelle synoptique, le terme de Coriolis est de l'ordre de 10 * l'accélération horizontale (10^-3 = 10 * 10^-4). Par conséquent, l'accélération est négligeable dans l'équation du mouvement à grande échelle, et la force de pression équilibre quasiment la force de Coriolis. L'équilibre exact, théorique, entre force de pression et force de Coriolis s'appelle l'équilibre géostrophique : force due au gradient de pression = force de Coriolis Il en découle le vent géostrophique, qui a les propriétés suivantes dans notre hémisphère : - parallèle aux isobares et aux isohypses ; - laissant les basses pressions à gauche et les hautes pressions à droite ; - vitesse inversement proportionnelle à l'espacement des isohypses. Pour comprendre, imaginer un ballon imprimé d'un mouvement initial rectiligne, tenu par deux personnes qui marchent dans la même direction et le même sens. Une personne tire le ballon de son côté, ce qui représente la force de pression. L'autre personne tire le ballon du côté opposé en exerçant la même force, ce qui représente la force de Coriolis. Dans ce cas, la trajectoire du ballon demeure rectiligne. A grande échelle, le vent géostrophique est une très bonne approximation du vent réel, celui qu'on observe et qui peut être représenté sur des cartes. Le vent réel est quasi-géostrophique, il s'en écarte un petit peu (de l'ordre de 10 % seulement), mais surtout dans les zones les plus perturbées de l'atmosphère. Ce sont ces écarts au géostrophisme qui d'ailleurs gouvernent les changements atmosphériques, car l'atmosphère lorsqu'elle est déséquilibrée se ré-ajuste. Si le vent allait directement des hautes vers les basses pressions, les dépressions et anticyclones seraient rapidement comblés, ils n'existeraient pas ! Dans la zone équatoriale, le champ de pression est plus uniforme, car la force de Coriolis tend justement vers zéro et le vent est éloigné du vent géostrophique (infini). La dernière figure que tu montres est tout à fait correcte. @Pansa t'a déjà répondu sur le rôle de la friction, qui intervient dans le bilan des forces. Près de la surface, dans la couche limite, il y a des frottements qui ont pour effet de réduire la vitesse du vent et de dévier l'écoulement vers les basses pressions : le vent coupe donc les isobares et l'air est convergent et ascendant au niveau d'une dépression, divergent et descendant au niveau d'un anticyclone. Sur mer, les frottements sont moins importants qu'au dessus des terres. Plus on s'éloigne de la surface, moins il y a de friction, et plus le vent est proche du vent géostrophique. A 10 m, le vent au nord-ouest de la France par exemple coupe les isobares : A 850 hPa, le vent suit bien les isohypses, il est quasi-géostrophique :

Et en quoi c'était plus propice à des orages vers les Vosges alors, ou certes le cisaillement vertical de vent était fort, mais l'instabilité relativement faible par rapport au sud si l'on en croit les modélisations, et la CINH importante ? Un orage violent (grêle de 4 cm) a éclaté en dehors de la zone visée par Keraunos.

Grêlons de 1 à 2 cm durant l'après midi à Guebwiller. Split entre Bourgogne et Vosges. Attention à la grêle sous les cellules convectives qui traversent la Haute Marne et les Vosges.

En montagne, et pas que dans la contexte actuel, la CINH est typiquement plus faible qu'en plaine. De plus, les forcages orographiques permettent l'initiation.

level of free convection (niveau de convection libre) C'est le niveau qu'une parcelle d'air conditionnellement instable doit atteindre pour devenir plus chaude que son environnement et monter librement sous l'effet de la force de flottabilité positive. Pour cela, elle doit vaincre une inhibition convective (la CINH), à condition qu'un forçage pour une ascendance (ex. : convergence, front, brise de pente...) puisse l'amener jusqu'au LFC ! Si la CINH est trop forte et/ou le forçage absent ou trop faible, les parcelles ne peuvent pas franchir le LFC, et la convection profonde ne peut se déclencher.

Voici le sondage de Trappes à mi-journée : On a une température de 22 °C en surface, un point de rosée de 10 °C. Au-dessus de la couche de surface très fine, caractérisée par un gradient thermique sur-adiabatique, on a une couche de mélange jusqu'à 850 hPa environ suite à l'évolution diurne (la température potentielle y est constante, T diminue d'environ 1 K / 100 m). Si on monte un peu plus haut, on voit que la température décroit encore selon un taux assez fort jusqu'à 740 hPa, puis on a une inversion de température ! L'air est très sec dans l'atmosphère libre, entre 700 et 550 hPa, l'écart entre T et Td est grand (on parle de dépression du point de rosée). La tropopause se situe vers 200 hPa ou 12 km d'altitude (brusque variation de dT/dZ). L'atmosphère est peu instable pour la convection : SBCAPE de l'ordre de la centaine de J/kg. Une parcelle d'air qui s'élève depuis le sol est instable (plus chaude que son environnement) et condense vers 1400 m d'altitude (LCL = niveau de condensation par soulèvement). Il faut suivre le trait tireté noir qui représente la trajectoire d'une parcelle d'air virtuelle. La parcelle d'air une fois saturée peut continuer de s'élever en suivant le gradient adiabatique humide, moins fort, et reste instable jusqu'au niveau d'équilibre thermique (EL). A cause de l'inversion, l'EL est bas ici, à moins de 3 km. Ainsi, seule une convection peu profonde peut se développer et il se forme des cumulus d'extension verticale limitée généralement "inoffensifs". Enfin, si on regarde rapidement l'hodographe, il montre un cisaillement vertical de vent relativement fort (47 kt soit plus de 20 m/s sur 0-6 km, 30 m/s sur 0-8 km) et quasi-unidirectionnel. L'image satellite visible montre des nuages de moins en moins développés au fur et à mesure qu'on s'éloigne de la Bretagne et des régions bordant la Manche :

Ah, c'est donc toi qui va initier les orages mardi ? Je peux comprendre la difficulté, en plus les LFCs pourraient être assez hauts.

On observe(ra) quelques averses aujourd'hui. A l'échelle synoptique, la situation est la suivante : dépression en mer de Norvège, hauts géopotentiels (> 596 gpdam) en Méditerranée, une dorsale s'étire en Europe à l'est. La France est traversée par une zone barocline, le gradient d'épaisseur est important, le gradient thermique horizontal élevé entre la Manche (~ 6 °C à 850 hPa) et les régions méditerranéennes (~ 20 °C à 850 hPa). La baroclinicité se traduit par un fort cisaillement vertical de vent. Dans le nord-ouest, le courant de sud-ouest en altitude reste ainsi bien dynamique ce dimanche. Un petit thalweg thermique a circulé la nuit dernière, amenant un peu d'air froid en altitude. Le radiosondage de Brest la nuit dernière montrait de l'instabilité convective, un lapse rate de 7.6 K/km à l'étage moyen et une MUCAPE proche de 500 J/kg : Ce thalweg est suivi d'une advection chaude suite à son évacuation vers le Benelux, cela s'est traduit sur les profils verticaux par une réduction du lapse rate en moyenne troposphère mais une autre advection froide se produit, consécutive au passage prévu d'un second thalweg en Manche. Les profils verticaux resteront faiblement instables (MUCAPE de 100-400 J/kg). Dans ce contexte, des averses évolueront sur le nord-ouest, notamment en Normandie, mais aussi sur les Hauts-de-France. Sur le sondage prévu ci-dessous, on a un lapse rate moyen voisin de 8 K/km dans la couche 1000-750 mb, gradient thermique adiabatique dans la couche de mélange, sur-adiabatique au voisinage direct du sol. Le lapse rate n'est que de 6 K/km dans la couche 800-600 mb, mais le profil thermodynamique permet quand même une MUCAPE de l'ordre de 250 J/kg. C'est une instabilité relativement faible, largement suffisante toutefois pour avoir des averses ! Le LFC et le LCL sont au même niveau, à environ 1 km d'altitude, il n'y a pas de MUCINH (inhibition convective). Le cisaillement vertical de vent est assez marqué, supérieur à 20 m/s entre la surface et 6 km d'altitude. Les niveaux d'équilibre thermique resteront bas, inférieurs à 5 km environ, c'est une convection de masse d'air froid et la probabilité d'orage est très faible.

Deux beaux coups de foudre sur ma position. Il pleut.