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Réponses commentées du QCM de l’examen théorique FSVL pour pilotes de parapente, deuxième partie : METEOROLOGIE J. Oberson, instructeur parapente, FSVL/OFAC 4427 www.soaringmeteo.com 2 ème édition 2005 Copyright

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  • Rponses commentes du QCM de lexamen thorique FSVL pour pilotes de parapente, deuxime partie :

    METEOROLOGIE

    J. Oberson, instructeur parapente, FSVL/OFAC 4427

    www.soaringmeteo.com

    2me dition 2005

    Copyright

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    TABLE DES MATIERES

    Atmosphre et pression atmosphrique ..............................................................2

    Temprature de lair, rchauffement de latmosphre, courbes de temprature..4

    Etat physique de leau, humidit ........................................................................11

    Nuages, brouillard et brume...............................................................................14

    Mesures du vent ................................................................................................20

    Centres daction, isobares et vents gnraux ....................................................20

    Brises locales.....................................................................................................24

    Turbulences .......................................................................................................26

    Masses dair, fronts, perturbations.....................................................................28

    Thermiques et orages ........................................................................................31

    Analyse de cartes synoptiques (Europe)............................................................32

    Quelques situations mto typiques pour la Suisse...........................................35

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    Atmosphre et pression atmosphrique

    Composition chimique de lair : 78% dazote, 21% doxygne. 1% restant : gaz carbonique, vapeur deau, gaz rares comme lhlium. Question 001. Latmosphre est lenveloppe ( un ocan ) dair qui entoure le globe terrestre et qui est forme de plusieurs couches. Voir figure M01. La seule qui nous intresse ici cest la troposphre, directement au contact du sol et dans laquelle se produisent les phnomnes mtorologiques qui dictent la pratique de notre sport. Question 012. Les autres couches plus leves comme la stratosphre, la ionosphre et la msosphre ne nous concernent pas directement. La troposphre est limite suprieurement par la tropopause. Voir figure M01. Cette limite se situe, nos latitudes, environ 11000 m. daltitude (au-dessus du niveau de la mer). Question 004. Elle est un peu plus basse en hiver (lair est plus froid, plus dense et donc de volume plus rduit) et un peu plus haute en t (lair plus chaud est moins dense et de volume plus grand).

    Figure M01 : Couches de latmosphre. D = terre, C = troposphre. B = tropopause. A = couches leves : stratosphre, ionosphre, msosphreetc. Le diamtre de la terre est denviron 13000 Km et lpaisseur de la troposphre denviron 10-15 Km : Si lon devait reprsenter la troposphre lchelle de la terre sur cette image, la troposphre ne serait pas visible tellement elle serait mince ! Parmi plusieurs paramtres, la pression exerce par le poids de lair, ou pression atmosphrique et la temprature de lair sont parmi les plus importants. Pour mesurer la

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    pression atmosphrique, on utilise actuellement comme unit le hectopascal (hPa) ou latmosphre. 1 atmosphre = environ 1000 hPa = pression au niveau de la mer. La pression atmosphrique est due la masse de lair qui est soumise, comme toute autre masse de matire, la gravit terrestre. Question 005. Puisque lair est un gaz (fluide compressible), plus on prend de laltitude et moins la pression atmosphrique est grande. Cette diminution nest pas linaire. 2 points de repre : (1) 5500 m. la pression atmosphrique est denviron la moiti de celle au niveau de la mer et (2) 11000 m elle est denviron le quart. Questions 006, 010 et 011. Voir figure M02.

    Figure M02 : diminution de la pression atmosphrique avec laltitude. Points de repres principaux. MSL = niveau moyen de la mer = 0 m.

    La question 010 est un peu plus complique. Si on indique une pression au niveau de la mer de 980 hPa, 5500 m. on aura la moiti de cette valeur soit 490 hPa. La question 011 est encore un peu plus complique car elle fait aussi appel la loi des gaz qui dit que si la pression dune masse dair diminue de moiti son volume augmente du double et vice-versa. Si la pression diminue de 4 fois, son volume augmente de 4 foisetc. Par consquent, un ballon de volume de 5 dm3 au niveau de la mer aura laltitude de 11000 mtres, au niveau de laquelle la pression atmosphrique est rduite dun facteur 4, un volume 4 fois plus grand, soit 20 dm3. Si la pression atmosphrique diminue de faon rgulire et prvisible avec laltitude, a ne veut pas dire que la pression ne varie pas dun lieu lautre, daltitude identique, ou dun moment lautre. Questions 008 et 009. La pression atmosphrique varie dun lieu

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    lautre (de mme altitude) ou dun moment lautre en un point prcis selon la rpartition globale de lair autour de la terre et selon les conditions mtorologiques. La temprature diminue aussi avec laltitude mais de faon moins rgulire que la pression. En moyenne elle diminue de 0,65C par 100 m. Mais selon les couches, elle peut diminuer plus, rester constante ou mme augmenter. Question 002. Pour permettre de rgler uniformment les altimtres, on standardise les valeurs de latmosphre. Elles correspondent peu prs aux valeurs moyennes de la troposphre, au niveau de la mer : pression 1013,2 hPa et temprature 15 C. Gradient de temprature (taux de diminution de la temprature avec laltitude) 0,65 par C. Questions 003 et 007.

    Temprature de lair, rchauffement de latmosphre, courbes de temprature Lair au contact du sol se rchauffe principalement par le sol, lui-mme rchauff par le rayonnement solaire qui traverse latmosphre. En effet, lair loign du sol nest pas rchauff directement et significativement par le rayonnement solaire. Question 013. Les sols noffrent pas tous la mme efficacit pour rchauffer lair son contact. Ce sont les sols sombres et secs (par exemple une prairie sche) qui sont les plus efficaces. Question 014. Des sols humides (par exemple un marcage ou une fort de feuillus) absorbent une grande partie de lnergie solaire pour lvaporation de leau. Il ny a plus que la partie restante de lnergie solaire pour rchauffer sensiblement lair au contact du sol dont la temprature slve donc moins et plus lentement. Contrairement aux sols sombres, un sol clair et lisse (par exemple un sol rocheux), rflchit une part importante du rayonnement solaire qui sera perdue pour le rchauffement de lair au contact du sol. A altitude identique, lair chaud est moins dense (et donc plus lger) que lair froid. Question 015. Au niveau du sol, les sources de rchauffement efficace de lair entranent donc la formation de poches dair plates, chaudes et lgres. Ces poches vont finalement se dtacher du sol pour slever et rchauffer progressivement lair plusieurs dizaines voire centaines de mtres au-dessus du sol tandis que de lair frais en altitude va descendre vers le sol pour se rchauffer son tour. Question 019. Ce mouvement vertical de va-et-vient dair sappelle convection. La couche dair de la basse troposphre o a lieu ce phnomne de convection sappelle la couche convective ou couche limite. Lors de journe ensoleille, son paisseur varie de quelques dizaines de mtres (hiver) 2-3 Km (journe chaude dt). Voir figure M03. Lors de beau temps, la couche convective est marque trs souvent par une brume (brassage convectif de lair pollu) dont la limite suprieure est bien visible en altitude et par des petits cumulus qui se dveloppent au-dessus des courants ascendants. Plus la couche convective est paisse et plus fortes sont les ascendances thermiques exploitables par le planeur de pente. En rsum, le soleil rchauffe latmosphre indirectement en 3 phases : (1) le rayonnement solaire traverse latmosphre sans la rchauffer directement de faon significative puis frappe et chauffe le sol. (2) Le sol chauff entrane une lvation de la temprature dune fine (quelques cm. m.) couche (poche) dair au contact du sol. (3) Ces poches dair lgres vont finir par slever et crer ainsi des mouvements convectifs pour rchauffer latmosphre en altitude. Voir figure M04.

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    Figure M03 : Mouvements convectifs et C = couche convective brumeuse. L = limite suprieure de C. Z = source au sol particulirement efficace dans lchauffement de lair.

    Figure M04 : Rchauffement indirect de latmosphre en 3 phases : (1) rayonnement solaire traversant lair, (2) conduction sur une fine couche dair au sol, (3) convection.

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    Evolution dune masse dair en mouvement vertical. Transformation adiabatique. Puisque lair est un mauvais conducteur de chaleur, on considre quune masse dair qui monte ou qui descend va subir des changements de temprature sans change dnergie avec lair environnant. On parle de transformation adiabatique. Daprs la loi des gaz, une masse dair qui descend et donc augmente de pression atmosphrique subit une diminution de volume. En diminuant de volume, lair gagne de lnergie calorique interne en se contractant (mais sans change avec lextrieur). La temprature de cette masse dair va donc augmenter. Question 018. Inversement, une masse dair qui monte (pression qui diminue) subit une augmentation de volume (dtente) avec une perte dnergie, donc une baisse de sa temprature. Question 017. Le taux de diminution ou daugmentation de temprature (gradient adiabatique) dune masse dair en mouvement vertical reste constant quelque soit la temprature de lair ambiant. Ce gradient adiabatique vaut en effet toujours 1C par 100 m. Figure M05. Question 016.

    Figure M05 : Gradient adiabatique. A = la masse dair monte, augmente de volume et se refroidit de 1C/100m. D = la masse dair descend, diminue de volume et se rchauffe de 1C/100m. Courbe dtat des tempratures. La courbe dtat des tempratures est une reprsentation graphique des tempratures mesures diffrentes altitudes un instant donn (clich instantan rel) dune portion de troposphre, sans mouvement vertical significatif. Alors que la pression et la courbe de temprature adiabatique (masse dair en mouvement vertical) varient avec laltitude de faon rgulire et selon des rgles bien prcises, les courbes dtat de tempratures sont totalement irrgulires, inconstantes, imprvisibles par des rgles simples et varient dun moment et dun lieu aux autres. Les courbes dtat sont obtenues laide de radiosondes, dispositifs qui comprennent un ballon ascensionnel et un appareil de mesures, envoys rgulirement (minuit et midi en gnral) dans latmosphre partir de quelques stations mto rpartis dans le monde. En Suisse, cette station, unique, se trouve laroport de Payerne. La figure M06 montre un exemple de courbe dtat des tempratures dans une portion de troposphre.

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    Figure M06 : exemple de courbes dtat des tempratures.

    Entre 1000 et 3700 m. daltitude (diffrence daltitude 2700 m.) on a 15-4=11 C de diffrence en temprature. En moyenne, cela fait 11C / 27 hm. = 0,4 C par 100 m. Cette diffrence de temprature par 100 m. sappelle le gradient de temprature. Question 027. En moyenne donc la temprature dcrot avec laltitude comme le montrent toutes les courbes dtat mais parfois trs irrgulirement dune couche lautre. Sur la figure 43, le gradient de temprature entre 1000 et 1500 m. = 3 C / 5 hm. = 0,6C / 100 m. et entre 1800 et 2600 m. il est gal 5C / 8 hm. = 0,625C / 100 m. Entre 1500 m. et 1800 m. la temprature augmente. Cela arrive parfois et sappelle une inversion de temprature. Questions 020, 024, 029. Une couche dinversion est souvent marque par les limites suprieures dune couche de brume, stendant du sol la couche dinversion, ou en hiver dune mer de brouillard. Question 030. Entre 2600 et 2900 m. la temprature ne varie pas (couche temprature constante avec un gradient de temprature de 0C / 10 m.). On parle de couche disothermie qui arrive parfois galement. Questions 021, 025, 028. Pour les questions 031 033, on prsente un tableau (voir figure M07) avec 4 exemples a) d) de courbe dtat de temprature. Attention, sur ce tableau, laltitude dcrot de haut en bas. On recherche une inversion au sol quon trouve entre 500 m. et 800 m. dans la colonne a, une inversion en altitude quon trouve entre 1900 m. et 2100 m. dans la colonne c et une isothermie quon trouve entre 1800 m. et 2000 m. dans la colonne d.

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    Figure M07 : exemple de 4 courbes dtat utilis pour les questions 31 33 (mtorologie) du QCM FSVL de lexamen thorique pour pilote de vol libre.

    En pratique relle, il existe deux grands types de courbe dtat de temprature lors de situation mto sans importante nbulosit ni vent fort : La courbe de la nuit et la courbe du jour. Voir figure M08. Durant une nuit claire, le sol met un rayonnement infrarouge vers lespace qui entrane un refroidissement du sol puis de latmosphre sus-jacent sur plusieurs dizaines de mtres daltitude par un phnomne de convection inverse. Lair prs du sol devient donc plus froid que lair 500 m au-dessus du sol. Il se dveloppe ainsi une couche nocturne dinversion de temprature prs du sol (courbe bleue). Question 133. Par exemple sur notre graphique, on trouve de lair 6C au-dessus du sol (altitude 500 m.). A 1000 m, lair prsente 3C de plus, il fait 9C. Il sagit bien dune inversion de temprature au sol. Plus haut, dans lexemple partir de 1500 m. la temprature dcrot progressivement avec des gradients qui peuvent varier entre 0,4 0,8 C par 100 m. En altitude, on peut rencontrer des couches dinversion ou disothermie suivant la situation mtorologique, mais pas forcment. Par ciel couvert durant la nuit, le rayonnement infrarouge du sol est rflchit vers le bas par les nuages. Par consquent la perte de chaleur par le sol sera moins grande. Linversion de temprature au sol sera moins importante. Par grand vent, cause du brassage de lair, le refroidissement de lair au sol sera rparti sur une plus haute altitude. Le gradient de temprature au sol restera faible mais linversion au sol sera fortement rduite. Ds le lever du soleil, le gain de chaleur reu par le rayonnement solaire dpasse la perte de chaleur due au rayonnement infrarouge du sol terrestre. Le sol et lair sus-jacents, puis lair plus haut par convection, vont vite se rchauffer. Linversion au sol va ainsi disparatre progressivement durant la matine. Question 134. Au cours de laprs-midi la courbe dtat de temprature va ressembler la courbe rouge de la figure M08. Au sol, la temprature de lair sera nettement plus leve la journe que la nuit. Dans notre exemple, prs de 20 C de plus, soit 25 26 C. Plus on monte en altitude et plus la diffrence de temprature entre la nuit (courbe bleue) et le jour sestompe. Regardons attentivement lexemple de la figure M08. Sur quelques dizaines de mtres, depuis le sol surchauff, (entre 500 et 600 m.), la temprature va dcrotre trs vite (de 25 21 C sur 100 m.) soit un gradient de temprature de 4C /100m. Cest beaucoup plus que le gradient adiabatique de 1C/100m. On parle de couche avec gradient suradiabatique. Cest seulement cette occasion quon rencontre un tel gradient de temprature. On ne rencontre jamais ceci en altitude. Plus haut, entre 600 et 1500 m. le gradient de temprature est de 1C/ 100 m. (9C/900 m.), comme la courbe adiabatique. Cest une caractristique thermique presque immuable de la couche convective. Ce nest pas tonnant puisque dans cette couche on trouve les mouvements verticaux convectifs

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    incessants. Plus haut encore, partir de 1500 m. la temprature rejoint progressivement la courbe nocturne, avec un gradient toujours infrieur 1C/100 m.

    Figure M08 : courbes dtat typiques dune nuit claire et calme (bleue) et dune aprs-midi suivante ensoleille (rouge), lors de situation mto identique. S = sol. C = couche convective (1C/100m.). Imaginons maintenant, dans latmosphre daprs midi de notre figure M08, une bulle dair thermique qui se surchauffe au sol, sur une surface chauffante trs efficace. La temprature de cette bulle sera de quelques degrs de plus que lair au sol avoisinant. Voir figure M09. Lors dun petit mouvement catalyseur prs de la source thermique (passage dune voiture, petite brise locale, ombre dun nuage) la bulle dair surchauffe va se dtacher du sol ce qui va crer une aspiration de lair ambiant pour remplacer lair qui slve. Un important brassage dair va sensuivre. La bulle se refroidit ainsi trs vite avec laltitude si bien que dj 100 m. au-dessus du sol, 600 m. dans notre exemple), il ny a plus que 1C de diffrence entre la bulle thermique et lair ambiant (22 versus 21 C). Encore plus haut il ny a que quelques diximes de degrs de diffrence. A la limite suprieure de la couche convective, la diffrence de temprature est quasi nulle.

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    Figure M09 : Evolution de la temprature de lair dans une bulle thermique ascendante. L = limite suprieures de la couche convective. Tant que la bulle dair thermique est plus chaude, donc moins dense et plus lgre, que lair ambiant, elle monte. Ds que la diffrence de temprature est nulle, lascendance thermique sarrte de monter. Question 022. On peut rsumer cette volution et ces diffrences des tempratures par des courbes. Figure M10. On voit bien quau-dessus de la couche convective, lair ascendant de la bulle thermique (1C/100m.) devient rapidement plus froid est donc moins lger que lair ambiant dont le gradient de temprature volue de faon moins marque. Les choses sont encore plus nettes si la couche convective est limite par une inversion ou une isothermie, ce qui est assez frquent mais pas constant (courbe pointille orange). Inversion et isothermie sont donc des couches de blocage trs fort pour les ascendances thermiques. Questions 023 et 026. Pour la question 023, on parle dans lnonc de la question dune couche dair dont la temprature augmente avec laltitude. Il sagit bien dune inversion de temprature. Plus la couche convective est paisse (diffrence daltitude) meilleures (bien organises et plafond haut) et plus fortes sont les ascendances thermiques. Et pour que la couche convective soit paisse, il faut que le contraste de temprature entre la haute et la basse atmosphre soit assez important. Autrement dit, il faut que le gradient de temprature gnral (fonction de la situation mto) dans la fourchette daltitude du sommet de la couche convective soit important et quil ny ait pas de forte inversion ou isothermie. Un

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    gradient de temprature entre 0,3 et 0,5 C/100 m. est considr comme faible entranant donc des convections plutt faibles. Alors quun gradient entre 0,6 et 0,8 est considr comme fort avec de bons thermiques. Pour le plateau suisse, le Jura et les Pralpes, cest entre 1000 et 3000 m. quil faut juger ce gradient alors que pour les Alpes, il faut considrer la fourchette situe entre 2000 et 4000 m. environ.

    Figure M10 : Graphique comparant les tempratures de lair ambiant par rapport celles de lair dans lascendance thermique, en fonction de laltitude. L = limite suprieure de la couche convective. t = courbe dtat des tempratures. t = courbe de temprature dans lascendance. Les valeurs correspondent celles de la figure M09.

    Etat physique de leau, humidit Leau existe sous trois formes physiques (tats) : la glace (eau solide), leau (liquide) et la vapeur deau (eau sous forme de gaz). A remarquer que la vapeur deau est invisible (transparente comme lair). La vapeur des hammams est donc en fait un nuage (fines gouttelettes deau en suspension dans lair) chaud. La condensation est le passage de ltat vapeur celui de ltat liquide de leau. Question 34. Le point de condensation est la temprature laquelle il faut baisser lair pour que sa vapeur deau se condense en liquide. Question 40. Voir figure M11. La bue respectivement le givre est une fine couche deau liquide respectivement de glace sur une surface solide. La grle et la neige sont une autre forme deau solide.

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    Figure M11 : Etat physique de leau et changement dtat. A = apport (besoin) de chaleur. R = restitution de chaleur. G = glace. E = eau. V = vapeur deau. 1 = fonte. 2 = vaporation. 3 = conglation. 4 = condensation. Lhumidit dune masse dair est la mesure de la quantit de vapeur deau (invisible) dans cette masse dair. On peut la mesurer en masse deau gazeuse (en grammes) par unit de volume (en m3). Cest lhumidit absolue. Plus lair est chaud et plus il peut contenir de vapeur deau avant condensation. Voir figure M12. Prenons une masse dair dont les caractristiques (temprature et humidit) se situent au point P. Elle a donc 17 C et contient 5 g de vapeur deau par m3. A cette temprature elle est donc relativement sche. Abaissons maintenant sa temprature 7C (point P). Elle aura toujours 5 g deau par m3 mais elle sera sature de vapeur deau (elle aura 100% de vapeur deau), c'est--dire que depuis P, tout abaissement de temprature ou toute augmentation dhumidit entranera la formation deau liquide (nuage, brouillard, bue, gouttes) par condensation. On peut refaire le raisonnement avec diffrents points ailleurs sur le graphique. On obtient ainsi la courbe de saturation (en rouge) qui est lensemble des points qui dfinissent la condensation de la vapeur deau. A gauche et en haut de la courbe, on a la zone o lon trouve de lair satur de vapeur deau (qui ne peut pas contenir davantage de vapeur, lair contient donc 100 % de vapeur deau) mlang du brouillard (fines gouttelettes deau liquide). Tout surplus dhumidit ou tout refroidissement de lair entrane la formation deau liquide supplmentaire. A droite et en bas de la courbe, on a la zone o lon trouve de lair non satur de vapeur deau (qui peut contenir davantage de vapeur, lair contient donc entre 0-99% de vapeur deau) donc sans brouillard. Tout surplus dhumidit ou tout refroidissement de lair nentrane pas la formation deau liquide supplmentaire, sauf si la saturation est atteinte.

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    Figure M12 : Relation entre temprature et humidit de lair. Cs = courbe de saturation, ensemble des points limites o se passe la condensation. A = zone de 100 % dhumidit et de brouillard (bue). B = zone sans brouillard avec une humidit variant de 0-99%. Pour passer de ltat de glace, ltat deau puis de vapeur, il faut chauffer la matire eau, donc lui donner de lnergie, pour vaincre progressivement les forces intermolculaires qui lient les particules deau. Voir figure M11. Les changements dtat qui vont vers la droite du schma ncessitent donc de lnergie sous forme de chaleur qui doit tre fournie par lextrieur. Questions 35 36.

    Linverse est plus abstrait. Quand leau passe de ltat de vapeur celui de liquide puis ltat de glace, il y a chaque fois restitution dnergie sous forme de chaleur lenvironnement adjacent qui se rchauffe. Voir figure M11. Les changements dtat qui vont vers la gauche du schma donnent donc de lnergie qui est restitue lextrieur. Questions 37 39. Pour bien comprendre concrtement cette notion de restitution dnergie, prenons un exemple pratique important pour les ascendances thermiques (convections). On se souvient quune masse dair non sature de vapeur deau, dite sche , subit un changement de 1C/100 m. lorsquelle se dplace verticalement (gradient adiabatique). Une masse dair sature de vapeur, contenant par consquent du brouillard (eau liquide), va subir un refroidissement par dtente si elle monte, donc une condensation supplmentaire de sa vapeur. Ce phnomne de condensation va rchauffer lair ambiant par restitution (libration) dnergie. Question 43. La dcroissance de temprature dans cette masse dair sature sera par consquent moins importante que le gradient adiabatique (1C/100m) de lair non satur dit sec . Question 41. Si cette mme masse dair sature descend, elle va se rchauffer. Elle pourra contenir plus de vapeur deau. Il y aura donc vaporation qui a besoin dnergie (chaleur). Le taux daugmentation

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    de temprature dans cette masse dair sature sera par consquent moins important que le gradient adiabatique (1C/100m) de lair non satur dit sec . Le gradient de temprature dans une masse dair sature de vapeur deau, en ascension ou respectivement en descente, dpend donc de la quantit de vapeur deau qui se condense respectivement svapore. Question 42. Attention, pour les questions 41 43, on parle dair humide dans les noncs. En fait il sagit plus prcisment dair satur dhumidit.

    Nuages, brouillard et brume Un nuage est une portion datmosphre contenant dinnombrables fines gouttelettes deau liquide en suspension dans lair, un peu comme de la poussire. On parle de nuage quand on voit cet ensemble depuis lextrieur tandis quon parle de brouillard quand on se trouve lintrieur de ce nuage. On dfinit plus exactement le brouillard lorsque la visibilit est infrieure 1 km. La brume (suspension de particules diverses) est nettement moins paisse. On la dfinit lorsque la visibilit se situe entre 1 et 10 km. Voir figure M13. Question 47.

    Figure M13 : a = brume. b = brouillard.

    Un nuage se forme dans plusieurs circonstances. 2 causes principales : (1) Lors des nuits longues (automne et hiver), le sol terrestre qui met des rayons

    infrarouges se refroidit progressivement. La couche dair proximit va aussi se refroidir. Si la temprature de cet air atteint la temprature de condensation (temprature de point de rose) du brouillard peut se former prs du sol. On parle de brouillard de rayonnement, typique des hivers et des automnes. Question 48.

    (2) Un nuage peut aussi se former lorsque une masse dair prsente un mouvement ascensionnel. Elle se refroidit progressivement jusqu atteindre le point de condensation. Question 49. Il y a 3 phnomnes principaux qui illustrent ce fait. Premirement la convection (thermique), deuximement du vent qui est forc de monter lorsquil rencontre un gros relief (phnomne de barrage) et troisimement la rencontre de deux masses dair de temprature diffrente (crant une perturbation ou un front, quon traitera plus loin) qui entrane le glissement de lair chaud plus lger qui monte sur lair froid plus lourd. Voir figure M14. La base de ces nuages est alors la limite infrieure de ces nuages qui se trouve laltitude du point de condensation de

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    lair ascendant. Question 50. De faon gnrale, plus latmosphre est humide et plus la formation de nuages est probable. Avec une atmosphre trs humide, il faut sattendre beaucoup de nuages bas. Inversement, une atmosphre sche donnera peu de nuages haut situs voire aucun nuage.

    Figure M14 : Les nuages qui sont dus lascension de masse dair. a = nuage de convection. b = nuage de relief. c = nuage de perturbation.

    Les nuages ont diverses formes et altitudes selon leur circonstance dapparition. Le principe de syntaxe des noms de nuages est le suivant :

    Les cirrus (prfixe cirro-) sont des nuages trs levs (entre 6000 et 10000 m. daltitude) et en gnral pas trs pais.

    Les nuages avec prfixe alto- sont des nuages un peu plus pais situs entre 3000 et 6000 m.

    Les cumulus (prfixe cumulo-) sont des nuages en forme de boule ou de chou-fleur .

    Les stratus (prfixe strato-) sont des nuages en couche close qui stalent. Les nimbus (prfixe nimbo-), par exemple le nimbostratus, sont des nuages qui

    engendrent des prcipitations. Question 56. Il y a encore quelques termes plus spcifiques, employs dans des circonstances particulires, comme par exemple les nuages lenticulaires (nuages en forme de lentille) et les nuages castellanus (en forme de chteau avec des tours). Les principaux nuages (voir figure M15 et M16) sont les (entre parenthses les abrviations) :

    Cirrus (Ci) : Petits nuages fins en forme de mches, situ trs haute altitude (entre 6000 et 10000 m.).

    Cirrostratus (Cs) : Couche close et fine de nuages trs levs (entre 6000 et 10000 m.). Cette couche est translucide et lon peut voir le soleil dintensit attnue au travers de cette couche nuageuse avec un halo de couleurs autour du soleil.

    Cirrocumulus (Cc) : Ensemble de petits nuages amoncels (flocons) dont la base se trouve plus de 6000 m. daltitude. Cest, parmi la famille des cumulus, les

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    nuages dont la base est la plus leve. Question 54. Ces nuages sont toujours constitus de fins cristaux de glace en suspension dans lair, comme de la poussire. Question 57.

    Altostratus (As) : Nuages en couche close dont la base se trouve environ 4000 m. daltitude. Question 51.

    Altocumulus (Ac) : Ensemble de petits nuages amoncels (flocons) dont la base se trouve environ 4500 m. daltitude. Question 52.

    Cumulus (Cu) : Sont le signe de bons courants ascendants (convections). Question 44. On distingue 3 cas principaux : Les cumulus humilis, trs petits, les cumulus mdiocris, de taille moyenne et les cumulus congestus, de grosse taille, base sombre et pouvant stendre sur plusieurs centaines de mtres de hauteur. Ces derniers peuvent engendrer de petites averses locales ou continuer en cumulonimbus (nuage dorage). La base des cumulus se situe en gnral entre 1000 et 4000 m. daltitude suivant le lieu et la situation mtorologique. Elle est donc toujours plus basse que celle de la famille des cirrus. Question 55. Les cumulus humilis et mediocris, surtout sils sont levs, sont les indicateurs de bonnes ascendances thermiques. Question 58.

    Cumulonimbus (Cb) : Ils font suite aux cumulus congestus qui se dveloppent en normes nuages dorage, souvent en forme de champignon, atteignant des altitudes trs leves (environ 10000 m.). Les courants (vents), dabord ascendant puis descendant et horizontaux sont trs forts (beaucoup plus rapides que la vitesse des parapentes) ce qui est trs dangereux pour ces aronefs. Questions 59 et 64. Ces nuages peuvent dverser de la grle mais pas toujours. Question 64. Ds quil y a prcipitations des phnomnes dvaporation se produisent en altitude ce qui refroidit localement lair, expliquant les forts courants descendants durant les prcipitations. Questions 63 et 64.

    Stratocumulus (Sc) : Cumulus rapprochs et formant des bandes en gnral prs du sol. Ils sont frquents aprs la pluie.

    Stratus (St) : Couche de nuages close souvent en contact du sol et entranant, pour les observateurs au sol, du brouillard. Ce sont des nuages typiques de lautomne et de lhiver, surtout durant la nuit et le matin lorsquil existe une forte inversion de temprature vers 1000-1500 m. autrement dit une grande stabilit de la stratification dans la partie basse de latmosphre. On peut alors observer un temps ensoleill en altitude et du brouillard au sol. Question 46.

    Nimbostratus (Ns) : Couche de nuages trs paisse et close dont la base se situe environ 1000 m. daltitude et qui engendrent des prcipitations. Question 53. Ces nuages peuvent se dvelopper jusqu une trs haute altitude.

    Altocumulus castellanus (Ac cas) : ont une forme de chteau avec rempart et tours. Ils se dveloppent tt le matin et signale une atmosphre humide, instable et propice au dveloppement dorages dans laprs-midi. Question 45.

    Altocumulus lenticulaires (Ac len) : Ces nuages se dveloppent des altitudes suprieures 3500 m. lorsque les vents soufflent modrment fort sur les reliefs ce qui cre des mouvements dondulation du vent. Malgr le vent, ces nuages restent stationnaires puisquil y a condensation par refroidissement sur la partie ascendante, au vent, de londe et vaporation par rchauffement sur la partie descendante, sous le vent (voir figure M17). Questions 60 et 61.

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    Figure M15 : Diffrents types de nuages. En haut droite, les flches entourent le halo solaire travers la couche de Cs.

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    Figure M16 : Diffrents types de nuages (suite). En haut droite, les flches montrent la limite suprieure de la couche convective brumeuse.

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    Figure M17 : origine des lenticulaires. W = onde.

    Un rideau gris de stries verticales, voire lgrement obliques, stendant de la base sombre de Cu cong. ou de Cb jusquau sol est un signe, visible de loin, de prcipitations. Question 62. Voir figure M18.

    Figure M18 : R = rideau de pluies sous un Cu cong.

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    Mesures du vent On dfinit la direction du vent par son origine (=do vient le vent) au moyen des points cardinaux (nord est sud - ouest) ou du nombre de degrs sur le compas de la rose des vents. Un vent du nord vient donc du nord mme sil se dirige vers le sud. Voir figure M19.

    Figure M19 : Rose des vents.

    Par exemple un vent de 135 est un vent du SE (sud-est), qui vient du SE (et donc ne va pas vers le SE). Question 78. Un vent du NW (nord-ouest) est un vent de direction 315. Question 79. On dfinit la force du vent en km/h, en m/s ou en nuds. Pour trouver la valeur en Km/h dune vitesse de vent mesure en nuds, il faut multiplier cette dernire par 2 et retrancher du rsultant 10% environ de celui-ci. Exemple : un vent de 25 nuds souffle 45 Km/h, en dtails, 2 x 25 = 50, 50-(10% de 50) = 45. Question 80. Autre exemple : Un vent de 270/10 nuds est un vent douest (voir figure M19) soufflant 18 Km/h (2 x 10 = 20 2 = 18). Question 81. Dernier exemple : on donne dans lnonc de la question 82, lextrait du radiosondage suivant : 1000 m : 070/15 nuds, 2000 m : 080/10 nuds, 3000 m : 230/10 nuds, 4000 m : 240/10 nuds. On demande le vent 1000 m. daltitude. On lit bien sr 070/15 nuds ce qui correspond un vent du NE (plus exactement ENE) de 28 Km/h.

    Centres daction, isobares et vents gnraux Les surfaces de la terre ne sont pas la mme altitude. Il est donc difficile de comparer les pressions atmosphriques au sol dun endroit lautre, puisque le point le plus lev aura toujours la pression la plus basse. Par des calculs sophistiqus, quon ne dveloppera pas ici, on peut calculer (rduire) la pression atmosphrique laltitude 0 mtre (niveau de la mer) partir des valeurs de pression et de temprature mesures dun point situ une altitude plus leve. Dans ce chapitre on ne parlera que de cette pression atmosphrique rduite au niveau de la mer.

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    La pression atmosphrique au niveau de la mer nest pas identique dun lieu lautre ni dun moment lautre, comme on peut lobserver sur un baromtre heure aprs heure. Les variations de tempratures des surfaces du sol produisent soit un rchauffement soit un refroidissement de lair au contact de ce sol, ce qui provoque des variations de la densit, et par consquent de pression, de lair. Question 65. Une zone de haute pression ou anticyclone peut se former sur une zone qui durant une longue priode est plus froide que son entourage, par exemple le ple nord, la Sibrie ou autre continent en hiver (soleil bas sur lhorizon), un ocan durant lt (Atlantique nord) qui est plus frais en comparaison dun continent surchauff la mme latitude (Europe). Question 66. Inversement, une zone de basse pression ou dpression peut se former sur une zone qui durant une longue priode est plus chaude que son entourage, par exemple lquateur, le Sahara en t, locan Atlantique durant lhiver en comparaison de lEurope continentale froide. Question 67. Les basses pressions et les anticyclones sont appels centres daction car ils sont lorigine de la circulation atmosphrique gnrale. La pression atmosphrique est mesure actuellement en hectopascal (hPa). On a vu que la valeur moyenne de pression atmosphrique au niveau de la mer est, sur la terre, de 1015 hPa. Lorsquelle est plus haute on parle dune zone de haute pression, lorsquelle est plus basse, de dpression. Dans nos rgions, la valeur de 1035 hPa correspond typiquement un puissant anticyclone dhiver. Cette valeur est rarement dpasse. En t, les valeurs de pression pour un anticyclone sont en gnral un peu plus basses, entre 1020 et 1025 hPa. La valeur de 955 hPa correspond quant elle typiquement une zone dpressionnaire. Questions 68 et 69. Pour se reprsenter en un coup dil la rpartition de la pression sur une carte synoptique (gographique), on relie les valeurs de pression identique (rduite au niveau de la mer) par des lignes courbes : les isobares. Question 72. Voir figure M20.

    Figure M20 : carte synoptique, isobares et centres daction. A = anticyclone, D = dpression.

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    Sur cette carte, grce aux isobares, on voit immdiatement o se trouvent lanticyclone (golf de Gascogne) et la dpression (Scandinavie). Les isobares sont espaces de 5 hPa et prennent ainsi les valeurs de 1000, 1005, 1010, 1015..etc. hPa. Londres et Nice se trouvent presque sur la mme isobare 1025 hPa. Zrich se trouve mi-chemin entre 1020 et 1025 hPa, soit environ 1023 hPa. An centre de lanticyclone on a un peu plus de 1030 hPa puisque cette zone est entoure de lisobare 1030 hPa. Tous les fluides (liquides et gaz) se dplacent dun endroit o la pression est forte lautre o la pression est plus faible. Voir figure M21.

    Figure M21 : Principe des vases communicants. Le liquide va se dplacer du vase o la pression (hauteur) du liquide est leve au vase o la pression (hauteur) du liquide est la plus basse. dP = diffrence de pression. V = vitesse du fluide.

    Plus la diffrence de pression est grande et plus la vitesse de dplacement du fluide sera grande. Cette loi reste valable pour nos centres daction. Plus la diffrence de pression entre un anticyclone et une dpression est grande (autrement dit plus les isobares sont serres et nombreuses) et plus les vents au sol seront forts. Cependant, cause de la rotation de la terre sur elle-mme, les vents sont soumis aussi une force virtuelle, appele force de Coriolis, qui empche les flux dair de se dplacer directement en ligne droite des centres de haute pression (anticyclone) aux centres de basse pression. Les vents au sol soufflent donc plus ou moins paralllement aux isobares du centre daction de la haute pression la dpression, comme le mouvement tourbillonnaire de leau autour de lorifice de vidange dune baignoire qui se vide. Question 74. Voir figure M22. Dans lhmisphre nord, les masses dair slvent en tournant dans le sens inverse des aiguilles dune montre autour du centre des dpressions et elles sabaissent en tournant dans le sens des aiguilles dune montre autour du centre des anticyclones. Voir figure M22. Questions 70 et 71. Dans lhmisphre sud, cest linverse. A partir du trac des isobares, de leur rpartition et de la disposition des centres daction, on peut donc se prononcer sur la direction principale et la force du vent. Question 73. Ce vent gnral, appel aussi vent gostrophique, d aux centres daction, est dtermin selon les 3 principes suivants :

    La direction du vent est parallle aux isobares. Le sens du vent est celui des aiguilles dune montre autour dun anticyclone et est

    inverse celui des aiguilles dune montre autour dune dpression (pour lhmisphre nord). Pour lhmisphre sud cest linverse.

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    La force du vent est dtermine par lespacement (=gradient horizontal de pression) entre les isobares. Plus lespacement est petit (=fort gradient de pression) et plus le vent est fort et vice-versa.

    Figure M22 : 3 mouvements dair dans et autour des centres daction : vertical (descendant dans les anticyclones, ascendant dans les dpressions), rotatoire (autour des centres daction), horizontal (loignement ou divergence dans les anticyclones et rapprochement ou convergence dans les dpressions). A = anticyclone. D = Dpression.

    Si on reprend la figure M20, on voit qu Stockholm, les vents soufflent fort douest, parallles aux isobares serres, dans le sens inverse des aiguilles dune montre autour de la dpression plus au nord et qu Paris les vents sont faibles du nord-ouest, parallles aux isobares espaces, dans le sens des aiguilles dune montre autour de lanticyclone du Golfe de Gascogne. Donc, si lcart entre les isobares sur une carte mto est peu important (isobares serres), on parle donc chute de pression abrupte et on prvoit des vents forts. Inversement, si lcart entre les isobares sur une carte mto est important (isobares espaces), on parle dune rpartition plate de la pression et on prvoit des vents faibles. Questions 75 et 76. Nous avons dcrit les deux types de centres daction : les anticyclones et les dpressions. Dans les anticyclones, latmosphre saffaisse, donc schauffe et sassche. Dans nos rgions, on trouve dailleurs assez souvent une inversion de temprature notamment vers 1500-2000 m. lors de situation anticyclonique. Au contraire, dans une dpression, lair se soulve, donc se refroidit et shumidifie. Cest pourquoi on trouve plutt du beau temps stable avec une couche convective en gnral pas trs paisse dans les situations anticycloniques et du mauvais temps dans les situations dpressionnaires.

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    Entre ces deux types de centres daction, il peut exister une zone de pression intermdiaire (1010 1020 hPa) de rpartition trs plate, cest--dire avec des isobares trs espaces et peu nombreuses. On parle alors de marais baromtrique. Dans un marais baromtrique laffaissement dair est peu ou pas prsent si bien que latmosphre est un peu moins sche et un peu plus instable que dans un anticyclone. Dautre part les vents sont faibles puisque le gradient de pression est faible ou nul. Cest donc dans une telle situation que les convections sont les meilleures pour nos vols en parapente. Question 77. Mais attention cependant au dveloppement dorages locaux.

    Brises locales A ct de la circulation gnrale ou gostrophique (macrochelle) due aux centres daction, on trouve une circulation dair rgionale msochelle et microchelle. Le premier exemple est celui de lalternance des brises entre les grandes surfaces deau (lac, mer) et leurs littoraux. Pendant une journe ensoleille, les littoraux se rchauffent plus vite et plus que latmosphre lacustre adjacente. Ceci entrane une circulation dair du lac vers les ctes (vent du lac, de mer). Durant la nuit, cest linverse. Les ctes sont plus fraches que le lac qui a emmagasin de la chaleur cause de la grande capacit calorique (accumulation de chaleur) de leau. Le flux dair va du littoral au lac (vent de terre). Le deuxime exemple, comparable au prcdent, mais qui nous concerne plus, est celui de lalternance des vents de montagne et de valle. Le vent de valle (ou vent daval ou brise montante) est un vent qui souffle, durant le jour (soleil), de la partie avale et large (et frache) dune valle vers sa partie amont avec ses petites valles suspendues et ses sommets qui se rchauffent plus vite. Questions 86 et 90. Le vent de montagne (ou vent damont ou brise descendante) est un vent qui souffle durant la nuit (arrt de lensoleillement), des sommets et des petites valles suspendues damont, qui se refroidissent plus vite, vers la large et profonde valle principale daval, qui se refroidit plus lentement. Questions 87 et 91. Voir figure M23. Puisque que la brise de valle dpend de la puissance du soleil et de la surface du sol sans neige, elle est maximale en juillet et aot et minimale en dcembre et en janvier. Question 94. Elle est aussi plus forte en milieu daprs-midi et lorsque le ciel nest pas couvert. Question 96. En t la brise de valle dbute en fin de matine et le vent de montagne en gnral en soire (18-19h00). Questions 92 et 93. Avec laltitude, le vent de valle forcit. Question 95. Mais dans les larges valles le vent de valle disparat progressivement vers 2000 m. daltitude et laisse la place au vent mto gnral. Chaque paroi ensoleille prsente une couche dune petite brise de pente ascendante, de quelques dizaines de mtres dpaisseur, lchant la pente (flches roses fines de la figure M23) ne pas confondre avec les ascendances thermiques de montagne qui stendent jusquau sommet de la couche convective et qui sont en gnral un peu loignes de la paroi (flches oranges), plus espaces les unes des autres, plus cylindriques et ne se dveloppant que sur des zones particulirement propices lchauffement du sol par le soleil (donc aussi labri du vent de valle principal). Cette brise de pente est le lger vent thermique de face qui nous permet de dcoller plus facilement. Durant la nuit, chaque paroi se refroidit (rayonnement nocturne) et entrane la formation dune fine couche de brise descendante (flches bleues fines). Ces vents se rassemblent finalement et forment le vent descendant (de montagne) au fond de la valle (larges flches bleues). Voir Figure M23.

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    Figure M23 : Schma du systme de brise de valle et de brise de montagne.

    Les thermiques de montagne (flches oranges de la figure M23) peuvent tre pourtant considrs comme une variante de la brise de pente (aussi dorigine convective). Contrairement la brise de pente, ces ascendances finissent par se dtacher de la paroi et voluer indpendamment dans latmosphre libre comme en plaine. En gnral, les thermiques de montagne sont cependant plus forts et plus constants (colonne plutt que bulle ascendante) que les thermiques de plaine.

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    Si on dessine un plan de section perpendiculaire la valle, on peut se reprsenter la composante perpendiculaire du systme de brise de montagne. Voir figure M24.

    Figure M24 : Schma (section transverse) du systme de brise de valle et de brise de montagne. V = zone de vent de valle, parallle laxe de la valle et perpendiculaire aux brises de pente . A gauche vent de valle, droite vent de montagne.

    Durant le jour, les brises de pentes montent au-dessus de celles-ci puis lair retourne au centre de la valle o il redescend lentement (affaissement comme dans un anticyclone). On trouve donc les ascendances surtout dans la partie suprieure des flancs de valle. Question 88. La partie infrieure des flancs est balaye de travers par le vent de valle qui dtruit les ascendances ce niveau. Durant le dbut de la nuit, les brises de pentes descendantes rejoignent le centre et le fond de la valle puis prsentent un lger mouvement ascensionnel au milieu de la valle. Question 89. En soire ce mouvement ascendant peut tre assez fort pour maintenir les planeurs un moment en altitude. On parle alors de restitution . Question 143. Cependant, cette restitution ne dure que quelques dizaines de minutes.

    Turbulences Les turbulences (variations locales et brusques de direction et de force du vent, tourbillonnements dair) sont dues aux vents. Plus il est fort et plus elles sont probables, violentes et dangereuses. Cest pourquoi il est dconseill de voler par vent fort ou de voler dans des zones propices au vent fort (rtrcissement ou courbure dune valle). De mme, il faudrait atterrir rapidement lorsque le temps devient orageux. Un orage proche est souvent associ des pisodes de rafales de vent particulirement fortes et irrgulires. On classe les turbulences en 3 types selon leur origine :

    1. Les turbulences mcaniques 2. Les turbulences de cisaillement 3. Les turbulences thermiques.

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    Figure M25 : turbulences mcaniques

    Les turbulences mcaniques (voir figure M25) rsultent du conflit entre les obstacles solides du sol et le vent. Question 97. On dit que la partie de latmosphre devant respectivement derrire lobstacle ou le relief est situe au vent respectivement sous le vent, de cet obstacle ou de ce relief. Cest sous le vent dun relief ou dun obstacle que les turbulences sont les plus marques. Il faut donc viter tout prix de voler sous le vent dune montagne ou dun obstacle (choix de latterrissage notamment). Les turbulences peuvent stendre horizontalement derrire lobstacle jusqu dix fois la hauteur de celui-ci. Voir partie gauche de la figure M25. Lorsquil sagit dun relief imposant, le vent devant la pente est forc de monter. Au-dessus de larte il y a donc une diminution de la section dcoulement du vent. Pour un dbit dair (vent) qui doit rester identique, le vent est donc oblig daugmenter sa vitesse au-dessus de larte. Ce phnomne daugmentation de la vitesse lors de la diminution de la section dcoulement, et vice-versa, sappelle leffet Venturi (nom dun physicien). Voir partie droite de la figure M25. Leffet Venturi et ses turbulences associes sous le vent ne se rencontrent pas seulement au-dessus et derrire les crtes mais aussi ct dun relief, lorsque le vent contourne celui-ci ou lors de rtrcissement dune valle. Les turbulences de cisaillement apparaissent au voisinage de la frontire entre deux masses dair soumis des vents de direction et/ou de force diffrentes. Questions 98 et 83. Voir figure M26, gauche. Pour la question 83, on donne des vents de nord-est denviron 10-15 noeuds 1000 et 2000 m. et des vents du sud-ouest denviron 10 nuds 3000 et 4000 m. Cest donc entre 2000 et 3000 m. o se produit le changement de direction quon risque de trouver des turbulences de cisaillement. Lorsque le vent diminue de vitesse sans changer de direction, on parle de gradient de vent. Cela se passe surtout prs dun sol plat car le vent quelques mtres (ou centimtres) du sol est frein par ltendue solide contrairement au vent libre quelques dizaines de mtres au-dessus. Voir figure M26, au milieu. Les turbulences thermiques apparaissent lors des convections, surtout la limite entre lair ascendant et lair descendant ou calme, et aussi au somment de la couche convective. Question 99. Voir figure M26, droite. Il sagit donc dune variante de turbulences de cisaillement.

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    Figure M26 : turbulences de cisaillement (2 figures de gauche) et dorigine thermique figure de droite).

    Pour les questions 84 et 85, on imagine un vent sur une surface. Prs du sol le vent sera plus faible (gradient de vent) mais plus turbulent (turbulences mcaniques) que le vent 300 m. au-dessus. Pour les questions 100 102, on imagine une situation de beau temps avec une brise de valle bien dveloppe, en t et en dbut daprs-midi. 500 m. au dessus du fond de la valle, on risque de trouver des turbulences de cisaillement entre un vent mto gnral de direction diffrente que la brise de valle juste au-dessous. A 20 m. sol on risque plutt de trouver des turbulences mcaniques. Au dessus dune surface ensoleille (sud) vers 2800 m. on risque videmment de trouver surtout des turbulences thermiques. Pour les questions 103 105, on imagine aussi une situation de beau temps (peu de vent mto) au mois de juillet. Vers 0900 heures les thermiques sont encore faibles et la brise de valle pas dveloppe, il y a donc peu de turbulences. Vers 1100 heures, la brise de valle est encore peu dveloppe mais les convections sont dj prsentes. On risque donc de rencontrer des turbulences thermiques. Entre 1300 et 1700, les convections et la brise de valle sont bien dveloppes. Cest donc ce moment que les turbulences (les 3 types) sont les plus fortes.

    Masses dair, fronts, perturbations Une masse dair est une vaste (chelle continentale) tendue horizontale datmosphre prsentant des caractristiques (en particulier temprature et humidit) homognes. Question 106. Par exemple on parle de masse dair polaire maritime (froide et humide) ou bien tropicale continentale (chaude et sche). On dit que la masse dair est chaude si elle prsente une temprature suprieure la masse dair voisine. Question 107. Les masses dair ne se mlangent que difficilement. Il existe donc une surface de sparation relativement nette entre deux masses dair distinctes. La surface de sparation entre deux masses dair diffrentes sappelle surface frontale. Question 108. Les surfaces frontales (ou tout simplement fronts) se trouvent essentiellement dans les rgions tempres (Europe) car celles-ci sont mi-chemin entre les rgions polaires froides et les rgions tropicales chaudes. On parle de front chaud lorsque la masse dair chaud moins dense et plus lgre glisse sur la masse dair froid et de front froid lorsque la masse dair froid, plus dense, glisse sous la masse dair chaud. En principe il ny a pas de front dans les rgions polaires ni dans les rgions quatoriales et mme tropicales. Le dveloppement des dpressions polaires (par exemple au nord et au centre de lEurope) et celui des fronts sont intimement lis. Voir schma dun systme dpressionnaire et frontal sur la figure M27. Au commencement, le centre de la dpression se situe sur la surface frontale.

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    Figure M27 : Fronts et dpression polaire. D = dpression. F = masse dair froide (bleu). C = masse dair chaude (rose). T = trane. X = ligne de section verticale travers le systme frontal. O = observateur. FF = front froid. FC = front chaud.

    A nos latitudes, les systmes dpressionnaires et frontaux se dplacent lentement (quelques km/h), en gnral douest en est. Puisque les vents tournent linverse du sens des aiguilles dune montre dans les dpressions, un front froid se forme au sud-ouest de la dpression et se dirige vers le sud-est tandis quun front chaud se forme lest, sur la surface de sparation entre la masse dair froid et la masse dair chaud, et se dirige vers le nord. Le front froid va un peu plus vite que le front chaud et peut le rattraper pour former un front occlus ou une occlusion. Si on trace un plan de section vertical passant par la droite x, on peut se reprsenter ce systme en coupe verticale. Voir en bas de la figure M27. On peut alors observer que les deux surfaces frontales chaude et froide sont inclines du ct de lair froid. Question 109. Pour un observateur O au sol, il voit dabord le front chaud en altitude puis au sol ensuite le front froid se manifeste dabord au sol puis en altitude. Question 110. Dans les deux cas, lair chaud glisse et monte au-dessus de lair froid, lentement pour le front chaud et plus brutalement et rapidement pour le front froid. Cet air chaud se refroidit par dtente. Son humidit relative baisse et lair se sature de vapeur deau. Nuages nombreux et pluies abondantes sensuivent. Cest pourquoi les fronts sont aussi appels perturbations. Voir figure M28. Puisquun front chaud est plus progressif et lent, on verra apparatre des cirrus puis des cirrostratus des altocumulus et altostratus et finalement des nimbostratus avec des pluies fines. Question 111 et 123. Juste avant larrive du front chaud au sol, les nuages (Ns) sont bas et il pleut, la visibilit est mauvaise et le vent se renforce. Question 112. Larrive du front froid est plus brusque. Il sannonce par une barrire de cumulonimbus arrivant de louest. Voir figure M28. Question 121. Le temps une deux heures avant peut tre calme et assez ensoleill, mais pas toujours. Il peut se dvelopper des rafales dorage ou une augmentation de la nbulosit par extension horizontale vers lest du sommet des cumulonimbus. Les ascendances se renforcent cause de lascension gnrale de la

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    masse dair chaud devant le front ce qui rend latmosphre plus instable. Question 113. Derrire le front froid on trouve le ciel de trane, plus frais, avec une bonne visibilit et des stratocumulus puis des cumulus assez bas et de faible extension verticale. Question 118. Voir figure M28. En raison de la temprature leve de la basse atmosphre, les cumulonimbus (avec orages) dun front froid sont plus probables en t quen hiver. Question 125. Quand les services de prvisions mtorologiques annoncent larrive dair polaire frais en t alors que lair actuel est chaud et touffant (humide), ils veulent sous-entendre larrive dun front froid avec orages saccompagnant souvent de grles et de rafales de vents. Question 126.

    Figure M28 : nuages frontaux. T = trane.

    Une occlusion se produit lorsque le front froid a rattrap le front chaud, qui le prcde au niveau du sol, puis se confond avec lui. Question 119. Voir figure M29. Selon la temprature de lair froid derrire le front froid, une occlusion peut prsenter soit les caractristiques dun front chaud soit celles dun front froid. Question 120. Si lair froid derrire le front froid est devenu moins frais que lair froid devant le front chaud, le front froid glisse au-dessus du front chaud, qui maintient alors sa limite infrieure au sol. On parle alors docclusion caractre de front chaud. Voir figure M29 a. Question 122. Inversement, si lair froid devant le front chaud est devenu moins frais que lair froid derrire le front froid, le front froid glisse en dessous du front chaud. Le front froid maintient donc sa limite infrieure au sol. On parle alors docclusion caractre de front froid. Voir figure M29 b. Question 124.

    Figure M29 : Occlusions. a = caractre de front chaud. b = caractre de front froid.

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    Thermiques et orages Lexpos suivant complte celui de la temprature de lair et des courbes de tempratures. Question 135. Pour quapparaisse une ascendance thermique au-dessus dune surface terrestre, il faut dabord un rayonnement solaire puissant, arrivant le plus perpendiculairement la surface. Par exemple les faces est dun relief le matin, les pentes sud ou plates vers midi et les pentes ouest laprs-midi. Il faut ensuite que le rayonnement solaire soit le plus possible absorb par la surface, par exemple sombre et rugueuse, pour quelle puisse se rchauffer efficacement puis son tour rchauffer lair sus-jacent par conduction puis par convection. Si le rayonnement solaire est trop rflchi, par exemple sur une surface claire et lisse, lnergie solaire est perdue pour le rchauffement de la surface. Il faut encore que cette surface soit protge du vent et sche. Question 136. Une surface balaye par le vent, surtout latral, ne permet pas la formation dune poche dair chaud au sol qui aurait t initiatrice dune convection bien organise. Par ailleurs, un sol humide est soumis une forte vaporation, elle-mme consommatrice dnergie (chaleur), ne permettant pas un rchauffement maximal du sol, donc de lair sus-jacent. Un thermique sous le vent est un thermique qui se dclenche sur les pentes non exposes au vent (= sous le vent) dune montagne. Question 139. Voir figure M30.

    Figure M30 : thermique sous le vent dun relief.

    Suivant la configuration du relief, la force du vent et celle du thermique, les ascendances sous le vent peuvent tre difficiles, turbulentes voire dangereuses. Puisque ce sont les pentes sud qui sont les plus ensoleilles, les thermiques sous le vent se rencontrent principalement sur ces pentes par vent du nord. Question 140.

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    Un thermique bleu est une ascendance convective qui nentrane pas la formation de nuage cumuliforme son sommet. Ces thermiques se produisent lorsque lair est trs sec (faible humidit ou diffrence importante entre la temprature et la temprature de point de rose) si bien que la condensation ne peut se produire, autrement dit que le point de rose au sommet du thermique ne peut tre atteint. Questions 141 et 142. En gnral, lactivit convective est meilleure en Europe davril aot, car le rayonnement solaire est plus puissant et plus long (jours longs) cette priode. A cause de la fonte des neiges plus prcoces dans les Pralpes que dans les Alpes (altitudes moyennes diffrentes), les thermiques sont meilleurs au mois de mai dans les Pralpes et meilleurs au mois daot dans les Alpes. Questions 137 et 138. Une convection puissante dans une atmosphre humide peut entraner la formation dun cumulus congestus puis dun cumulonimbus (pluies, rafales et orages). On parle dorage de chaleur ou dorage local ou dorage thermique. Il est donc logique que ce type dorage survienne en gnral en fin daprs-midi quand il fait le plus chaud. Question 127. Les nuages dorage de front froid sont plus tendus (orages gnraliss) et peuvent survenir en principe nimporte quelle heure du jour et de la nuit, lorsque le front traverse la Suisse. Question 128.

    Analyse de cartes synoptiques (Europe) Les cartes synoptiques sont des cartes gographiques sur lesquelles est rsum graphiquement ltat des diffrents paramtres mtorologiques en un instant donn. Classiquement on reprsente la pression, sous la forme disobares, et les fronts. Mais on peut aussi reprsenter les vents, la temprature, la nbulosit, etc. Les symboles les plus utiliss sont la lettre A (ou H = high ) pour montrer le centre des anticyclones et la lettre D (ou T = tief ou L = low ) pour situer le centre dune dpression. La figure M31 montre, en a, le symbole du front froid, en b, celui du front chaud, en c, celui de locclusion et en d, celui de lisobare avec le nombre indiquant la valeur de celle-ci. Questions 144 147. Rappel : Les valeurs de pression, pour quelles aient un sens, sont rduites au niveau de la mer. Plus les isobares sont serres, plus la diffrence (le gradient) horizontale de pression est grande et plus le vent, parallle aux isobares, est fort. Les vents tournent dans le sens des aiguilles dune montre autour des anticyclones et inversement autour des dpressions (hmisphre nord). Les questions 148 153 sappuient sur un seul exemple de carte synoptique, sans reprsentation des fronts. Voir figure M32.

    Figure M31 : Quelques symboles utiliss dans les cartes synoptiques, a = front froid, b = front chaud, c = occlusion, d = isobare, ici par exemple lisobare 1025 hPa.

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    Figure M32 : exemple de carte synoptique sans front, utilis pour les questions 148 143 (mtorologie) du QCM FSVL de lexamen thorique pour pilote de vol libre.

    Le centre de la dpression est situ vers Lulea avec des valeurs denviron 975 hPa, celui de haute pression vers le golfe de Gascogne avec des valeurs denviron 1030 hPa. Les diffrences de pression les plus faibles sont situes sur lAfrique du Nord o lespacement entre les isobares est le plus grand. Cest cet endroit que les vents sont donc les plus faibles, mais aussi au centre de lanticyclone. Les diffrences de pression les plus fortes sont situes au sud de la Scandinavie o lespacement entre les isobares est le plus petit. Cest cet endroit que les vents sont donc les plus forts, de direction ouest nord-ouest, car parallle aux isobares et tournant dans le sens inverse des aiguilles dune montre autour de la dpression du nord de la Scandinavie. Les questions 154 166 sappuient sur un autre exemple de carte synoptique, avec reprsentation des fronts. Voir figure M33.

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    Figure M33 : exemple de carte synoptique avec fronts, utilis pour les questions 154 166 (mtorologie) du QCM FSVL de lexamen thorique pour pilote de vol libre.

    En tenant compte de la direction des isobares, de lespacement entre elles et de la situation des anticyclones et des dpressions, il souffle Alger des vents douest (280) faibles, Londres des vents du nord-ouest (310) assez forts, Athnes des vents du sud-est (130) faibles, Zrich des vents du sud-ouest (210) assez forts, Lisbonne des vents du nord-ouest (320) faibles. Les villes de Zrich et de Stockholm se trouvent entre le front chaud et le front froid, dans le secteur chaud. Paris et Londres se trouvent derrire le front froid sous linfluence de la trane. Lulea et St-Petersbourg, devant le front chaud, ressentent larrive de celui-ci.

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    Lisbonne et Athnes subissent respectivement linfluence dun anticyclone sur lAtlantique et dun large anticyclone sur la Russie. A Lulea, quelques centaines de kilomtres devant le front chaud, on pourra voir des cirrostratus nombreux se dirigeant vers le nord. A Paris, en plein temps de trane, on pourra voir de nombreux cumulus. En Suisse, devant le front froid, on pourra voir des cumulonimbus et plus lest des lenticulaires form par les ondes du fort vent du sud-ouest soufflant sur les crtes des Alpes. A St-Petersbourg, juste devant le front chaud, il y aura des nimbostratus. On verra plus loin que la carte de la figure M33 reprsente en fait une situation de foehn du sud avec fort vent du sud-ouest en altitude et forte diffrence de pression atmosphrique au niveau du sol entre le sud et le nord des Alpes (surpression sud).

    Quelques situations mto typiques pour la Suisse A partir des cartes synoptiques de lEurope, on peut dfinir 6 situations mtorologiques typiques et frquentes pour la Suisse. Toute situation mtorologique est en fait unique mais on peut toutefois dresser des tendances typiques. Voir figure M34.

    Figure M34 : 6 situations mtorologiques typiques pour la Suisse, dfinies par les cartes synoptiques. a = anticyclone, b = marais baromtrique, c = bise, d = foehn du nord, e = foehn du sud, f = temps douest.

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    Situation anticyclonique (a) : un anticyclone est centr sur les Alpes. En hiver (air froid et dense) on peut trouver des valeurs denviron 1030 1040 hPa. En t (air chaud) les valeurs se situent vers 1020-1025 hPa. En hiver, lair au sol est souvent trs humide et il existe une forte inversion de temprature (subsidence) vers 1000-2000 m. daltitude. Ceci entrane frquemment un stratus pais sur le Plateau. En t les ascendances exploitables se rencontrent surtout dans les Alpes car le gradient de temprature nest en gnral pas trs lev mais il suffit que la pression baisse un peu et que latmosphre shumidifie pour que le dveloppement dorages locaux (Cb) soit possible. Sauf rafales dorage possible, les vents sont faibles mme en altitude. Par consquent, mis part les risques lis au stratus dense (perte de visibilit) lhiver et aux possibles orages de chaleur lt, cest une situation trs favorable la pratique du parapente. Question 132. Marais baromtrique (b) : On parle aussi de rpartition plate de la pression. En effet, dans une telle situation, il ny a presque pas de diffrence horizontale de pression sur une large tendue de lEurope. Les vents sont faibles. La pression au sol vaut en gnrale entre 1010 et 1020 hPa. Il ny a pas de subsidence, donc latmosphre est plus instable, plus humide et avec un gradient vertical de temprature plus prononc que lors des situations anticycloniques. Cest une situation typique dt lorsquun anticyclone saffaiblit (lgre baisse de pression) par surchauffe de latmosphre. Les thermiques sont souvent bons et de grande amplitude verticale (plafond haut) mais le risque dorages locaux laprs-midi est assez lev. Question 132. Situation de bise (c) : Il y a typiquement un vent prononc du nord-est sur le Plateau et partir de 2000 m. environ, un vent du nord-est nord-ouest. Un anticyclone souvent prononc dont le centre se situe en gnral sur lAllemagne du nord est lorigine de ce courant. Question 129. Les dangers potentiels sont la force du vent (turbulences) et le stratus sur le Plateau en hiver (visibilit). Si lanticyclone se dplace ensuite vers lest ou le sud-est, les vents peuvent saffaiblir et tourner en est sud-est ou sud. Les conditions de vol peuvent devenir excellentes si les vents ne sont pas forts et la diffrence de pression de part et dautre des Alpes est faible. Foehn du nord (d) : Questions 116, 130 et 131. Un courant de secteur nord, souvent humide souffle sur les Alpes en raison dun anticyclone venant de louest (Aores) et stendant sur lEurope. Une dpression est souvent associe lest de lEurope et la Suisse se trouve en gnral derrire une perturbation. Au sol on remarque une forte diffrence horizontale de pression nord-sud qui dpasse 5 hPa, par exemple 1023 hPa Zrich et 1015 hPa Lugano. Il y a effet foehn du nord au sud des Alpes (voir ci-dessous) avec nuages de barrage et pluies sur le versant nord et vents forts, temprature leve et beau temps au sud. Le grand danger de cette situation sont les vents violents et turbulents, surtout au sud des Alpes o le beau temps trompeur pourrait encourager voler. Foehn du sud (e) : Questions 114, 115, 117 et 167. Un courant de secteur sud, souvent humide souffle sur les Alpes en raison dune dpression sur le nord-ouest de lEurope et une zone de pression plus leve sur le nord de lItalie. La Suisse peut se trouver devant une perturbation, elle-mme situe par exemple sur le Jura, dans le secteur chaud. La figure M33 montre une situation de foehn du sud. Au sol on remarque une forte diffrence horizontale de pression sud-nord qui dpasse 5 hPa, par exemple 1010 hPa Zrich et 1019 hPa Lugano. Il y a effet foehn du sud au nord des Alpes (voir ci-dessous) avec nuages de barrage et importantes pluies sur le versant sud et vents forts, temprature leve, temps sec et relativement ensoleill au nord. Le grand danger de cette situation sont les vents violents, irrguliers et turbulents, surtout dans les valles alpines o le beau temps trompeur pourrait encourager voler. Les vents daltitudes provoquent souvent des ondes donc des nuages lenticulaires typiques dun ciel de foehn.

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    Situation douest (f) : A cause dune dpression sur la Scandinavie, un courant douest, parfois fort, rgne sur la Suisse, avec succession de courtes priodes de beaux temps (anticyclones mobiles) entrecoupes de priodes de mauvais temps (perturbations). En plus du mauvais temps frquent, les vents forts et turbulents peuvent tre dangereux pour nos parapentes. Leffet foehn : Cet effet se rencontre chaque fois quun courant humide traverse un massif montagneux. Voir figure M35. Au vent du massif, il y a condensation avec nombreux nuages et pluies. Cette nbulosit qui saccroche au relief et forme une bande compacte aux sommets sappelle le barrage. Lair humide qui monte se condense rapidement et se refroidit donc lentement selon ladiabatique humide (env. 0,6 C/100 m). Au sommet le courant dair a perdu de son humidit cause de la pluie. Par consquent, sous le vent, lair qui descend est sec et se rchauffe vite selon ladiabatique sche (1 C/100 m). Cest pourquoi, le ct au vent de la montagne est nettement plus frais et humide que le ct sous le vent. Une autre caractristique du foehn est le vent fort et irrgulier avec de violentes turbulences, donc souvent trs dangereuses pour le parapente, sous le vent de la montagne. Conclusions : Foehn bien tabli = ne pas voler mme sil fait beau temps .

    Figure M35 : Effet de foehn. Va = atmosphre humide et froide au vent de la montagne, avec mauvaise visibilit et pluies souvent abondantes. Vp = atmosphre sche et chaude sous le vent de la montagne, avec bonne visibilit, vent fort et irrgulier malgr le soleil.

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    Chers amis libristes et futurs libristes, Cet imprim (2me dition) est soumis la loi sur la protection des droits dauteur. Aprs rflexion et pour de nombreuses raisons que je nexposerais pas ici, jai cependant dcid de le distribuer gratuitement, pour une utilisation individuelle et prive, via mon site Internet sous forme de fichier PDF. Vous pouvez donc tlcharger ce fichier puis limprimer rellement sur papier (mais ceci ne sera malheureusement pas forcment gratuit, vu le prix du papier et les cots de votre imprimante). Nanmoins je nautorise pas lutilisation commerciale de cet imprim (par exemple publication dun extrait dans un journal ou la vente de copies dans une cole) ni la modification (notamment des en-ttes) ou lappropriation intellectuelle par un tiers dune quelconque partie de celui-ci. Il y a en tout 5 units recouvrant chacune les 5 branches dexamen thorique (QCM) de la FSVL : Arodynamique et mcanique de vol

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