1 M.B METEOROLOGIE PARTIE 4 Réalisation : M. Bielle.

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METEOROLOGIEPARTIE 4

Réalisation : M. Bielle

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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 () 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 TURBULENCELiée 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 CONVECTIVEL’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 TURBULENCELA 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 TURBULENCEPour 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 , NsEn masse d’air convectivement instable Cu, Cb

• Nuage d’onde. 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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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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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 & BROUILLARDSLE 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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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 & BROUILLARDSLe 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)

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 & BROUILLARDSBrouillard 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 & BROUILLARDSNOTION 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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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 GIVRAGECLASSIFICATION 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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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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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 GIVRAGELe 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 GIVRAGEVERGLAS / ASSOCIE AUX FRONTS

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LE GIVRAGEVERGLAS / 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 orographiquesTout 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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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 ORAGESTurbulence 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 ORAGESLA 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 LOCAUXLES 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 LOCAUXBrises 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 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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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

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

1 M.B METEOROLOGIE PARTIE 4 Réalisation : M. Bielle.

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