ATELIER CONVECTION 13 Mai 2008 Par L.Beauvais

Pour avoir de la convection Il Faut Un potentiel la CAPE c’est l’énergie disponible pour la convection Un déclencheur le Forçage forçage synoptique, orographique, évolution diurne…. Il y a aussi des facteurs Structurants l’ Hélicité qui découple les ascendances des subsidences Aggravants la DECAPE instabilité subsidente qui favorise les courants de densité

Proportionnelle à Tv-Tv0 Archimède Proportionnelle à Tv-Tv0 On a vu que l ’accélération de flottabilité dépend de la différence de température entre la particule et son environnement et de la différence de contenu en vapeur d ’eau entre la particule et son environnement. La formule donnant l ’accélération verticale de flottabilité montre que celle ci est proportionnelle à la différence de température virtuelle entre la particule et son environnement . Tv : particule Tv0 :environnement

Instabilité conditionnelle CAPE / CIN Ptopbis Même surface que le CAPE Ptop Flottabilité positive Tv - Tv0 > 0 CAPE >0 Flottabilité négative Tv -Tv0 <0 Lfc CIN <0 Lcl flottabilité g

Energie potentielle convective La CAPE et la CIN CIN - Orographie - Ondes de gravité - Forçage de basses couches grande échelle - Evolution diurne CAPE

La CAPE La CAPE représente le travail des forces de flottabilité entre le niveau Lfc de convection libre et le niveau Ptop d’équilibre thermique. C’est l’énergie potentielle convective disponible (Convective Available Potential Energy) La CAPE représente l’énergie potentielle convective susceptible d’être transformée en énergie cinétique dans des mouvements ascendants. C’est une mesure de l’instabilité, mais elle est insuffisante pour prévoir la convection.

La CIN La CIN (Convective Inhibition) est l’énergie qu’il faut fournir à la particule pour qu’elle atteigne le niveau de convection libre (Lfc). est une barrière au déclenchement convectif est une représentation du forçage nécessaire au démarrage de la convection retarde le déclenchement de la convection

Application aux nuages convectifs Ptopbis OVERSHOOT Ptop Lfc Lcl

Cape et vitesse maximale de la particule Une application concrète de la CAPE Hypothèse: Toute l’énergie potentielle convective est transformée en énergie cinétique dans les mouvements ascendants.  CAPE = 1/2 m w²max wmax = m est l’unité de masse TD n°2: CAPE

Cape et vitesse maximale de la particule CE SONT DES VITESSES THEORIQUES IL FAUT TENIR COMPTE du frein de pression de la charge en eau des échanges non adiabatiques

CARTE DE CAPE SUR SYNERGIE

Les champs de CAPE Prévus avec Synergie et Oppidum La CAPE est calculée en tout point de grille dans ARPEGE et ALADIN par le schéma de convection en tenant compte : de la charge en eau L et S des effets non adiabatiques du frein de pression Calcul à partir de tous les niveaux du modèle

Les champs de CAPE Prévus avec Synergie et Oppidum Différent de la CAPE disponible sur les sondages prévus de SYNERGIE, calcul simplifié : adiabatique… calcul avec les seuls niveaux BDAP (moins nombreux) Pour une situation convective donnée, les valeurs de CAPE calculées par les modèles sont inférieures aux valeurs déduites d’un radiosondage observé.

CAPE = énergie potentielle convective susceptible d’être transformée en énergie cinétique dans les mouvements ascendants. CIN = énergie qu’il faut fournir à la particule pour qu’elle atteigne le niveau de convection libre (Lfc). mais la CAPE est insuffisante pour prévoir la convection car elle ne prend pas en compte des facteurs essentiels comme: les forçages (de petite et de grande échelle) le cisaillement vertical de vent les subsidences (et le courant de densité)

Pour avoir de la convection Il Faut Un potentiel la CAPE c’est l’énergie disponible pour la convection Un déclencheur le Forçage forçage synoptique, orographique, évolution diurne…. L’effet de ce forçage est de franchir la barrière de la CIN en amenant la particule jusqu’au LFC (niveau de convection libre) Evolution diurne : réchauffement de la particule à la base Effet orographique : soulèvement à l’échelle locale Forçage synoptique : soulèvement de grande échelle

un contexte d’altitude nettement favorable au mouvement vertical Image vapeur d’eau du 19 septembre 2000 à 12 UTC. En superposition: Geopotentiel de 1.5 PVU. Jet sur 1.5 PVU un contexte d’altitude nettement favorable au mouvement vertical VV Entrée droite du jet de sud qui remonte sur les îles Britanniques. Sortie gauche du jet méditerranéen. Anomalie dynamique de tropopause.

Image radar du 19 septembre 2000 à 15 UTC. En superposition -théta’w 850 hPa (rouge) et 500 hPa (bleue) - vent à 500 mètres. L’activité principale correspond au maximum d’air chaud en basses couches : théta’w à 18 degrés à 850 hPa. avec une nette organisation en ligne dans la zone de convergence entre le régime de sud et celui d’ouest. advection d’air froid sec en moyenne troposphère : théta’w à 14 degrés à 500hpa.

ANASYG du 19 SEPTEMBRE 2000 à 12 UTC

Convection orageuse et situation synoptique Aux latitudes de la France, le développement de systèmes de forte convection orageuse est généralement associé à un forçage synoptique en plus d’une instabilité conditionnelle de l’atmosphère. Des phénomènes convectifs intenses se produisent si la situation synoptique permet aux ascendances convectives de se développer dans toute l’épaisseur de la tropophère, jusqu’à la tropopause : Situations dans lesquelles la circulation de haute troposphère engendre/favorise le mouvement ascendant qui va déclencher / amplifier les ascendances convectives de l’atmosphère conditionnellement instable.

Eléments synoptiques favorables à la convection orageuse Haute troposphère anomalie (dynamique) tropopause rapide du jet entrée droite sortie gauche advection d’air sec bas thêta’w ~ 500hPa Basse troposphère ce qui favorise le contexte instable advection chaude ou zone de maximum d’air chaud = présence d’un pseudo-front advection d’humidité approche d’un front zone de convergence basses couches

Pour avoir de la convection Il Faut Un potentiel la CAPE c’est l’énergie disponible pour la convection Un déclencheur le Forçage forçage synoptique, orographique, évolution diurne…. Il y a aussi des facteurs Structurants l’ Hélicité qui découple les ascendances des subsidences Le cisaillement vertical de vent (tourbillon à axe horizontal) est aspiré/basculé par le mouvement vertical et transformé en tourbillon à axe vertical

Les orages fabriquent du tourbillon résumé du basculement  Par tangage : - déplacement dans l’axe du tourbillon (  cisaillement) - efficace et quantifiable - intervient dès que la propagation des cellules se décale du vent moyen

Les orages fabriquent du tourbillon résumé du basculement Par roulis : - déplacement perpendiculaire au tourbillon ( // au cisaillement) - moins efficace 

Interaction cisaillement/mouvements verticaux ascendances : un côté privilégié PRESSIONS INDUITES Z(km) ascendances Ascendances favorisées en aval du cisaillement subsidences

Pour avoir de la convection Il Faut Un potentiel la CAPE c’est l’énergie disponible pour la convection Un déclencheur le Forçage forçage synoptique, orographique, évolution diurne…. Il y a aussi des facteurs Structurants l’ Hélicité qui découple les ascendances des subsidences Aggravants la DECAPE instabilité subsidente qui favorise les courants de densité

FLOTTABILITE NEGATIVE Tv< Tv0 Zsup Stabilité ? FLOTTABILITE NEGATIVE Zinf INSTABILITE ! ? 1. Une particule est amenée par forçage à son point de condensation. Sa flottabilité négative tend à la faire redescendre. 2. Il se met à pleuvoir. Que se passe t-il ? L’évaporation de la pluie maintient la particule saturée. Elle descend donc en suivant une pseudo-adiabatique ! 3. La particule ne retrouve pas l’équilibre à son niveau initial. Dans ce cas, flottabilité négative n’est pas synonyme de stabilité mais d’instabilité !

Peut-on mesurer l ’intensité des SUBSIDENCES? A CIN = -130 J/kg

Peut-on mesurer l ’intensité des SUBSIDENCES? CAPE A

Peut-on mesurer l ’intensité des SUBSIDENCES? Niveau de ’w minimale A DCAPE > 0 SOL TN = 10 degrés

Effet de la présence d’eau condensée Processus à théta'w constante L’évaporation Les précipitations, une fois évaporées, sont 6 fois plus efficaces pour alourdir l ’air par refroidissement que par leur propre poids avant évaporation Processus à théta'w constante Charge en eau (drag) -1°C Tvl  l ’air fournit de la chaleur à l ’eau Précipitations -7.5°C A partir de cette image montrant des précipitations sous un nuage convectif, on imagine l'histoire d'une particule d'air située sous le nuage. La présence de précipitations liquides lui donne une charge en eau liquide de, par exemple, 3g/kg. Cela fait perdre 1°C à sa température virtuelle liquide (lien "drag"avec la diapo 20 où cela a déjà été calculé. Cela veut dire que l'air devient plus dense, à l'image d'un air sec qui perdrait 1°C : c'est normal, c'est le poids de l'eau liquide. Mais en regardant le bord gauche du rideau de précipitations on se rend compte que les précipitations deviennent plus ténues : il est manifeste que de l'air "sous-nuageux" sec évapore les précipitations. Que se passe-t-il au niveau de la tempé virtuelle liquide de la particule su ces 3 g/kg sont évaporés ? D'abord la particule va fournir une chaleur dQ à l'eau liquide pour s'évaporer. Cette quantité de chaleur est tout bêtement proportionnelle à la masse d'eau à évaporer (cf. lien "chal. latente) et le coefficient de proportionnalié Lv est appelé "chaleur latente de vaporisation". Cette perte de chaleur va entraîner une baisse de la température de la particule.Or la quantité de chaleur fournie (cf. lien "chal. latente") est tout simplement proportionnelle à la variation de la température. Le coefficient de proportionnalité Cpa est appelé coefficient calorifique de l'air à pression constante. On en déduit facilement la perte de température qui est de7,5°C. Cela est énorme et représente une sérieuse augmentationde la densité. Mais en fait la baisse de température virtuelle liquide n'est pas tout-à-fait aussi forte car, après évaporation, on n'a plus la charge en eau liquide de 3 g/kg, donc on regagne le 1°C calculé au début de la diapo. Nous en somme à une perte de 6.5°C. Mais le gain de vapeur d'eau allège un peu la particule, qui voit sa température virtuelle augmenter de 0,5°C (lien "vapeur" avec la diapo 12 où ce calcul a déjà été fait). Finalement le fait que la particule ait évaporé les 3 g/kg d'eau liquide lui fait perdre 6°C par arpport à sa situation initiale : cela est donc 6 fois plus efficace que de garder l'eau sous forme liquide, car le poids de l'eau ne lui faisait perdre qu'un seul degré de température virtuelle liquide. En conséquence les subsidences initiées par des pluies qui entraînent l'air par leur poids, deviennent encore plus marquées si une partie de ces précipitations s'évaporent par intrusion d'air sec. rl=3 g/Kg =>TL évaporation -6°C Tvl

Poche d’air de plus forte densité s’étalant au sol COURANT DE DENSITE Poche d’air de plus forte densité s’étalant au sol Formation : Ascendance Subsidences Condensation Grossissement des gouttes Précipitations Augmentation de la charge en eau Air sec  Évaporation  Refroidissement AIR SEC Alimenté par les courants descendants (subsidence), le courant de densité est constitué d’air plus dense qui s’étale au sol. Lors du stade de formation d’une cellule convective, la particule monte depuis son niveau de convection libre (LFC en Anglais, Level of Free Convection) tant que celle-ci est plus chaude (moins dense) que l’air environnant. Il y a alors essentiellement des mouvements ascendants. A un certain moment les particules condensées se détachent de l’ascendance, (leur vitesse de chute devient plus importante), tout en affaiblissant la partie inférieure de l’ascendance. Si les précipitations traversent ou entraînent une couche sèche, elles s’évaporent. De cette évaporation résulte un refroidissement qui est à l’origine d’une subsidence. Cette subsidence augmente l’entraînement d’air sec qui va alimenter le courant de densité. Les courants subsidents prennent généralement naissance entre 3 et 5 km : vers 600 hPa, dans la couche ou q’w est minimale Les courants descendants se refroidissent par évaporation des précipitations dans un environnement d’air sec (transformations endothermiques). La présence de l’air sec est très importante pour favoriser l’évaporation des précipitations. (Cet air sec est caractérisé par un minimum de q’w) Le refroidissement s’effectue également par fusion des particules au passage de l’iso-zéro.Ceci a pour effet d’accélérer le courant vers le bas.Quand le courant descendant atteint la surface, il s’étale en formant le courant de densité.

Création puis alimentation du CD COURANT DE DENSITE Création puis alimentation du CD Amplification des subsidences CD Cellule en phase de dissipation, sans cisaillement de vent

STRUCTURE ET IMPACT DU COURANT DE DENSITE H Effet dynamique de l ’air froid: rafales Peut régénérer la convection Organisation selon le cisaillement de vent Avec les courants froids descendants, on observe une hausse de pression H sous la cellule et un étalement du courant de densité dans toutes les directions. L’étalement du courant de densité au sol provoque une convergence de basses couches forçant des ascendances à la limite de ce courant. (cf analogie de la goutte de vinaigre s’étalant dans un récipient d’huile). Des cellules convectives peu développées se forment. On a une structure 3D, étalement dans toutes les directions (pour des dimensions inférieures au rayon de Rossby la force de Coriolis ne joue pas de façon significative) d’où affaiblissement, solution symétrique, convergence non localisée et faible.

L’orage multicellulaire 1 2 3 4 5 8 9 11 7 12 10 6 Km Propagation L ’orage multicellulaire Diapositive 3/3 Cycle de vie (fin) Un peu plus tard, on reprend les 3 cellules qui ont encore grossi : La « bleue » est au stade de dissipation, et la  » rouge » au stade de maturité: les précipitations fortes qui les accompagnent entraînent de fortes subsidences, qui vont alimenter le CD. Ce CD est de plus en plus épais et rapide, ce qui accentue le développement des cellules amont: la « verte » est au stade de développement, et une nouvelle cellule est en train de naître La figure est complète : Rappel: on est dans le repère lié à l ’orage. Un orage multicellulaire est donc un groupe de cellules à différents stades de formation. Environnement favorable (rappel) Cisaillement vertical fort et unidirectionnel empêche les subsidences de détruire les ascendances favorise l ’étalement du CD dans une direction privilégiée Facteurs aggravants : forte instabilité convective, air sec en moyenne tropo favorisant une forte évaporation et accentuant le CD, et flux de basses couches entrant dans le nuage chaud et humide, apportant de l ’énergie potentielle (chaleur latente) Caractéristiques: Ce type d ’orage est le plus courant, il est parfois fort ,et des phénomènes violents sont possibles (grêle, fortes rafales, quelques tornades possibles) . Il est de grande taille Ø: 30/50 km , durée: 3/4 heures , mais il faut noter que la durée de vie d’une cellule peut-être très courte (15 à 30 min), Activité électrique forte et complexe, vaste enclume. Déplacement: il est aléatoire car les cellules se déplacent selon le vent moyen (pondéré par la densité), mais l ’orage se régénère dans une direction qui peut être différente, en fait la direction vers laquelle le CD se déplace, s’étale, se propage On introduit alors la notion de propagation orageuse Le bouton d ’action (image) permet de lancer les illustrations correspondantes (satellite et radar). Idem cellule ordinaire . Fichier divtyp24_03_00.pps CD 30 à 50 km CISAILLEMENT DE VENT FORT UNIDIRECTIONNEL Le plus courant, parfois fort. Groupe de cellules à différents stades de formation Dans ce cas, piloté par le C.D Déplacement aléatoire ou sur un côté préférentiel 270° 180° 10 40 m/s HODOGRAPHE 2 12 km 20 30 6 4 8 1

L’orage supercellulaire 10 km SCHEMA CONCEPTUEL 3D 5 km 10 Km 100 Km 1 km AIR FROID ET SEC 5 km CD AIR CHAUD ET HUMIDE 1 km Déplacement de l’orage But du transparent: Présenter l ’orage supercellulaire: environnement favorable et modèle conceptuel Environnement favorable: un cisaillement de vent fort et tournant, c ’est-à-dire que le vent augmente significativement avec l ’altitude, mais avec une rotation importante, en général dans le sens anticyclonique dans l ’hémisphère nord (cf hodographe), et bien sûr une forte instabilité convective, (non mentionné sur la diapo). Modèle conceptuel Comme dans le cas précédent, le fort cisaillement vertical fait que d ’une part, les subsidences ne contrarient pas les ascendances, et d ’autre part, le CD va s ’étaler dans une direction privilégiée. Les ascendances étant très puissantes, les gouttes d ’eau vont être maintenues en l ’air et grossir jusqu ’à atteindre un poids plus important : quand elles tombent, elles entraînent un C D fort et dynamique. Le fait que le cisaillement soit tournant entraîne une structure tri-dimensionnelle avec un mouvement ascendant tourbillonnaire, et un C D qui s’étale en tournant lui aussi : ce fort tourbillon à axe vertical est caractéristique des orages supercellulaires (on y reviendra dans le module cisaillement:: basculement de tourbillon). Le CD va déterminer la direction de propagation de la cellule. Il est puissant et va forcer les ascendances. On pourrait avoir une nouvelle cellule qui se développe (cas multicellulaire), mais une organisation propice des vents dans la troposphère font que la vitesse de propagation est égale à la vitesse de déplacement de la cellule. On a donc la propagation d’une cellule unique dont la structure interne d’organisation des ascendances et des subsidences est STABLE (la convergence au sol entre l’air froid subsident et l’air chaud se fait toujours au même endroit dans le repère lié à la cellule, ce qui entraîne sa durabilité ). Sa taille et sa puissance seront d ’autant plus grandes que l ’environnement sera favorable (instabilité, humidité de basses couches , air sec en moyenne tropo…) L’intrusion d ’air sec, favorise l’évaporation des précips, donc un refroidissement, donc renforce le CD. De ce fait les précips liquides sous les supercell ne sont pas forcément très importantes, par contre les rafales sont souvent très fortes. CISAILLEMENT DE VENT FORT ET TOURNANT Une seule cellule « géante » à structure stable dans le repère lié à l’orage Propagation = vitesse de l’orage Présence de mouvements verticaux tourbillonnaires HODOGRAPHE 14 km 270° 180° 40 m/s 2 10 20 30 6 4 8 1 12

L’orage supercellulaire QUE VOIT LE RADAR ? COUPE HORIZONTALE (AB) C D 20 km 30 40 50 20 A B 1 2 3 4 5 8 9 11 7 12 10 6 Km 15 14 13 20 dbz COUPE VERTICALE (CD) 60 km But du transparent: présenter les signatures caractéristiques de l ’orage supercellulaire Déplacement: c’est donc le CD très dynamique qui pilote la vitesse de l ’orage plus que les vents moyens de l ’environnement. On a là une caractéristique importante des orages supercellulaires: ils ont presque toujours un déplacement différent du vent moyen, en général très rapide et avec une déviation vers la droite. Le déplacement s ’affiche sur l ’hodographe Autres signatures: C ’est l ’orage le plus violent, qui donne de la forte grêle, de très fortes intensités de pluies et des tornades dévastatrices. Il est de très grande taille ( 30 à 50 km, voire 100 km). Que voit le Radar. Attention: le radar ne voit que les phases de maturité et de dissipation, une fois que les précipitations sont formées. Bien sûr de très fortes réflectivités sur une surface assez grande (10 à 20 km) , en raison des fortes pluies, et/ou de la grêle (on atteint alors le sommet de la gamme de couleurs ). Avec un radar classique, les échos ont une forme allongée, avec en basses couches (vers 1500/2000 m) une forme remarquable de crochet au stade de maturité (cf figure de droite): encore faut-il que la hauteur du faisceau du radar corresponde. Cette forme d ’échos n ’est donc pas obligatoirement observée, mais elle doit être un signal d ’alerte pour le prévi. Avec un radar à sites variables, si on fait une coupe verticale (cf figure de gauche), on observe des échos en forme de voûte, sous laquelle on trouve une zone limitée d’échos faibles qui marquent la zone de fortes ascendances (traits et flèche rouges) Ce courant ascendant est tellement puissant qu’il dépasse souvent la tropopause avant de redescendre et d ’être repris dans le flux d ’altitude (cf flèche bleue ): c ’est le phénomène d ’overshoot, remarquable sur les images satellites infra-rouges, notamment avec une gamme de couleurs appropriée. Le fort C.D entraîne un nette hausse de pression et une baisse sensible de température : c’est un élément de détection des orages forts en général . Si on ne voit pas le crochet, une caractéristique qui ne doit pas tromper est l’existence d’une forte zone de réflectivité plus ou moins en « banane » avec son coté concave (ou droit) très abrupte. Ce noyau se suit dans le temps et tourne sur lui même (cyclonique). (Structure d’enroulement) 270° 180° 40 m/s 2 10 14 km 20 30 6 4 8 1 12 . Déplacement toujours différent du vent moyen (le plus souvent à droite) et souvent très rapide . . Le plus violent (forte grêle, tornades) Déplacement de l’orage . Echos radar bas niveaux « en crochet  » . Overshoot Déplacement de l’orage

L’orage supercellulaire SCHEMA CONCEPTUEL EN SURFACE COURANTS SUBSIDENTS Déplacement de l’orage COURANTS ASCENDANTS TORNADES CD But du transparent: Approfondir le modèle conceptuel de l ’orage supercellulaire et rappeler les points essentiels. Le schéma représente les flux relatif à l’orage en surface autour d ’un orage cellulaire à maturité. La diapositive se construit progressivement. En noir, les échos radar. Les flèches rouges matérialisent le flux entrant en surface. En rouge translucide, les courants ascendants (en vue de dessus), et en bleu translucide, les courants subsidents. A noter qu ’on a deux zones de fortes subsidences, avec un noyau principal lié au mouvement tourbillonnaire (cf shéma 3D), et un noyau secondaire lié aux précipitations de la partie aval de l ’orage (partie stratiforme). Les flèches bleues matérialisent l ’étalement de l ’air froid au sol, et montrent la contribution de ces deux zones de subsidences. La limite du CD est matérialisée par un symbole du type du front froid. Les tornades se produisent souvent près de la zone d’échos faibles, à la zone de contact entre les courants tournants ascendants et subsidents. (observation par radars doppler). C’est la transformation du tourbillon à axe horizontal en tourbillon à axe vertical par redressement dans les ascendances, accéléré ensuite par la convergeance, qui explique la création des tornade. Ce tourbillon cyclonique de méso-échelle se développe en altitude, mais il peut atteindre le sol dans la phase d ’affaissement de la cellule. La zone de discontinuité marquant la limite du CD peut être matérialisée par des échos faibles, fins et tournants (dans le sens cyclonique) Enfin, on rappelle les points principaux à retenir: l ’environnement favorable: le cisaillement fort et tournant surtout dans la basse troposhère les caractéristiques: déplacement différent du vent moyen , très rapide te à droite, échos en crochet Le bouton d ’action (image) permet de lancer les illustrations correspondantes (satellite et radar). Fichier divtyp24_03_00 CISAILLEMENT DE VENT FORT ET TOURNANT 270° 180° 40 m/s HODOGRAPHE 2 10 14 km 20 30 6 4 8 1 12 Déplacement toujours différent du vent moyen (le plus souvent à droite) et souvent très rapide. Echos radar en « crochet », intense et stable dans le temps

La ligne de grains H L CD H Partie Stratiforme Partie Convective Vr Zone de fonte H L CD L H Vd Vr Profil de vent Les fortes ascendances transportent dans toute l’épaisseur de la troposphère de l’air chaud et humide (donc léger) ; comme pression = « poids de la colonne d’air au dessus » , cela forme une zone de dépression (de l’ordre de 1 hPa) aux environs de 3000 m. (pourquoi pas au sol? Observation, pressions induites et présence du CD) en haut, la vapeur d’eau se condense, la charge en eau alourdit l’air et provoque les subsidences (les subsidences sont renforcées par l’évaporation et les intrusions d’air sec) Les subsidences en arrivant au sol s’étalent en un courant de densité dont la partie la plus « active » (zone de convergence maximale) se situe sur la droite du fait du cisaillement de vent. C’est la ligne pointillée qui correspond au front de rafales sur le schéma du bas qui représente la partie observable au sol. Sous les subsidences, se crée au sol une zone de haute pression ( dans la partie la plus épaisse du CD, là aussi de l’ordre de 1 hPa). Du fait des ascendances très rapide, l’eau reste à l’état de vapeur jusqu’en haute tropo et se transforme en cristaux de glace. En arrivant à la tropo, il y a étalement (formation de l’enclume) dans le sens du vent au niveau de la tropo, et donc formation de la partie stratiforme. Les cristaux de glace tombent vers le sol (chute très lente, donc forte évaporation ou sublimation, donc fort refroidissement, donc forte subsidences), puis en dessous de la zone de fusion, les précips. Il se crée donc,(aux environs de 3000 m) une zone de HP ( 1hPa). Le gradient de pression entre la surpression de la zone de fonte à l’arrière et la dépression convective à l’avant, crée le rear flow, accentuant le cisaillement, provoquant une intrusion d’air sec qui accentue les subsidences, qui renforcent encore le CD, toujours dans la même direction privilégiée. De plus, le rear flow et ce gradient de pression permet une accélération du système vers l’avant. La petite dépression au sol à l’arrière du CD est simplement due à la dissymétrie du CD