Météo du vol à voile - Les Planeurs du Bassin d`Arcachon

Météo du vol à voile
Écrit par Planeurs du Bassin d'Arcachon
Comme beaucoup de termes en aviation, l'origine du nom « vol à voile » vient de l'analogie
avec la navigation maritime. Dans ce cas, il s'agit plus d'une opposition au « vol moteur » que
d'une véritable analogie avec la marine à voile, car le vol à voile ne consiste pas à exploiter le
vent de la même façon que dans la marine à voile. La seule force motrice d'un planeur, une fois
libéré de tout lien avec un avion remorqueur ou un treuil, est une composante de son propre
poids.
L'art du vol à voile consiste donc à utiliser les mouvements verticaux de l'atmosphère, en
passant dans des masses d'air dont les vitesses d'ascension sont plus élevées que la vitesse
de chute propre du planeur et gagner ici de l'énergie potentielle (hauteur), sans perdre
d'énergie cinétique (vitesse).
La suite de cet article vas essayer de vous apporter les connaissances utiles de météorologie
pour comprendre l'origine des mouvements de l'atmosphère et les conditions qui sont propice
au vol des planeurs.
On peut distinguer deux grandes classes de mouvement ascendant :
- L'ascendance thermique, due à l'échauffement du sol par le soleil;
- L'ascendance dynamique, due à la déflexion du vent au passage d'une chaîne
montagneuse, ou dans le sillage de celle-ci.
Ces mouvement thermiques et dynamiques ont leur origine dans l'inégalité de distribution du
rayonnement solaire sur la surface du globe.
La pression atmosphérique
En météorologie aéronautique, les pressions sont données en hectopascals (abréviation hPa).
L'hectopascal est l'équivalent du millibar qu'il remplace. La valeur moyenne de la pression
atmosphérique au niveau de la mer est de 1013 hPa.
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Pour autant, la pression atmosphérique est variable. Dans nos régions, elle peux osciller entre
950 hPa et 1050 hPa au niveau de la mer. Ces différentes pressions sont représentées, sur les
cartes météo, par le champ de pression obtenu en traçant les différentes lignes isobares, qui
sont les courbes joignant tous les points ou s'exerce la même pression.
On pourra entendre parler de :
- Dépression : région où la pression atmosphérique est faible;
- Anticyclone : région où la pression atmosphérique est élevée;
- Dorsale : axe de hautes pressions;
- Thalweg : axe de basses pressions;
- Marais barométrique : vaste étendue ou la pression atmosphérique varie très peu.
Le vent
Le vent est l'air en mouvement horizontal. Il est caractérisé par sa direction et sa force. La
direction du vent est la direction d'ou il vient (exemple : un vent du nord souffle du nord vers le
sud).
Cette direction est repérée soit à l'aide d'une manche à air, soit plus précisément à l'aide d'une
girouette, généralement graduée de 20 en 20 degrés, à partir du nord.
La force du vent se mesure quantitativement avec un anémomètre ou par l'allure de la manche
à air. En général, elle s'exprime en nœuds (abréviation Kt) et moins fréquemment en km/h ou
en m/s. Approximativement, 1m/s = 2 Kt = 4 km/h.
Vent et champ de pression
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Si la terre était immobile, le vent se dirigerait directement des hautes pressions vers les bassespressions, mais par suite de la rotation de la terre, il se produit une dérivation des mouvementde l'air vers la droite dans l'hémisphère nord, et la direction du vent devient alors sensiblementparallèle aux isobares.
Dans l'hémisphère nord ou se trouve notre club, le vent tourne dans le sens des aiguilles d'unemontre autour des anticyclones et en sens inverse autour des dépressions. Un observateur quise place face au vent a les basses pressions à sa gauche.
Ce sont ces différences de pressions qui créent les forces mettant l'air en mouvement. Cesforces seront d'autant plus importantes que, sur une distance donnée, les variations depression seront importantes, donc que les lignes isobares seront proches les unes des autres.
Les vents secondaires
Lorsque les isobares sont espacées, déterminant ainsi un vent faible en surface, il peut se
produire dans notre région, des vents liés aux caractéristique de la géographie locale.
Le jour, par beau temps, la terre s'échauffe plus vite que la mer. Il se développe sur la terre
des courants ascendant du à la convection. Cet air qui s'élève est remplacé par de l'air plus
froid venant de la mer. C'est la brise de mer. Hélas, cet air froid venant de la mer supprime
toute possibilité de convection sur une large bande parallèle à la côte.
Inversement, la nuit, la terre perd de sa chaleur plus rapidement et le phénomène inverse se
produit. C'est la brise de terre.
En montagne, on observe des phénomènes similaires qui génèrent les brises de vallées
montantes ou descendantes (mais la montagne, c'est loin d'Arcachon).
Ces différents vents locaux peuvent entrer en conflit, soit avec un vent général dû au champ de
pression, soit entre eux. On a alors à faire au phénomène de confluence. La progression de l'air
marin sur la terre au cours de la journée se fait suivant un large front qui peur être matérialisé
par des nuages cululiformes. C'est le front de brise de mer. Ces nuages sont alignée et leur
bases peuvent être à deux niveaux différents en fonction de l'humidité des masses d'air qui se
rencontrent. Il est féquent, au cours de la journée que le front de brise se stabilise à quelques
kilomètres à l'intérieur des terres, donnant une vaste ligne d'ascendances qui peuvent être
utilisées par un pilote de planeur. Dans l'air marin, plus frais et humide, il n'existe quasiment
plus d'ascendances.
La température
Vous avez souvent entendu dire que la chaleur est une des formes de l'énergie. Cette énergie
nous vient du soleil sous forme de rayonnement. En l'absence de nuages, notre atmossphère
est pratiquement transparente à ce rayonnement, seule une infime partie est captée par l'air.
Les rayons du soleil arrivent donc jusqu'au sol, qui , selon sa nature, en absorbe plus ou moins
grande partie, ce qui le porte à une certaine température.
Les parties du sol les plus chaudes, par conduction, échauffent l'air immédiatement à leur
contact. Cet air voit sa densité diminuer, et il aura tendance à s'élever. Remplacé par de l'air
plus froid, il y aura apparition de courants de convection . C'est le principal moyen d'échange
thermiques dans les basse couches de l'atmosphère.
En un lieu situé près du sol, la température subit des variations régulières étroitement liées à
l'incidence des rayons solaires sur le sol. Ce sont les variations saisonnières et diurnes. Au
cours de la journée, le minimum de température se situe après le lever du soleil, et le maximum
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dans le milieu de l'après midi. Toutefois, des irrégularités peuvent se produire, en fonction des
déplacements des masses nuageuses, modifiant l'insolation.
Du sol à environ 11000 mètres d'altitude, la température diminue en moyenne de 6,5°C par
1000 mètres. Cette tranche de l'atmosphère s'appelle la troposphère, et c'est dans son
épaisseur que se produisent la presque totalité des phénomènes météorologiques. Au dessus,
se trouve la stratosphère où la température reste constante aux environs de -56°C. La
tropopause est la limite entre troposphère et stratosphère.
En pratique, la décroissance verticale de température n'est pas régulière. Entre les tranches
d'atmosphère où la température décroît plus ou moins, on peut trouver des tranches ou elle
reste constante : ce sont les isothermies. On trouve également des tranches ou la température
augmente avec l'altitude : Ce sont les inversions.
L'humidité
On trouve l'eau dans l'atmosphère sous ses trois formes :
- vapeur (gaz invisible),
- liquide (pluie et goutelettes formant les nuages),
- solide ( grêle et cristaux composant les nuages et la neige).
L'humidité représente la quantité de vapeur d'eau contenue dans l'air.
En fonction de sa température, l'air ne peut contenir qu'une quantité maximale de vapeur
d'eau. Lorsque cette quantité est atteinte, on dit que l'air est saturé. Lorsque la température
augmente, l'air peut contenir de plus en plus de vapeur d'eau. Un volume d'air qui contient une
quantité fixe de vapeur d'eau et qui s'échauffe s'éloigne donc de la saturation.
Inversement, en refroidissant de l'air contenant une quantité fixe de vapeur d'eau, on se
rapproche de la saturation qui peut être atteinte si le refroidissement est suffisant. Si la
température chute encore, la quantité maximale de vapeur d'eau admissible dans ce volume
d'air continue de diminuer. Il y a alors un exédent de vapeur d'eau qui vas être rejeté sous
forme de fines goutelettes : C'est la condensation qui constitue le début de la formation d'un
nuage. Toutefois, cette condensation n'apparaîtra qu'en présence de particules microscopiques
(poussières, pollution, ...) autour desquelles se forment les goutelettes et qu'on appelle noyaux
de condensation.
Si le refroidissement a lieu à une altitude constante, la température à laquelle se produit la
saturation s'appelle le point de rosée (c'est le cas lors de la formation de la rosée matinale ou
du brouillard de rayonnement).
Si le refroidissement est dû à la détente de l'air qui s'élève (courants ascendants), la
température à laquelle la saturation est atteinte est le point de condensation (c'est le cas lors de
la formation des cumulus ou des nuages liés aux fronts).
Stabilité - Instabilité
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L'air est un très mauvais conducteur de la chaleur. Ainsi, un assez grand volume d'air,
possédant une température donnée et se déplaçant dans une atmosphère de température
différente, aura tendance à conserver ses caractéristiques propres sans céder ni prendre de la
chaleur au millieu ambiant.
Lorsqu'une particule d'air s'élève, sa pression diminue et son volume augmente. Elle subit une
détente et cette détente abaisse sa température. Inversement, si une particule descend, elle se
réchauffe par compression.
Ces transformations se font sans échange de chaleur avec le milieu ambiant, elles sont
appelées transformations adiabatiques.
Si l'air n'est pas saturé (en dehors des nuages) le fait d'élever une particule d'air de 100 mètres
lui fait perdre 1°C.
La stabilité
Supposez une tranche d'atmosphère non saturée ou la décroissance verticale de température
est inférieure à 1°C par 100 mètres, par exemple, 16°C au sol et 13°C à 500 mètres.
Supposez qu'il soit possible de prendre une particule au sol et de la faire monter à 500 mètres.
Par suite de la détente adiabatique, cette particule se trouvera à 11°C, soit 2°C plus froide que
l'air ambiant, donc, plus dense. Dans ces conditions, elle descendra d'elle même à son niveau
de départ. Cette tranche d'atmosphère est stable. Les particules y subissant une solicitation
vers le haut se retrouvent plus froides que l'air ambiant et retournent à leur niveau de départ.
Dans ces tranches d'atmosphère, les phénomènes de convection ne peuvent se développer.
Les isothermies et les inversions en sont des cas particuliers et sont des tranches d'air très
stables.
L'instabilité
Supposez maintenant une tranche d'air non saturée où la décroissance verticale de
température serait supérieure à 1°C par 100 mètres. Par exemple, 16°C au sol et 9°C à 500
mètres. Une particule partant du sol et s'élevant à 500 mètres se retrouverait par suite de la
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