Frontogenèse / Frontolyse : "La vie des fronts" / Tout savoir sur les fronts

Donc dans ce tuto' on va parler de la vie d'un front, de la naissance à la mort . On va également décrire des paramètres assez complexes qui permettent de décrire la complexité de l'évolution des structures frontales ( Vecteur Q etc.. Ne vous en faites pas, cela va le faire ).

Donc , d'abord commençons par donné la définition de frontogenèse et de frontolyse :

-Frontogenèse : une intensification d'un gradient de température à la surface ou en altitude.
-Frontolyse : un affaiblissement du gradient .

Ce sont les définition officiel qui se trouvent sur le site de la NOAA

Prélude

Les processus de frontogenèse sont très importants dans la dynamique de l'atmosphère. Ils se réfèrent à la variation de l'importance du gradient de température ( theta'E est plus approprié ) et de son orientation à un niveau. Ceci étant dut à des variations dans le vent horizontal total ( cf ,convergence/divergence ). Ceci modifie l'équilibre du vent thermique, et pour que les équilibre atmosphérique soient respectés, cela génère du mouvement vertical et forme les bandes pluvieuses bien connues des habitants des latitudes moyennes
Pendant la frontogenèse, une circulation thermique directe se forme. Dans les basses couches, du mouvement ascendant prend naissance du côté chaud du gradient de température. En s'élevant, les parcelles subissent un refroidissement adiabatique. Du côté froid, on observe du mouvement subsident qui réchauffe les parcelles par compression adiabatique. Au niveau horizontal, les mouvements tendent à accéléré les parcelles d'air froid vers l'air chaud dans les bas niveaux, et l'inverse en altitude . Ces mouvements ont tendance à affaiblir le gradient de température que la frontogenèse tend à renforcer .
En général, les zones frontal sont inclinés en altitude vers l'air froid ( donc vers l'avant pour un front chaud, vers l'arrière pour un front froid ).


Description générale

Dans la zone barocline des latitudes moyennes, le passage de creux/crête provoque l'ondulation des isothermes ( lignes de même température ), ce qui fait apparaître un secteur chaud près d'un creux. Ces secteur chaud est encadré par des anomalies froides liées aux anomalie anticycloniques de l'onde barocline. Au cours de la vie d'une dépression ( voir ultérieurement la cyclogensèse ), l'amplitude de l'onde sur le champ de température augmente ce qui fait que le gradient de température augmente significativement au NE et au SO. Ces 2 régions sont des zones de l'onde barocline particulièrement actives ( pluie, vent fort, cisaillement .. ). On identifie ces zones en termes de front ( vocabulaire tenant de la guerre, ou les fronts était des zones de combats entre 2 camps, ici c'est froid contre chaud ). Le front froid au sud-ouest ( progression de l'air froid vers l'air chaud ) et le front chaud au nord-est ( pogression de l'air chaud vers l'air froid à l'avant ). Suivant les cas, il peut arrivé qu'un seul des 2 fronts soient présent, ou même qu'il n'y'en ai aucun .

Ici les images sont extraites de fondamentaux de météorologie

On va analyser pour commencer une coupe vertical d'un front chaud et d'un front froid . On peut aussi voir la tronche de l'onde barocline ( onde des isothermes ) en haut à droite .
Ici la coupe vertical à travers un front froid ( axe de la coupe en haut a droite de l'image ) :



Alors ici, dans l'image du haut, en turquoise c'est la température, et la Theta'w en rouge . La theta'W ( ou Theta'E , il n'ya pas un grande différence entre les 2 ) est mieux adapté à l'étude des fronts car c'est un paramètre conservatif . Par exemple, une particule non saturée qui subit une ascendance ou il y'aura condensation verra sa température varié, alors que sa Theta'w n'aura pas changé .
Sur l'image, on remarque le front froid marqué par le fort gradient de theta'W qui sépare l'air du secteur chaud ( caractérisé par un theta'w uniforme de 14 °C ) de l'air plus froid à l'arrière. Les isolignes de theta'W sont presque verticale au niveau du front en surface . Au dessus les iso-theta'W sont inclinés vers l'air froid .
On observe souvent au niveau du front, en haut de la couche limite un nez froid de theta'W, résultat d'une légère décroissance de theta'W avec l'altitude dans la couche limite , puis une augmentation ensuite. Dans le secteur chaud, on remarque qu'il y'a de fortes humidités et des VV ascendantes ( Cf 2e image, plage rosée = humiditées et isolignes orange VV ascendantes, isolignes noir : vent s'enfonçant dans la coupe ).
Cet air chaud et humide se déplace rapidement vers le nord parallèlement au front. On remarque aussi vers 900 hpa un maximum de vent dans le secteur chaud que l'on appelle jet de basse couche . Dans l'air froid plus à l'ouest, l'air est subsident à l'échelle synoptique .

Voici maintenant la coupe vertical à travers le front chaud :



Ici aussi, on remarque bien, dans l'image du haut, la transition entre l'air du secteur chaud à l'ouest et l'air plus froid à l'Est ( associé à l'anomalie anticyclonique ), mis en évidence par le gradient de theta'w. Le front de surface est caractérisé par des iso-theta'w quasiment verticales puis ces isolignes s'inclinent vers l'air froid en altitude . L'air est très humide ( image du bas ) aussi bien dans l'air froid que dans le secteur chaud . On observe un maximum d'ascendance ( isolignes oranges ) au dessus du front de surface . Il est vrai qu'ici c'est un peu chaud avec la qualité photo mais bon ^^' . Le vent est parallèle au front de surface et souffle en laissant l'air froid à sa droite, puis tourne vers 800 hpa et change de sens au dessus . On verra plus loin que celà se voit bien sur les modèles conceptuels des " convoyers belts " .

A noté que les fronts chaud sont dénommés anabatiques . Cela peut porter à confusion si l'on ne précise pas si l'on parle de front chaud ou froid, car certains front froid sont aussi des front anabatiques .
En effet "anabatique" signifie qui a une forte composante ascendante , c'est le cas des front chauds puisqu'ils ont une grosse composante ascendantes vers l'avant, et de certains front froid qui ont une grosse composante ascendante vers l'arrière.
Il existe d'autre part les front catabatique, ce sont principalement des front froid dans lesquels de l'air sec d'altitude se dirige vers le bas en se réchauffant . En effet catabatique signifie " qui à une forte composante subsidente " .
Enfin il existe aussi les front froids dédoublés .

La prochaine partie vas arrivé mais je préfère faire par petits bout on sait jamais si l'ordi plante j'suis pas dans la merde ...

Mécanismes de frontogenèse

I) Déformation par le vent géostrophique

Lorsque l'on est en présence d'une anomalie dépressionnaire en surface ( vortex axysimétrique dans l'exemple pour simplifier ), les mouvements autour auront tendance à ressérés les gradient de température ( plus exactement de theta'E ) au SO et au NE, voyons comment.

Ce processus s’appelle la déformation par le vent géostrophique . On parle donc de vent de grande échelle en accord avec l'équilibre géostrophique . Deux choses sont importantes dans ce mécanisme :
- L'intensité de la déformation
- L'orientation des gradients par rapport à l'axe de dilatation .

Le champ de déformation est associé au champ de vent et est un élément fondamental de l'atmosphère à l'échelle synoptique.
Un schéma sera plus explicatif qu'un long discours. Ici ont a un repère en 2 dimensions . Les axes de contraction /dilatation sont représentés 2 axes orthogonaux ( flèches à 2 pointes, longueur proportionnel à l'intensité de l'action subie par le milieu ) . Les schémas a), b), et c) montrent l'action de la déformation sur un champ de Theta ( champ de scalaire , pour ceux qui auraient lut mon sketch sur les champs scalaire et vectoriels, on voit que ça peut servir ).



Si maintenant on remplace les iso-theta par des lignes de courants, on constate que les différentes configuration des champ de déformation se rattachent aux zones de diffluence et de confluence. Donc on peut dire que a) est une configuration de confluence pure alors que c) est une zone de diffluence pure . Dans l'atmosphère, les effets du vent géostrophique tendent donc a resserrer les iso-theta et à les aligner vers l'axe de dilatation .

Les schémas qui suivent montrent comment le champ de vent par rapport à la répartition du paramètre subissant la déformation conduit à une modifications importante des gradients ( les cercles représentent une anomalie cyclonique idéalisée et les lignes représentent les iso-theta ). Voyez comment , à mesure que le temps passe, les gradient se resserrent bien au NE et au SO de la zone cyclonique :




Ce premier mécanisme ( purement cinématique c'est à dire seulement dut au mouvement ) est assez simple . Il permet d'explique le renforcement des gradients dans une zone cyclonique . Mais même si ce mécanisme est nécessaire, s'il agit seul il ne produira des discontinuités frontales qu'au bout d'un temps beaucoup trop élevé ( la dépression se serait déjà comblé avant que ce mécanisme n'arrive a former les esquisses des fronts froid et chaud ... ). Dans la nature on sait qu'en général il suffit de 2 jours pour passez de gradients modérés à des front spectaculaires. Ceci s'explique par le fait qu'un second mécanisme, lié au premier, intervient à un moment donné et accélère le processus de resserrement des gradients .

II) La convergence agéostrophique

C'est le nom que porte ce 2e mécanisme ( oui je sais il portent toujours des noms de barbares mais il n'ya rien de bien compliqué la dedans ). Ce 2e mécanisme résulte de l'action de vent agéostrophique sur les iso-theta .
Pour simplifié la compréhension, on va décrire ce mécanisme ( couplé au 1er vu précédement ) avec des shémas

Tout d'abord une circulation cyclonique apparaît ( liée à la cyclogenèse, dont on parlera une autre fois, dans un autre sujet si j'ai le temps XD ) :



Ensuite, le 1er mécanisme se met en marche, l'action du vent géostrophique sur les iso-theta commence à les déformés
et des esquisses de front chaud et froid commence à apparaître :



Cependant, la température ( les iso-theta ) ne sont pas découplé du vent géostrophique. Le déplacement des iso-theta par le vent géostrophique génère une circulation verticale afin de rétablir l'équilibre du vent thermique. Dans un premier temps cette circulation verticale s'oppose à la déformation des iso-theta et ralentit le développement des esquisses de fronts. Ce rôle modérateur ( tiens ça me fait pensé qu'il n'ya pas encore de modos sur ce forum ) ne fait pas long feux car la présence d'un sol rigide freine le développement d'un mouvement vertical important et les gradients se renforcent sous l'effet du 1er mécanisme . On peut aussi dire que la conservation de la masse impose une convergence à la base des mouvement verticaux et donc renforce encore le resserrement des iso-theta :



Pour en revenir à notre convergence par le vent agéostrophique, elle vient donc du fait que la convergence qui serre à faire respecter la conservation de la masse lorsque des ascendance se produisent, est alimentée par un flux horizontal agéostrophique. Ce flux tend à resserrer les iso-theta.
Au début, l'effet de la déformation par le vent géostrophique est dominante . Mais lors de l'évolution dela cyclogenèse, tout augmente, la dépression se creuse, le vent géostrophique se renforce, la déformation des iso-theta aussi et de même que la convergence agéostrophique nécessaire pour l'alimenter .
Ce second mécanisme est donc la conséquence du premier .

Pour continuer dans la lancée, on va faire un bilan de ce que l'on a expliquer plus haut et en rentrant un peu plus dans les détails .

La ou la zone cyclonique resserrent le gradient de theta, on dit qu'elle a une action frontogénétique . Si elle le desserre, on dit qu'elle a une action frontolytique .
Lorsque le champ de température commence a se déformé lors de l'évolution de l'onde barocline, l'évolution du module du gradient de theta par une circulation purement géostrophique est donnée par une equation :

D|grad(theta)|²/Dt = |grad(theta)|² d x cos(2B)

Ou d est le taux de déformation et B est l'angle formé entre un isentrope et l'axe de dilatation.

Tout celà pour dire que la déformation est frontogénétique tant que l'angle entre les iso-theta et l'axe de déformation est inferieur à 3.14/4.

Dans une cyclogenèse barocline, la parturbation de vent est maximal à la tropopause et au dessus de la couche limite.
C'est sur ces 2 niveaux que l'action de la déformation sur le champ de température est la plus forte.

Ajustement à la Déformation d'une zone barocline

Tout ces procédés de déformations qui renforcent le gradient et forme les fronts s'accompagnent au final d'une modification des autres champs tels que la pression, le vent et le tourbillon. En effet ceci est dût au fait qu'à grande échelle l'atmosphère est toujours très proches des équilibre géostrophique et hydrostatique.
Au cours de la vie d'une onde barocline, l'onde thermique s'allonge dans la direction Nord/sud. L'anomalie de tourbillon et de pression associés s'allongent donc également . Au fur est à mesure que l'anomalie de température s'allonge ( devient étroite ), l'anomalie de tourbillon s'amplifie. Lorsque les anomalies de températures et de tourbillon se déforment, les zones d'ascendances et de subsidences qui maintiennent les grands équilibres ( quasi-géostrophisme et hydrostatisme ) se déforment aussi. Le maximum d'ascendance initialement maximum en moyen troposphère, va donc s'allonger le long des axes de forts tourbillon . L'action de la déformation du vent d'un vortex est donc capable d'amorcer la formation d'un front chaud et d'un front froid.
Ici, l'on vient de décrire l'ajustement de l'onde barocline et de la perturbation à la déformation de la zone barocline ( 1er mécanisme que l'on a vu précédemment ). On va maintenant montrer que la frontogenèse s'accélère quand les VV et le vent agéostrophique y participent ( 2e mécanisme que l'on a vu précédemment ).

Voici une petite image pour mettre un peu d'ambiance :



Elle montre l'évolution de l'anomalie de tourbillon ( lignes vertes ) lors du développement de la perturbation marquée par un D . Les lignes noir sont la Pnm.

La rétroaction de la convergence du vent agéostrophique sur la zone barocline

Au fur et à mesure que la structure tridimensionelle de la perturbation barocline se complique, seules les simulations peuvent reproduire les interactions de plus en plus complexes qui modifient la structures des champs ( température, vent, tourbillon, pression ).
Elles on mis un évidence un autres mécanisme que la déformation par le vent géostrophique qui participent à la frontogenèse. Ce second mécanisme n'est significatif que pour une échelle sous synoptique ( contrairement au premier d'échelle synoptique ). Il ne joue un rôle important que lorsque les anomalies cycloniques au sol et à la tropopause ont suffisamment été développées par le développement barocline ( le vent zonal augmente ) et que la déformation a étiré ces anomalies, induisant ainsi une réduction de l'échelle dans une direction ( la largeur diminue ) .

Pour étudier les fronts on utilise plus les équations quasi-géostrophique, mais les équations semi-géostrophiques.
A mesure que le système se développe , le nombre de rossby augmente ( pour ceux qui ne savent pas à quoi il correspond on peut revenir dessus dîtes le ). Cela amène donc la circulation agéostrophique , négligeable au début, a une grandeur supérieur ou égal a la circulation géostrophique ( On parle pour l'échelle d'un front ici ).
On ne peut donc plus négligés les advections agéostrophiques.
Tant que le vent Géostrophique domine, le terme de divergence est négligeable devant le terme de déformation. Mais lorsque le vent agéostrophique devient du même ordre de grandeur que le vent géostrophique ( le nombre de rossby augmente ), le terme de divergence doit être pris en compte. Celà nous ammène donc à la conclusion :
- Le gradient de theta'E est renforcé là ou le vent agéostrophique est convergent. En général, ce vent est convergent en basse couche à l'avant des axes de forts tourbillons.

On va maintenant explicité un phénomène assez intéressant L'amplification de ce gradient de theta'E est un processus non linéaire qui s'accélère rapidement ( si cela vous fais penser à une exponentielle, vous avez taper dans le mille les gugus ). En fait, quand la convergence s'accélère, le gradient se resserrent et l'atmosphère tente de s'ajuster vers les grand équilibres ( équilibre du vent thermique ). L'ajustement se fait grâce aux VV . On a donc une amplification des ascendances à l'avant des axes de forts tourbillon. De ce fait, la convergence augmente sous les ascendances et la frontogenèse s'accélère. On découvre qu'on a ici une boucle de rétroaction positive.
On peut aussi cité que l'augmentation des ascendances étire et donc amplifie le tourbillon et le thalweg dans la zone frontale : c'est un processus non linaire également .
On peut l'expliqué par le fait que lorsque tourbillon relatif devient du même ordre de grandeur que le tourbillon planétaire, le terme d'étirement devient non linaire .
Enfin on peut aussi dire que le relargage de chaleur latente dans un front amplifie les ascendances. La libération de chaleur latente liée au précipitations est également à l'origine de la formation d'anomalies de tourbillon potentiel positives allongées et très étroites ( essentiellement visibles en tourbillon puisqu'elles sont étroites ).

Hé bé ça en fait de la lecture !

Tu occupes tes vacances de manière intéressante en tout cas...Merci pour tous ces cours !

Acrid33 a écrit:Hé bé ça en fait de la lecture !

Tu occupes tes vacances de manière intéressante en tout cas...Merci pour tous ces cours !

Etant donné que c'est ma passion, ça m'occupe dans la bonne humeur

Après j'espère que ça peut servir, par exemple à des gens qui cherchent sur le net ... Ils peuvent tombés sur cette page je suppose via le net en tapant " Frontogenèse " etc ?

PassionMétéo a écrit:

Acrid33 a écrit:Hé bé ça en fait de la lecture !

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Etant donné que c'est ma passion, ça m'occupe dans la bonne humeur

Après j'espère que ça peut servir, par exemple à des gens qui cherchent sur le net ... Ils peuvent tombés sur cette page je suppose via le net en tapant " Frontogenèse " etc ?

Ou alors on tape dictionnaire météo et on arrive sur PassionMétéo...

Le "truc" va être vite réglé !

Acrid33 a écrit:Le "truc" va être vite réglé !

D'accourd, par contre je n'ai pas fini ce tuto'
Y'a un bon paquet encore a venir

Avant de continuer , nous allons maintenant analyser la structure d'un front en air sec

Ces schémas on été obtenus via une simulation numérique, en faisant croitre le cisaillement de vent au fur et à mesure que l'interaction barocline se développait dans un courant jet . C'est un moyen très simple de mettre en évidence le lien entre interaction barocline et courant jet.

1) Déformation des iso-theta

La déformation fait apparaître de forts gradients horizontaux et un affaiblissement de la stabilité statique ( à cause de la forte pente des iso-theta ). Ces gradients sont essentiellement localisés au niveau de la surface et à la tropopause :



2) Courant jet

Le vent géostrophique, transversal au plan représenté ici ( trait plein pour le vent plongeant dans la figure, trait tiretés pour le vent sortant de la figure ), fait apparaître un point essentiel de la cyclogenèse : 2 courants jets de basses couches de part et d'autre du front ainsi que les courants jets d'altitudes plus familiers :



3) Le tourbillon

Le tourbillon représenté dans ce shémas met en évidence les zones de fort cisaillement de vent lié à la frontogenèse. Cette caractéristique du champ de vent est toute aussi importante que le gradient thermique pour définir un front :



4) Le mouvement vertical

Le tracé des VV ( ascandantes à droite en vert , subsidente à gauche en rouge ) montre qu'elle tend à s'opposer à la déformation des iso-theta par le vent géostrophique . Le maximum d'ascendance est atteint vers 700 hpa ( environ 3000 m ) alors que le maximum de subsidence est plus près de la tropopause :



5) Vent agéostrophique

Sur ce schéma, les lignes montrent la valeur du vent ageostrophique dans le plan de coupe ( positif en trait pleins, négatif en traits tiretés ). Elle font apparaître la convergence responsable du resserrement des iso-theta et du renforcement du vent le long du front :

Critère de détermination d'un front

Un front peut être reconnu via 3 signatures associées :



1) Une bande de fort contraste thermique ( Theta'E, ou mieux encore : theta'W )
2) Un axe de fort tourbillon
3) La présence d'un jet de basse couche situé à l'avant de la zone de fort contraste thermique ( ce n'est pas une signature systématique ).

Ces signatures sont à rechercher vers 850 hpa ( 1500 m ) car elle s'atténue rapidement avec l'altitude ! Un front n'est une structure profonde que dans certains cas exceptionnel .

Sur les cartes de frontologie, le symbole d'un front ne sont utilisé que lorsque les 2 premières signatures au moins sont présentes ( S'il n'y a que la première, on parlera de pseudo front ).

L'activité d'un front

Un fort mouvement vertical ne se forme que si un autre élément contribue à faire évoluer la structure de base comme, par exemple, une confluence de grande échelle ( sous entendu des divergence/convergence d'altitude ). Ce mouvement vertical est responsable des précipitations et dont l'intensité caractérise l'activité du front .
Cette activité peut prendre des formes assez complexes. En effet, en dépit d'une structure assez organisée, de nombreuses sous structures peuvent se développé le long d'un front à partir de tout un tas d’inhomogénéité . Un front est une zone ou la stabilité statique est très faible , ce qui facilite les mouvement de petite échelle ( convection ). L'ascendance principale est généralement organisé en bandes plus ou moins actives et plus ou moins larges .

Par exemple on peut prendre un exemple avec le front d'aujourd'hui

On voit qu'on à notre signature en tourbillon :



Et notre gradient de température ( theta'E ici ) :



On a pas de jet de basse couche, malgré des zones ou le vent est plus fort de par et d'autre du front. Mais celà suffit pour caractérisé ce front comme un front froid ( les faibles theta'E progresse vers les forts theta'E ) :

Pfff, quel savoir !

Merci pour notre culture !

Comparé à ce qu'il y'a a savoir, je ne sais pas beaucoup

On va continuer dans notre périple des fronts, avec cette fois l'analyse d'un front réel ( c'est à dire avec l'humidité et tout ) . Ces quelques coupes d'un front froid qui sont présentées on été obtenues à l'aide de lachés de dropsondes.

1) Le vent transverse à la coupe

Sur cette coupe, on peut repéré le jet de basse couche. Ce front n'est pas isolé mais fait partie d'une dépression barocline, donc la structure d'altitude laisse apparaître un courant jet :



2) Quantité de mouvement et tourbillon

Pas d'images à donné ici ( ), mais il faut savoir que l'intensité du tourbillon est d'autant plus fort que les isolignes de quantité de mouvement sont resserrées. On a donc l'apparition d'un noyaux de tourbillon positif de basse couche , comme dans le cas idéalisé

3)La température potentielle

Ici on va voir que contrairement au cas idéalisé, les iso-theta ne sont plus efficaces pour repéré les gradients relatifs au front :



4) La theta'E

En fait, la structure thermique est définie par le champ de température pseudo-adiabatique potentielle du thermomètre mouillé ( theta'W ) ou son analogue la theta'E. La zone de fort gradient de température se retrouve avec des isothermes pratiquement verticales sur la surface frontale entre 1000 et 4000 m d'altitude . C'est donc avec la theta'E ou 'W que l'on repère les gradients thermiques nécessaires au repérage du front.

Le cisaillement du vent reste ici, un bon élément pour repéré un front, comme dans le cas idéalisé.

Impact de la condensation de l'eau sur la structure du front

Lorsque l'on inclue un terme qui représente le relargage de chaleur latente par la condensation de la vapeur d'eau dans les ascendances, on voit apparaître des effet caractéristiques de la vapeur d'eau ; un petit schéma avec la légende en dessous de chaque figure qui rappel une caractéristique importantes est donné :



La diversité des configuration frontales

Il est important de montrer la diversité des configuration et formes que peuvent prendre les fronts sur l'horizontal au sein des dépression. Ici quelques exemple sont montrés, avec les iso-theta'W en rouge et les isolignes de tourbillon en bleu ( ou violet , je sais même pas ce que c'est comme couleur en fait ) :



Une partie de la diversité de ces configurations peuvent être reproduites par des simulations numériques à l'aide d'un modèle décrivant la croissance d'une onde barocline dans un courant-jet. Par exemple, quand on modifie la structure du courant jet en appliquant un faible cisaillement de vent, les structures frontales obtenues peuvent différée assez notablement, comme on le voit sur les champs de tourbillons représentés sur l'image ci-dessous. En effet le cisaillement de vent modifie l'environnement de très grande échelle. Il n'apport qu'un faible supplément de déformation géostrophique mais cet effet est suffisant pour modifié de façon importante la structure frontal au bout de quelques jours .



Ici, le tourbillon est d'autant plus fort que la teinte va vers le violet .

Les Deux espèces de zones baroclines : les courants jets d'altitudes et les fronts

-Comme vous le savez, les courants jet d'altitude son systématiquement liés à des zones à fort gradient de température en basse couches ( et qui se maintiennent avec l'altitude ). Ce sont également des zones de grande échelle qui résulte du chauffage différentiel de la surface de cette bonne vieille terre sous l'effet du soleil.

-Résultant du forçage du vent de basse couche sur le gradient de température, les fronts constituent un autre forme de la zone barocline . En plus, ils sont caractérisés par de fortes valeur de tourbillon en basse couche et sont souvent accompagnés d'un jet de basse couche, ce qui permet de les distinguer des zones baroclines liées au courant jet d'altitude.

Les éléments d'analyse de la frontogenèse/frontolyse

Donc maintenant, après avoir vu les fronts et leur éléments liées en général , et les mécanismes qui permettent d'arriver a avoir des gradients horizontaux considérable, on va s'occuper plus précisément du mécanisme des fronts et comment ils fonctionnent ( pour imager ce sont comme des petits moteur qui tourne, faisait monter l'air chaud et descendre l'air froid , les 2 en même temps . Donc les histoire d'air froid qui force l'air chaud à monter par le bas, c'est a ranger dans un sac poubelle que vous prendrez soit de mettre sous scellé ).

Pour celà on va devoir passez par des maths ( merci à Paix au passage qui m'a appris ces complications des vecteur Q dans la frontogenèse ). Je vais essayer de faire simple

Celà peut impressionné comme cela, mais des vecteurs se sont juste des outils pour caractérisé en un point, des choses qu'on ne peut pas caractérisé par des nombres ( comment voulez vous caractérisé de façon simple le changement de vent a un point avec un nombre ? ).

La définition d'un vecteur Q en frontogenèse se sont des vecteurs qui sont reliés au changement de vent géostrophique le long d'un isotherme. .

Voici un petit dessin pour simplifié :



Au milieu on a un gros vecteur blanc ( il correspond à la variation du vent géostrophique par rapport a l'isotherme en pointillé ). Le vecteur Q, lui il est perpendiculaire au vecteur blanc et il dépend de 2 choses :
- Le gradient de température
- La norme ( c'est à dire l'importance ) du vecteur blanc . Autrement dit, plus la variation du vent géostrophique sur un isotherme est importante plus le vecteur blanc sera long

C'est un outil matheux très puissant ! C'est pour celà qu'il faut un peu de matière grise pour se l'approprié, tout à un prix dans la vie les amis ( sauf l'air que vous respirez qui est gratuit jusqu'à présent, espérons que ça va continuer .. ). Enfin peut importe

La formule du vecteur Q c'est celà :



Celà calme
Si vous n'avez pas quitter la page vous allez voir que finalement il n'ya rien de bien compliqué la dedans.
d(Vg)/dx * Grad(T) et d(Vg/dy) * Grad(T) signifie l'évolution du vent géostrophique par rapport a l'axe zonal x le gradient de température et l'évolution du vent géostrophique par rapport a l'axe méridien x le gradient de température. Voilà, pas compliqué non ?

Le R/σp est un terme de stabilité avec R la constante des gaz parfait, σ la stabilité statoque et p la pression.
Enfin bon, ce n'est pas la chose la plus intéressant a retenir

Tout ça pour dire que l'intêret premier de tout celà , c'est ceci :



Vous comprenez pourquoi j'ai créer une rubrique maths ? Pour les tarés comme moi qui veulent pigé tout les trucs matheux , ils pourront allé voir dans mon sujet des équations de maths ( que je n'ai d'ailleurs pas fini de remplir ). Ici on a un laplacien de w, le nabla au carré ( il représente la divergence du gradient, ou en d'autre terme, montre les endroits ou le champ subit des extremas positifs ou négatifs ).
Ici le laplacien est fonction de la divergence des vecteurs Q.

Tout cela pour dire que la vitesse verticale dépend en général de la convergence/divergence des vecteurs Q. Une convergence des vecteur Q est en général associés a des ascendances et une divergence des vecteurs Q a des subsidences.
Concernant l'analyse pour la frontogenèse/frontlolyse, on y arrive



The vecteur Q à une composante parrallèle aux isothermes, elle s’appelle Qs , et une composante perpendiculaire aux isothermes, qui s’appelle Qn. ( Pour les trouver on fait une décomposition vectorielle, c'est un peu l'inverse d'un produit vectoriel ^^^).
Ces paramètres sont dispo sur wetter3 ( quand je vous dit que wetter3 est le seul site qui propose des paramètres météorologique un temps soit peu intéressant ).
So, lorsque ce vecteur Qn pointe ( non il n'a pas de seins ^^ ) vers le côté chaud, il indique une frontogenèse en cours . Si il pointe vers le côté froid, il indique une frontolyse en cours :



Regardez vers la droite, il pointe vers le côté chaud, on a une frontogenèse en cours ( ou " " celà dépend si vous voulez du soleil ou non ^^ ). A droite vous avez le vent géostrophique avec les champs de déformation

Sur ce schéma il pointe vers le côté froid, donc une frontolyse en cours, le front commence à agoniser :



Pour en revenir au vecteur Qs , il permet de mettre en évidence l'instabilité des ondes. Un vecteur Qs dans le même sens que le vent thermique ( le vent souffle en laissant le froid à sa gauche et le chaud à sa droite )indique une rotation cyclonique, et une rotation anticyclonique si c'est le contraire



Sur ce schéma, les vecteur Qs sont en blanc. Le vecteur Qs le plus à gauche laisse le froid à sa droite, donc il est dans le sens inverse du vent thermique, on a une onde anticyclonique . Qs est en fait lié à l'advection de tourbillon( vous savez qu'une advection positive génère des ascendance en général, et une advection négative de la subsidence ). C'est ce qui est globalement représenté sur ce schéma, peut être un peu grossier, mais on voit que Qn diverge quand le thalweg approche .

Revenons maintenant à notre frontogenèse :



On retrouve une circulation directe en forme de solénoïde et qui à une pente vers l'air froid .

Merci Paix n°2 !

Emmsoleil a écrit:Merci Paix n°2 !

Non pas encore

D'ailleurs, comme je l'ai cité dans mon post, merci à Paix parceque c'est lui qui m'a donné les base des vecteurs Q

Conclusion sur les Vecteurs Q

Donc en conclusion les vecteurs Q permettent de mettre en évidence les circulations verticales qui se mettent en place lorsque l'équilibre du vent thermique est brisé. Ce ne sont pas des vecteur rééls cependant, mais des différentiels entre vecteur, enfin on s'en fou on va pas commencer à parler matheux, on l'a déjà assez fait plus haut XD

PassionMétéo a écrit:Conclusion sur les Vecteurs Q

Donc en conclusion les vecteurs Q permettent de mettre en évidence les circulations verticales qui se mettent en place lorsque l'équilibre du vent thermique est brisé. Ce ne sont pas des vecteur rééls cependant, mais des différentiels entre vecteur, enfin on s'en fou on va pas commencer à parler matheux, on l'a déjà assez fait plus haut XD

Fin de l'histoire sur le Q, dommage !

Emmsoleil a écrit:

PassionMétéo a écrit:Conclusion sur les Vecteurs Q

Donc en conclusion les vecteurs Q permettent de mettre en évidence les circulations verticales qui se mettent en place lorsque l'équilibre du vent thermique est brisé. Ce ne sont pas des vecteur rééls cependant, mais des différentiels entre vecteur, enfin on s'en fou on va pas commencer à parler matheux, on l'a déjà assez fait plus haut XD

Fin de l'histoire sur le Q, dommage !

Ca me rappel sur IC, quand ils parlaient des modèles et le terme radiatif noté "q" ils avaient sortit un proverbe :
"Qui joue avec le q prépare la vaseline " Parcequ'en général les modèles bourraient a fond sur le q et voyait du -20 alors que le jour J il fesait a peine -10

Bon , retour à des choses plus accessibles et plus descriptives ^^ On va donner le mode de fonctionnement globale des différents front et ce qui les différencies. Par exemple comment différencier un anafront froid d'un catafront froid ?

On va commencer par une description du front chaud ( là aussi, dans une perturbation barocline il y'a plusieurs choses à retenir pour les front chaud ).

Les différents front chaud

Sur une image satelite, on appelle front chaud une bande nuageuse faisant partie d'une dépression atmosphérique et séparant l'air chaud à l'arrière, de l'air froid à l'avant. Il existe différents types de fronts chauds, la bande de front chaud, le bouclier de front chaud et le front chaud détaché.

I)La bande de front chaud

La bande de front chaud et ses précipitations associés sont déterminées par ce que l'on appelle la bande transporteuse chaude ( ou Warm convoyer belt en anglais , WCB ). C'est une grande "bande" ascensionelle dont l'ascension est maximal vers 700 a 500 hpa ( 3000 à 5500 m environ ). Elle début son ascension à l'arrière de la limite frontal chaude dans les basse couche, elle traverse ensuite le front de surface et s'élève jusqu'en haute troposphère, en prenant une courbure anticyclonique et se déplace parralèlement au front . Lorsque l'humidité est présente et suffisante ( ce qui est généralement le cas ), une bande de nuages étendus de plus en plus profonde se développe .



Ici , WCB c'est la bande transporteuse chaude, CCB c'est la bande transporteuse froid et TFP c'est le paramètre frontal thermique.

La bande transporteuse froide qui se situe dans les couches inférieurs à l'avant du front chaud descend perpendiculairement vers celui ci. Juste à l'avant, cette bande se déplace et s'élève parallèlement au front ( trajectoire Est/ouest dans notre exemple ). Les précipitations qui tombe de la WCB et qui s'évapore dans la CCB saturent l'air dans cette dernière et permettent en général la création de nuages plus dense par fusion des 2 systèmes nuageux ( Nimbostratus ).

Coupe vertical par rapport au schéma d'avant :



La structure nuageuse d'une bande de front chaud vu d'un sattelite ressemble à celà :



Comme le dit si bien l'Euromet : Très souvent, il n'existe pas de bande nuageuse continue, mais plutôt plusieurs couches nuageuses discontinues ou parfois même seulement des nuages élevés, Sur les images IR, plusieurs zones nuageuses blanches sont superposées sur des couches nuageuses grises, plus basses

Je ne sais pas si vous avez remarqué que parfois en été, lorsqu'il fait particulièrement beau, chaud et lourd , on se situe dans le secteur chaud d'une dépression situé plus à l'ouest , en général sur le proche atlantique. En fait on se situe dans le côté chaud d'une bande de front chaud . Cette dernière est effectivement dépourvue de nuages en été ( en hiver des processus de basse couche viennent semer les troubles fête et on se retrouve avec des tartines de nuages bas ).

Le temps associés à une bande de front chaud est généralement de la pluie modérée ou de la neige . Sur le front et juste à l'arrière, les précipitations se transforme souvent en bruine. Ces bandes de pluies font environs 50 km de large et quelques centaines de Km de long.

Analyse des paramètre importants d'une bande de front chaud

Le pramètre frontal thermique et les épaisseurs équivalente sont présentés sur ce schéma :



En bleu le paramètre frontal thermique et en vert les épaisseurs équivalente.
La bande de front chaud se retrouve à l’intérieur de la zone de resserrement des isoligne d'épaisseurs équivalentes. Le paramètre frontal thermique se situe vers l'arrière de la bande nuageuse.

L'advection chaud est reprenté ici :



L'ensemble des nuages se situent donc dans le maximum d'advection chaude. Le maximum d'advection se situe à l'avant de la limite frontal de surface.

Enfin les isotaches a 300 hpa nous montre que le jet présente une zone d'accélération sur le bord avant de la bande de front chaud :





Il faut savoir que la théorie des bandes transporteuses décrit les mouvements à grande échelle des masse d'air par rapport au système dépressionnaire . Cette théorie utilise des lignes de courant relatifs par rapport à des surface isentropes ( à grande échelle, l'air suit les isentropes lors de ses mouvements ). Du fait de l'inclinaison des isentropes par rapport aux surfaces isobares, il est possible de déterminer directement les mouvements verticaux ( celà se rapproche à peu près de mon truc des vecteur Q, qui nous montre que lorsque l'équilibre du vent thermique est violé , des mouvement verticaux se forment pour éviter que le système ne s'éloigne trop de cet équilibre. Avec les bandes transporteuses, l'inclinaisons des isentropes par rapport aux isobares met aussi en évidence celà, mais sous une forme plus digeste ).

Waouh!!! Tu nous faits un super truc là
Je vais m'y mettre dés ce soir si je peux

neige84 a écrit:Waouh!!! Tu nous faits un super truc là
Je vais m'y mettre dés ce soir si je peux

Vasy c'est fait pour ça ^^ Mais ce n'est pas encore fini

So, passons à notre deuxième type de front chaud les gugus

II) Le bouclier de front chaud

Le bouclier de front chaud c'est, en fait, les nuages à l’intérieur du secteur chaud, et qui englobent le front chaud de surface à l'avant avec. Ces nuages sont reliés à un front d'altitude et il existe une bande transporteuse chaude fortement ascensionnelle sur les différentes surface frontal ( le front chaud d'altitude et celui de surface ). Cette bande transporteuse est différente de celle de la bande de front chaud car elle dépasse les limite thermique de surface des fronts froid et chaud. A mesure que les 2 fronts se rapprochent, les isentropes deviennent de plus en plus verticale et l'ascension s'amplifie. Celà explique les nuages épais et les pluies rencontrés dans le secteur chaud, derrière le front chaud. Outre ce front d'altitude, on retrouve donc un front de surface à l'avant comparable à une bande de front chaud. Pour ce front, c'est le courant relatif venant de l'arrière du système frontal qui forme la bande de nuages élevées présents à l'avant ( Voir schéma , ce courant relatif est noté URS ).



Ce n'est pas tout, il y'a un front d'altitude, mais également un front de surface comparable à celui d'une bande de front chaud. Dans la bande de front chaud, l'ascension de la WCB n'est pas important dans le secteur chaud, ce qui explique qu'aucun nuage ne se développe. Par contre, dans le bouclier de front chaud, cette ascension est beaucoup plus marquée ( en général celà est lié a la caractéristique de développement du système frontal ).

Concretement voici à quoi ressemble un bouclier de front chaud via une image sat' :



Le bouclier englobe le secteur chaud et la zone du front chaud ( dont les nuages ne peuvent plus être observé dans ce cas ). Le temps associés à un bouclier de front chaud sont généralement des PP plus importantes que celles d'une bande de front chaud, car l'ascension de la WCB est plus marquée.
Lordque l'on fait une coupe à travers un bouclier de front chaud on constate que les isentropes se resserrent en surface et en altitude ( front chaud de surface et front chaud d'altitude ) :






En noir ce sont les isentropes et en rouge la température. On remarque bien 2 zones de resserrement des isentropes, liées à des discontinuités thermique typique ( Une de surface, responsable de la plus grande partie des PP, et une d'altitude ).

Pour l'advection de température, on remarque que l'advection principale est liée au front chaud de surface . On dénote une deuxième advection plus faible, liée au front d'altitude :





Dans le champ d'humidité, on remarque deux maximas : 1 pour chacun des fronts. Il sont séparés d'une zone de plus faible humidité:





Enfin on remarque l'axe du jet maximal à l'avant du front de surface a 300 hpa ( en accord avec la brusque diminution des pixels sur l'image infrarouge ):

On va finir avec notre 3e et dernier type de front chaud, le front chaud détaché .

III) Le front chaud détaché

On va introduire direct une image de front chaud détaché, parceque comme vous l'avez certainement compris, il est détaché du système frontal




Regardez à droite de l'image, sur l'autriche dans les environs, on à un front chaud détaché Ce front a des caractéristiques types d'un front chaud "normal" : maximum d'advection chaude (WA), iso-épaisseurs resserrées et paramètre frontal thermique (TFP) ou ligne du front de surface à l'arrière du champ de nuages. Il diffère donc seulement par le fait qu'il est détaché du système frontal comme on le voit si bien sur l'image. Il ne peut plus être expliqué par les processus frontaux du système frontal puisqu'il en est détaché. Cependant a priori, la théorie de la bande transporteuse pourrait expliqué en partie le maintien du front chaud détaché.

Dans un système perturbé classique qui avance vers l'est, le front chaud détaché peut essentiellement être observé sur le côté Est d'une crête d'échelle synoptique. Il s'accompagne de vents violents en altitude ( dès 500 hpa environs ).



Légende : A = vitesse du système de crête en altitude ; B = vitesse du vent identique au front chaud détaché.

On note souvent une caractéristique observée pour la formation des fronts chauds détachés. C'est le dédoublement du champ de vents dans les couches moyennes et superieur de la troposphère dans la zone du front chaud ( un courant de NO et un fort courant de Sud ). Celà fait avancer le champ nuageux du front chaud vers le sud , dans la branche Est de la crête d'altitude alors que le système frontal initial continue de se déplacer d'Ouest en Est. En général, le front chaud finit sa course près des Alpes en Europe de L'ouest, et l'orographie tend à amplifier les précipitations dans les environs. Le maintien de l'activité du front peut aussi être expliqué par le maintien de la bande transporteuse chaude . Cependant il reste des incertitudes comme le signal l'Euromet :"la position et l'orientation de la bande transporteuse chaude qui semble se trouver davantage dans la partie sud de la crête d'échelle synoptique, ce qui se traduit par le fait que la bande transporteuse chaude ascensionnelle dépasse la ligne frontale dans la zone du front chaud détaché. Il faudra approfondir cette question. "



L'image satellite montre un champ de plusieurs couches de nuages d'échelle moyenne à synoptique, le plus souvent avec un bord net sur le flanc cyclonique. Le champ de nuages du front chaud détaché peut être séparé et se trouver en aval des nuages d'un système frontal classique.
Au cours de son cycle de vie, un front chaud détaché voit ses nuages d'altitudes se dissoudres, ce qui se manifeste par un assombrissement du panache sur les images infrarouges comme celà est illustrer ici :





Le temps associés au front chaud détaché est souvent une zone de pluie assez étendues. Dans les régions ou le reliefs est développé, les événements sont renforcés par l'orographie ( Versant Nord des Alpes par exemple ).

Si l'on fait une coupe verticale à travers un front chaud détaché, on remarque que les champs ressemblent à ceux d'une bande de front chaud classique. Les différences que l'on peut noté sont que les advections chaude présentent plusieurs maximas (1)( dans ce cas, le maximum au nord est associé au front chaud initial, et celui au sud est associé au front chaud détaché). On retrouve un mouvement marqué vers le haut dans les couches basses et moyennes de la zone de resserrement des isolignes, provoqué par une zone de convergence dans les couches basses et moyennes de la troposphère, à l'intérieur et au-dessous de la surface frontale. On trouve une divergence au-dessus de la zone frontale (2).

1)


2)



Concernant le jet, on remarque qu'il a un maximum près du front chaud détaché, avec une forte composante vers le sud qui entraîne donc le front chaud vers le sud alors que le reste du système frontal continue sa course vers l'Est ( le jet est en jaune ) :



On a donc 3 fronts chaud différents qui peuvent exister : La bande de front chaud, le bouclier de front chaud et le front chaud détaché . Les mécanismes fondamentaux entre ces 3 types de fronts chaud restent les mêmes, mais des variations apparaissent selon la modification locale des champs de grande échelle .

Passons maintenant aux fronts froid

Les différents fronts froids

Sur une image satellitaire, une bande nuageuse faisant partie de la dépression atmosphérique, et séparant l'air froid à l'arrière, de l'air chaud à l'avant, est appelée un front froid. Il existe 3 types de fronts froids : l'anafront, le catafront et le front froid dédoublé.

I) L'anafront froid

On appelle anafront froid les fronts dont la surface frontal s'incline considérablement vers l'air froid à l'arrière avec l'altitude . Donc, dans ce type de front, l’essentiel des nuages et des PP se trouvent à l'arrière du front froid de surface.



La bande transporteuse chaude possède donc une composante parallèle au front, et une composante transversale au front vers l'arrière. Parallèlement a cette WCB il existe un courant sec relatif d'altitude venant de l'ouest. L'arrière de la bande de nuage est donc délimité par la transition entre les courants ( parfois cette transition est très nette et l'on dirais que les nuages d'altitudes ont un bord occidental coupé au couteau ).
La composante vers l'arrière par rapport au front est due au vent agéostrophique alors que la composante parallèle au front suit le vent géostrophique.

Schéma d'anafront froid vu du dessus :



D = intrusion sèche ; W = bande transporteuse chaude ; L = ligne de courant limite et F = bande nuageuse frontale.

Voici une image sattelite d'un anafront froid :



Les structures nuageuses des anafronts froid sont assez lisses . La bande nuageuse peut contenir des cellules convectives ( associées a un renforcement du jet ou a un maximum d'advection de PVA ). Le sommet des nuages augmente en se dirigeant vers l'arrière. Sur cette image on remarque bien le contraste entre le mouvement ascensionel responsable de la formation des nuages à l'arrière du front, et le courant relatif sec qui marque une bordure très nette ( passage blanc/noir ):



Le temps associés à un anafront froid est une zone étroite de pluie, souvent sous forme convective ( appelée convection linéaire ) suivit ensuite de pluie moins fortes mais plus continues . Selon l'instabilité on peut y trouvé des lignes de grains et de fortes rafales de vent ( les zones privilégiées pour ce type de temps sont les régions où l'on rencontre une superposition de maxima d'advection de tourbillon positif, par exemple dans la région gauche de dégagement de la zone d'accélération du jet ).

La zone de resserrement des isolignes d'épaisseur équivalente est située à l'intérieur de la bande nuageuse (zone entre les lignes noires). Le maximum du TFP accompagnant la bande nuageuse se situe à l'intérieur de la zone avant de la bande nuageuse :



En bleu le paramètre frontal thermique, en vert l'épaisseur équivalente.

Advection de température (TA) : Le champ d'advection de température (TA) indique une (faible) advection chaude (WA) à l'avant et une (forte) advection froide (CA) à l'arrière du front de surface. Suivant le modèle conceptuel, la ligne zéro d'advection de température doit se trouver à l'intérieur ou très près de la bande nuageuse. - Dans le cas d'un anafront froid, la masse nuageuse se trouve généralement à l'intérieur de l'advection froide ; TA=0 à l'avant de la bande nuageuse
Advection de tourbillon positif (PVA) en altitude : Le maximum d'advection de tourbillon positif se trouve près du bord arrière de la bande nuageuse, ce qui indique la propagation d'un thalweg d'altitude et/ou l'approche d'une zone d'accélération du jet (cette valeur est identique pour les fronts froids anabatiques et catabatiques):



En ce qui concerne le jet ( isolignes jaunes ), il a un maximum parrallèlement a l'axe du front froid et à l'arrière de celui ci. Ce jet traverse ensuite la zone frontale dans le point triple :

Pour les anafronts froids on peut encore cités qu'ils sont associés a des dépressions assez profondes et forte en altitude ( ~500 hp, avec cyclogenèse en surface généralement ). Dans ce cas la circulation d'altitude est presque parrallèle au front de surface. En effet dans ces situations la frontogenèse est généralement facilitée :



( Comparez le flux en basse couche et en altitude, on remarque que les mouvement prennent une tournure parralèle avec une composante vers l'arrière au front ). En france, ces fronts génère parfois des lignes de grains frontale actives, suivit de pluies stratiformes. Ces lignes de grains sont directement liées au forçage d'altitude et de surface.

Pour les 2 Fronts qui nous restent ( catafront et front froid dédoublé ) il n'ya pas beaucoup de différence entre les 2. La différence principale réside dans l'orientation du jet par rapport au front, car dans le cas d'un front dédoublé, le jet vient de l'arrière en décrivant presque un angle droit ( et fait un angle aigue avec le catafront ).

II) Les catafronts froids

Dans ces fronts, l'ascension de la WCB vers l'arrière est limité par la descente de l'air froid et sec venant de l'arrière du front, ce qui provoque la dissolution des nuages a ces niveaux. Dans ce cas, l'essentiel des nuages et des précipitations apparaît à l'avant de la ligne du front de surface.
Un catafront se développe à partir d'un anafront froid. Mais contrairement à ce dernier , la WCB est dépassé par l'air sec ( transporté par le courant relatif ). On appelle celà l'intrusion sèche. L'air de cette intrusion provient du haut de la troposphère ( ou même de la stratosphère ) et traverse le front froid par l'arrière . La WCB adopte dès lors une inclinaison vers l'avant du front ( d'ou les nuages et les PP majoritairement à l'avant de ce type de front ). Sous la zone ou la subsidence d'air sec à lieu, les sommet des nuages sont plus bas, et deviennent de plus en plus profonds en allant vers l'avant du front, ces derniers correspondants au front froid d'altitude. CLe résultat de cette configuration de l'advection sèche d'altitude ( faible Theta'w ) est une instabilisation du profil vertical à l'avant du front de surface. Cette zone est donc souvent occupée par des nuages convectifs de types cumulonimbus. En été, ce genre de front est capable d'amorcer la formation de ligne de grains ou de complexes orageux pré-frontaux développés ( liés au front froid d'altitude ).



Légende : CA (Cold Advection) = advection froide, WA (Warm Advection) = advection chaude, S = air sec descendant, = température potentielle équivalente, D = intrusion sèche, F = bande nuageuse frontale et W = bande transporteuse chaude.

Voici à présent une image sattelite d'un catafront froid, ou l'on distingue bien l'essentiel de la masse nuageuse à l'avant du front froid de basse couche :



L'intrusion sèche est visible à l'arrière du front :




Dans les champs de coupes verticales, on remarque l'intrusion sèche , et l'advection humide parralèle au front (m = humide, d = sec ) :



Le champ d'advection de température indique une (faible) advection chaude (WA) à l'avant et une (forte) advection froide (CA) à l'arrière du front de surface.Dans le cas d'un catafront froid, la masse nuageuse se trouve généralement à l'intérieur de l'advection chaude. Le maximum d'advection de tourbillon positif se trouve près du bord arrière de la bande nuageuse, ce qui indique la propagation d'un thalweg d'altitude et/ou l'approche d'une zone d'accélération du jet (cette valeur est identique pour les fronts froids anabatiques et catabatiques). X est l'axe du jet :





Concernant le jet, il fait un angle aigu avec le front froid de surface ( pour ceux qui se rappelle de leur cours de collège sur la angles aigue/obtus ).

On peut aussi cité pour les catafronts froid, qu'il ne sont pas aussi bien définis que les anafronts froid ( gradient de température plus modérés et précipitations dispersées et/ou sous formes d'averses ). Ces fronts se produisent quand le système frontal commence à s'affaiblir et que le front n'est plus correctement phasé avec l'écoulement pour continuer a être en phase de frontogenèse efficace :



Si pendant la saison froide ces fronts ne sont que peu actifs en général et discontinus, pendant la saison chaud il peuvent être à l'origine de phénomène assez violents ( liés au front d'altitude le plus souvent ). En effet l'advection froide d'altitude se fait au dessus d'une zone d'advection douce ( diminution de la theta'W avec l'altitude : atmosphère instable ). C'est une des raisons qui peuvent expliquer l'apparition de ligne de grain pré-frontal en été .
Cependant, des lignes de convection frontal peuvent aussi se développé le long du front de surface lorsque la dynamique d'altitude est présente et que le soleil a put réchauffé antérieurement la masse d'air entre le front froid d'altitude et de surface.

III) Le front froid dédoublé

Comme précisez précédemment, c'est la même chose que le front catabatique sauf que le jet fait un angle droite avec le front, donc le mécanisme de dissolution des nuages est très légèrement différent ( mais toujours basée sur la descente d'air sec d'altitude ). Il existe aussi un modèle conceptuel de front dédoublé que nous allons décrire ici



Les abréviations sont les suivantes : DSA = air stratosphérique sec, DTA = air troposphérique sec, JA = axe du jet, JS = zone d'accélération du jet, RS = courant relatif, DISS1 = dissolution des nuages par l'air atmosphérique très sec, DISS2 = dissolution par la descente d'air sec, PVAmax = maximum d'advection de tourbillon positif, EC = cumulus bien développés.

Donc comme le catafront, le front froid dédoublé se développe à partir d'un anafront. On retrouve donc le même processus que dans le catafront, l'air stratosphérique plonge vers l'avant du front et repousse la WCB vers l'avant, le front prend une inclinaison vers l'avant . Ce phénomène se développe de la façon suivante ( illustrée sur le schéma ci dessus ) :
- Une zone d'accélération du jet se rapproche de plus en plus de la bande frontale. De l'air sec stratosphérique est transportée sur le côté cyclonique du jet alors que de l'air sec troposphérique est transporté sur le côté anticyclonique du jet .
- Ces 2 courants entament un mouvement descendant. Si ils sont parrallèle dans la zone d'accélération du jet, ils sé dédouble dans la régions de sortie. Lorsque cette configuration interagit avec le front, on observe une dissolution des nuages supérieurs . On a l'apparition de notre front dédoublé . Le front en altitude est plutôt considéré comme une frontière de variation rapide d'humidité ( advection sèche : faible theta'w ).

Le type de temps dans ces fronts peu être très variables : Développements d'orages pré-frontaux ou frontaux en été liée à une advection froide et/ ou de tourbillon positive dans la région gauche de jet, pluie ou bruine faible entre les 2 fronts...





Enfin pour conclure, voici une image sattelite d'un front froid dédoublé :

Bon ben le sujet est fini Pour ceux qui veulent des précisions suffit de demandé :p