5 Meteo - Les Cadets de l`Air

METEOROLOGIE
BELGIAN AIR CADETS
1
METEOROLOGIE.
I.
L'ATMOSPHERE. .................................................................................................................................... 2
II.
LA TEMPERATURE................................................................................................................................ 4
III.
LA PRESSION ATMOSPHERIQUE. ..................................................................................................... 8
IV.
L'HUMIDITE. ......................................................................................................................................... 11
V.
LE VENT.................................................................................................................................................. 15
VI.
STABILITE ET INSTABILITE (LABILITÉ)...................................................................................... 19
VII.
LA VISIBILITE....................................................................................................................................... 20
VIII. LES NUAGES. ......................................................................................................................................... 22
IX.
LES MASSES D’AIR – LES FRONTS.................................................................................................. 25
X.
METEOROLOGIE ET VOLE A VOILE. ............................................................................................ 33
METEOROLOGIE
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I. L'ATMOSPHERE.
1.
Définition.
a. Atmosphère est la couche gazeuse (air) qui entoure le globe terrestre, et qui y est maintenue
par la pesanteur.
b. Épaisseur de l'atmosphère en terme relatif est assez modeste : il suffit de comparer son
épaisseur (en moyenne 50 km pour la troposphère et la stratosphère) et le rayon terrestre (6.350
km) pour conclure que le rapport est de 7 sur 1.000.
c. La moitié du poids de l'air se trouve au-dessous de 18.000 pieds
2.
Composition de l'air se.
L'air atmosphérique est un mélange gazeux d'une composition bien définie et pratiquement
constante jusqu'à, une altitude de +/- 85 km. b. En volume (%), l'air sec se compose de :
(1) 78% d'azote (N2).
(2) 21% d'oxygène (02).
(3) 0,9% d'argon.
(4) 0,1 % d'autres gaz.
De plus, l'atmosphère contient de la vapeur d'eau en quantité variable suivant la latitude,
l'altitude et la situation météorologique.
3.
Les couches atmosphériques.
a. Délimitation.
Au sens large du terme, l'atmosphère est composée de différentes couches, s'échelonnant du
sol jusqu'en bordure de l'espace interplanétaire (quelques 1.500 km d'altitude). Dans ce
contexte, le "shuttle" américains, évoluant sur des orbites de 350 km de moyenne se trouvent
toujours bien dans l'atmosphère;
Ce cours de météo se limitera aux phénomènes qui se jouent dans la couche inférieure, se
situant entre le sol (la mer) et une moyenne de 11 km environ. Cette couche s'appelle la
troposphère.
b. La troposphère.
La troposphère est la couche où le "temps se fait"; elle est caractérisée par une décroissance de
la température avec l'altitude. (Nous entendons par "le temps" tout ce qui est couvert dans les
bulletins du temps quotidiens : vent, nuages, précipitations, température, brouillard etc.)
La limite supérieure de la troposphère s'appelle la tropopause (surface imaginaire entre la
troposphère et la couche supérieure appelée stratosphère).
Le niveau de la tropopause est loin d'être constant : il varie avec la latitude et avec les saisons.
Ce plan se trouve plus élevé à l'équateur (+/-18 km qu'aux pôles (+/- 8 km). A nos latitudes
(+/- 50° N), le niveau oscille entre 10 et 12 km (hiver - été).
En somme, le niveau de la tropopause est défini par une stabilisation de la température à une
valeur moyenne de -56,5 °C (à nos latitudes)
METEOROLOGIE
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METEOROLOGIE
I.
BELGIAN AIR CADETS
4
LA TEMPERATURE.
4.
Généralités.
L’énergie qui est à l'origine des phénomènes météorologiques dans l'atmosphère est
exclusivement fournie par LE SOLEIL. Elle nous arrive sous forme d'ondes électromagnétiques.
3
1
REVOLUTION DE LA TERRE AUTOUR DU SOLEIL.
1. Equinox du printemps
21 MAR
2. Solstice d’été
21 JUN
3. Equinox d’automne
23 SEP
4. Solstice d’hiver
22 DEC
5. Aphélie
l JUL
6. Périhélie
1 JAN
5.
Le soleil et la terre.
a. La terre effectue deux mouvements distincts, qui influencent la météorologie :
(1) La rotation de la terre : la terre effectue un tour complet autour de son axe en vingt-quatre
heures; ce mouvement constitue la base de notre système horaire et règle l'alternance des
jours et des nuits.
(2) La révolution de la terre : la terre effectue une révolution complète autour du soleil en une
année. Ce mouvement explique la succession des saisons, le phénomène du soleil de minuit
aux pôles, les nuits polaires etc.
b. L'orbite de la terre se présente sous forme d'une ellipse à faible excentricité (très proche d'une
circonférence). Le point le plus éloigné du soleil est à 152 Mio de kilomètres, tandis que le
point le plus rapproché du soleil est à 147 Mio km.
c. Le rayonnement solaire au niveau de la terre est influencé par:
(1) La distance soleil - terre (minime).
(2) L'inclinaison des rayons du soleil : déterminée par la hauteur du soleil au-dessus de
l'horizon. Cette hauteur varie avec la latitude, les saisons et le moment de la journée.
d. Le bilan thermique de la terre sur base annuelle est en équilibre : cela veut dire que
globalement l'énergie captée est reconvertie en énergie réfléchie. Si ce n'était pas le cas, la
terre se réchaufferait ou se refroidirait constamment !
e. L'effet de l'atmosphère sur le rayonnement solaire n'est pas négligeable :
(1) les nuages réfléchissent une partie de l'énergie incidente (jusqu'à 55%)
(2) De plus, la terre elle-même réfléchit une partie variable de l'énergie en fonction de la
nature de la surface : la neige réfléchit 80 à 90 %, tandis que le sable ne réfléchit que 15%.
(3) Pendant la traversée des rayons solaires, l'atmosphère absorbe également une partie de
l'énergie par la vapeur d'eau, l'anhydride carbonique et l'ozone présents.
(4) Il existe en plus le phénomène de diffusion (en anglais : scattering) due aux interactions
des molécules d'air et des ondes magnétiques.
METEOROLOGIE
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Rayonnement de courtes longueurs d'onde
Rayonnement de grandes longueurs d'onde
Economie
Espacethermique de l'atmosphère.
Atmosphère
Terre
Economie thermique de l’atmosphère
(a) rayonnement solaire
(b) rayonnement terrestre
(c) température
5
METEOROLOGIE
6.
BELGIAN AIR CADETS
6
La température en un lieu.
Les différents facteurs qui déterminent la température relevée en un lieu sont :
a. La latitude..
Les régions les plus favorisées se trouvent entre les deux tropiques (Cancer et
Capricorne). Dans cette région de part et d'autre de l'équateur, le soleil se trouve toujours très
haut à l'heure de midi. Par contre les pôles sont les régions défavorisées car l'inclinaison des
rayons y est toujours faible ou nulle.
b. Les saisons.
La température saisonnière est aussi fonction de la hauteur du soleil. En hiver, le soleil ne
monte pas très haut au-dessus de l'horizon, même à l'heure de midi.
c. L'heure du jour.
Il est évident que la température n'augmentera qu'après le lever du soleil et passera à des
valeurs plus élevées au fur et à mesure que l'inclinaison des rayons augmente.
d. Durée de l'ensoleillement.
En hiver, l'ensoleillement est faible (faible inclinaison) et de courte durée. Nous aurons des
températures plus faibles.
e. Nébulosité.
Les nuages réfléchissent beaucoup d'énergie comme nous l'avons vu précédemment. Par
contre, la nuit, ils maintiennent la radiation terrestre à un niveau faible. En conséquence, on
constatera de grands écarts de température entre le jour et la nuit, par ciel serein.
f. La nature du sol.
On en a déjà parlé.
g. Le contraste terre – mer.
Beaucoup d'effets météorologiques importants sont constatés le long des régions côtières,
parce que la terre réagit plus rapidement à l'insolation que l'eau.
- Le sol absorbe bien le rayonnement, mais constitue un mauvais conducteur calorifique (donc
rien en profondeur). Ceci a comme résultat que le sol se réchauffe vite, mais se refroidit tout
aussi vite.
- L'eau, par contre, a une chaleur spécifique plus grande que le sol : elle se réchauffe moins
vite, mais rayonnera d'autant plus lentement.
7.
L'inversion de température.
Bien qu'en général, la température diminue avec l'altitude, le phénomène d'une augmentation
de la température avec l'altitude peut se présenter. Le plus souvent, nous le constaterons après
un refroidissement poussé des basses couches durant la nuit. L'air étant mauvais conducteur, la
couche supérieure ne sera pas affecté et la température montera avec l'altitude dans un segment
réduit. Ceci est nommé l'inversion.
8.
Gradient vertical de la température.
L'évolution verticale de la température diffère d'un endroit à l'autre et d'un moment à l'autre.
Afin de calibrer certains instruments (altimètre, airspeed indicator, VVI...), il fallait introduire
une norme standard de variation de la température en fonction de l'altitude. Dans l'atmosphère
standard, la température diminue de 2°C/1.000 ft ou de 6,5°C/1.000 m. Ceci constitue une
moyenne globale. S'il y a différence avec la température réelle (ce qui est le plus souvent le cas),
tous les instruments indiquent la même erreur et la standardisation est respectée.
N.B. : Température standard au niveau de la mer : 15°C
9.
La courbe d'état.
La courbe d'état est la représentation graphique de révolution de la température dans
l'atmosphère. Ce graphique est obtenu à différents niveaux barométriques (= altitudes). Ces
données sont transmises par une radiosonde.
Chaque matin, au "briefing météo", la courbe d'état fait partie des informations de base
("Temp", TΦ-gram ou Emmagram).
METEOROLOGIE
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Inversion
tropopause
Sol
Température – Courbe d’état
METEOROLOGIE
II.
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LA PRESSION ATMOSPHERIQUE.
10. Définition.
La pression atmosphérique en un point déterminé est donnée par le poids de la colonne d'air de
section unitaire, s'élevant verticalement jusqu'à la limite supérieure de l'atmosphère.
11. Unités utilisées.
La pression est, par définition, une force exercée par unité de surface. Pour mesurer la pression
atmosphérique, deux systèmes peuvent être distingués :
a. Expression par équivalence.
Basée sur l'expérience de Torricelli, cette expérience consiste à mesurer l'équilibre entre la
pression atmosphérique et une colonne de mercure dans un tube en verre de 1 cm2 de
section. Au niveau de la mer, la pression atmosphérique soutient une colonne de 760 mm de
mercure en équilibre (valeur moyenne). Dans les pays anglophones, cette longueur équivaut
à 29,92 pouces (inches).
b. Expression en unités de pression.
Cette colonne de 760 mm de mercure représente un certain poids, qui s'exerce sur une
superficie de 1 cm2. Compte tenu de la masse spécifique du mercure et de la force de gravité,
la pression équivalente est de 101.325 Pascals (Pa) ou de 1013,25 hectopascal (hPa).
c. Equivalence des mesures de pression.
En résumé, on peut dire que la pression atmosphérique MOYENNE au niveau de la mer est
de 760 mm Hg = 29,92 inches Hg = 1013,2 hPa = 1013,2 millibars
12. Variations de la pression.
a. Variation avec l'altitude.
Lorsqu'on s'élève dans l'atmosphère, la hauteur de la colonne d'air diminue, son poids
diminue également et la pression diminue en conséquence.
Sur le graphique, vous constatez la variation
de la pression avec l'altitude (de 0 à 4000
mètres, la courbe s'approche d'une ligne
droite). Pour la couche qui nous intéresse, on
peut dire que la différence d'altitude,
correspondant à une chute de 1 hPa, est en
moyenne de 10 mètres ou 30 ft (pieds).
variation de la pression avec l'altitude
METEOROLOGIE
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b. Variations au niveau du sol.
(1) D'un endroit à l'autre: puisque la terre présente un certain relief, il est évident que les
régions élevées vont afficher une pression plus faible que la pression relevée au niveau de
la mer.
(2) Variation quotidienne: chaque jour, la pression oscille en fonction du moment de la
journée, comme indiqué sur la figure ci-dessous.
04h
10h
16h
22h
L'amplitude (a) de cette onde de pression varie avec la latitude : elle est négligeable aux
pôles, moins de 1 hPa chez nous et peut atteindre 4 hPa dans les régions équatoriales.
(3) Variations irrégulières: ces variations irrégulières sont liées aux perturbations
atmosphériques; elles sont beaucoup plus importantes que les variations quotidiennes et
peuvent atteindre plusieurs dizaines hPa en un jour.
13. Instruments de mesure de la pression.
L'instrument qui mesure la pression atmosphérique est appelé BAROMETRE, il en existe deux
types :
a. Le baromètre à mercure.
Basé sur l'expérience de Torricelli. La hauteur de la colonne de mercure est de 760 mm
lorsque la pression extérieure est de 1 atmosphère ou 1013,2 hPa. Ce type n'est pas utilisé en
aviation.
b. Le baromètre anéroïde.
Se compose d'un boîtier métallique parfaitement étanche et pratiquement vide d'air. Ce boîtier
est généralement appelé : "capsule barométrique". Lorsque la pression atmosphérique varie, la
capsule se déforme. Ces déformations sont transmises au moyen d'un système de leviers à une
aiguille mobile devant un cadran, gradué en unités de pression. Ce type de baromètre présente
les avantages suivants : robustesse et dimensions réduites. Le principe du baromètre anéroïde
est utilisé pour la construction des altimètres courants.
REMARQUE : En vol à voile, on utilise également des barographes. Ils enregistrent l'altitude
sur une feuille de papier imprimé. Ces instruments sont basés eux aussi sur le principe du
baromètre anéroïde.
14. Le champ de pression.
Le champ de pression est matérialisé sur les cartes météorologiques par les isobares (lignes
d'égale pression). Les isobares sont tracés par interpolation des pressions mesurées aux
différentes stations météorologiques et ramenées au niveau de la mer. Cette réduction au niveau
de la mer est nécessaire par ce que chaque station a une élévation différente. Les isobares sont
généralement dessinées à des intervalles de pression de 5 hPa..
La distance entre deux isobares donne une représentation du gradient horizontal de pression et
sa mesure sur la normale des isobares. Le gradient horizontal de pression s'exprime en hPa/km
et est d'autant plus faible que la distance entre les isobares est grande. Le tracé des isobares
montre un certain nombre de configurations types citées et définies ci-après :
METEOROLOGIE
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a. Low (L) (Dépression ou zone de basse pression).
Région où la pression décroît à mesure que l'on s'approche du centre. Les isobares se
présentent sous forme plus ou moins concentrique; une telle zone peut avoir un diamètre
variant entre quelques centaines de mètres et plusieurs centaines de kilomètres.
b. Trough. (Creux).
Prolongement dans une direction déterminée d'une zone de basses pressions; les isobares s'y
présentent sous forme de "V" à angle plus ou moins aigu.
c. High (H) (Anticyclone ou zone de haute pression).
Région où la pression augmente à mesure que l'on s'approche du centre.
d. Ridge (Crête anticyclonique).
Proéminence d'une zone de hautes pressions s'étendant à l'intérieur d'une zone où la pression
est plus faible.
e. Col.
Région de transition située entre deux anticyclones et deux dépressions.
METEOROLOGIE
III.
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L'HUMIDITE.
15. Introduction
a. Lors de l'étude de l'atmosphère, nous avons défini l'air que nous respirons comme un mélange
d'air sec et de vapeur d'eau. En météo, nous supposons que ces deux composantes se
comportent comme des gaz parfaits, c.à.d. qui ne se mélangent pas. Ainsi, la pression
atmosphérique est l'addition de deux pressions partielles : celle de l'air sec et celle de la
tension de vapeur.
Notons que l'air absolument sec ne se trouve pas dans la nature. Il existe toujours un
pourcentage plus ou moins élevé d'humidité.
b. L'eau, par ses actions diverses dans la formation des nuages, brouillard et précipitations, est
responsable de ce que nous appelons le "temps". Pour cette raison, il est très important de
définir et de connaître la quantité de vapeur contenue dans l'atmosphère.
16. Définitions.
a. Tension de vapeur.
La tension de vapeur est la pression partielle exercée par la vapeur d'eau, contenue dans
l'atmosphère. Cette tension ne peut augmenter indéfiniment : il existe en effet une limite à
partir de laquelle il n'est plus possible d'ajouter de la vapeur d'eau à un volume dont les
autres conditions (pression et température) restent inchangées : à ce moment, la saturation
est atteinte. La pression partielle exercée par la vapeur d'eau au moment où la saturation est
atteinte est dénommée "tension de vapeur saturante". Elle ne dépend que de la température et
varie dans le même sens que celle-ci.
Pour illustrer ces notions, il suffit de s'imaginer un récipient contenant une quantité d'eau.
Après un certain temps (dépendant de la température ambiante), il n'y aura plus d'eau, car
elle se sera évaporée.
Fermons maintenant hermétiquement ce récipient et nous constaterons que le niveau d'eau va
se stabiliser après un certain temps : le volume d'air contenu dans le récipient fermé est
saturé d'eau, c'est à dire qu'il ne peut plus en contenir davantage.
b. Le rapport de mélange (Mixing ratio)..
L'air humide est un mélange de vapeur d'eau et d'air sec. Pour définir ce mélange, on fait le
rapport entre la masse d'eau et l'unité de masse d'air sec. Si une masse d’air est constituée de
Mv grammes de vapeur d'eau et de Ma grammes d'air sec, sa composition est donnée par le
rapport :
W =
Mv
Ma
où W représente le rapport de mélange.
Le rapport de mélange étant un rapport de deux masses, il est un nombre sans dimension.
Dans la pratique, W reste toujours inférieur à 0,05 et peut être aussi bas que 0,001. Les
nombres comportant des zéros après la virgule étant peu commodes à manier, on exprime
dans la pratique W en grammes de vapeur d'eau par kilogramme d'air sec.
c. Le rapport de mélange saturé.
Le rapport de mélange mesuré au
moment de la saturation est appelé
"rapport de mélange saturant » et est
désigné par Ws.
Le rapport de mélange saturant
augmente avec la température et est
fonction de la pression, l'influence
de la température étant
prédominante. La variation du
rapport de mélange saturant en
fonction de la température (pour une
METEOROLOGIE
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pression constante de 1.000 hPa) est représentée sur la figure ci-dessous.
d. L'humidité relative.
- L'humidité relative est le rapport entre le rapport de mélange (w) et le rapport de mélange
saturant (Ws), exprimé en %.
U=
W
*100 (%)
Ws
- Lorsque l'air est saturé, W = Ws et U = 100%.
- Ws étant directement proportionnel à la température, nous constatons que pour un même
rapport de mélange w, l'humidité relative (U) diminue avec une augmentation de la
température et vice versa.
e. Température du point de rosée (Td).
La température du point de rosée est la température à partir de laquelle l'air devient saturé
lorsqu'on le refroidit à pression constante.
17. Variation de l'humidité relative.
Pour une masse d'air donnée, le rapport de mélange (W) ne change pratiquement pas. Il s'en
suit que l'humidité relative (U) évolue en sens contraire de la température : si T augmente, U
diminue et inversement. Ces deux variations journalières sont représentées sur le graphique
ci-dessous.
Humidité
relative
Température
18. Représentation graphique de l’état de l’air.
Afin de définir l'état de l'air qui se trouve au-dessus de nous, trois paramètres doivent être pris
en considération : la température, la pression et le degré d'humidité. Au chapitre "température",
nous avons tenu compte de deux paramètres : la température et la pression. La courbe d'état
nous révèle les températures en fonction de l'attitude (état physique de l'air).le troisième
paramètre (degré d'humidité) nous donne une indication de la composition air sec / humidité.
Afin d'obtenir une idée globale de la composition et de l'état aussi bien au niveau du sol qu'en
altitude, nous nous référons à l'ensemble courbe d'état - courbe des points de rosée.
METEOROLOGIE
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Echelle d’altitude
Rapport de
mélange
Atmosphère standard
Adiabate humide
Adiabate sèche
Isobares
Echelle de
Température (F°)
Isothermes
m
Cette dernière matérialise, à tous les niveaux, les points de rosée (température à laquelle l'air
doit être refroidi pour atteindre la saturation). Si les deux courbes coïncident, la saturation est
atteinte; si les deux courbes sont fort éloignées, l'humidité relative est faible.
Ces paramètres sont obtenus par radiosondes. Ces sondages nous donnent, pour tout niveau, la
température qui y règne (courbe d'état) et l'humidité (ce qui nous permet de calculer le point de
rosée). En combinant la pression et la température, nous pouvons calculer l'altitude de chaque
niveau de pression. La figure ci-jointe (Emmagram) est un exemple de sondage.
METEOROLOGIE
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Exemple
La figure ci-dessous nous apprend qu'au niveau 1.000 hPa (sol), la température est de 16,7°C et
que le point de rosée est atteint à 12,3°C (Td).
- Le rapport de mélange (ligne pointillée) à ce niveau est de 9 gr . Le rapport de mélange
saturant pour 16,7°C est de 12 gr. U vaut donc 9/12x100=75%.
- Au niveau de 790 hPa, les deux courbes T et Td se rejoignent à 3°C. L'humidité relative y est
donc de 100%; ce que démontre la formule : (6/6) x 100 = 100% [ U = W/Ws x 100]
II y a donc saturation à ce niveau et cela persiste jusqu'au niveau de 700 hPa.
Nous déterminons de la même manière la valeur de U à 620 hPa :
(2,5/3,2) x 100 = 78%. (Plus de saturation et donc plus de nuages à ce niveau).
5
6
7
T
d8
9
10
METEOROLOGIE
IV.
BELGIAN AIR CADETS
15
LE VENT.
19. Définition.
Le vent est le mouvement horizontal de l'air par rapport à la surface de la terre. Il est défini par
la direction (d'où il vient), exprimée en degrés azimutaux et par sa vitesse en noeuds (kts),
parfois aussi en km/hr ou m/s.
20. Forces agissantes.
Par un raisonnement simpliste, on pourrait imaginer que le vent souffle d'une zone de haute
pression (le trop plein) vers une zone de basse pression (à combler). La réalité est plus
compliquée! En fait, le vent est la résultante de quatre forces représentées sur les figures cidessous.
Force due au gradient
horizontal de
pression
Fd = hémisphère N
Fd’ = hémisphère S
V = Force Coriolis
Force Centrifuge
Force de frottement
a. La force du gradient.
S’exerce à partir de la zone de haute pression en direction de la zone de basse pression,
afin de restaurer l'équilibre atmosphérique.
b. Force de Coriolis.
Est due à la rotation de la terre autour de son axe. Tout objet (dont une molécule d'air) en
mouvement est influencé par cette rotation. Si, sur une plaque horizontale, un objet bouge
du centre vers l'extérieur, cet objet suivra une trajectoire rectiligne. Si, toutefois cette
même plaque effectue une rotation autour de son point central, la trajectoire de l'objet
sera courbée en contresens de la rotation. Cette trajectoire est la résultante de deux forces
perpendiculaires: il y a une déviation.
Imaginons que cette plaque matérialise le plan équatorial. Nous pouvons facilement
concevoir que ce plan est le plan de symétrie de deux demi sphères: l'hémisphère Nord et
l'hémisphère Sud. Puisque la terre tourne dans un sens précis, nous allons obtenir une
image miroir dans les deux demi sphères: dans l'hémisphère Nord cette force agit
perpendiculairement vers la droite du sens de mouvement, tandis que dans l'hémisphère
Sud cette force agira vers la gauche.
c. La force centrifuge.
S’exerce lorsque le vent souffle entre isobares courbées. Elle s'exerce
perpendiculairement sur la courbe et vers l'extérieur.
d. La force de frottement.
a d'abord un effet de freinage sur tout mouvement; en même temps, elle aura comme
conséquence une déviation en direction, puisque l'équilibre entre la force du gradient
(inchangée) et la force dé Coriolis (affaiblie) est perturbé. Elle aura comme conséquence
une diminution de la force du vent et une convergence vers le centre de basses pressions
(divergence du centre de hautes pressions).
METEOROLOGIE
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21. Le vent du gradient.
Le vent du gradient résulte de l'équilibre entre la force due au gradient horizontal de pression,
la force de Coriolis et la force centrifuge. Ce vent tient compte de la courbure des isobares et
constitue le vent réel au-dessus de la couche de frottement. Il soufflera d'autant plus fort que
les isobares sont serrées (rapprochés).
22. Le vent dans la couche de frottement.
Est le vent qui résulte de l'équilibre dynamique des quatre forces agissantes. En général, il est
présent dans les 1.000 premiers mètres de la couche atmosphérique (couche de frottement). Il
apparaît sur les cartes de surface. Pour la raison expliquée ci-dessus, il est plus faible que le
vent du gradient (= en altitude) et aura un angle de +/- 20° vis à vis des isobares au-dessus de
la mer et de +/- 30° au- dessus des continents (voir figure ci-dessous).
23. Loi de BUYS-BALLOT.
Cette loi qui donne la direction du vent en fonction de la répartition de champ de pression,
s'énonce comme suit :
a. Un observateur placé dos au vent dans l'hémisphère
nord a les hautes pressions à sa droite et les basses
pressions à sa gauche
b. Dans l'hémisphère nord, le vent tourne dans le sens
des aiguilles d'une montre ("clockwise") autour des
zones de haute pression et dans le sens inverse
("anticlockwise") autour des zones de basse pression.
NB: C'est le contraire dans l'hémisphère sud.
METEOROLOGIE
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24. Effets locaux.
En réalité, le vent ne se manifeste pas toujours suivant les lois citées ci-dessus. Ceci est
dû aux effets locaux, qui diffèrent beaucoup d'un lieu à l'autre. Quelques facteurs :
a. Le relief : joue un grand rôle. Là où il le peut, le vent contourne le relief plutôt que de
passer au-dessus. Il y a donc des variations de direction et parfois de force (par effet venturi).
Un exemple typique : le Mistral dans la vallée du Rhône.
b. La végétation : d'une certaine hauteur (bois) crée parfois des tourbillons (changement de
vitesse et de direction) du côté sous le vent. Ceci se fait bien sentir sur les sites quand il y a
vent de travers ("crosswind").
c. À la côte : La présence de la masse d'eau occasionne des différences de température entre la
terre et la mer et crée des zones de haute et basse pression très localisées. Ceci induit une
circulation de surface très localisée : la brise de mer ou la brise de terre.
25. Estimation du vent en surface.
Sur le terrain (et en vol), il y a intérêt à savoir estimer la direction et la force du vent. En
effet, c'est le vent qui détermine la position du secteur de travail, qui influence la finesse
(nombre de kilomètres parcourus par 1.000 mètres d'altitude) et qui vous obligera à adapter
votre vitesse dans le circuit
Une aide précieuse est la manche à air. Elle est installée
sur chaque terrain, mais parfois éloignée de la zone
d'opérations. C'est pourquoi on prend toujours une manche
à air mobile sur les aires de départ. Regardez la avant
chaque décollage!
Un deuxième instrument indispensable en piste est
l'anémomètre (vitesse du vent). Ceux utilisés sont gradués
en m/s. Afin d'obtenir la vitesse en noeuds, il faut
multiplier la valeur lue par deux. S'il y a des rafales, il faut
retenir les pointes! N'oubliez pas qu'il existe des limites de
vent de travers au delà des quelles il est INTERDIT de
voler.
En vol, on peut se faire une idée de la direction et de la
vitesse du vent, par l'observation de nombreux
phénomènes au sol. La figure ci-dessous en illustre certains.
La direction du vent peut être estimée de 8 manières différentes sur la figure cidessous.
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26. Variations du vent.
Dans la couche de frottement, le domaine de travailles planeurs, le vent varie pratiquement
toujours en fonction de l'altitude. C'est vrai aussi bien du point de vue direction que du point de
vue force. Une augmentation de 30 km/hr à 500 m par rapport au sol n'est pas rare! Avec un
planeur volant à 90 km/hr, ce n'est pas négligeable! Votre instructeur vous en parlera
certainement.
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V.
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19
STABILITE ET INSTABILITE (Labilité)
27. Critères de stabilité et d'instabilité.
Considérons une particule d'air en équilibre au niveau de pression Po. Pour une raison
quelconque (relief, front...) cette particule d'air est soulevée jusqu'au niveau de pression P1.
Arrivée en P1 la particule a une température T. En P1, la température de l'air environnant est T1
T1
a. Si T > T1, la particule (plus chaude que son environnement) est sollicitée
par une force dirigée vers le haut en s'écartant de plus en plus de sa
position initiale ( Po) : il y a donc INSTABILITE.
b. Si T = T1, la particule n'est sollicitée par aucune force;
elle restera donc au niveau P1 : il y a équilibre indifférent.
c. Si T < T1, la particule est sollicitée par une force dirigée vers le bas ; elle
reviendra donc à son niveau initial (P1) : il y a STABILITE.
28. Utilisation pratique des critères de stabilité et d'instabilité.
a. Une couche d'air est stable lorsqu'elle revient à sa position initiale après un soulèvement
forcé. Ce soulèvement peut être causé soit par le relief, soit par le réchauffement du terrain
sous-jacent, soit par passage au-dessus d'une surface plus chaude (terre ou mer).
b. Une couche d'air est instable lorsqu'elle continue à monter après un soulèvement forcé.
c. Importance pour le vol à voile
• Afin de pouvoir pratiquer le vol de performance, il est important que la masse d'air soit
INSTABLE.
• Pendant l'été, le refroidissement nocturne nous procure des matinées fraîches et par
conséquent de l'air stable (au niveau du sol). Après quelques heures d'insolation, la terre
se réchauffe, ainsi que la couche d'air en contact avec elle.
• A un certain moment, les particules d'air en contact avec le sol vont entamer une
ascension. C'est le moment où la température critique est atteinte, en d'autres termes que
l'instabilité se déclenche. C'est le moment attendu de la journée!
METEOROLOGIE
VI.
BELGIAN AIR CADETS
20
LA VISIBILITE.
29. Définition.
La visibilité dans une direction déterminée est la plus grande distance à laquelle la transparence
de l'air permet de distinguer parfaitement, de jour un objet sur un arrière-plan ou d'apercevoir
une lumière de nuit.
30. Réduction de la visibilité.
Est due à la présence de particules solides ou liquides en suspension dans l'air (poussières, sable,
gouttelettes d'eau, cristaux de glace...) ou en voie de précipitation dans l'atmosphère (grêle,
neige, pluie, bruine).
31. Brouillard et brume (Fog and mist).
Le brouillard est un ensemble de gouttelettes d'eau microscopiques, souvent invisibles à l'oeil
nu, en suspension dans l'air (formées à partir de noyaux hygroscopiques).
- Par convention, l'appellation brouillard (fog) est utilisée lorsque la visibilité horizontale au sol
est inférieure à 1 km; l'appellation brume (mist) lorsque la visibilité horizontale au sol est
comprise entre 1 et 2 km.
NB: Les stations météo communiquent toujours la visibilité la plus faible observée..
32. Types de brouillard.
II existe différents types de brouillard en fonction de leur processus de formation. Dans nos
régions, il en existe deux types très fréquents :
a. Le brouillard de rayonnement.
Le refroidissement des basses couches de l'atmosphère par rayonnement nocturne de la
surface du sol peut amener la saturation et la formation du brouillard. D y a trois conditions à
remplir pour que le brouillard de rayonnement puisse se former :
(1) ciel serein avant la formation : condition pour obtenir un refroidissement maximum des
basses couches
(2) vitesse du vent faible (entre 2 et 6 noeuds) au moment de la formation. Le rôle du vent
consiste en une répartition verticale du refroidissement de l'atmosphère par turbulence; un
vent nul limitera le phénomène à un dépôt de rosée, tandis qu'un vent supérieur à 6 kts
formera des nuages bas (stratus).
(3) une masse d'air très humide au départ. D est évident que le refroidissement nécessaire à
la formation du brouillard est d'autant plus faible que l'humidité initiale est élevée.
Ce type de brouillard se formera en été, principalement la nuit et à l'aube. Il disparaîtra si la
vitesse du vent augmente et par suite du réchauffement du sol dû au rayonnement solaire.
b. Brouillard d'advection.
On appelle advection le mouvement horizontal d'une masse d'air. Le brouillard d'advection
se forme lors du déplacement d'une masse d'air sur une surface (terre ou mer) dont la
température est inférieure à la température du point de rosée de la masse d'air. Les conditions
les plus favorables à la formation du brouillard d'advection sont :
(1) une humidité relative initialement élevée
(2) une grande différence de température entre la surface sous-jacente et l'air
(3) un vent modéré; un vent trop fort formera des nuages bas D est à noter que ce type de
brouillard peut se former indépendamment de la couverture nuageuse et du moment de la
journée. Sa disparition nécessite invariablement un changement de masse d'air, s'il est
formé sur la mer; mais son déplacement sur un sol plus chaud provoque également sa
disparition.
33. Diminution de la visibilité par des particules solides.
Les particules solides présentes dans l'atmosphère proviennent des combustions industrielles ou
de la surface du sol. Les poussières arrachées du sol par le vent et entraînées par turbulence
peuvent réduire la visibilité de manière très sensible. Ce phénomène dénommé "brume sèche"
METEOROLOGIE
BELGIAN AIR CADETS
21
(anglais : haze) est particulièrement perceptible en été quand un système anticyclonique est
installé avec un vent calme de secteur "Est" et une inversion de température. Le sommet du
"haze" se situe au-dessus du niveau de l'inversion.
34. Intéressant à savoir.
a. La visibilité mesurée au sol est parfois supérieure à la visibilité en vol. Spécialement en phase
d'atterrissage, la visibilité peut être très médiocre comme le montre le dessin ci-dessous :
l'aérodrome peut être parfaitement visible à partir de la position 1, alors qu’il est tout à fait
invisible à partir de la position 2 du fait de la différence de longueur du rayon visuel
traversant la couche de brume ou de brouillard.
b. La visibilité "up-sun" (face au soleil) est toujours inférieure à celle observée en direction
opposée.
c. Dans les précipitations, la visibilité peut être affecté à des degrés divers. Quelques exemples:
- pluie modérée
: 3000m.
- bruine
: 1500m.
- forte averse
: 50m.
- chute de neige
: 50m.
d. À l'intérieur d'un nuage, la visibilité est variable d'après le type. Toutefois, le manque de
référence visuelle (horizon) et le manque d'instruments adéquats à bord des planeurs, NE
permettent PAS d'y entrer.
METEOROLOGIE
BELGIAN AIR CADETS
22
VII. LES NUAGES.
35. Définition.
Un nuage est un ensemble visible de minuscules particules d'eau liquide ou de glace, ou un
mélange des deux, en suspension dans l'atmosphère. Cet ensemble peut également comporter
des particules d'eau liquide ou de glace de plus grande dimension.
36. Classification.
Les nuages sont en perpétuelle évolution et se présentent, par conséquent, sous une variété
infinie de formes. Il est cependant possible de définir un nombre limité de formes
caractéristiques que l'on peut fréquemment observer et qui permettent de classer les nuages en
différents groupes. La classification des nuages est essentiellement basée d'une part sur les
"structures de développement" (cumiliforme ou stratiforme) et d'autre part sur l'existence de dix
genres :
- CIRRUS / CIRROSTRATUS / CIRROCUMULUS
- ALTOSTRATUS/ALTOCUMULUS/ NIMBOSTRATUS
- STRATUS / STRATO-CUMULUS / CUMULUS & CUMULOMMBUS.
- Ces genres se divisent en un certain nombre d'espèces et de variétés, désignées par un terme
spécial ajouté au nom du genre (ex: altocumulus castellanus); mais ces subdivisions dépassent
le cadre de ce cours.
- Pour l'aviation, il est important de préciser le niveau auquel se situe la base et le sommet des
nuages. La partie de l'atmosphère dans laquelle les nuages se présentent a été divisée en trois
étages (supérieur, moyen et inférieur). Ces limites varient avec la latitude : vu les différences
d'épaisseur de la troposphère (6 à 8 km aux pôles et l6 à l8 km à l'équateur), il est logique que
ces étages deviennent plus hauts à mesure que l'on s'approche de l'équateur.
- Dans les régions tempérées, on a :
Etage inférieur : de MSL à 6500 ft.
Etage moyen : entre 6500 et 16.000 ft.
Etage supérieur : au-dessus de 16.000 ft.
Dans l'étage supérieur, nous trouvons les cirrus, cirro-stratus et cirro-cumulus. Des nuages
élevés, composés de cristaux de glace.
Dans l'étage moyen : les alto-stratus et les alto-cumulus; nuages moyens.
Dans l'étage inférieur, les stratus et les strato-cumulus; nuages bas Le nimbo-stratus est en fait
un nuage moyen, ayant sa base dans l'étage inférieur.
Le cumulus et le cumulo-nimbus ont leurs bases dans l'étage inférieur mais présentent un
développement vertical au point que leurs sommets atteignent parfois l'étage supérieur.
37. Description des nuages.
Remarque : Nous allons nous limiter à la description des nuages qui se trouvent dans l'étage
inférieur (0 à 6.500 ft). Retenons toutefois que la présence de nuages dans l'étage moyen et
supérieur constitue un voile qui empêche le rayonnement solaire et éventuellement le
déclenchement de l'instabilité.
a. Stratus (St).
- Couche nuageuse généralement grise, à base assez uniforme, pouvant donner lieu à de la
bruine ou des précipitations solides de faible diamètre.
- Parfois, le stratus se présente sous forme de bancs déchiquetés, surtout après la levée du
brouillard matinal (fractostratus).
- Après une forte précipitation sur sol chaud, des bancs de stratus se formeront au-dessous du
nuage principal.
- Le stratus est un nuage stable, qui ne donne pas lieu à des turbulences.
b. Strato-cumulus. (SCu)
- Banc, nappe ou couche de nuages gris ou blanchâtres, ayant toujours des parties sombres.
Ils sont constitués de gouttelettes d'eau accompagnées parfois de gouttes de pluie ou de neige
roulée (par température négative).
METEOROLOGIE
BELGIAN AIR CADETS
23
c. Nimbostratus (Ns).
- Couche nuageuse sombre, dont l'aspect est rendu flou par des chutes plus ou moins
continues de pluie ou de neige. L'épaisseur de cette couche est parfois suffisante pour
masquer complètement le soleil. Ce nuage contient beaucoup d'humidité et donne beaucoup
de précipitations régulières.
- C'est en somme le "plat consistant" d'un front chaud actif .
d. Cumulus (Cu).
- Nuages séparés, généralement denses et à contours bien délimités; ils se développent
verticalement en forme de mamelons, de dômes ou de tours, dont la région supérieure
bourgeonnante ressemble parfois à un chou-fleur.
- Les parties de ces nuages éclairées par le soleil sont le plus souvent d'un blanc éclatant;
leur base, relativement sombre, est sensiblement horizontale.
- us sont constitués principalement de gouttelettes d'eau. Lorsqu'ils ont une grande extension
verticale, ils peuvent donner lieu à des précipitations sous forme d'averses de pluie. Au
niveau où l'isotherme 0°C est atteint, des cristaux de glace peuvent se former.
- Ce nuage est de type INSTABLE, n y a donc une forte turbulence dans le nuage et ses
environs.
e. Cumulonimbus (Cb).
- Nuage dense et puissant, à extension verticale considérable, en forme de montagne ou
d'énorme tour. Une partie au moins de sa région supérieure est généralement lisse, fibreuse
ou striée et presque toujours aplatie; cette partie s'étale souvent en forme d'enclume.
- Les Cb's contiennent une grande quantité de gouttelettes d'eau de toutes tailles, qui se
transforment en cristaux de glace dans les régions supérieures. Ceux-ci, par les mouvements
ascendants et descendants, peuvent s'agglutiner et former des grêlons (jusqu'à 5 cm et plus?).
Les gouttes d'eau peuvent également être fortement surfondues (état liquide par température
négative) et présentent alors un grand danger de givrage (icing).
- Les Cb's peuvent se présenter soit isolément, soit disposés en file continue (squall line),
semblable à une vaste muraille et qui s'étend sur des dizaines de kilomètres.
- Ils peuvent se développer au sein d'autres espèces de nuages, principalement les
nimbostratus (Ns) (voir Fronts et Occlusions). Les cumulonimbus sont très souvent
accompagnés d'orages (décharges électriques).
- Le Cb est le "mouton noir" de la troposphère. Aussi bien à l'intérieur qu'à l'extérieur du
nuage, le vol y est dangereux pour tout type d'avion : fortes turbulences, impact de glaçons,
givrage, foudre sont tous ennemis du pilote et de l'avion.
- Au sol, le passage d'un Cb peut créer des rafales de vent, capables de soulever des avions
nettement plus lourds qu'un planeur non arrimé.
38. Formation des nuages.
Tout nuage est formé par un refroidissement adiabatique, causé par le soulèvement de l'air dans
des régions plus froides. Ceci entraîne une saturation de la masse d'air lorsque le point de rosée
(Td) est atteint. La saturation se transforme en condensation autour de noyaux de condensation
(poussière, sel, suie...). Suivant la nature de la masse d'air (stable ou instable), les nuages stables
(stratiformes) ou instables (cumuliformes) vont faire leur apparition.
D'après la cause du soulèvement, nous distinguons quatre types de formation :
a.
nuages formés par ascension orographique.
Le soulèvement d'une masse d'air jusqu'à un niveau supérieur à son niveau de condensation
provoque la formation de nuages. Dans ce cas-ci, le soulèvement est provoqué par le relief.
b.
nuages convectifs.
Ici, le soulèvement est provoqué par le réchauffement des couches inférieures en contact
avec le sol. La moindre impulsion suffit à déclencher un mouvement ascendant et la
formation d'un nuage dont la base est située au niveau de condensation. C'est un nuage
instable et le mouvement ascendant est profitable au vol à voile (thermique!).
c.
nuages formés par la turbulence.
Dus aux courants tourbillonnants dans la basse atmosphère. Les mouvements ascendants
METEOROLOGIE
BELGIAN AIR CADETS
24
peuvent atteindre le niveau de condensation et former des nuages stables et minces.
Exemple typique : les nuages bas après le lever du soleil qui se transforment en Cumulus
après réchauffement.
d.
nuages frontaux.
Le processus de formation de ces nuages est identique à celui des nuages orographiques.
Dans ce cas-ci, l'obstacle est le plan incliné du front qui est la ligne de séparation entre l'air
froid et l'air chaud. Nous reviendrons sur la formation des fronts au chapitre suivant.
e.
Quantité de nuages – nébulosité.
La quantité de nuages est observée et renseignée en nombre de huitièmes (octas) de ciel
couvert. La nébulosité est donc déterminée par l'observation au sol en divisant mentalement
le ciel en huit parties et en estimant le nombre de parties couvertes par les nuages. Dans les
messages météo, des termes anglais qualifient la nébulosité comme suit :
- Clear sky (SKC)
: pas de nuages
- FEW (FEW)
: 1 à 2/8 de couverture.
- Scattered (SCT)
: 3 à 4/8 de couverture.
- Broken (BKN)
: 5 à 7/8 de couverture
- Overcast (OVC)
: ciel couvert (8/8)
Ces termes sont toujours suivis d'un nombre qui exprime la base des nuages en pieds.
METEOROLOGIE
VIII.
BELGIAN AIR CADETS
25
LES MASSES D’AIR – LES FRONTS.
39. Formations des masses d'air.
a. L'air qui stagne ou se déplace très lentement sur une région géographique à
caractéristiques constantes, tend à devenir homogène dans le plan horizontal et à acquérir les
caractéristiques thermiques et hygrométriques de cette région, à condition que la durée du
contact soit suffisante.
b. Ainsi l'air qui stagne sur un continent froid et sec devient lui-même froid et sec; l'air qui
stagne sur un océan chaud devient chaud et humide.
c. Ces blocs d'air ainsi homogénéisés sont appelés "masses d'air". Les régions où elles
prennent naissance sont appelées "sources".
d. Les caractéristiques d'une masse d'air sont donc :
- Température constante dans tout plan horizontal
- Humidité constante dans tout plan horizontal
- structure verticale identique au point de vue température et humidité
e. Les dimensions horizontales d'une masse d'air sont de l'ordre de 1.000 km, leur
extension verticale peut varier de quelques centaines de mètres à quelques kilomètres.
40. Classification des masses d'air en fonction de leur origine.
A
mP
cP
mT
cT
a. En fonction de leur région géographique d'origine, on classe les masses d'air en :
• masses d'air arctiques (A)
• masses d'air polaires (P)
• masses d'air tropicales (T)
b. Cette classification ne tient compte que de la température initiale des masses d'air. Leur
METEOROLOGIE
BELGIAN AIR CADETS
26
humidité dépendant de la nature de la surface sur laquelle elles se forment; on distingue en
plus:
• les masses d'air maritimes (m)
• les masses d'air continentales (c)
c. En résumé, les masses d'air qui peuvent nous influencer en Europe Occidentale sont :
• l'air polaire maritime (mP)
• l'air arctique: (A)
• l'air polaire continental (cP)
• l'air tropical continental (cT)
• l'air tropical maritime (mT)
Les "sources", ainsi que les chemins parcourus sont représentés sur la figure ci-dessus.
41. Conditions associées aux masses d'air atteignant nos régions.
a. Masse d'air polaire maritime (mP).
Originaire de l'Atlantique Nord, cette masse d'air est stable, froide et relativement humide.
Au cours de son voyage au-dessus de l'Atlantique, elle se réchauffe à sa base et prend de
plus en plus d'humidité. Arrivée sur le continent européen, elle deviendra instable en été
(continent plus chaud), avec formation de cumulus et Cb. En hiver, au contraire, un
refroidissement à sa base la stabilisera, créant des nuages stables (stratiformes).
b. Masse d'air arctique (A).
Issue de l'anticyclone permanent au-dessus du pôle, cette masse est sèche, froide et stable à
l'origine. Se déplaçant directement vers le sud au-dessus des mers, sa stabilité fera bientôt
place à une instabilité considérable due au réchauffement rapide des couches inférieures.
Cette masse d'air, qui ne nous atteint pas en été, est caractérisée sur nos régions par des Cu et
Cb, par des averses de pluie, de neige, de grêle ou de grésil. En dehors des nuages, la
visibilité est excellente.
c. Masse d'air continentale polaire (cP).
Nous arrive de l'anticyclone sibérien : est froide et sèche. En hiver, cette masse d'air se
caractérise par une très forte inversion de température dans les basses couches et une
absence de nuages. La visibilité est souvent bonne en dehors des brouillards de rayonnement.
En été, la source se situe en Russie centrale et l'air cP qui nous atteint donne un temps beau
(sec), chaud et une visibilité médiocre.
d. Masse d'air continentale tropicale (cT).
Cette masse d'air trouve son origine au Sahara, donc sèche et chaude à l'origine. Lors de son
déplacement vers le nord, elle traverse la Méditerranée qui l'humidifie dans les basses
couches. Après passage du relief (Alpes, Pyrénées), elle nous atteint comme masse
réchauffée et sèche (Föhn). Temps chaud et sec avec peu de nuages et peu de turbulence.
e. Masse d'air maritime tropicale (mT).
Masse d'air chaude et humide (surtout dans les couches inférieures) venant de l'anticyclone
des Açores. Sa progression vers le nord au-dessus des mers toujours plus froides en fait une
masse stable. Saturée par suite d'un long voyage au-dessus des mers, elle se condense sous
forme de brouillard et de stratus bas. La visibilité est toujours médiocre.
METEOROLOGIE
BELGIAN AIR CADETS
A:
Arctique
Masses d’air
Source
mP:
MaritimePolaire
cP:
ContinentalePolaire
mT:
MaritimeTropicale
cT:
ContinentaleTropicale
Stable
Chaud
Humide à la
base
Sec en
altitude
Refroidit à la
base
Chaud
Stable
Très humide
Brouillard
sur mer
St bas sur
terre
Bruine
Aiguilles de
glace
Stable
Très sec sur
Méditerranée
Humide et stable
Stable
Froid
Sec
Stable
Froid
Sec sauf à la base
Stable
Très froid
Très sec
Froid
Humide
Instable
Réchauffement
à la base
Cu
Cb
Réchauffement
Instable
Froid
Très humide
Hiver : très sec,
très froid
Eté : très
instable, très
sec, froid
Cu de beau
temps
Averses de
grêle
Pluie, neige
Neige fondante
Orages
Très forte
Averses de grêle
Pluie, neige
Neige fondante
Orages
Pas
Grande
Eté :Très forte
Hiver : Forte
Très bonne sauf
dans les
averses: + 50
Km
Sévère
Bonne sauf dans
les averses: +20
Km
Bonne
Sévère
nul
Caractéristiques
Arrivée
NUAGES
PRECIPITATIONS
TURBULENCES
VISIBILITE
GIVRAGE
REMARQUES
Cu
Cb
27
Modéré
dépendant
du relief
Mauvaise
Givre en
hiver
Effet Föhn
Stable, sec
Dans nos
régions : stable,
sec, chaud
Bancs de Ac, Sc
Pas
Léger à modéré
En moyenne 7 à
8 Km
Parfois givre en
Sc et Ac
Activité 60% d’
Arctique
42. Le front polaire.
- L'atmosphère autour du globe présente des mouvements horizontaux typiques, afin d'équilibrer
autant que possible la répartition de la chaleur. Sans ces mouvements, l'équateur se
réchaufferait et les pôles se refroidiraient toujours davantage. Ces mouvements horizontaux de
l'air se heurtent à certains endroits, entre autres là où des masses d'air tropicales (= chaudes)
rencontrent des masses d'air polaires (= froides). Cette confrontation a lieu aux environs du
60° parallèle et s'appelle le front polaire.
- L'air chaud venant du sud (en général une masse mT) se glissera au-dessus de l'air froid venant
du nord (masse mP ou A). La couche de transition est si mince que l'on peut la considérer
comme une surface, appelée "surface frontale".
- Sur les grandes surfaces frontales ainsi définies, des ondes instables naissent, se développent et
meurent. Elles sont accompagnées d'un tourbillon (dépression) qui évolue de la même façon.
Ces ondes constituent les perturbations frontales ou dépressions.
43. Formation d'une dépression frontale.
- Le bon voisinage de deux masses d'air de températures différentes est rare. Le moindre
obstacle, la plus petite surchauffe locale suffisent à dévier le flux normal de l'air et déformer
le front polaire (fig. 4). L'air chaud s'élève sur l'air froid et le remplace progressivement en
METEOROLOGIE
BELGIAN AIR CADETS
28
altitude. Il se crée à cet endroit un noyau de basse pression qui dévie l'air froid vers le Nord,
de sorte que l'air chaud progresse, non seulement en altitude mais aussi en surface (fig. 4 et 5).
L'invasion d'air chaud dans l'air polaire constitue le secteur chaud.
Surface frontale
A
Air Froid
B
C
Air Chaud
- La dépression frontale ainsi formée donne naissance à une circulation cyclonique (anticlockwise) et l'air polaire vient s'appuyer contre le flanc ouest du secteur chaud (fig. 6).
Fig. 5
Fig. 6
- La poussée de l'air chaud (en 4) et celle de l'air froid déforment le front polaire et nous voyons
apparaître un "front chaud" et un "front froid"
44. Le front chaud.
Lorsqu'un front se déplace sous la poussée de l'air chaud, on l'appellera "front chaud". Sur la
carte du temps, on le représente soit par une ligne rouge, soit par une ligne et des demi-cercles
noirs (fig. ci-dessous). En coupe verticale, l'air chaud progresse au-dessus de l'air froid sous
une pente de 1/200 à 1/400 (donc très faible). A l'approche du front chaud, l'air chaud
remplace progressivement l'air froid. Le front chaud se déplace à une moyenne de 15kts.
Sur une carte
coupe verticale
METEOROLOGIE
BELGIAN AIR CADETS
29
FRONT CHAUD
45. Le front froid.
Front le long duquel, lors de son déplacement, l'air froid remplace l'air chaud. Les fronts de ce
type sont dessinés en bleu sur les cartes du temps ou par une ligne noire bordée de petits
triangles noirs orientés dans le sens du déplacement. Il faut noter que la pente de la surface
frontale est beaucoup plus raide dans ce cas (voir coupe verticale). Ceci est dû au fait que l'air
froid, lors de sa progression, s'engouffre sous l'air chaud Le front froid se déplace également
plus vite que le front chaud. (25 kts en moyenne).
FRONT FROID
METEOROLOGIE
BELGIAN AIR CADETS
30
46. Les occlusions.
Suite aux vitesses de progression différentes des deux fronts et au fait que le front froid se
trouve en deuxième position, ce dernier va rattraper le front chaud pendant son voyage. Le
résultat sera une poussée en altitude du secteur chaud; les températures dans les segments froids
(avant le front chaud et derrière le, front froid) peuvent être différentes. En fonction de l'écart
relatif des températures, on parlera d'une occlusion à caractère de front chaud ou d'une occlusion
à caractère de front froid. Les dessins ci-dessous donnent une illustration de ces deux
possibilités. Remarquez le rapport des températures.
Sur la carte de surface, l'occlusion est représentée par une ligne violette ou par une ligne noire,
bordée de demi-cercles alternant avec des triangles.
OCCLUSION A CARACTERE DE FRONT CHAUD
OCCLUSION A CARACTERE DE FRONT FROID
METEOROLOGIE
BELGIAN AIR CADETS
31
47. Le temps associé aux fronts.
Nous ne traiterons ici que des fronts actifs, c.à.d. comportant des précipitations.
a. Front chaud.
L'arrivée d'un front chaud est signalée à des centaines de km par une couverture de
cirrostratus s'épaississant progressivement. Ce voile de cirrostratus se transforme en
altostratus. La base des nuages s'abaisse progressivement, les précipitations commencent à
partir des altostratus pour s'intensifier sous les nimbostratus. La plus forte intensité des
pluies est enregistrée dans une bande située immédiatement à l'avant du front (position au
sol) et quelque 200 km avant cette intersection
Si l'ascendance de l'air chaud ne provoque pas d'instabilité, on aura un front chaud stable (90
% des cas). Si toutefois l'instabilité se déclenche, un front instable se développera avec
formation de Cb au sein des nimbostratus (embedded Cb's)
b. Front froid.
Est un front ou l'air froid chasse l'air chaud au cours du déplacement. Ce genre de fronts est
marqué sur la carte de surface par une ligne bleue ou une ligne noire avec des triangles noirs,
pointés dans la direction du mouvement. Il est à remarquer que l'inclinaison du front vis-àvis du sol est beaucoup plus prononcée que l'inclinaison du front chaud (voir coupe verticale
ci-dessous). Ceci est dû au fait que l'air froid s'engouffre sous l'air chaud lors du
déplacement. Le front froid se déplace également beaucoup plus vite que le front chaud (25
Kts en moyenne). Après le passage, une amélioration très nette du temps s'annonce : le ciel
se dégage, la base des nuages s'élève, les précipitations cessent et la visibilité augmente très
rapidement.
METEOROLOGIE
BELGIAN AIR CADETS
32
c. Occlusion.
Le temps associé à une occlusion ne peut être qu'un mélange des phénomènes propres aux
deux types de front.
Il faut noter que la zone la plus active de toute dépression frontale se trouve dans le début
d'une occlusion (à une centaine de km du point de jonction des deux fronts). Ensuite, les
précipitations diminuent au fur et à mesure que l'on se rapproche du centre de la dépression.
Une coupe verticale d'une occlusion à caractère de front froid est illustrée ci-dessous.
Occlusion à caractère de front froid.
METEOROLOGIE
IX.
BELGIAN AIR CADETS
33
METEOROLOGIE ET VOLE A VOILE.
48. Généralités.
Chaque journée de vol est précédée d'un briefing, dont le premier volet est invariablement le
briefing météo. Ce n'est pas une tradition, ni une coïncidence! Toute décision concernant le
programme journalier, voire la décision de voler ou ne pas voler, dépend de la situation
météorologique et de l'évolution probable pendant la journée.
49. Les thermiques.
a. Définition.
Les thermiques sont des courants ascendants dans l'atmosphère qui permettent au planeur de
gagner de l'altitude d'une façon autonome.
b. Structure des thermiques.
(1) Généralités : Les thermiques ont une structure extrêmement variable; nous pouvons
cependant en donner un modèle théorique confirmé par la réalité.
La colonne ascendante peut être découpée en trois parties :
o la zone directement en contact avec le sol : elle est le siège de mouvements verticaux
désordonnées, on l'appelle "couche turbulente".
o la zone située au-dessus de la couche turbulente: elle s'étend jusqu'au sommet de
l'ascendance ou jusqu'à la base des nuages qui la coiffe; c'est la seule zone exploitable
par le pilote de planeur.
o la dernière zone contient le nuage : c'est la "couche saturée". Bien que très prononcée,
elle est inexploitable par le pilote, vu le manque d'instruments de bord.
La hauteur totale de l'ascendance s'appelle
"zone convective". La figure à coté donne la
distribution des vitesses verticales (Vza) dans
la zone convective.
(2) Couche turbulente : l'insolation réchauffe différemment le sol selon sa nature; à son tour,
le sol réchauffe l'air par conduction et provoque la formation de petites bulles relativement
chaudes qui se détachent de la surface. En s'élevant, ces petites bulles poussent l'air froid situé
au-dessus d'elles, se mélangent à l'air ambiant et perdent ainsi leur énergie. Par contre, une bulle
relativement importante (formée lorsque l'insolation est suffisante) dépasse la zone turbulente et
des ascendances bien organisées apparaissent au-dessus de cette zone.
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(3) Couche au-dessus de la couche turbulente : lorsqu'une bulle quitte la zone turbulente,
elle continue son ascension pour autant qu'elle soit INSTABLE (= plus chaude) que l'air
ambiant. Cette bulle se présente sous la forme d'un tourbillon à axe horizontal. Lors de son
ascendance, la bulle pousse l'air froid situé juste au-dessus d'elle et se mélange par entraînement
à l'air ambiant. Elle grossit donc au fur et à mesure qu'elle s'élève tout en se refroidissant. La
différence de température entre la bulle "chaude" et l'air ambiant "froid" à un même niveau ne
dépasse jamais 1°C. A un certain niveau, la bulle est tellement diluée qu'elle devient
indiscernable de l'environnement et l'ascendance cesse. Un nuage cumiliforme (instable) se
développe à partir du niveau de condensation, lorsque le degré d'humidité au sein de la bulle est
suffisant.
(4) couche saturée : à partir du niveau de condensation (= base des nuages), l'instabilité
augmente par la restitution de la chaleur latente de condensation; cette augmentation de la
température injecte une énergie supplémentaire. Donc, à partir du niveau de condensation, la
bulle est matérialisée par le nuage et sa forme justifie la structure donnée à l'ascendance.
(5) Conclusions.
(a) Les thermiques se présentent sous forme de bulles; si les bulles sont libérées régulièrement
les unes après les autres, l'ascendance paraît continue.
(b) Sous les petits cumulus (Cu- "humilis"), l'ascendance occupe toute la superficie de la base,
tandis que des mouvements descendants apparaissent sous les gros cumulus (Cu"congestus", "nimbus" etc.)
(c) Le vent incline l'ascendance; un vent trop fort la hache et la rend inexploitable
(d) Dans le nuage, le mouvement ascendant est accéléré, mais inexploitable pour le pilote de
planeur
c. Etude des thermiques.
(1) Nous avons vu que l'instabilité se déclenche lorsque la particule d'air atteint le niveau où elle
devient plus chaude que son environnement. L'énergie initiale nécessaire à la particule peut
lui être fournie par réchauffement, par soulèvement orographique ou par turbulence. Ces
différents facteurs dépendent de la nature du sol, du rayonnement solaire, du vent; en un
mot : des conditions locales.
(2) Evolution de la température :
-En l'absence de soulèvement orographique, le déclenchement et l'évolution de la thermique
sont fonction de l'évolution de la température au cours de la journée. La température en
surface doit devenir plus grande que la température de déclenchement de l'instabilité (=
température critique).
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- Le rôle du vent est double et les deux effets sont opposés : d'une part, le vent freine
l'augmentation de la température (effet éolien) et d'autre part, un vent modéré crée une
turbulence, facilitant ainsi l'échappement des bulles.
- la présence de nuages freine l'augmentation de la température. Cet effet est d'autant plus
grand que la nébulosité est abondante et que la couche est épaisse.
- La présence de brouillard de rayonnement en début de journée retarde également le début
de l'augmentation de la température : l'énergie reçue du soleil servant d'abord à dissiper ce
brouillard.
(3) Vitesse des courants ascendants (Vza) : la vitesse des courants ascendants est exprimée en
m/s. C'est une valeur calculée (donc théorique) qui ne reflète pas toujours la réalité: les
paramètres dépendent trop des circonstances locales.
50. Phénomènes liés aux thermiques.
Notons d'abord que les thermiques peuvent surgir partout où l'instabilité est déclenchée.
Toutefois, certains phénomènes peuvent apporter un témoignage visible de la présence des
thermiques :
a. Formation de cumulus bourgeonnants (déjà citée ci-dessus)
b. Formation de "rues de nuages" :
On appelle "rues de nuages" un ensemble de cumulus disposés parallèlement à la direction
du vent. Ce dispositif peut s'avérer très utile pour le vol de distance, car il évite les pertes de
temps en recherche des thermiques ("pompes").
c. Thermiques de restitution.
Restitués en fin de journée par les parties du sol qui possèdent une plus grande inertie
thermique (bois, marais, étangs...).
Ces ascendances sont cependant très faibles, très localisées et ne persistent que peu de
temps.
d. Ascendances orographiques
La partie du vent qui dépasse un relief peut créer du côté au vent un mouvement ascendant
très profitable au vol à voile (= vol de pente). Ce phénomène permet d'enregistrer des
performances sensationnelles en région montagneuse.
e. Vol d'onde.
Après le passage d'un relief, l'atmosphère peut présenter un mouvement ondulatoire, à
condition que la masse d'air soit STABLE. Les parties ascendantes sont exploitables sur
grandes distances.