MTOROLOGIE

du B.I.A au C.A.E.A

Tome 5

TABLE DES MATIRES

1 LATMOSPHRE 1.1 - COMPOSITION DE LATMOSPHRE TERRESTRE1.2 - COUPE VERTICALE

1.2.1 - Lexosphre 1.2.2 La thermosphre

1.2.3 La msosphre1.2.4 La stratosphre1.2.5 La troposphre

2 LA TEMPRATURE2.1 MESURE DE LA TEMPRATURE

2.1.1 En surface 2.1.2 En altitude2.1.3 Variation de la temprature avec l'altitude

2.2 COMMENT SE PROPAGE LA CHALEUR- Rayonnement- Conduction- Convection- Advection

2.3 LES VARIATIONS DE TEMPRATURE2.3.1 Variations saisonnires de la temprature2.3.2 Variations locales de la temprature

3 LA PRESSION ATMOSPHRIQUE3.1 - L'ORIGINE3.2 MESURE DE LA PRESSION ATMOSPHRIQUE3.3 LES VARIATIONS DE PRESSION AVEC L'ALTITUDE

3.3.1 La mesure de l'altitude : laltimtre3.4 LES VARIATIONS DE PRESSION AU NIVEAU DE LA MER

3.4.1 Les anticyclones3.4.2 Les dpressions3.4.3 Les cols3.4.4 Les marais baromtriques3.4.5 Les dorsales3.4.6 Les talwegs3.4.7 - L'isobare3.4.8 Latmosphre standard ( rappel )

3.5 - EFFETS DE LA PRESSION ET DE LA TEMPRATURE SUR L'ALTITUDE

4 L'EAU DANS LATMOSPHRE4.1 - L'ORIGINE4.2 HUMIDIT RELATIVE DE L'AIR4.3 SATURATION DE L'AIR HUMIDE

4.3.1 La temprature du point de rose4.3.2 La temprature du point de condensation4.3.3 La surfusion

4.4 NOTION DQUILIBRE4.4.1 Stabilit d'une masse d'air4.4.2 Instabilit d'une masse d'air4.4.3 - quilibre indiffrent

5 - LES MASSES D'AIR5.1 - GNRALIT5.2 LES MASSES D'AIR EN EUROPE

5.2.1 Air polaire maritime5.2.2 Air polaire continental5.2.3 Air tropical maritime5.2.4 Air tropical continental

6 LE VENT6.1 - DIRECTION ET ORIGINE DU VENT

6.1.1 La force de gradient de pression6.1.2 La force de Coriolis6.1.3 Les forces de frottements

6.2 CIRCULATION GNRALE DANS LATMOSPHRE6.3 GRADIENT DE PRESSION

6.3.1 Consquences au plan mtorologique 6.3.2 Consquence au plan pilotage

6.4 LA MESURE DU VENT6.4.1 - Units6.4.2 Appareils de mesure6.4.3 Observation du vent6.4.4 Cartes de prvisions de vent et temprature ( WINTEM )

6.5 EFFETS DU RELIEF6.5.1 Passage d'une chaine de montagne

6.5.1.1 Cot au vent6.5.1.2 Cot sous le vent

6.5.2 - L'onde6.5.2.1 Traverses en avion d'ondes sous le vent

6.5.3 Effet de Foehn6.5.4 Les brises de bord de mer 6.5.5 Les brises de pentes 6.5.6 Les vents locaux

7 - LES NUAGES7.1 MCANISMES DE LA FORMATION DES NUAGES

7.1.1 La convection7.1.2 Soulvement orographique7.1.3 Soulvement frontal7.1.4 Refroidissement par la base

7.2 NUAGES ET PRCIPITATIONS7.3 CLASSIFICATION DES NUAGES7.4 TYPES DE NUAGES

7.4.1- Nuages stables7.4.2 Nuages instables

7.5 DESCRIPTION DES 10 GENRES DE NUAGES7.5.1 Nuages de l'tage infrieur

7.5.1.1 Les Cumulus7.5.1.2 Les Cumulonimbus7.5.1.3 Les Stratus7.5.1.4 Les Strato-cumulus

7.5.2 Nuages de l'tage moyen7.5.2.1 Les Nimbostratus7.5.2.2 Les Altostratus7.5.2.3 Les Altocumulus7.5.2.4 Les Altocumulus lenticularis

7.5.3 Nuages de l'tage suprieur7.5.3.1 Les Cirrus7.5.3.2 Les Cirrostratus7.5.3.3 Les Cirrocumulus

7.6 LES FRONTS ET LES SYSTMES NUAGEUX7.6.1 Qu'est-ce qu'un front ? 7.6.2 Front froid7.6.3 Front chaud

7.6.3.1 Anafront et catafront7.6.4 - Occlusions

8 - LES PRCIPITATIONS 8.1 - PRINCIPE8.2 - TYPES

8.2.1 - Liquide8.2.1.1 - Pluie8.2.1.2 - Bruine8.2.1.3 Pluie verglaante / bruine verglaante

8.2.2 - Solide8.2.2.1 - Neige8.2.2.2 Neige en grains8.2.2.3 Neige roule8.2.2.4 - Grsil8.2.2.5 - Grle8.2.2.6 Granule de glace8.2.2.7 Cristal de glace

8.2.3 Cas particulier8.2.3.1 - L'orage

9 LES PHNOMNES DANGEREUX9.1 LA TURBULENCE

9.1.1 Les causes de la turbulence 9.1.2 La turbulence due au sol9.1.3 La turbulence thermique

9.2 EFFETS DE LA TURBULENCE SUR L'AVION9.3 PHNOMNES ALTRANT LA VISIBILIT

9.3.1 La brume et les brouillards9.3.2 La brume9.3.3 Le brouillard de radiation9.3.4 Le brouillard d'advection9.3.5 Le brouillard d'vaporation9.3.6 Le brouillard de pente9.3.7 Les dangers du brouillard

9.4 LES DIFFRENTES SORTES DE GIVRAGE

10L'INFORMATION MTO POUR LARONAUTIQUE10.1 LES METAR ET LES SPECI10.2 LES TAF10.3 LES SIGMET10.4 LA CARTE TEMSI10.5 - ABRVIATIONS

10.5.1 Visibilit de surface10.5.2 Quantit de nuages10.5.3 Codes METAR, SPECI et TAF10.5.4 Symboles du temps significatif

La mtorologie est un facteur trs important pour toutes les activits aronautiques. Pour le pilotepriv comme le pilote professionnel, la connaissance de la mtorologie est une donne essentielle dans la prparation des vols et dans les dcisions qui seront prises en cas dvolution de la situation en lair.

1 - LATMOSPHRE1.1 - COMPOSITION DE LATMOSPHRE TERRESTRE

Latmosphre terrestre est une couche de gaz entourant la terre. On considre que sa constitution est la suivante :- 78 % de diazote (N2)- 21% de dioxygne (O2)

- 1 % de gaz divers ( Ar, CO2, ...)

1.2 -COUPE VERTICALE Les sparations entre les 4 couches s'appellent :la tropopause, la stratopause et la msopause.

1.2.1 - L'exosphre est la dernire couche d'atmosphre terrestre qui se situe au-dessus de la thermosphre .Ce sont les satellites qui voluent en orbite dans l'exosphre.

1.2.2 - La thermosphreLa temprature y crot fortement jusqu' 500 C la limite delatmosphre.

1.2.3 - La msosphreLa temprature y dcrot fortement jusqu' la limite de cette couche ( environ 80 km )

1.2.4 - La stratosphreCette couche est dj une couche de faible densit. La temprature yreste constante jusqu' environ 25km puis crot jusqu'aux environs de0 C autour de 40km d'altitude.

1.2.5 - La troposphreC'est la plus basse couche. Son paisseur varie de 7 15km des ples l'quateur. Elle est de 11km sous nos latitudes. C'est dans cette couche que seproduisent les phnomnes mtorologiques. La temprature diminue avec l'altitude pour descendre jusqu' -50 / -60C. 1

2 - LA TEMPRATURE DE L'AIR C'est un paramtre mtorologique ayant une incidence aronautique directe et importante, telle

enseigne que presque tous les documents de vol ou messages d'arodromes dcrivant le temps comportent des indications de temprature.

2.1 MESURE DE LA TEMPRATURELa temprature recherche est celle de l'air.

2.1.1 - En surface :On la mesure 1,50m au-dessus du sol, l'abri du rayonnement et des prcipitations

2.1.2 - En altitude :Des ballons de radio-sondage effectuent deux fois par jour des mesures de pression-

temprature-humidit jusqu' 30km d'altitude environ.Le calcul des altitudes vraies qui sont traduites en isolignes sur les cartes, ne peut se faire sans

relevs dtaills des tempratures en altitudes.

2.1.3 - Variation de la temprature avec l'altitude :Standard, la temprature en moyenne dcrot dans toute la troposphre au fur et mesure que

l'on slve.Pour rendre internationale les rgles de circulation, pour tablir les normes d'utilisation des avions,

etc...il a fallu fixer un taux de rfrence de cette dcroissance. Une statistique de l'altitude moyenne a fix ce taux ( gradient vertical ) 65 par 1000m ou 2 par 1000ft.

La courbe standard a pour origine : le niveau de la mer suppos tre la pression de1013,25 hPa et une temprature de + 15 C( 273 K + 15 = 288 en temprature absolue). La fin de la dcroissance a t " normalise " 11km, o la valeur atteinte est donc de 565.

Dcroissance relle. En fait, la distribution verticale relle est rarement celle de latmosphrestandard.

Si la temprature augmente avec l'altitude au lieu de diminuer, on dit qu'il y a inversion de temprature. La consquence aronautique sera souvent une atmosphre stagnante, trs stable, o la visibilit et le plafond se dtriorent.

Si la temprature reste constante sur une certaine paisseur, on parlera d'isothermie. C'est galement un indice de stabilit.

Si la temprature dcrot plus vite que le taux standard ( 6.5/1000m ), latmosphre est instable et un gradiant de 1/100m se concrtise souvent par des nuages cumuliformes.

Pour mmoire, il est rappel que les anmomtres sont calibrs en fonction des critres de latmosphre standard, que la vitesse indique ( VI ) n'est pas reprsentative de la vitesse par rapport la masse d'air, en loccurrence, il faudra apporter deux corrections cette VI : ( Voir Navigation )

a) une correction de densit Vp = Vi + 1%b) une correction de temprature Vp = Vi +/- 1%

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2.2 COMMENT SE PROPAGE LA CHALEUR.a) Rayonnement

Tout corps chaud transmet son nergie par rayonnement dans la gamme des infrarouges.Le rayonnement solaire, bien qu'une partie soit absorbe par la couche d'ozone et par la troposphre, demeure assez intense pour rchauffer considrablement la surface de la terre. Ainsi rchauffe, la terre rediffuse sa chaleur par rayonnement l'air situ dans les basses couches.

b) Conduction :La conduction est un phnomne qui tend rpartir la chaleur dans un corps.La chaleur des parties chaudes d'un objet se rpand graduellement vers les parties froides.La transmission de la chaleur dpend du matriau : l'air et le sol terrestre sec sont des mauvais conducteurs, l'eau est un bon conducteur.

c) Convection :Ncessitant un mouvement, la convection ne s'applique qu'aux gaz et aux liquides.

Si une partie d'un gaz (ou d'un liquide) est chauffe,sa densit diminue et le volume chauff monte. Il doit donc tre remplac par un volume gal venant des couches voisines plus froides.

Il s'tablit ainsi des courants verticaux ascendants et descendants appels courants de convection.

d) Advection :Phnomne de transport, de chaleur ou de froid, par dplacement en bloc d'une masse d'air de temprature dtermine, d'un endroit un autre .

2 .3 LES VARIATIONS DE TEMPRATURELes variations de temprature influent beaucoup sur les phnomnes mtorologiques. Ces variations

peuvent tre regroupes en deux catgories. Les variations lentes, qui rythment les saisons. Les variations locales qui interviennent sur une chelle de temps beaucoup plus restreinte.

Linfluence combine de ces variations entrane des changements de temps selon les lieux et lessaisons.

2.3.1 - Variations saisonnires de la tempratureLa position de la terre par rapport au soleil induit des changements dans la quantit dnergie solaire

reue par les points de la surface du globe. Le soleil met des rayonnements lectromagntiques (dont la lumire fait partie) qui se propagent dans le vide sans tre absorbs.En revanche dans latmosphre les rayonnements les plus nergtiques sont absorbs en totalit oupartie. Plus la couche datmosphre traverser est paisse et moins il y a dnergie qui parvient lasurface par rayonnement.

La terre tourne autour delle-mme selon laxe de ses ples . Elle tourne galement autour du soleil dans un plan inclin de 23,5 par rapport lquateur que lon appelle plan de lcliptique . Les rayonnements solaires parviennent la terre. Lpaisseur datmosphre quils doivent traverser pour parvenir la surface du globe nest donc pas la mme selon la latitude. Les ples reoivent une quantit d'nergie bien plus faible que lquateur. La direction de laxe des ples restant fixe dans lespace au cours de la rotation de la terre autour du soleil, cette paisseur dpend galement de la position de la terre par rapport au soleil, cest dire de la saison . Les saisons sont alors inverses entre lhmisphre nord et lhmisphre sud. Le schma ci-contre reprsente les solstices dhiver et dt pour lhmisphre nord. La dure pendant laquelle un point de la surface de la terre est clair par le soleil (donc pendant lequel le sol se rchauffe) dpend galement de la latitude et de la saison.

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Le schma fait apparatre les zones de nuit et de jour . Seuls les points de lquateur ne sont pas soumis aux saisons et aux variations de dure des jours et nuits (12 h / 12 h). Inversement les ples sont soumis une alternance de 6 mois de jour et 6 mois de nuit.

2.3.2 - Variations locales de la tempratureSelon la nature du sol (rocher, champs cultivs, forts, bitume, eau,...) une mme nergie arrivant

du soleil par rayonnement ne produira pas le mme chauffement. En effet, une part plus ou moinsimportante de ce rayonnement sera rflchie par le sol. Il ny en a donc quune partie qui est absorbe. La temprature du sol nest pas uniforme. Au contact des zones chaudes, lair se rchauffe par convection. Sa masse volumique diminue alors et il slve pour laisser la place de lair plus froid. Au-dessus des zones les plus chaudes il y a donc des mouvements ascendants de la masse dair et au-dessus des plus froides des mouvements descendants. De plus la formation de nuages peut bloquer larrive des rayonnements jusquau sol. La nbulosit de latmosphre (prsence de nuage) engendre donc aussi des diffrences de temprature locales au sol. Ces variations locales ont une trs grande influence sur lvolution de la mto sur des dures faibles (quelques heures). Elles sont donc prises en compte par les mtorologistes pour pouvoir prvoir letemps et son volution sur une dure de quelques heures.

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3 - LA PRESSION ATMOSPHRIQUE3.1 - L'ORIGINELa pression atmosphrique rsulte des chocs des molcules dair entre elles et avec les objets dans

latmosphre. Cest, avec la temprature, un paramtre fondamental en mto pour prvoir le temps quil fera.Historiquement, les premires mesures de la pression atmosphrique ont t effectues par TORRICELLI dans les canaux de VENISE. De l fut mis au point un instrument pour la mesurer, le baromtre. Celui-ci utilise du mercure (Hg) pour mesurer la pression atmosphrique. La premire unit de mesure de la pression atmosphrique fut le millimtre de mercure (mmHg) ou le pouce de mercure (InHg) pour les Anglo-saxons

Bien que nous n'ayons pas conscience du poids de l'air, parce que nous sommes physiologiquement adapts rsister sa pression, l'air n'est pas aussi lger qu'on pourrait l'imaginer, puisque chaque mtre carr de la surface du sol au niveau de la mer supporte une charge suprieure 10 tonnes.

3.2 MESURE DE LA PRESSION ATMOSPHRIQUE

Dans le systme international dunits, la pression se donne en Pascal.En mto il est plus pratique dutiliser lhectopascal (1 hPa = 100 Pa).On utilise galement le millibar (1 mbar = 1 hPa).La valeur moyenne au niveau de la mer est de 1013 hPa soit 760 mmHg. Nous retiendrons que :

3.3- LES VARIATIONS DE PRESSION AVEC L'ALTITUDE

La pression atmosphrique diminue lorsque lon gagne de laltitude. Cette variation nest pas linaire. Pour la dterminer, il existe des calculs tenant compte de la variation daltitude et de temprature. Cest ce que lon appelle la loi du nivellement baromtrique.La diminution est plus importante en basse altitude quen haute altitude. Nous retiendrons que :

3.3.1 - La mesure de l'altitude : laltimtre

Puisque dans latmosphre standard une pression donne correspond une altitude bien dtermine, il est possible de se servir d'un baromtre pour mesurer les altitudes.

L'instrument appropri la mesure des altitudes, laltimtre, est un baromtre anrode.

Toutes les questions relatives la ralisation et l'utilisation des altimtres sont traites en dtail dans le chapitre " Connaissance avion ". 5

En moyenne 0 m : Patm = 1013 hPa = 1013 mbar = 760 mmHg = 29,92 InHget 1 hPa = 1 mbar = 100 Pa

Pour que la pression diminue de 1hPa, il faut monter de :- 8,5 m (=28 ft) au niveau de la mer

- 30 m (=100 ft) vers 3000 m (10000 ft)

3.4 LES VARIATIONS DE PRESSION AU NIVEAU DE LA MER

La pression ne varie pas seulement en fonction de laltitude mais aussi selon le lieu. Selon la naturedu sol et divers autres paramtres, la temprature nest pas uniforme au niveau de la mer et de ce fait la pression ne lest pas non plus. On trace alors des cartes sur lesquelles figurent des courbes joignant les points de mme pression au niveau de la mer : des isobares. Lexemple ci-dessous montre les lments caractristiques que ces cartes mettent en vidence :

3.4.1 - Les ANTICYCLONESCe sont des zones de haute pression que lon note A ou H (H pour high sur les documents anglo-saxons).Dans ces zones le vent est faible et le temps est beau avec un ciel souvent bien dgag.

3.4.2 - Les DPRESSIONSCe sont des zones de basse pression que lon note D ou B (L pour low sur les documents anglo-saxons).Dans ces zones le vent est plutt fort et le temps est mauvais avec un ciel souvent fort encombr et des prcipitations frquentes.

3.4.3 - Les COLSZone situe entre des dpressions ou anticyclones et marquant une inversion de sens dvolution de la pression. Dans cette zone les vents sont relativement calmes et de direction variable. Le temps estgalement variable.

3.4.4 - Les MARAIS BAROMTRIQUESCe sont de vastes zones ou la pression volue trs peu. Les vents y sont faibles et de direction trs variable. Il sagit dune zone de mauvais temps stagnant.

3.4.5 - Les DORSALESIl sagit dune avance dun anticyclone dans les zones de pression plus basse. Le temps dans cette rgion est en gnral beau.

3.4.6 - Les TALWEGS ou THALWEGSCest une avance des zones de basse pression. Il sagit souvent de leffet dun front froid. On y rencontre des vents assez forts et du mauvais temps.

Marais baromtrique

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3.4.7 - Isobares :Une isobare est une ligne, sur un graphe ou une carte, reliant les points d'gale pression. Dans

l'espace trois dimensions que forme l'atmosphre, les lignes de surface isobare runissant un instant dtermin les points de mme pression atmosphrique servent dlimiter sur les cartes d'analyse objective et celles de prvision mtorologique les systmes mtorologiques : dpressions, anticyclones, creux et crtes baromtriques.

Lorsqu'on trace des cartes mtorologiques en altitude, bien qu'on puisse faire des cartes indiquant les lignes isobares une hauteur standard, on va plutt tracer les isohypses* des niveaux de pression constante, dites hauteurs isobares. Dans ces cas, on utilise certaines valeurs internationalement fixes de la pression, dont les plus importantes sont 850, 700, 500, 300 et 200 hPa et les isohypses reprsentent la hauteur par rapport au niveau de la mer o se trouvent ces pressions.

* Une isohypse est une ligne d'gale altitude sur un graphique ou une carte.

Rappel :

3.4.8 - Latmosphre standardAfin de baser tous les altimtres sur une mme loi de variation de la pression en fonction de laltitude, lO.A.C.I. (Organisation de lAviation Civile Internationale) a dfini une atmosphre standard. Elle correspond aux conditions moyennes de temprature et de pression que lon rencontre dans latmosphre.

Cest cette rfrence qui permet dtalonner les altimtres, dassurer la scurit des aronefs et dhomologuer des records.

La masse volumique de l'air est gale la masse de l'air contenu dans une unit de volume. Elle est dsigne par la lettre ( rh ) et s'exprime en kg/m.

= m / v

Pour une temprature T donne, le produit P.V reste constant :Si P > => V < => >Si P < => V > => => V > => V < => >

Caractristiques de latmosphre standard O.A.C.I. :- au niveau de la mer T = +15C et Patm = 1013,25 hPa- gradient vertical temprature : -6,5C / 1000 m jusqu 11000 m, nul

entre 11000 et 20000 m puis +10 C / 1000 m jusqu 32000 m- la tropopause se situe 11000 m- lair est sec et de composition constante- lacclration de la pesanteur est g = 9,80665 m.s-2

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3.5 EFFETS DE LA PRESSION ET DE LA TEMPRATURE SUR L'ALTITUDE

Lorsque l'on vole une altitude constante indique par laltimtre, cela revient suivre une surface isobare.

Si l'altitude relle de cette surface isobare diminue, l'altitude vrai de l'avion va galement diminuer. Il y a DANGER.

Lorsqu'on se dirige vers une zone dpressionnaire, il y a donc danger.

Vers une dpression : si Zi est constant, alors Zv diminue ( < ) Vers de basses tempratures : si Zi est constant, alors Zv diminue ( < )

On retiendra la rgle des quatre D :Dpression = drive droite = Danger

4 - L'EAU DANS LATMOSPHRE4.1 ORIGINE :L'eau est prsente d'une faon permanente dans latmosphre sous l'un des trois tats physiques,

gazeux, liquide ou solide. Elle est issue de l'vaporation incessante se produisant la surface du globe par suite de l'humidit du sol et de existence de masses liquides nombreuses telles que les ocans, mers, fleuves........

A l'tat gazeux, sous forme de vapeur, l'eau reste invisible. Ne sera visible que lorsqu'elle revt l'tat liquide ( pluie, nuages ) ou l'tat solide ( neige, grle, nuages de glace ).

Cette eau joue dans latmosphre un rle trs important, celui de rgulateur thermique.

4.2 HUMIDIT RELATIVE DE L'AIR:La quantit de vapeur deau qui peut tre contenue dans lair dpend des conditions de temprature et

de pression de ce dernier. Plus la temprature de lair est leve et plus la quantit deau qui peut tre dissoute est importante.Lhumidit relative est le rapport entre la masse deau dissoute dans lair et la masse maximale deau que lon peut y dissoudre.Lorsque lhumidit relative atteint 100 %, on dit quil y a saturation ou que lair est satur en vapeur deau. Dans ce cas il va pouvoir se former des nuages ou du brouillard selon les conditions. Lhumidit relative permet donc aux mtorologues de prvoir les formations de nuages et mme le type de nuages et les risques de prcipitation.Lhumidit relative se mesure avec un hygromtre ou un psychromtre. Elle se note, en gnral, HR.

Il est donc important de connatre l'tat de l'air par rapport la saturation.On dfinit dans ce but l'humidit relative

U% = 100. e eW (T)

e = pression partielle de la vapeur d'eauew(T) = pression maximale de la vapeur d'eau que peut contenir l'air la temprature T ( pression saturante )

Si l'air est sec : e = 0 et U = 0%Si l'air est satur la temprature T : e = ew (T), alors U = 100%

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4.3 - SATURATION DE LAIR HUMIDEPour une mme quantit de vapeur deau dissoute, lhumidit relative dpend de la temprature.

Plus il fait froid, et plus elle est importante. Une masse dair pourra atteindre la saturation de deux faons diffrentes :

par une augmentation de la masse de vapeur deau dissoute si elle passe au-dessus dtendues maritimes ou de sols dtremps.e augmente et atteint, temprature constante, la valeur de ew

par un abaissement de temprature qui augmente lhumidit relative jusqu 100 %. En effet, plus faible temprature la quantit deau pouvant tre dissoute dans lair est plus faible.La particule d'air contient la mme quantit d'eau. Si elle se refroidit, ew diminue jusqu' atteindre la valeur de e.

Pour ce dernier mode on dfinit deux tempratures auxquelles on peut atteindre la saturation :

4.3.1 - la temprature du point de rose (dew point) correspond la temprature laquelle on atteint la saturation si la pression reste constante au cours du refroidissement. Ce phnomne peut se produire au cours du refroidissement nocturne ou au petit matin et il provoque de la rose ou des brouillards. Le danger des brouillards en aronautique rend les pilotes particulirement sensibles la temprature du point de rose.

Diagramme de Mollier :Il permet de dterminer le point de rose lorsque l'on connait l'humidit relative et la temprature de l'air.

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4.3.2 - la temprature du point de condensation correspond la temprature laquelle on atteint la saturation si le refroidissement est provoqu par une baisse de la pression.

Lorsquune particule dair humide slve dans latmosphre,sa pression diminue. Il en rsulte une diminution de temprature galement. Lors de sa monte lair subit une dtente adiabatique (sans changer de chaleur avec une autre masse d'air). Si lair nest pas satur, la temprature diminue de 1 C tous les 100 m. On appelle cette diminution, le gradient adiabatique en air sec. Si la temprature atteint le point de condensation, des gouttelettes deau en suspension apparaissent. Il se forme un nuage dont la base se situe au niveau du point de condensation. Lors de la condensation, leau cde de la chaleur lair dans lequel elle tait dissoute. Le gradient de temprature change alors et le gradient en air humide est de 0,6 C pour 100 m. Lhumidit relative de lair reste alors de 100 %. A partir du point de condensation, tout au long de sa monte lair se spare de la vapeur deau quil contient.

4.3.3 - la surfusionEn rgle gnrale, quand U atteint 100% la vapeur d'eau se transforme en eau liquide temprature

positive, en glace temprature ngative.On rencontre souvent des zones de prcipitations surfondues, c'est--dire de l'eau liquide une

temprature ngative ( entre 0C est 40C , mais plus gnralement entre 4 et 7 C ).L'eau surfondue n'est pas rare dans les nuages, o les avions qui la rencontrent sont sujets au givrage.

Cette accumulation de glace est particulirement dangereuse car mme une mince couche de glace sur des ailes peut diminuer leur portance, entrainant un risque de dcrochage.

4.4 - NOTION DQUILIBREL'tat de stabilit ou d'instabilit d'une particule d'air dpend de la temprature de cette particule par

rapport la temprature de l'air environnant.

4.4.1 - Stabilit dune masse dairLorsquune particule dair humide schauffe au contact du sol, sa masse

volumique diminue et elle slve. Elle subit alors une dtente adiabatique et se refroidit.

- si sa temprature devient gale celle de lair ambiant, sa masse volumique galement et elle stoppe sa monte.

- si sa temprature devient infrieure celle de lair ambiant, sa masse volumique devient suprieure celle de lair ambiant et elle redescend. On dit alors que latmosphre est stable. Lorsque latmosphre est stable, les mouvements de convection restent dampleur trs modeste.Lair est calme et il ne se forme pas de nuages en moyenne et haute altitude. Certaines couches datmosphre sont favorables la stabilit :

- les couches isothermes : ce sont des couches dair dans lesquelles la temprature reste constante lorsque lon monte. On est en prsence dune isothermie. - Les couches dinversion : ce sont des couches dair dans lesquelles la temprature augmente lorsque lon monte. On est en prsence dune inversion de temprature.

4.4.2 - Instabilit dune masse dair Lorsquune particule dair humide schauffe au contact du sol, sa masse volumique diminue et elle slve. Elle subit alors une dtente adiabatique et se refroidit. Si sa temprature reste suprieure celle de lair ambiant, sa masse volumique reste infrieure celle de lair ambiant et elle continue sa monte.

On dit alors que latmosphre est instable.

4.4.3 - quilibre indiffrent A partir de sa position d quilibre si une particule d'air est dplace vers le haut ou

vers le bas et qu'elle se trouve la mme temprature que l'air ambiant, elle va rester sa nouvelle position.Cette position est aussi une position d quilibre.

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5 - LES MASSES D'AIR:5.1 - GNRALITUne masse dair, en mtorologie est un volume important (quelques dizaines ou centaines de milliers

de km3) dair de la troposphre dont la temprature et lhumidit sont pratiquement uniformes dans un plan horizontal.

A lintrieur dune masse dair il existe donc des surfaces horizontales de plusieurs centaines de km sur lesquelles la temprature et lhumidit sont relativement constantes. Ces masses dair se dplacent dans latmosphre en glissant les unes sur les autres sans se mlanger. Au cours de leur dplacement leurs caractristiques (temprature et humidit) voluent en fonction des surfaces au-dessus desquelles elles transitent (ocans, sols humides, dserts,...). La rencontre de deux masses de caractristiques trs diffrentes influence beaucoup la mtorologie dans la rgion de leur contact.

Les caractristiques des masses dair dpendent au dpart de leur mouvement, de la zone au-dessusde laquelle elles se sont formes.

Les masses d'air sont classes selon leurs caractristiques :

la temprature : Trs chaude : masse d'air quatoriale (E)Chaude : masse d'air tropicale (T)Froide : masse d'air polaire (P)Trs froide : masse d'air arctique (A)

l'humidit : Sche : masse d'air continentale (c)Humide : masse d'air maritime (m)

5.2 - LES MASSES D'AIR EN EUROPE Plusieurs masses d'air peuvent atteindre

l'Europe et y apporter un temps caractristique :5.2.1 - Air polaire maritime :

Temps nuages cumuliformes et averses.

5.2.2 - Air polaire continental :Temps clair et sec, avec occasionnellement des stratus ou stratocumulus.

5.2.3 - Air tropical maritime :Temps brumes, brouillards ou nuages stratiformes bas.

5.2.4 - Air tropical continental :Temps provoquant souvent des orages sur les reliefs. 11

6 - LE VENT6.1 DIRECTION ET ORIGINE DU VENT

L'coulement moyen de l'air est reli directement la distribution de la pression.Il n'y aura du vent en un point quelconque que si la pression qui s'y rapporte est plus forte ou plus

faible que dans son voisinage.Ds que la force de pression est mesurable ( oriente en direction des basses pressions), l'air se met en mouvement avec un trajectoire ,qui sans frottement, doit rester rigoureusement isobare, c'est--dire qui suivra des lignes d'gale pression.

Loi de Buys BALLOT, dans lhmisphre Nord, les dpressions restent gauche du vent et les hautes pressions droite. Dans lhmisphre Sud, cette rgle est inverse.

La direction du vent est donne par rapport au Nord vrai ( Nv ). Elle est exprime par un angle qui peut varier de 000 360. Seul les tours de contrle donne la direction d'o souffle le vent par rapport au Nord magntique ( Nm ).

Le vent est un dplacement dair horizontal d des diffrences de pression entre les points de la surface de la terre.Le vent rsulte de laction de trois types de forces sur lair en mouvement :

6.1.1 - La force de gradient de pressionElle est due la diffrence de pression entre les points de la surface de la terre. Elle entrane lair des hautes vers les basses pressions. Plus les diffrences de pression sont importantes et plus cette force est importante. En pratique lorsque lon observe les isobares dune carte mto, plus elles sont rapproches et plus le vent est fort.

6.1.2 - La force de CORIOLISTout objet en mouvement dans lhmisphre nord est dvi vers sa droite. (cest le contraire dans lhmisphre sud). Les particules dair ny font pas exception. Lors de son dplacement des hautes vers les basses pressions, lair est dvi vers la droite dans lhmisphre nord et vers la gauche dans lhmisphre sud.

La force du vent est proportionnelle l'espacement des lignes isobares.Lignes isobares serres : vent fortLignes isobares espaces : vent faible

6.1.3 - Les forces de frottementsLors de son mouvement, lair frotte contre les autres particules dair et le sol. Cela entrane des

forces sopposant son mouvement. Elles ne le dvient pas mais le freinent.

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6.2 CIRCULATION GNRALE DANS LATMOSPHRE

Les variations de pression la surface de la terre font apparatre :

un centre anticyclonique au Ple Nord ( 1020 hPa ) un axe dpressionnaire sur le 60 N , correspondant au front arctique ( 1000 hPa ) une cassure de la courbe sur le 40 N, correspondant au front polaire un axe anticyclonique sur le 30 N, correspondant la ceinture anticyclonique subtropicale

( 1025 hPa ) au environ de l'quateur une bande dpressionnaire gradient extrmement faible ( 1010 hPa )

Les vents sont calmes au Ple Nord ( courant polaire d'Est ) d'Est du Ple Nord au 60 N d'Ouest du 60 N au 30 N ( courant tempr d'Ouest ). C'est ce courant qui nous touche en France. Calmes sur le 30 N ( calmes subtropicaux ) d'Est du 30 N au 05 N ( Alizs ) d'Est trs faible puis nuls du 5 N lquateur ( calmes quatoriaux )

La circulation est symtrique dans lhmisphre Sud .

Il existe galement un vent daltitude trs important : le jet jet-stream. Ce vent souffle dOuest en Estsur une bande de quelques centaines de kilomtres de largeur et une altitude denviron 10000 m.Sa vitesse atteint frquemment 200 300 km/h. Les pilotes de ligne en tiennent compte pour profiter de sa vitesse sils vont dOuest en Est ou au contraire pour lviter si leur route est en sens inverse.

6.3 GRADIENT DE PRESSION

En termes plus scientifique, pour dfinir le vent, nous devons parler du gradient de pression. Le gradient de pression et la diffrence de pression entre deux points divis par la distance qui les spare.Donc, ( P1 P2 ) / distance.

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6.3.1 - Consquences au plan mtorologique :Prs du sol, les vents ont tendances s'loigner des anticyclones et converger vers les dpressions.

Dans les basses couches, l'air s 'loigne d'un anticyclone et doit tre remplac par de l'air qui descend ( subsidence ) des couches suprieures.Il cre des phnomnes gnrateurs de beaux temps.

A l'inverse, dans les basses couches, l'air se dirigeant vers les dpressions, il chasse vers le haut une quantit d'air qui provoque un mouvement ascendant qui peut amener du mauvais temps.

C'est pour cette raison que les anticyclones sont synonymes de beau temps et les dpressions de mauvais temps.

6.3.2 - Consquence au plan pilotage Au dcollage, lorsque l'on prend de l'altitude, le vent subi va augmenter en force, sa direction va

tourner vers la droite ( hmisphre Nord ).Inversement, lors d'une perce IFR, par exemple, on doit s'attendre voir la force du vent diminuer et sa direction tourner vers la gauche.

6.4 LA MESURE DU VENT6.4.1 - Units

L'unit internationale de la vitesse du vent est le m/S. En aronautique, on utilise le nud, not kt pour knot.

1 m/s = 2kt ou 1 kt = 0,5 m/s

6.4.2 - Appareils de mesure- La direction du vent en surface est mesure l'aide d'une girouette, sa vitesse est dtermine l'aide

d'un anmomtre- Le vent en altitude est mesur en direction et en vitesse grce au suivi radar de la trajectoire de

ballons sondes gonfls l'hydrogne- Des images satellitaires sont utilises pour avoir une ide approche du vent sur les ocans et les

rgions dsertiques

6.4.3 - Observation du ventEn l'air, on peut obtenir une estimation de la direction du vent en surface, et trs grossirement de sa

vitesse en observant les fumes de chemines, de feux domestiques, etc

Au sol, la vitesse de dplacement des nuages et l'observation de leur trajectoire donne une ide de la direction et de la vitesse du vent. L'observation de la manche air permet une estimation plus prcise du vent en surface, en particulier pour la dtermination de sa vitesse. Chaque bande de tissu de la manche air (rouge ou blanche) reprsente 5 kt.

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6.4.4 - Cartes de prvision de vent et temprature WINTEM .

Les WINTEM sont des cartes de prvision de vent ( WINd ) et tempratures ( TEMPprature ) en surface.

Le vent est reprsent par un systme de flches, barbules et fanions.Les flches indiquent la direction do vient le vent et le nombre de barbules donne sa vitesse.

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6.5 EFFETS DU RELIEF6.5.1 - Passage d'une chane de montagne :

Le relief constitue un obstacle qui s'oppose au mouvement de l'air.D'une part il freine l'air, d'autre part il le dvie. Ces deux effets sur le vent sont gnrateurs de turbulences.

6.5.1.1 - Cot au vent :Si la turbulence est assez faible, la dviation des filets d'air est

rgulire.

Si la pente est > 40 , il apparat un tourbillon au pied de la pente.

6.5.1.2 - Cot sous le vent :L'air redescend sous l'effet de son poids.Il apparat des ondes de relief. Ces systmes d'ondes

dgnrent lorsque l'on se rapproche du sol et donnent naissance des petits tourbillons isols appels rotor.On rencontre donc des rabattants et des tourbillons synonymes de turbulences. Le vol prs du sol sous

le vent est dangereux .

6.5.2 - Londe

Si plusieurs reliefs aligns dans la mme direction ( perpendiculaire au vent) sont rgulirement espacs, levent rebondit sur les reliefs successifs en donnant desascendances pouvant monter trs haut. Latmosphre peut-tre perturb jusqu' une hauteur pouvant atteindre 4 5 fois la hauteur du relief rencontr.

Les vlivoles recherchent ce type de rgime de vent qui leur permet datteindre des altitudes trs importantes. Sur les contreforts des alpes o de Pyrnes,londe est assez frquente. En revanche, il faut la mriter car avant de parvenir dans ce vent laminaire, il faut traverser des turbulences en amont du relief. Seuls les bons pilotes peuvent se permettre de lexploiter.

En horizontal, la distance d'influence, proportionnelle au relief et la vitesse du vent, peut-tre de 3 7 km aprs le relief. ( ondes stationnaires ou orographiques )

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6.5.2.1 - Traverses en avion d'ondes sous le vent :Les principaux risques sont :

le perte d'altitude en passant travers la partie ascendante de l'onde. La vitesse de descente peut dpasser 13 m/s dans une onde trs puissante, et des vitesses de 5m/s ne sont pas rares.

Le givrage. De srieux problmes de givrage peuvent rsulter du vol en nuage au-dessus du niveau de l'isotherme zroC. Les nuages d'onde peuvent produire de la glace, plus rapidement que les nuages en couches ordinaires.

La turbulence. Le vol d'onde est en gnral extrmement calme, mais le courant laminaire peut se trouver tout prs de zones turbulentes.

6.5.3 - Effet de Foehn :Leffet de foehn, ou effet de fhn, est un phnomne mtorologique cr par la rencontre de la

circulation atmosphrique et du relief quand un vent dominant est entran au-dessus d'une chane montagneuse et redescend de l'autre ct aprs l'asschement de son contenu en vapeur d'eau. Le nom vient du foehn, un vent fort, chaud et sec que l'on rencontre dans certaines rgions dEurope.

Lorsque le vent rencontre une montagne plus ou moins perpendiculairement, il suit le relief et s'lve. La pression atmosphrique diminuant avec l'altitude, la temprature de l'air diminue, par dtente adiabatique, d'abord selon le taux adiabatique sec.

Si l'humidit est assez grande au dpart, la vapeur d'eau contenue dans l'air va se condenser partir du niveau o il atteint la saturation, ce qui rchauffe l'air. En effet, le rayonnement solaire, qui a fourni de la chaleur et permis de faire s'vaporer l'eau au niveau du sol, est restitu l'air par la chaleur latente. Le taux de diminution de la temprature de la parcelle d'air se fera donc partir de ce moment selon le taux adiabatique humide plus lent, tant qu'il y aura de la vapeur condenser.Si l'air est stable au-dessus de la chane de montagne, la parcelle souleve ne peut continuer sa monte une fois la cime passe et redescend l'autre versant. Il est alors sous le point de saturation car l'eau est tombe sous forme de pluie. Lorsqu'il descend, l'air se comprime (puisque la pression augmente vers le bas) et donc sa temprature augmente par compression adiabatique selon le taux adiabatique sec.

L'effet de fhn ne demande pas qu'il y ait de prcipitations (pluie) ou de nuages abondants produits du ct en ascendance mais l'effet sera d'autant plus fort que la masse d'air perd de son humidit. Dans ce cas, l'air a reu de la chaleur par la condensation de l'eau, donc l'air est plus chaud et sec sur le versant "sous le vent" (flche rouge) que sur le versant dans le vent (flche bleue).

Dans la photographie illustrant l'effet de fhn, on voit clairement l'arrire le trou de fhn qui est la bande de ciel bleu. l'aval du trou de fhn, on reconnat parfaitement des altocumulus lenticulaires (nuages

souffls) qui sont des marqueurs d'ondes de gravit et des cumulus fractus (petits nuages dchiquets) qui marquent la prsence d'un rotor.

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6.5.4 - Les brises de bord de mer

En bord de mer, les jours ensoleills, il existe un phnomne comparable aux brises de pentes, la brise de mer et la brise de terre. Dans la journe, le sol capte mieux les rayonnements solaires que la mer. Il schauffe donc plus et plus vite que leau. Lair son contact se chauffe et slve. Il est alors remplac par de lair plus froid en provenance de la mer. Il stablit donc un vent qui souffle depuis la mer vers la terre. On lappelle brise de mer ( A ). Elle stablit dans la matine et se renforce tant que le sol schauffe. Quand le soleil descend sur lhorizon, le vent faiblit.

Lorsque le soleil se couche, la mer cde trs lentement son nergie alors que le sol, se refroidit trs rapidement. Lair au-dessus de la

mer est alors rchauff par rapport celui au-dessus du sol. Les mouvements de convection sinversent et la brise sinstalle de la terre vers la mer. On lappelle brise de terre ( B ). Elle est plus dangereuse que la brise de mer car elle tend loigner du rivage les embarcations ou les aronefs et il faut lutter contre le vent pour rentrer.

6.5.5 - Les brises de pente

La brise de pente et de valle montanteDe jour, l'air au contact des pentes ensoleilles s'chauffe et s'lve le long des pentes. Pour compenser lair ainsi emprunt au fond de la valle, un vent stablit, dirig vers lamont.( type de vent anabatique )

La brise de pente et de valle descendante De nuit, on assiste aux effets inverses : l'air en

contact avec les sommets se refroidit et s'coule le long des pentes. Par accumulation au fond de la valle, lair froid scoule ensuite vers laval, en suivant la valle.( type de vent catabatique )

Effet Venturi : Le vent qui pntre dans une valle voit sa vitesse se renforcer par effet venturi.

A

B

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6.5.6 - Les vents locaux

Le Mistral :Le mistral est un vent catabatique de nord-ouest nord, trs froid en hiver et

chaud en t, et souvent violent, qui concerne le nord du bassin de la Mditerrane occidentale. Gnralement sec et accompagn d'un temps trs ensoleill, son caractre dominant lui confre un rle important dans l'originalit du climat provenal.

Il peut souffler plus de 100 km/h en plaine, notamment dans la basse valle du Rhne.

La Tramontane :La tramontane est le nom donn plusieurs vents soufflant vers le golfe du

Lion. En Provence et en Italie, il s'agit d'un vent du nord. En Catalogne et en Languedoc il s'agit d'un vent du nord-nord ouest .

La tramontane est un vent froid, sec et violent, qui souffle depuis la terre vers le golfe du Lion. En tant que vent du nord-ouest, il souffle sur le Languedoc, la plaine du Roussillon, la plaine de l'Empord et l'le de Minorque aux Balares. La tramontane s'acclre en passant entre les Pyrnes et le sud du Massif central par effet Venturi. La tramontane est proche du mistral par son origine et ses effets, mais il s'agit de deux vents diffrents.

Autan :Le vent d'autan est un vent soufflant dans le sud/sud-ouest de la France, en

provenance du sud-est/sud-sud-est, qui affecte le Roussillon, l'intrieur du Languedoc et le Midi toulousain.

Le vent d'autan se forme sous l'action de deux phnomnes. Le premier est l'apparition d'une dpression le long de la barrire pyrnenne car le vent du sud se bloquant contre les Pyrnes provoque une zone de basses pressions, favorisant l'arrive d'air venant de la mer mditerrane par le couloir du Lauragais entre Corbires et Montagne Noire. Le deuxime phnomne est ce que l'on appelle l'effet de foehn qui se forme le long des Pyrnes. Il renforce la premire dpression car l'air froid au nord des Pyrnes est attir par l'air chaud situ au sud de la chane montagneuse.

Marin :Le marin est un vent de secteur sud (sud-est sud-ouest) qui souffle sur le golfe

du Lion et la Provence.C'est un vent humide et doux, il se charge en humidit au-dessus de la

Mditerrane . Il est accompagn de pluies et lve une mer forte.

Le marin est associ l'arrive du front chaud d'une dpression sur la rgion.

Sirocco :Le sirocco (ou scirocco) est un vent saharien violent, trs sec et trs

chaud qui souffle sur l'Afrique du Nord et le sud de la mer Mditerrane lorsqu'une masse d'air tropicale stationnaire installe sur le Sahara se trouve entre une zone anticyclonique installe la verticale de la ligne du tropique du Cancer et une soudaine zone de forte dpression se creusant rapidement au-dessus de la mer Mditerrane. La masse d'air saharienne, pralablement stationnaire, donc brlante, est alors aspire vers le nord par la dpression et remonte en direction sud-nord au-dessus du Maroc, de l'Algrie et de la Tunisie vers l'Andalousie, les les Balares, la Sardaigne, la Sicile, le Mezzogiorno et le sud de la Grce.

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Bora :La bora est un vent catabatique du nord nord-est qui souffle sur la mer Adriatique, la mer Noire, la

Grce et la Turquie. Comme tous les vents, la Bora est cre par des dplacements d'air dus des diffrences de pression.

C'est un vent continental, froid et sec, qui a pour origine l'anticyclone russe situ en Europe centro-orientale, qui se caractrise par une masse de haute pression tendant se prcipiter dans la dpression situe en Adriatique.

D'autres vents :( pour info ) - La Lombarde

Ce vent de sud-est nord-est le long de la frontire italienne souffle sur le nord des Hautes-Alpes, la Drme, lIsre et la Savoie.

- Le Grec

Ce vent de nord-est souffle sur la Provence, la Cte dAzur.Il sagit dun vent froid et sec en Provence et gnralement en Corse.

- Le Levant

Ce vent d'est souffle sur les Alpes du Sud et le littoral mditerranen jusqu'en Corse. Il peut tre modr fort, gnralement doux, trs humide, et est associ un ciel trs nuageux et un temps pluvieux.

- Le Libeccio

Le Libeccio est un vent de sud-ouest prsent sur la Cte dAzur et la Corse. Il est chaud et sec sur la Cte dAzur. En Corse, en t, il est gnralement sec, alors qu'en hiver, il se charge d'humidit et devient porteur de pluies voire dorages, principalement sur les versants occidentaux.

7 - LES NUAGES 7.1 MCANISMES DE LA FORMATION DES NUAGESUn nuage est form d'un ensemble de gouttelettes d'eau ou de cristaux de glace en suspension dans

l'air.L'aspect du nuage dpend de la lumire qu'il reoit et des particules qui le constituent. La couleur et l'clat des nuages sont dus la diffusion des rayons lumineux provenant du soleil et de la lune aussi bien que du ciel et du sol.

Un nuage se forme par condensation de la vapeur d'eau lorsque l'air humide se refroidit. Le refroidissement est provoqu soit par contact avec une surface plus froide, soit - le plus souvent - selon le processus :

Soulvement Dtente Refroidissement

(Baisse de pression)

7.1.1 - La convection :Le rchauffement du sol se communique l'air qui, dilat donc plus lger, se met monter et se

refroidit par dtente. Les nuages de convection apparaissent d'autant plus facilement qu'il y a de l'air froid en altitude (masse d'air instable). Les bases de tels nuages sont horizontales, leurs sommets voluent en fonction de la temprature. Ils sont frquents l't sur terre, l'hiver sur mer.

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7.1.2 - Soulvement orographique Le relief oblige la masse d'air s'lever sur sa face au vent. La masse d'air s'levant, sa temprature

s'abaisse et peut atteindre le seuil de saturation. Un nuage se forme alors sur le versant au vent et se dissipe sur le versant sous le vent.

7.1.3 - Soulvement frontal Dans une perturbation en mouvement, l'air chaud est soulev l'avant par la masse d'air froid antrieur

(front chaud). L'air froid postrieur rejette l'air chaud en altitude (front froid). Le long des fronts se forment les nuages.

7.1.4 - Refroidissement par la base Ce mcanisme conduit la formation de nuages bas ou brouillard. Il est frquent l'hiver l'approche

d'un masse d'air doux et humide venant de l'Atlantique.On l'observe l't en mer lorsque de l'air relativement doux arrive sur des eaux froides.

7.2 NUAGES ET PRCIPITATIONS Lorsque des courants ascendants apportent de la vapeur deau au cur de ces nuages dj saturs, les

gouttelettes deau ou les cristaux de glace se soudent pour donner naissances des mtores (particules en suspension dans lair) trop grosses pour tre maintenue dans le nuage par les courants ascendants. Ces mtores tombent alors vers le sol.

Pendant quil produit de la pluie ou de la neige le nuage ne se vide pas (sauf les cumulonimbus). Cest lapport continu de vapeur par des courants ascendants qui alimente le nuage. Dans son air dj satur elle se condense et augmente la taille de mtores.Selon les nuages et les priodes de lanne, les prcipitations peuvent tre de diffrentes natures :

bruine (stratus) pluie ou neige continue (nimbostratus) averses de pluie ou de neige (gros cumulus et cumulonimbus)

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Outre leur phase, on distingue donc deux types de prcipitations en fonction du mcanisme qui cause le mouvement vertical :

1) Les prcipitations stratiformes qui viennent du soulvement lent et grande chelle de l'humidit qui se condense uniformment. Comme exemple:

les prcipitations synoptiques, causes par les dpressions des latitudes moyennes. les prcipitations ctires qui ont lieu proximit des littoraux et ont pour cause le soulvement de l'air

humide provenant de l'ocan par les asprits du continent. les prcipitations orographiques o le relief force les masses d'air s'lever : les versants au vent sont

alors trs pluvieux, les versants sous le vent sont plus secs. Le foehn est une illustration de ce phnomne.

2) Les prcipitations convectives rsultent de la brusque lvation de masses d'air charges d'humidit, par la pousse d'Archimde, cause de l'instabilit de l'air. Comme exemple:

les orages et averses isols ou organiss. les prcipitations des zones de convergence o les orages se dveloppent parce que l'air instable et

humide peut se concentrer et convecter avec le rchauffement diurne. Par exemple, on retrouve cela dans la zone de convergence intertropicale et l'avant des fronts froids.

les prcipitations cycloniques o les prcipitations convectives gnralises sont engendres par l'organisation des cyclones tropicaux.

7.3 CLASSIFICATION DES NUAGES

Au XIXe sicle, une classification assez complexe des nuages a t dveloppe. Elle tait base sur leur apparence et faisait usage de termes en latin. Cette nomenclature a t simplifie en rpartissant les nuages selon les deux types de nuages, cumulus et stratus, et en les divisant en quatre groupes selon la hauteur de leur base, non l'altitude de la cime.Les nuages levs commencent par le prfixe cirrus, auquel on ajoute le genre cumulus ou stratus. Les nuages d'altitude moyenne ont comme prfixe altus mais il n'existe pas de prfixe pour les nuages bas.

tablie par l'OMM ( Organisation Mondiale de la Mtrologie ), la classification est donc base essentiellement sur la forme et l'aspect des nuages.

La considration des altitudes aux quelles certains genres de nuages se rencontrent le plus frquemment a conduit la notion d'tages. La partie de latmosphre dans laquelle on observe habituellement les nuages ( la troposphre ) a t divise verticalement en trois tages appels respectivement : tage suprieur, tage moyen et tage infrieur.

Chaque tage est dfini comme l'ensemble des niveaux auxquels certains genres de nuages apparaissent presque exclusivement. Les tages se chevauchent quelque peu et leurs limites varient avec la latitude.

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Les nuages de ltage suprieur sont constitus de cristaux de glace.

Les nuages de ltage moyen sont en gnral constitus de gouttelettes deau. Toutefois on peut y trouver des cristaux de glace si la temprature est trs basse.Les nuages de ltage infrieur sont constitus de gouttelettes deau.Il existe des nuages grand dveloppement vertical qui dbordent sur les trois tages. Leur constitution peut varier selon la partie du nuage.

7.4 TYPES DE NUAGES 7.4.1 - Nuages stables:

Les nuages stratiformes ou nuages de la famille des stratus, sont des nuages filandreux de caractre stables et dveloppement horizontal.

7.4.2 - Nuages instables :Les nuages cumuliformes ou nuages de la famille des cumulus, sont des nuages de caractre instable

et dveloppement vertical.

7.5 DESCRIPTION DES 10 GENRES DE NUAGES7.5.1 - Nuages de l'tage infrieur :

7.5.1.1 - Les Cumulus ( Cu )Les cumulus sont des nuages bourgeonnants. Leur base estplate et sombre alors que leur partie suprieure, trs blanche,fait penser un chou-fleur. Ils sont bien dtachs les uns desautres et peuvent se prsenter isols ou en banc dans la tranedune perturbation notamment. Leur base se situe toujoursdans lespace infrieur et leur extension verticale varie dequelques dizaines de mtres jusqu plusieurs kilomtres. Lescumulus se forment dans des ascendances thermiques et leurprsence est un motif doptimisme pour les vlivoles.Lorsquils sont trs dvelopps, ils peuvent donner naissance des averses.

7.5.1.2 - Les Cumulonimbus ( Cb )Stade ultime du dveloppement dun cumulus ayant dbord jusqu ltage suprieur dans une grande instabilit, le cumulonimbus est un nuage de trs grande extension verticale. Sa base occupe galement un grand espace. Elle est trs sombre en raison de la densit du nuage et de sa hauteur. Les cumulonimbus prsentent souvent une partie suprieure en forme denclume. Ils donnent naissance des orages et des averses violentes. Lorsque le nuage en arrive au stade des prcipitations, contrairement aux autres, il se vide. Le systme est tellement dvelopp quil ne peut pas se rgnrer. En phase finale dun orage, le cumulonimbus se dsagrge. Il est parfois possible dobserver la tte denclume dun cumulonimbus dsagrg se dplaant seule dans ltage suprieur aprs avoir t spare du corps du nuage. Leur traverse est particulirement dangereuse pour les aronefs en raison des trs violentes turbulences que lon y rencontre et des mtores de grandes dimensions qui existent dans la partie suprieure.Les cumulonimbus peuvent se rencontrer de manire isole (les aprs-midi dt) ou en lignes de grain dans les fronts froids des perturbations hivernales.

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7.5.1.3 - Les Stratus ( St ).Les stratus sont des nuages bas et gris qui se prsentent en banc

plus ou moins compacts et plus ou moins pais. Leur base peuttre trs prs du sol (30 m) et leur sommet ne dpasse pas 300 mdaltitude. Ils peuvent accompagner une perturbation ou rsulterde lvolution dun brouillard en conditions anticycloniques. Ilssont dangereux pour laronautique en raison de leur proximit dusol

7.5.1.4 - Les Strato-cumulus ( Sc ) Ce sont des nuages qui se prsentent en banc gris etbourgeonnants. Ils sont souvent souds entre eux et prsententalors une couche uniforme. Ils donnent rarement desprcipitations

7.5.2 - Nuages de l'tage moyen :

7.5.2.1 - Les Nimbostratus ( Ns )Les nimbostratus sont des nuages de grandes dimensionsverticales et horizontales. Leur base est uniformment sombre etils sont si vastes quils peuvent dissimuler des cumulonimbus. Ilsconstituent en fait le cur des perturbations. Sous ses nuages lespluies sont souvent abondantes et continues.

7.5.2.2 - Les Altostratus ( As )

Les altostratus se prsentent sous forme dune couche gristre oubleutre dont laspect peut tre stri ou uniforme. Selon leurpaisseur le soleil peut tre ou non apparent au travers de lacouche.

7.5.2.3 - Les Altocumulus ( Ac )

Les altocumulus se prsentent en banc ou nappe plus ou moinsuniforme selon que les nuages sont souds ou non. Ils sont assezsimilaires aux strato-cumulus mais leur base est plus leve.

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7.5.2.4 - Les Altocumulus lenticularisUn altocumulus lenticularis ou nuage lenticulaire est un type d'altocumulus stationnaire en forme de profil d'aile d'avion qu'on retrouve en aval du sommet des montagnes sous le vent, signant la prsence d'un ressaut ou onde orographique1. En ralit, il se reforme en permanence du ct du vent et se dissout de l'autre ct, ralisant un nuage stationnaire contrastant avec le vent horizontal fort cette altitude qui devrait le dplacer rapidement.Selon les conditions, il y a souvent un empilement de plusieurs exemplaires formant une pile d'assiettes . Il est apprci des vlivoles car il montre la prsence d'une ascendance stable et puissante.

7.5.3 - Nuages de l'tage suprieur :

7.5.3.1 - Les Cirrus ( Ci )

Les cirrus sont des nuages trs levs (6000 12000 m)constitus de cristaux de glace et prsentant laspect de finscheveux. Ils se prsentent isols ou en bande troite et leur faiblepaisseur ne gne pas la luminosit.

7.5.3.2 - Les Cirrostratus ( Cs )

Contrairement aux cirrus, les cirrostratus se prsentent en voiletrs tendu (ils peuvent couvrir la totalit du ciel visible). Ilsprsentent souvent une couleur blanchtre et au travers de lacouche le soleil est souvent entour dun halo.

7.5.3.3 - Les Cirrocumulus ( Cc )

ls se prsentent en nappe peu paisse compose de petitslments granulaires qui peuvent tre souds ou non. Ils sont decouleur blanche et restent dans le bas de ltage suprieur (vers6000 - 7000 m).

La couverture nuageuse svalue en octas (8me de ciel). Pour une couverture de 1 4 octas on qualifie la couverture de scattered (pars en anglais); pour une couverture de 5 7 octas le ciel est dit broken ( prsence de trous de ciel bleu); pour une couverture de 8 octas, le ciel est qualifi de overcast (couvert).

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7.6 LES FRONTS ET LES SYSTMES NUAGEUX 7.6.1 - Qu'est-ce qu'un front ?

L'exprience montre que lorsqu'au cours de leur mouvement deux masses d'air caractristiques diffrentes viennent en contact, elles ne se mlangent pas, mais bien au contraire, entrent en conflit .La surface idale qui joue le rle de frontire entre les deux masses d'air, porte le nom de " surface frontale " ou mieux encore " surface de discontinuit ", ce qui est justifi par le fait que sa traverse entrane dans changements dans les caractristiques de l'air environnant du point de vue temprature, humidit, vents.

La ligne dtermine par l(intersection d'une surface frontale et du sol, porte le nom de FRONT. D'unefaon plus simple, un front est la trace au sol d'une surface frontale. Seule cette ligne peut tre reprsente sur les cartes mtorologiques daprs les observations faites au sol.

Les diffrentes sortes de fronts :7.6.2 Front froid

Une masse d'air froid qui, se dplaant plus rapidement rattrape une masse d'air chaud, nous pourrons observer que l'air froid se glisse sous l'air chaud par suite de sa densit plus forte. Il prend la forme d'un coin qui exerce une pousse sur l'air chaud adjacent et le rejette en altitude. La surface frontale prend ici le nom de surface de front froid et son intersection avec le sol constitue le frond froid.

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Front froid stable

Le front froid est reprsent sur les cartes par une ligne bleue ou une ligne petits trianglesindiquant la direction de son dplacement.

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7.6.3 Front chaud

Si une masse d'air chaud se dplace plus vite qu'une masse d'air froid voisine et vienne au contact de cette dernire. La masse d'air chaud, plus lgre, tend s'lever le long de la masse d'air froid et la surmonter d'un seul bloc.me est une surface de front chaud. Elle est sensiblement plane, lgrement incline vers le sol et oriente de l'air vers l'air froid : l'air froid forme un coin qui recule sous la pousse de l'air chaud. L'intersection de cette surface de front chaud avec la surface terrestre, est proprement parler, le front chaud.

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Le front chaud est reprsent sur les cartes par une ligne rouge ou des demi-lunes indiquant la direction de son dplacement.

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7.6.3.1 - Anafront et catafront Un front anabatique, ou anafront, est un front mtorologique dans lequel l'air chaud est soulev le

long de la surface de discontinuit de temprature situe au-dessous. Les fronts chauds sont par dfinition des fronts anabatiques mais le terme certains s'applique galement certains fronts froids.

Un front catabatique ou catafront est un front la surface duquel l'air chaud descend. La surface de discontinuit au-dessus de laquelle se situe de l'air chaud peut parfois ne pas atteindre la surface1. Le plus souvent, il s'agit d'un front froid alors que de l'air sec en altitude subit une subsidence et se rchauffe par compression adiabatique. Ce genre de front froid est donc reli un dgagement du ciel aprs son passage. Les fronts catabatiques sont caractriss par un dgagement du ciel aprs leur passage. Les nuages de type convectif, cumulus cumulonimbus, se retrouvent le long et l'avant du front sur une bande relativement mince. Ces fronts sont donc associs avec des averses et des orages.

Pour rsumer : Les anafronts sont actifs parce que l'air s'lve.Les catafronts sont peu actifs parce que l'air descend.

7.6.4 - OcclusionLa masse d'air froid se dplace plus rapidement que la masse d'air chaud et le frond froid tend

rattraper le front chaud. L'espace entre les deux fronts diminuant progressivement, la masse d'air chaud ainsi emprisonne est rejete en altitude. A partir du moment o le front froid concide avec le front chaud, l'air chaud n'a plus de contact avec le sol mais en est isol par les deux coins d'air froid, l'un en avant du front chaud, l'autre en arrire du front froid. On dit qu'il y a occlusion.

Deux cas sont considrer : Si l'air situ larrire du front froid est plus froid que l'air situ devant le front chaud, il va se

comporter l'gard de ce dernier comme une masse d'air froid vis vis d'une masse d'air chaud. L'air froid dit " postrieur " s'insinue en forme de coin sous l'air froid dit " antrieur ". Le phnomne prend le nom d'occlusion caractre de front froid.

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Au contraire, si l'air froid postrieur est plus chaud que l'air froid antrieur, il se soulvera le long de celui-ci et c'est le coin d'air froid antrieur qui restera en contact avec le sol. On a alors affaire une occlusion caractre de frond chaud.

8 - LES PRCIPITATIONS8.1 - PRINCIPE

le terme prcipitation dsigne des cristaux de glace ou des gouttelettes d'eau qui, ayant t soumis des processus de condensation et d'agrgation l'intrieur des nuages, sont devenus trop lourds pour demeurer en suspension dans l'atmosphre et tombent au sol ou s'vaporent en * virga avant de l'atteindre.

* ( Le terme virga dsigne en mtorologie toute forme de prcipitation n'atteignant pas le sol )

8.2 - TYPES

8.2.1 - Liquide: Pluie Bruine Pluie verglaante/Bruine verglaante

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8.2.1.1 - Pluie :L'eau qui forme la pluie provient de l'vaporation de l'humidit qui existe dans la nature et plus

particulirement des grandes tendues d'eau (lacs, mers, etc.). Cette vapeur d'eau se mlange la masse d'air. Lorsque l'air s'lve cause des mouvements de l'atmosphre, il se refroidit par dtente. La vapeur d'eau contenue dans l'air se condense autour de noyaux de condensation (poussires, pollens et arosols) lorsqu'une lgre sursaturation est atteinte. Ces gouttelettes donnent des nuages.

Tailles des gouttes d'eau :

A) En ralit, les gouttes d'eau n'ont pas la forme 'classique'.B) Les gouttes trs petites sont presque sphriques.C) Le dessous des gouttes plus grandes s'aplatit par la rsistance de l'air, et donne l'apparence d'un petit pain de hamburger.D) Les grandes gouttes ont beaucoup de rsistance l'air, ce qui les rend instables.E) Les gouttes trs grandes sont divises par la rsistance de l'air.

8.2.1.2 - Bruine :La bruine, ou crachin, est une prcipitation dont les gouttes d'eau paraissent presque flotter dans l'air

grce leur petite taille (de 0,2 0,5 mm). Ces fines gouttelettes tombent trs lentement. Elle est abrge DZ dans la liste des abrviations METAR. Le nuage o elles se forment est un stratus bas.

8.2.1.3 - Pluie verglaante / bruine verglaante :La pluie verglaante est de la pluie qui reste liquide malgr une temprature infrieure 0 C. Les

gouttelettes sont alors en tat de surfusion et lorsqu'elles rencontrent un objet, elles glent instantanment causant du verglas. Le code METAR pour rapporter de la pluie verglaante est FZRA.

8.2.2 - Solide: Neige Neige en grains Neige roule Grsil Grle Granule de glace Cristal de glace

8.2.2.1 - Neige :La neige est une forme de prcipitation, constitue de glace cristallise et agglomre en flocons

pouvant tre ramifis d'une infinit de faons. Puisque les flocons sont composs de petites particules, ils peuvent avoir aussi bien une structure ouverte et donc lgre qu'un aspect plus compact voisin de celui de la grle, mme si celle-ci n'a rien voir dans sa formation. La neige se forme gnralement par la condensation de la vapeur d'eau dans les hautes couches de l'atmosphre et tombe ensuite plus ou moins vite terre selon sa structure.

8.2.2.2 - Neige en grains :La neige en grains est une prcipitation qui est forme de gouttelettes de bruine en surfusion dans un

nuage sous le point de conglation qui finissent par congeler. La neige en grains se prsente sous forme de petits granules ou plaques blanches (moins de 1 mm de diamtre) qui rebondissent peu en tombant sur une surface. La neige en grains ne forme jamais des accumulations importantes et tombe de nuages stratiformes, jamais en averses. Le code METAR de la neige en grains est SG.

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8.2.2.3 - Neige roule :La neige roule est une prcipitation sous forme de particules de glace blanches et opaques, de surface

gnralement arrondie ou conique, et dont la dimension peut aller jusqu' 5 mm. La neige roule peut apparatre lorsque la temprature avoisine 0 C, avant ou entremle aux chutes de Flocons de neige.

8.2.2.4 - Grsil :Le grsil est une prcipitation forme de pluie totalement gele aprs tre passe dans une couche

paisse d'air sous 0C. Les grains de glace ne dpassent pas 5 mm de diamtre, sont gnralement sphriques, et rebondissent. Techniquement parlant, le grsil est form de granules de glace et c'est pourquoi le code METAR utilis pour le rapporter serait PL. Cependant, une autre forme de grsil provient de nuages convectifs et son code METAR est alors SHGS ou SHPL

8.2.2.5 - Grle : La grle est un type de prcipitation qui se forme dans des

cumulonimbus particulirement forts lorsque l'air est trs humide et que les courants ascendants sont puissants. Elle prend la forme de billes de glace (grlons) dont le diamtre peut varier de quelques millimtres plusieurs dizaines de centimtres mais dont le diamtre habituel est entre 5 et 50 millimtres. Les averses de grle durent peu de temps et ne touchent que la superficie limite traverse par l'orage. Cependant, si les nuages convectifs sont nombreux, une succession de trajectoire de grle peut affecter une rgion et laisser plusieurs dizaines de tonnes de glace au sol.Le code METAR de la grle est GR.

8.2.2.6 - Granule de glace :Les granules de glace sont de petits grains de glace transparente. De forme sphrique ou bien de forme

irrgulire mais rarement conique, et de dimension ne dpassant pas 5 mm, ils rebondissent sur toute surface o ils tombent. Ces particules se retrouvent dans un type de prcipitation qui peut tre associ des nuages de diffrents genres, comme les altostratus, les nimbostratus ou les cumulus bourgeonnants. Le code METAR est PL.

8.2.2.7 - Cristal de glace :Un cristal de glace est la cristallisation de la vapeur d'eau contenue dans l'air sans passer par la phase

liquide pour former un hydromtore. Elle se produit dans les nuages sous le point de conglation ou dans l'air clair une temprature infrieure -20 C.

En rsum :

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8.2.3 - Cas particulier : 8.2.3.1 - L'orage

Les orages se forment au sein des cumulonimbus. Ces nuages trs grand dveloppement vertical

rsultent de mouvements de convection trs puissantsIls peuvent se dvelopper sous le fait dun trs grandchauffement du sol les journes dt. Ils sontalors isols et clatent en fin daprs-midi laplupart du temps. En fin dorage, le cumulonimbus se dsagrge.Les prcipitations qui les accompagnent sont trs violentes et trs dangereuses pour les aronefs. Dautre part au sein du nuage lui-mme, on rencontre non seulement de la pluie mais aussi de la neige et de la grle. Les mouvements de convection au sein et aux abordsdes cumulonimbus (y compris au stade de formation ) sont dune trs grande violence. Un avion traversant un cumulonimbus y subit des turbulences importantes pouvant mettre en pril lappareil et ses occupants.Les frottements entre les particules au sein du nuage entranent une sparation des charges lectriques. Le bas du nuage se charge ngativement tandis que le haut se charge positivement.Quand les charges sont trs importantes, il se produit une dcharge violente accompagn dunphnomne lumineux (clair ou foudre) et dun phnomne acoustique (tonnerre). Cettedcharge peut avoir lieu entre la base du nuage et le sol (clair de trait) ou entre la base et le sommet du nuage (clair de masse). Un avion atteint par la foudre peut voir certaines parties de sa structure endommages ou certains de ces instruments et circuits lectriques mis hors service. Il est donc primordial de ne pas voler dans ou sous les cumulonimbus pour viter tous lesrisques lis lorage.

Consquences ventuelles :

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9 LES PHNOMNES DANGEREUX

9.1 LA TURBULENCE On donne le nom de turbulence une agitation tourbillonnaire de l'air rsultant de variations brusques

du vent en direction et en vitesse.Le mouvement de l'air turbulent se manifeste sous forme de pousses momentanes et rapides qui

peuvent prsenter une orientation absolument quelconque. Parmi celles-ci, on peut distinguer : les rafales qui ne concernent que les variations de la vitesse horizontale du vent, sans modification de direction ; les mouvements verticaux qui englobent tous les courants ariens ascendants ou descendants.

Dans certaines circonstances, latmosphre est le sige d'une agitation dont l'intensit peut-tre trs variable. On peut rencontrer, par exemple, de petites rafales rapproches rendant le vol cahoteux ou, au contraire, des mouvements entretenus et plus espacs ascendants ou descendants. Parfois peu sensibles, les remous peuvent d'autres moments, tre tellement violents qu'ils risquent d'entraner la perte de contrle de l'appareil, voir mme, dans les cas extrmes, la rupture de la cellule.

9.1.1 - Les causes de la turbulence :Les zones o l'on risque de rencontrer la turbulence sont assez souvent prvisibles, si l'on connat les

causes de formation de cette dernire.On distingue trois origines principales la turbulence :

l'influence exerce par la nature et le relief du sol, sur le mouvement de l'air dans les couches infrieurs de latmosphre.

L'insolation du sol qui provoque le rchauffement par la base d'une masse d'air et donne naissance des mouvements de convection.

Le frottement rsultant du mouvement relatif de deux couches d'air adjacentes au voisinage d'une surface de discontinuit.

9.1.2 - La turbulence due au sol :

La couche d'air la plus voisine du sol est, la plupart du temps, le sige de mouvements tourbillonnaires qui s'tendent jusqu' plusieurs centaines de maitres de hauteur . Cette agitation est due au sol dont l'influence se manifeste sous un double aspect :

par la nature de son revtement, plus ou moins rugueux par son relief, plus ou moins accident

9.1.3 - La turbulence thermique

Lorsque le sol s'chauffe sous l'effet d'une forte insolation, les couches d'air son contact deviennent instables et des mouvements ascendants compenss par des mouvements descendants entranent la formation de tourbillons qui rendent turbulent toute cette partie de latmosphre.

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9.2 EFFETS DE LA TURBULENCE SUR L'AVION

Les rafales imposent l'avion des variations brutales de portance qui entranent des modifications d'assiette accompagnes de montes ou de descentes.

L'avion qui pntre dans une rafale subit un choc dont la violence est d'autant plus grande que : la vitesse du vent est plus leve dans la rafale l'avion va plus vite l'avion est plus lourdement charg

Influence d'une rafale ascendante

Il peut arriver surtout dans le cas d'efforts dissymtriques, que la contrainte impose la cellule dpasse localement la rsistance limite et amne une rupture.

Fatigue de la cellule...... ..... et du pilote

Et perte de contrle de la machine

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9.3 PHNOMNES ALTERANT LE VISIBILIT

9.3.1 - La brume et les brouillardsLa brume et le brouillard sont des phnomnes mtorologiques analogues qui diffrent

essentiellement par leur intensit. Le brouillard est une suspension de fines gouttelettes deaurduisant la visibilit moins d1 Km. La brume, moins intense, laisse une visibilit rduite mais suprieure 1 Km.Ils se notent par deux ou trois traits horizontaux sur les cartes mto :Les conditions favorables la formation de brouillard sont :

- pression leve- temprature en rapide diminution le soir- forte humidit- pas ou peu de vent

9.3.2 - La brume :

La brume peut se former en pleine journe sil fait trs chaud et trs humide. Lvaporation engendre alors la saturation de la masse dair. De leau se condense en faible quantit sur de grandes tendues et donne une impression de voile. La visibilit est alors rduite, parfois de faon importante. Bien quil fasse beau depuis le sol, les conditions en vol ne sont pas trs favorables en basse altitude.

Il existe un phnomne dit de brume sche, qui se compose non pas de gouttelettes deau mais de poussires en suspension. Souvent due la pollution, elle est bien visible en t lapproche des grandes agglomrations.

9.3.3 - Le brouillard de radiation :

Ce brouillard apparat la nuit lorsque lair est trs humide, quil ny a pas de vent et que la temprature chute rapidement. Si le ciel est dgag, le sol perd rapidement la chaleur quil a emmagasine dans la journe par radiation (1) Cela entrane une diminution rapide de la temprature de lair humide. On atteint alors le point de rose et des gouttelettes deau se condensent en formant un brouillard au niveau du sol (2). Dans la matine, le soleil rchauffe le sol et lair son contact se rchauffe son tour. Le brouillard se dissipe (3). Sil est trs dense (en hiver) il est possible que le soleil ne suffise pas pour le dissiper. Il faut en plus que le vent se lve (arrive dune perturbation). En se dissipant, le brouillard peut donner naissance des stratus.

9.3.4 - Le brouillard d'advection :

Cest un brouillard qui se formelorsquune masse dair chaud et humide est pousse par un vent faible sur un sol plus froid (1). Dans son dplacement lair se refroidit et finit par atteindreson point de rose (2). Il y a alors condensation dun brouillard qui se dplace avec le vent. Ce type debrouillard apparat suite des entres maritimes en hiver ou au printemps lorsque le vent du sud amne des masses dair humide sur des sols plus froids au nord.

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9.3.5 - Le brouillard dvaporation :

Cest un brouillard qui se forme sur lesgrandes tendues deau (lacs ou mers).Un vent faible mais froid souffle depuis la terre vers la mer (1). Cet air froid et sec se charge en humidit par vaporation de leau au-dessus de laquelle il passe. Il atteint alors lasaturation (point de rose) et des gouttelettes deau se condensent au dessus de la mer (2). Le mme mcanisme peut se produire au-dessus dun lac ou dtendues marcageuses.

9.3.6 - Le brouillard de pente :

Dans les rgions prsentant un reliefmarqu, il est possible dobserver un brouillard se formant le long des pentes et laissant la valle dgage. Cela se produit lorsquun vent faible pousse de lair chaud et humide provenant de la valle lassaut du relief. En slevant lair se refroidit par dtente adiabatique et atteint son point de condensation. Un brouillard se condense alors le long de la pente.

9.3.7 - Les dangers du brouillard

En consquence, le brouillard est un phnomne mtorologique trs dangereux pour laronautique. La rduction de visibilit quil entrane empche tout vol vue. Il est impossible pour un pilote dassurer lascurit dans le brouillard. Le sol nest pas toujours visible et les obstacles de grandes dimensions verticales ne sont aperus que trop tard pour tre vits. Dans le cas de la brume, il est possible que les conditions mto minimales lgales pour le vol vue soient runies mais la plus grande prudence simpose et il est prfrable de bien connatre la rgion survole pour ne pas se perdre et assurer la scurit. Si le brouillard est trs dense, il est possible que les vols aux instruments ne soient pas possibles non plus. En effet, il faut une visibilit minimale au pilote pour s'assurer que son avion ne va pas quitter la piste au dcollage. A latterrissage il faut pouvoir apercevoir la piste ( ou au moins son balisage) pour poser correctement lavion. De plus si le brouillard est givrant, on ajoute les risques lis au givre.

9.4 LES DIFFRENTES SORTES DE GIVRAGESuivant sa rapidit de formation, son apparence ou sa localisation sur l'avion, on distingue trois sortes

de givre : - Givre transparent, la vitesse de conglation des gouttelettes d'eau est lente parce que celles-ci sont grosses. Elles s'agglutinent, se soudent sur le bord d'attaque des ailes ou des pales d'hlice et glent peu peu.

Ce dpt de glace est dur, lisse, compact et transparent. Associ aux nuages convectifs : Cu, Cb , Ac.

Givrage blanc, les gouttelettes d'eau surfondue tant petites, la conglation est rapide. Les gouttes d'eau passent de l'tat liquide l'tat solide, ds qu'elles entrent en contact avec l'lment dur sur lequel elle se dpose. Givrage d'intensit faible, parfois modr. Il ne pose pas de problmes l'avion quip de systmes de dgivrage.

Gele blanche, dpt de glace d'aspect cristallin. Givrage faible et n'affecte pas les conditions de vol. Verglas, c'est le givrage le plus dangereux : il est trs rapide et on ne s'y attend pas si on n'est pas

inform du passage d'un front puisqu'on vole hors des nuages, dans une zone de pluie. Il est d au phnomne de surfusion (les gouttes de pluie peuvent rester l'tat liquide tout en tant une temprature ngative,dans un intervalle de temprature allant de 0 C -40 C si elles ne rencontrent pas de noyaux de conglation. ).

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10-L'INFORMATION MTO POUR LARONAUTIQUELa prvision du temps consiste dterminer les tats futurs successifs de latmosphre.

De nombreuses stations mtorologiques ont t cres sur le globe et des observateurs effectuent toutes les trois heures une observation synoptique en surface qui comprend l'examen du ciel et des mtores, la valeur de la pression atmosphrique, de la temprature, de l'humidit, la direction et la force du vent.

Certaines stations effectuent en outre des observations horaires ou semi-horaires pour l'aronautique. Des messages sont aussi transmis en cas d'aggravation ou d'amlioration du temps.

10.1 - Les METAR et les SPECI :

Les METAR sont des messages destins fournir les informations mto observes rgulirementpar la station de laroport (METAR = METo dARrive). Ces messages sont rdigs selon un modle type et donnent les indications suivantes : type de message, terrain dobservation, heure TU (Zoulou) de lobservation, direction et force du vent (ventuellement des rafales), visibilit,mtores, nuages (nbulosit, hauteur de base et genres), temprature et temprature du point de rose, pression (QNH et en gnral QFE), pistes en service pour les dcollages et les atterrissages et les phnomnes significatifs rcents (mais pas au moment de lobservation).

Exemple de METAR : ( validit 2H max ) LFPO 0930Z 20010G20kt 0800 +SHSN SCT010St BKN025Sc M04/M05 Q1002 NOSIG

Signification :LFPO : Paris Orly0930Z : 09h30 TU20010G20kt : vent du 200 pour 10 kt rafales 20kt0800 : visibilit 800m+SHSN : fortes averses de neigeSCT010St : 1 4 8mes de stratus 1000 ftBKN025Sc : et 5 7 8mes de stratocumulus 2500ftM04/M05 : temprature -4C et temprature du point de rose -5CQ1002 : QNH 1002 hPaNOSIG : pas de changements significatifs prvus.Les SPECI (SPECIfique , validit pour 1H prcise ) sont mis en cas dune brusque variation des

phnomnes mto entre les observations rgulires si les changements peuvent jouer sur la scurit ou la possibilit de se poser pour les avions en route vers le terrain.LES TEND, LES TAF ET LES SIGMET

Les TEND (TENDances) suivent toujours un METAR ou un SPECI. Ils constituent une information supplmentaire si une volution notable est attendue entre deux observations rgulires.Ils indiquent la plage horaire des volutions, leur rythme, et la nature des changements (visibilit,nbulosit, prcipitations,...)

Exemple de METAR avec TEND :LFPO 0530Z 20004kt 0250 R07/0300V0400U R26/0450U FG VV/// 08/08 Q1028 BECMG FM0630 0600 OVC020

Signification :LFPO : Paris Orly0530Z : 05h30 TU20004kt : vent du 200 pour 4 kt0250 : visibilit 250 mR07/0300V0400U : sur la piste 07R de 300 400 m en augmentationR26/0450U : et sur la piste 26R 450 m en augmentationFG : brouillardVV/// : visibilit verticale nulle08/08 : temprature +08C et temprature du point de rose +08CQ1028 : QNH 1028 hPa

TEND :BECMG FM0630 : devenant partir de 06h30 TU0600 : visibilit 600mOVC020 : et 8 8me 2000ft.

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10.2 - LES TAF :Les TAF (Terrain Arrival Forecast = prvisions sur le terrain darrive) sont des messages faisanttat des prvisions tablies pour une priode de 9 heures. Ils indiquent le terrain concern, lheure laquelle la prvision a t tablie, la priode pour laquelle elle a t tablie, le temps observ et sonvolution prvue (vent, visibilit, prcipitations, nuages).

Exemple de TAF :

LFPO 210145Z 0312 22010G20kt 3000 +RA OVC015 SCT060 TEMPO 0307 7000 -RAOVC020 FM11 28015kt 9999 NSW BKN020

Signification :LFPO : Paris Orly210145Z : le 21 01h45 TU0312 : validit entre 03 et 12h00 TU22010G20kt : vent du 220 pour 10 kt rafales 20 kt3000 : visibilit 3000 m+RA : forte pluieOVC015 : 8 8me 1500 ftSCT060 : et 1 4 8me 6000 ftTEMPO : temporairement entre 03h00 et 07h00 TU7000 : visibilit de 7000 m-RA : pluie faibleOVC020 : 8 8me 2000 ftFM11 : partir de 11h00 TU28015kt : vent du 280 pour 15 kt9999 : visibilit suprieure 10 kmNSW : pas de temps significatifBKN020 : 5 7 8me 2000 ft.

10.3 - LES SIGMET

Les SIGMET (SIGnificatif METo) sont des messages rdigs par un centre de veille mtorologique et mis par les services de la navigation arienne. Ils signalent des phnomnes

mtorologiques dangereux hors des zones dapproche des terrains pour attirer la vigilance desquipages au cours de leur vol de croisire.

Exemple de SIGMET :

LFFF SIGMET 3 VALABLE 160800/161200 LFML - SEV TURB FCST FIR MARSEILLE BTNGND AND FL160 STNR WKN

Signification :LFFF : Rgion dinformation de MarseilleSIGMET 3 : 3me SIGMET pour vols subsoniquesVALABLE 160800/161200 LFML : valable le 16 entre 08h00 et 12h00 TU en provenance du centre de veille mtorologique de Marignane.SEV TURB FCST FIR MARSEILLE BTN GND AND FL160 : Fortes turbulences prvues dans lazone de Marseille entre le sol et le niveau de vol 160STNR WKN : Phnomne stationnaire et faiblissant.

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10.4 LA CARTE TEMSI et la coupe verticale :

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Pour que les quipages se fassent une ide des masses nuageuses quils rencontreront en vol, lesorganismes mto tablissent des cartes TEMSI (TEMps SIgnificatif) montrant les principales formations nuageuses et les prcipitations quelles engendrent. On y porte galement les risques de givrage, dorage et de turbulences avec leurs intensits prvues. Ces cartes sont tablies pour les altitudes moyennes (FL100 250) mais prsentent en gnral aussi la mto en dessous pour les phases de monte et de descente. Un exemple est prsent la page suivante. Tous les symboles ports sur les cartes font lobjet dune standardisation internationale au niveau de lO.A.C.I.

A partir des cartes TEMSI, on peut tablir, la demande des quipages, des coupes verticales sur untrajet dtermin. Elles permettent un quipage de prparer leur vol et de faire des choix de trajectoire et daltitude pour viter les phnomnes dangereux. Elles ont une validit limite dans la dure et les quipages doivent continuer sinformer sur la mto et son volution pendant leur vol pour sassurer quils peuvent poursuivre conformment la route prvue. Lexemple prsent la page prcdente est tabli sur une route Rennes ( LFRN ) / Ajaccio ( LFKJ ). Les informations permettant de ltablir proviennent de la carte TEMSI prsente ci-dessus.

10.6 LA CARTE WINTEM : ( voir chapitre vent )

Cartes des vents diffrentes altitudes (FL50 -100 - 180 et 300) permettant de prvoir plus prcisment la drive que lon rencontrera et la consommation envisager pour la navigation.

10.7 - ABREVIATIONS

10.7.1 - Visibilit de surface TEMSI France :

V0 : pour 0km visibilit < 1,5 km V1,5 : pour 1,5 km visibilit < 5 km V 5 : pour 5 km visibilit < 8 km V 8 : pour visibilit 8 km

10.7.2 - Quantit de nuages

Cumulonimbus : ISOL : cumulonimbus isols ( CB bien spar avec couverture spatiale maximale infrieure

50% de la zone concerne ). OCNL : cumulonimbus occasionnels ( avec couverture spatiale maximale comprise entre 50 et

75% de la zone concerne ). FRQ : cumulonimbus frquents ( avec couverture spatiale > 75 % de la zone concerne ). EMBD : cumulonimbus noys dans des couches de nuages.

Autres nuages : FEW = peu ( 1 2 octas ) SCT = pars ( 3 4 octas ) BKN = fragments ( 5 7 octas ) OVC = couverts ( 8 octas ) LYR = en couches

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10.7.3 - Abrviations de temps significatifs dans les codes METAR, SPECI et TAF

10.7.4 - Symboles du temps significatif et de localisations cartes ( TEMSI )

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EXERCICES1 - ORGANISATION, INFORMATION ET INSTRUMENTS DE MESURES1/ En matire de terminologie, la rfrence commune aux mtorologistes du monde entier est :

a) le Corpus Mtorologique Mondial publi par lOMM en 1951.b) la Convention Mtorologique Mondiale (Washington, 1947).c) lAtlas International de Mtorologie de 1956.d) lannexe 3 la confrence de Varsovie de 1929.

2/ La carte TEMSI 700 hPa correspond une altitude de :a) 5000 ft. b) 10 000 ft. c) 15 000 ft. d) 20 000 ft.

3/ En vol, on peut recevoir des informations mtorologiques par radio sous forme de message :a) SIRMET b) ATISMET c) VOLMET d) SETMET

4/ La visibilit sur un arodrome peut tre mesure par :a) un distancemtre. b) un psychromtre. c) un transmissomtre. d) un hliomtre.

LATMOSPHERE ET LA CIRCULATION GENERALE5/ La couche dozone qui filtre le rayonnement ultra-violet se trouve :

a) dans la troposphre. b) dans la stratosphre. c) dans la msosphre. d) dans lionosphre.

6/ Dans latmosphre, la chaleur latente de leau lors de sa conglation :a) rchauffe lair, ce qui favorise lascendance.b) refroidit lair, ce qui favorise la stabilit.c) refroidit lair, ce qui favorise linstabilit.d) permet de ralentir la conglation.

7/ La circulation gnrale moyenne de latmosphre fait apparatre successivement en surface du ple Nord lquateur :

a) un anticyclone puis une dpression puis un anticyclone puis une dpression.b) une dpression puis un anticyclone puis une dpression puis un anticyclone.c) une dpression puis un anticyclone.d) un anticyclone puis une dpression.

NUAGES ET METEORES8/ Les conditions les plus favorables lapparition du givrage carburateur sont :

a) pression atmosphrique leve, temprature infrieure 0C.b) pression atmosphrique basse, temprature infrieure 0C.c) forte humidit relative, air trs froid.d) forte humidit relative, temprature entre 0C et 10C.

9/ Lorsquun vent fort et humide souffle sur un relief, il se forme parfois des cumulus orographiques ausommet du relief. Ces nuages sont le rsultat :

a) dune vaporation de leau par compression de lair.b) dune condensation de la vapeur deau par dtente de lair dans son ascendance le long du relief.c) dune condensation de la vapeur deau par contact de lair avec le relief plus froid.d) condensation de la vapeur deau par mlange de lair ascendant avec lair ambiant plus froid.

10/ Les nuages qui dnotent une instabilit verticale de latmosphre sont :a) les stratus et les cirrus. b) les cumulus et les cumulonimbus.c) les altostratus et les nimbostratus. d) les altostratus et les cirrostratus.

11/ Dans les rgions tempres, les cumulonimbus se forment plus particulirement :a) le matin, lt, en mer. c) laprs midi, lt, en plaine.b) la nuit, lt, en plaine. d) laprs midi, lt, en montagne.

12/ La formation des grlons :a) rsulte de la coalescence de flocons de neige.b) ne sobserve que dans le nimbostratus.c) est associe de forts courants verticaux dans le nuage.d) ne peut se produire que par temps trs chaud.

13/ Parmi ces phnomnes, le plus dangereux pour les avions en vol est :a) le verglas. b) le givre mou. c) le givre blanc. d) la gele blanche.

PREVISIONS14/ Dans une rgion de lhmisphre Nord, un 10 juillet 7 heures lgales, le ciel est entirement couvert pardes nuages bas. La visibilit est de lordre de 2 km. Le QNH est lev. Le vent en surface est calme. Vousestimez que :

a) le temps restera couvert par ce genre