METEOROLOGIE PARTIE 3 METEOROLOGIE AERONAUTIQUE

METEOROLOGIE
PARTIE 4
Réalisation : M. Bielle
M.B
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METEOROLOGIE AERONAUTIQUE
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SOMMAIRE PARTIE 3
•
•
•
•
•
LA TURBULENCE
BRUME ET BROUILLARD
LE GIVRAGE
LES ORAGES
PHENOMENES LOCAUX ET
OROGRAPHIQUES
• LES MESSAGES ( METAR,TAF,SIGMET, ...)
• Documents et bibliographie ; Site Web
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LA TURBULENCE
• L’air est un fluide qui s’écoule selon deux
modes :
• L’écoulement laminaire
– Toutes les particules ont pour
représentation un vecteur à peu
près contant en force et direction
• L’écoulement turbulent
– Chaque particule est représentée
par un vecteur qui varie de façon
désordonnée en grandeur
et direction.
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LA TURBULENCE
Classement OACI de la turbulence par niveau d’intensité
suivant la valeur de l’accélération (g) du centre de gravité
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LA TURBULENCE
• La turbulence est estimée empiriquement par
ses effets sur :
 La ligne de vol
 La structure de l’ avion
 Le confort des passagers
o C’est ainsi que l’on qualifiera la Turbulence par
deux symboles sur les cartes météorologiques
:
: Turbulence modérée
: Turbulence forte ou sévère
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LA TURBULENCE
Liée aux interactions entre le sol et l’atmosphère
• La turbulence de frottement
 La couche turbulente : appelée aussi couche de
frottement s’étend du sol jusque vers 1500 m
 L’atmosphère libre : est la partie non perturbée apr
les effets de frottement u dessus de 1500 / 2000 m
ou l’écoulement de l’air est plus régulier.
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LA TURBULENCE CONVECTIVE
L’échauffement irrégulier des cellules d’air au contact du
sol provoque des variations de densité et crée
l’instabilité de convection qui génère alors une
turbulence verticale. L’ascendance exploitée par les
pilotes de vol à voile peut atteindre plusieurs centaines
de mètres de diamètre.
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LA TURBULENCE
• L’ascendance thermique.
• Donnant naissance à des nuages de type Cumulus
ou Cumulonimbus elle peut devenir un danger pour
l’aéronautique.
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LA TURBULENCE
LA TURBULENCE OROGRAPHIQUE OU DE RELIEF.
D’une façon générale les filets d’air ont toujours tendance à épouser
plus ou moins le profil du relief de sorte qu’une montagne engendre une
zone d’ascendances sur sa face au vent suivie d’une zone de
descendances sur sa face sous le vent.
L’action perturbatrice du relief sur l’écoulement de l’air dépende de 3
paramètres :
 La forme de la montagne
 La vitesse du vent
 La valeur de la décroissance
de la température avec l’altitude
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LA TURBULENCE
• Dans le cas d’un relief en chaîne le
contournement n’est pas possible, il s’en suit
des mouvements verticaux plus importants.
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LA TURBULENCE
Pour une pente faible
( <40°) au vent, la
turbulence est assez
faible et la déviation
des filets d’air
régulière.
Pour une pente
plus forte ( > 40° )
apparaissent au
vent, des
tourbillons à axes
horizontaux.
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LA TURBULENCE
•LES RABATTANTS.
La face sous le vent quelque soit sa pente est le siège d’une
turbulence anarchique pouvant générer des descendances fortes
appelées « rabattants ». Ils sont à considérer avec précautions par
l’aviation légère évoluant en montagne.
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LA TURBULENCE
•L’ONDE.
Du coté sous le vent, lorsque la masse d’air est suffisamment stable
et heurte perpendiculairement une chaîne de montagne, se forment
des trains d’ondes de reliefs. Ce système d’onde dégénère en se
rapprochant du sol donnant naissance à de petits tourbillons
appelés « rotors »
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LA TURBULENCE
• QUELQUES NOTIONS UTILES.
 On peut admettre qu’une montagne isolée étend son action
jusqu’au tiers de sa hauteur au dessus de la plaine.
 Une chaîne de montagne fait en moyenne sentir son influence
jusqu’à une hauteur qui peut atteindre quatre ou cinq fois celle
de la crête
 L’amplitude verticale des ondes peut atteindre 2000 mètres avec
des vitesses verticales allant de 25 à 30 m/s.
 Concernant le rotor son diamètre peut atteindre 300 à 600 m et
les accélérations rencontrées sont de l’ordre de 2 à 4 g
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LA TURBULENCE
• Nuages associés à la turbulence.
• Nuage orographique :
En masse d’air convectivement stable As , Ns
En masse d’air convectivement instable Cu, Cb
• Nuage d’onde.
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Forme lenticulaire Sc, Ac ou Cc
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LA TURBULENCE
Notons au passage un autre écoulement turbulent:
• Celui provoqué par l’écoulement de l’ air sur des appareils à fort
tonnage. Les vortex de turbulences de sillages sont d’autant plus
important que l’avion est gros, qu’il va lentement et que son profil
d’aile est épais ou générateur et qu’il est en configuration lisse.
• Aux abords des pistes ( vent arrière par exemple) la turbulence de
sillage peut être en permanence entretenue par des passages
successifs ou rapprochés et elle sera d’autant plus intense que l’air
est chaud et calme
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LA TURBULENCE
• LE CISAILLEMENT DE VENT.
 Sachant que 78% des accidents aériens se rencontrent lors du
décollage ou de l’approche et l’atterrissage, les accidents dus
aux cisaillements de vent dans les basses couches sont en
augmentation
 On rencontre les cisaillements de vent à proximité des
« microburst » liés à des cumulonimbus, le vent associé à
l’ascendance ou au souffle périphérique provoqué par une très
forte averse peut changer de direction très brusquement
pouvant alors provoquer un décrochage subit par perte de
vitesse de l’écoulement sur le profil d’aile.
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BRUMES & BROUILLARDS
Les hydrométéores dangereux pour
l’aéronautique
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BRUMES & BROUILLARDS
On distingue :
 Les hyrdrométéores : brumes, Brouillards,
Chasse neige
Les Lithométéores : Brume sèche, brume de sable,
fumée, chasse poussière ou
chasse sable, tempête de
poussière ou tempête de sable.
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BRUMES & BROUILLARDS
LA BRUME ( symbole =)
Définition : suspension dans l’atmosphère de
microscopique gouttelette d’eau ou de particules
hygroscopiques humides, réduisant la visibilité à la
surface du globe.
La brume constitue un voile grisâtre, généralement
peu dense qui recouvre le paysage. L’humidité relative
est alors comprise entre 60 et 100 %
Pour l’aviation légère elle peut être une gêne lors des
crépuscule et entraîner les conditions de VFR spécial
la visibilité étant alors comprise entre 1,5 Km et 5 Km
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BRUMES & BROUILLARDS
LE BROUILLARD
(symbole
)
Définition : Suspension dans l’atmosphère de très petites
gouttelettes d’eau ou de particules glacées réduisant
généralement la visibilité horizontal à la surface du globe à moins
de 1 km.
Le plus souvent le brouillard se forme dans une inversion de
température par vent inférieur à 12 kt et une turbulence faible.
On distingue les brouillards :
 De rayonnement
 D’advection
 De mélange
 De pente
 Industriels
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BRUMES & BROUILLARDS
LE BROUILLARD DE RAYONNEMENT
C’est le plus courant. Il se forme par refroidissement radiatif du sol,
celui-ci refroidit l’air humide par contact.
Les conditions météorologiques favorables à sa formation sont :
 Un ciel clair ou très peu nuageux
 Une forte humidité relative de l’ air.
 Un vent faible de 1 à 3 Kt ( vent nul = rosée ou gelée blanche)
 Une situation anticyclonique ou marais barométrique.
Le brouillard de rayonnement est essentiellement un phénomène
continental; les heures les plus favorables à sa formation se situent
en deuxième partie de nuit . Son épaisseur est très faible de l’ordre
de 50 à 500 m voir quelques décimètre au dessus du sol mais dont la
densité optique est importante ( brouillard mince).
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BRUMES & BROUILLARDS
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BRUMES & BROUILLARDS
Le brouillard d’advection.
Le brouillard d’advection est du air refroidissement de la base
d’une masse d’air humide, en mouvement sur un sol plus froid.
Trois conditions sont nécessaire à sa formation.
 Une différence de température suffisante entre l’air et le sol mais
inférieure à 10°
 Une forte humidité de l’air s’étendant en altitude sur une épaisseur
d’au moins quelque décamètres
 Une vitesse du vent suffisante : supérieure à 2 M/s
On en distingue trois sortes :
 Le brouillard côtier : En hiver il se forme sur le continent alors
qu’en été il se forme sur en mer
 Le brouillard marin : il résulte du contraste avec les courant
marins ( Gulf Stream ou Labrador)
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 Brouillard d’advection de masses d’air: lié à l’invasion d’un
continent par une masse d’air chaude et humide
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BRUMES & BROUILLARDS
Brouillard de pente: Il se forme par refroidissement adiabatique
d’une masse d’air s’élevant le long d’une pente dans un faible
courant de vent. Surtout observé en hiver dans les régions
montagneuses.
Brouillard d’évaporation: Suite à de forte précipitation ce
brouillard peut s’observer après les averses
Brouillard Frontal: A l’avant du front chaud, l’évaporation des
précipitations dans l’air froid antérieur peut former un brouillard
si le vent est faible.
Brouillard de mélange: Ce brouillard résulte du refroidissement et
de l’augmentation de la teneur en vapeur d’eau consécutivement
au mélange de deux masses d’air initialement limpides.En fait
une masse d’air apporte le refroidissement l’autre la vapeur d’eau
en excès permettant la condensation sous forme de brouillard.
Brouillard industriel La pollution industrielle forme des noyaux de
condensation et rejète de la vapeur d’eau. Par situation
anticyclonique et inversion de température et un vent faible la
formation de brouillard de forte densité peut être observé.
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BRUMES & BROUILLARDS
NOTION DE VISIBILITE.
La visibilité horizontale fait l’objet de deux types de mesures :
 Mesure effectuée par l’ Observateur météo
 Mesure effectuée par une ensemble instrumental
Visibilité météorologique:
Elle mesurée visuellement au cours d’un tours d’horizon de 360° par un
observateur depuis la station météorologique par référence à des objets
ou obstacles dont la distance exacte est connue. Si elle n’est pas
identique dans toutes les directions la visibilité diffusée dans les
messages est la plus courte observée.
Portée visuelle de piste. ( PVP / RVR )
Elle mesurée à l’aide de transmissiomètres. Lorsque la visibilité
horizontale est inférieure à 1500 m la RVR est diffusée dans les
messages. Si l’aérodrome n’est pas équipé on peut recourir à une
« VIBAL » qui consiste à compter le nombre de balises vues dans l’axe
de piste.
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BRUMES & BROUILLARDS
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LE
GIVRAGE
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LE GIVRAGE
DEFINITION : Le Givrage est un dépôt de glace opaque ou
transparent, adhérant à certains éléments d’un avion, en
particulier et d’abord aux éléments exposés au vent relatif et
à ceux présentant des parties anguleuses ( bords d’attaque,
rivets, mât d’antenne, Pitot, etc..
Processus de formation: le givrage étant un dépôt de glace,
il suffit de répertorier les possibilités de formation de glace
dans l’atmosphère à savoir :
 Cessation de l’état de surfusion.
 Congélation de l’ eau liquide
 Condensation solide.
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LE GIVRAGE
Classification du givrage.
On distingue :
• Une classification quantitative donnant les intensités
de givrage en fonction du milieu rencontré
• Une classification qualitative donnant l’aspect du
givrage en fonction du milieu rencontré
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LE GIVRAGE
CLASSIFICATION QUANTITATIVE.
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LE GIVRAGE
CLASSIFICATION QUALITATIVE
 Gelée blanche : Dépôt de glace d’aspect cristallin le plus souvent
en forme d’écailles, d’aiguilles, de plumes ou d’éventails.
Type de gelée recouvrant l’avion au sol ou lorsque l’avion très froid descend
dans un nuage.
Givre blanc : Dépôt de glace constitué par des granules plus ou
moins séparés par des inclusions d’air, orné parfois de ramifications
cristallines.
Formation : congélation rapide de très petite gouttelettes en surfusion d’un
milieu nuageux stable. Se forme sur les partie de l'avion exposé au vent relatif.
La succession de gouttelettes et d’air donne un aspect opaque à la glace
formée. Le dépôt s’accroît vers l’avant. ( Type rencontré dans As et Ns)
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LE GIVRAGE
CLASSIFICATION QUALITATIVE
Givre transparent : Dépôt de glace généralement homogène et
transparent d’aspect vitreux et lisse
Processus de formation : Congélation lente de grosse gouttes surfondues
dans un milieu nuageux instable ou stable mais à forte teneur en eau.
Sur les parties exposées la gouttelette s’étale en suivant le profil avant de se
congelé
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LE GIVRAGE
CLASSIFICATION QUALITATIVE
 Givre transparent ( suite):
On trouve ce type de givrage principalement dans les nuages instables
Cumulus congestius, Cumulonimbus et Ac liés aux fronts du front polaire, ou
ascendance forcées le long des reliefs ou dans les traînes à caractère orageux
et très actives.
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LE GIVRAGE
Le VERGLAS :
Définitions :
dépôt de glace généralement homogène et transparent,
provenant de la congélation de gouttelettes de bruine ou de gouttes de pluie, en
surfusion, sur les objets dont la surface est à une température inférieure à 0° C
ou très peu supérieure.
Processus de formation:
Le verglas provient de la cessation d’état de
surfusion d’une précipitation bruine ou pluie. Le verglas se forme sur l’appareil
sur tous les points d’impact de la précipitation. On peut voir du verglas se
former sur un avion très froid qui passe sous une précipitation à température
positive
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LE GIVRAGE
VERGLAS / sous OCCLUSION
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LE GIVRAGE
VERGLAS / ASSOCIE AUX FRONTS
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LE GIVRAGE
VERGLAS / ASSOCIE AUX FRONTS
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LES ORAGES
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LES ORAGES
Définitions : Symbole
Une ou plusieurs décharges brusques d’électricité atmosphérique se
manifestent par une lueur brève et intense ( éclair ) et par un bruit
sec ou roulement sourd ( Tonnerre ).
On distingue :
 Les orages de masse d’air
 Les orages orographiques
 L’orage frontal
 L’orage d’occlusion
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LES ORAGES
Les orages de masse d’air.
Les Cb se développent au sein d’une masse d’air homogène
surtout l’été lorsque le sol est réchauffé.
 Une cellule d’air se réchauffe au contact du sol ensoleillé
et développe une ascendance ( convection) qui génère de
façon isolée un CB, ou
 Une masse d’air humide
et froide
se réchauffe
ponctuellement
au contact d’un sol surchauffé
et
développe une cellule orageuse
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LES ORAGES
Les orages orographiques
Tout relief montagneux impose aux masses d’air en mouvement un
soulèvement brutal. Si la masse d’air soulevée est préalablement en
instabilité convective des Cb se développent au vent de la montagne.
Lorsque le courant de basse et moyenne troposphère est perpendiculaire
à la chaîne de montagne, les Cb s’organisent suivant la ligne de crêtes
formant parfois une muraille quasi continue.
L’activité orageuse des Cb orographiques se conserve jour et nuit en
passant par une valeur maximale au cours de l’après midi.
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LES ORAGES
LES ORAGES FRONTAUX.
Nous avons vu dans l’étude de la frontologie comment les
masses d’air subissaient des évolutions verticales en se
superposant. En se rappelant les différence de pentes
entre le front chaud et le front froid on peut en déduire :
Que dans les fronts chauds :
• Le lent soulèvement provoque des Cb épars sur le surface
frontale
• Ils sont noyés dans une masse de Ns
• L’activité est moins intense que dans le front froid.
Ne pouvant les distinguer facilement, l’usage du radar
météo est indispensable pour éviter les noyaux actifs.
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M.B
LES ORAGES
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LES ORAGES
 Sur le font froid le pente de la surface frontale est plus
accentuée, le soulèvement de l’air chaud est énergique , il
s’en suit que les Cb sont alignés le long du front froid sur
plusieurs centaines de km de longueur et plusieurs dizaines
de profondeur. Pouvant être soudés les uns aux autres
comme pour les Cb Orographiques ils en diffèrent à cause du
mouvement de translation qui peut atteindre 30 à 40 kt.
 Sur le plan aéronautique ces orages forment un danger
majeur tant dans le Cb qu’au voisinage de ceux-ci.
 Les
orages
d’occlusion
sont
atténués
par
la
dégénérescence du front ou frontolyse. Ils se forment dans la
vallée chaude rejetée en altitude et sont noyés dans la
couche de Ns
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LES ORAGES
Turbulence associée aux
Orages et Cb.
La turbulence est observée
dans le Cb et autour de
celui-ci. Le volume
atmosphérique affecté par
la turbulence peut s’étendre
dans le cas d’un Cb isolé:
Latéralement jusqu’à 10 à
20 Nm
Verticalement entre le sol et
plusieurs milliers de pieds
au dessus de la limite
supérieure de l’enclume.
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LES ORAGES
LA TURBULENCE DANS LA CELLULE ORAGEUSE.
Le diamètre des cellules est de l’ordre de 1 à 5 Nm Les vitesses
verticales les plus fortes peuvent atteindre et dépasser:
 Pour les courants ascendants : 35 m/s
 Pour les courants descendants : 15 m/s
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LES ORAGES
TURBULENCE SOUS LE Cb.
Sous le CB les cellules rencontrées sont à différents stades et il se
côtoie de fortes ascendances et suite à l’expulsion froide que
constitue l’averse de fortes descendances ou rabattants. La
rotation du vent à l’approche du Cb peut être brusque et de forte
intensité provoquant un cisaillement de vent préjudiciable aux
aéronefs. L’aspiration du Cb en tête de son déplacement peut-être
suivie brusquement en opposition par la rafale dégagée par l’averse
et le courant descendant interne.
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LES ORAGES
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LES ORAGES
LA GRÊLE.
Elle se rencontre dans un Cb sur dix et à toute altitude.
La taille observé peut aller de 5 à 50 mm avec parfois des tailles
exceptionnelles, notons par exemple :
 Grêlons de 1,9 Kg en Russie
 Grêlon de 972g à Strasbourg en 1958
 Grêlon de 70 à 80 mm de diamètre à Viella dans le Gers
La vitesse de chute du grêlon est proportionnelle à la racine
carrée de sa dimension
Exemple :
diamètre 3 cm vitesse de chute 25 m/s
diamètre 12 cm vitesse de chute 50 m / s
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LES ORAGES
LA FOUDRE.
 A l’intérieur d’un Cb le champ électrique moyen est de l’ordre de 200 V/m
avec des foyer isolés où il atteint 2 Mv / m.
 La partie supérieur du Cb est constitué de cristaux de glace est chargée
positivement tandis que la partie inférieure est chargée négativement avec
un îlot de charges positives enserrées dans cette masse négative.
 Au voisinage du sol, par temps non orageux, le champ électrique est de
l’ordre de 100 V / m et est dirigé vers le bas: il s’inverse et croît à l’approche
du Cb pour atteindre 12 à 20 kV / m au droit du CB. Ce champ se renforce
notablement au sommets de toute aspérité ( arbres , pylône, Tour,..) et passe
au delà du seuil de ionisation de l’air atmosphérique dont la valeur est de
3MV / m
 La foudre est un phénomène complexe constitué d’une série de
décharges électriques intenses et lumineuses entre sol et nuage d’une durée
de 0,5 à 1 seconde. L’intensité des courants dans les coups de foudre peut
dépasser largement dans 50 % des cas la valeur de 25 kA et dans 5 % des
cas la valeur de 300 kA.
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LES PHENOMENES LOCAUX
LES BRISES.
 Les brises sont des vents locaux qui apparaissent lorsque les vents
synoptiques n’existent pas ou sont faibles. Dans ce dernier cas elles se
combinent alors avec eux.
 Elles sont dues essentiellement à des contrastes de conditions thermiques
liées à des phénomènes de rayonnement.
 Bien connues du littoral , on observe les brises de Terre de jour et de Mer la
nuit par inversion du processus; la masse d’eau de la mer et le sol sec de la
côte opposent leur capacités thermiques liées à l’ensoleillement diurne et ay
rayonnement nocturne par ciel clair et provoquent ces déplacements d’air
appelés « Brises de mer ou brise de Terre » selon le cas considéré.
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LES PHENOMENES LOCAUX
Brises de montagne ou de pente.
De jour les versants ensoleillées
s’échauffent plus facilement que
l’air libre au même niveau
(Rayonnement). L’air échauffé par
le sol tend à remonter le long de
la pente de la vallée. Il s’établit
ainsi deux heures environ après
le lever du soleil une brise
montante qui cessera en fin
d’après-midi; son intensité est de
l’ordre de 6 à 8 kt.
De nuit les versants se
refroidissent par rayonnement
plus vite que l’air libre au même
niveau. L’air en contact avec le
sol est refroidi, alourdi et s’écoule
vers le fond de la vallée. Il
s’établit 2heures environs après le
coucher du soleil une brise
descendante
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LES PHENOMENES LOCAUX
L’EFFET de FOËHN
Au passage d’une crête une masse d’air humide subissant une
ascension forcée s’élève en déclenchant des précipitations sur le
versant au vent contribuant à son assèchement. On remarque
alors sur le versant sous le vent une absence de précipitation liés
à la recompression et à un gain de température qui s’il contribue à
provoqué une base des nuages plus hautes qu’avant la crête peut
être matérialisé par une rupture de couche et un ciel dégagé
appelé trou de Foëhn
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LES PHENOMENES LOCAUX
LES VENTS LOCAUX:
LE MISTRAL
Un anticyclone sur le proche
atlantique et la peninsule
ibérique une dépression dans le
golfe de Gênes contribue à
établir un régime de vent secteur
nord donc froid qui alimente le
couloir Rhodanien accentuant
par effet de venturi l’écoulement
appelé MISTRAL. Les pointes de
40 à 60 Kt sont fréquentes.
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LES PHENOMENES LOCAUX
VENTS LOCAUX :
AUTAN
ET
TRAMONTANE
LA TRAMONTANE
Une disposition
cyclonique équivalente à celle du mistral
alimente par un flux de Nord Ouest le seuil de Naurouze créant
entre les Pyrénées et Massif Central un phénomène de venturi
accélérant le vent vers les Corbières. La barrière de la Montagne
noire et des Cévennes provoque un effet Foëhn sans pour autant
réchauffer l’air de nord ouest.
L’AUTAN
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Une dépression au large du Portugal et un anticyclone sur le
centre Europe crée un flux de secteur Sud Sud Est sur la
méditerranée et l’Espagne qui s’assèche par l’effet de Foëhn lié
à la chaîne pyrénéenne. cela alimente l’appel d’air qui se crée en
moyenne Garonne empruntant le seuil de Narouze qui accentue
l’écoulement par effet de Venturi.
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FIN
M.B
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