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

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2 1 M.B METEOROLOGIE PARTIE 4 Réalisation : M. Bielle

3 2 M.B METEOROLOGIE AERONAUTIQUE

4 3 M.B SOMMAIRE PARTIE 3 LA TURBULENCE BRUME ET BROUILLARD LE GIVRAGE LES ORAGES PHENOMENES LOCAUX ET OROGRAPHIQUES LES MESSAGES ( METAR,TAF,SIGMET,...) Documents et bibliographie ; Site Web

5 4 M.B LA TURBULENCE Lair est un fluide qui sécoule selon deux modes : Lécoulement laminaire –Toutes les particules ont pour représentation un vecteur à peu près contant en force et direction Lécoulement turbulent – Chaque particule est représentée par un vecteur qui varie de façon désordonnée en grandeur et direction.

6 5 M.B LA TURBULENCE Classement OACI de la turbulence par niveau dintensité suivant la valeur de laccélération ( ) du centre de gravité

7 6 M.B LA TURBULENCE La turbulence est estimée empiriquement par ses effets sur : La ligne de vol La structure de l avion Le confort des passagers o Cest ainsi que lon qualifiera la Turbulence par deux symboles sur les cartes météorologiques : : Turbulence modérée : Turbulence forte ou sévère

8 7 M.B LA TURBULENCE Liée aux interactions entre le sol et latmosphère La turbulence de frottement La couche turbulente : appelée aussi couche de frottement sétend du sol jusque vers 1500 m Latmosphère libre : est la partie non perturbée apr les effets de frottement u dessus de 1500 / 2000 m ou lécoulement de lair est plus régulier.

9 8 M.B LA TURBULENCE CONVECTIVE Léchauffement irrégulier des cellules dair au contact du sol provoque des variations de densité et crée linstabilité de convection qui génère alors une turbulence verticale. Lascendance exploitée par les pilotes de vol à voile peut atteindre plusieurs centaines de mètres de diamètre.

10 9 M.B LA TURBULENCE Lascendance thermique. Donnant naissance à des nuages de type Cumulus ou Cumulonimbus elle peut devenir un danger pour laéronautique.

11 10 M.B LA TURBULENCE LA TURBULENCE OROGRAPHIQUE OU DE RELIEF. Dune façon générale les filets dair ont toujours tendance à épouser plus ou moins le profil du relief de sorte quune montagne engendre une zone dascendances sur sa face au vent suivie dune zone de descendances sur sa face sous le vent. Laction perturbatrice du relief sur lécoulement de lair dépende de 3 paramètres : La forme de la montagne La vitesse du vent La valeur de la décroissance de la température avec laltitude

12 11 M.B LA TURBULENCE Dans le cas dun relief en chaîne le contournement nest pas possible, il sen suit des mouvements verticaux plus importants.

13 12 M.B LA TURBULENCE Pour une pente faible ( <40°) au vent, la turbulence est assez faible et la déviation des filets dair régulière. Pour une pente plus forte ( > 40° ) apparaissent au vent, des tourbillons à axes horizontaux.

14 13 M.B LA TURBULENCE LES RABATTANTS. La face sous le vent quelque soit sa pente est le siège dune turbulence anarchique pouvant générer des descendances fortes appelées « rabattants ». Ils sont à considérer avec précautions par laviation légère évoluant en montagne.

15 14 M.B LA TURBULENCE LONDE. Du coté sous le vent, lorsque la masse dair est suffisamment stable et heurte perpendiculairement une chaîne de montagne, se forment des trains dondes de reliefs. Ce système donde dégénère en se rapprochant du sol donnant naissance à de petits tourbillons appelés « rotors »

16 15 M.B LA TURBULENCE QUELQUES NOTIONS UTILES. On peut admettre quune montagne isolée étend son action jusquau tiers de sa hauteur au dessus de la plaine. Une chaîne de montagne fait en moyenne sentir son influence jusquà une hauteur qui peut atteindre quatre ou cinq fois celle de la crête Lamplitude verticale des ondes peut atteindre 2000 mètres avec des vitesses verticales allant de 25 à 30 m/s. Concernant le rotor son diamètre peut atteindre 300 à 600 m et les accélérations rencontrées sont de lordre de 2 à 4 g

17 16 M.B LA TURBULENCE Nuages associés à la turbulence. Nuage orographique : En masse dair convectivement stable As, Ns En masse dair convectivement instable Cu, Cb Nuage donde. Forme lenticulaire Sc, Ac ou Cc

18 17 M.B LA TURBULENCE Notons au passage un autre écoulement turbulent: Celui provoqué par lécoulement de l air sur des appareils à fort tonnage. Les vortex de turbulences de sillages sont dautant plus important que lavion est gros, quil va lentement et que son profil daile est épais ou générateur et quil est en configuration lisse. Aux abords des pistes ( vent arrière par exemple) la turbulence de sillage peut être en permanence entretenue par des passages successifs ou rapprochés et elle sera dautant plus intense que lair est chaud et calme

19 18 M.B LA TURBULENCE LE CISAILLEMENT DE VENT. Sachant que 78% des accidents aériens se rencontrent lors du décollage ou de lapproche et latterrissage, les accidents dus aux cisaillements de vent dans les basses couches sont en augmentation On rencontre les cisaillements de vent à proximité des « microburst » liés à des cumulonimbus, le vent associé à lascendance ou au souffle périphérique provoqué par une très forte averse peut changer de direction très brusquement pouvant alors provoquer un décrochage subit par perte de vitesse de lécoulement sur le profil daile.

20 19 M.B BRUMES & BROUILLARDS Les hydrométéores dangereux pour laéronautique

21 20 M.B BRUMES & BROUILLARDS On distingue : Les hyrdrométéores : brumes, Brouillards, Chasse neige Les Lithométéores : Brume sèche, brume de sable, fumée, chasse poussière ou chasse sable, tempête de poussière ou tempête de sable.

22 21 M.B BRUMES & BROUILLARDS LA BRUME ( symbole =) Définition : suspension dans latmosphère de microscopique gouttelette deau ou de particules hygroscopiques humides, réduisant la visibilité à la surface du globe. La brume constitue un voile grisâtre, généralement peu dense qui recouvre le paysage. Lhumidité relative est alors comprise entre 60 et 100 % Pour laviation légère elle peut être une gêne lors des crépuscule et entraîner les conditions de VFR spécial la visibilité étant alors comprise entre 1,5 Km et 5 Km

23 22 M.B BRUMES & BROUILLARDS LE BROUILLARD (symbole ) Définition : Suspension dans latmosphère de très petites gouttelettes deau ou de particules glacées réduisant généralement la visibilité horizontal à la surface du globe à moins de 1 km. Le plus souvent le brouillard se forme dans une inversion de température par vent inférieur à 12 kt et une turbulence faible. On distingue les brouillards : De rayonnement Dadvection De mélange De pente Industriels

24 23 M.B BRUMES & BROUILLARDS LE BROUILLARD DE RAYONNEMENT Cest le plus courant. Il se forme par refroidissement radiatif du sol, celui-ci refroidit lair humide par contact. Les conditions météorologiques favorables à sa formation sont : Un ciel clair ou très peu nuageux Une forte humidité relative de l air. Un vent faible de 1 à 3 Kt ( vent nul = rosée ou gelée blanche) Une situation anticyclonique ou marais barométrique. Le brouillard de rayonnement est essentiellement un phénomène continental; les heures les plus favorables à sa formation se situent en deuxième partie de nuit. Son épaisseur est très faible de lordre de 50 à 500 m voir quelques décimètre au dessus du sol mais dont la densité optique est importante ( brouillard mince).

25 24 M.B BRUMES & BROUILLARDS

26 25 M.B BRUMES & BROUILLARDS Le brouillard dadvection. Le brouillard dadvection est du air refroidissement de la base dune masse dair humide, en mouvement sur un sol plus froid. Trois conditions sont nécessaire à sa formation. Une différence de température suffisante entre lair et le sol mais inférieure à 10° Une forte humidité de lair sétendant en altitude sur une épaisseur dau moins quelque décamètres Une vitesse du vent suffisante : supérieure à 2 M/s On en distingue trois sortes : Le brouillard côtier : En hiver il se forme sur le continent alors quen été il se forme sur en mer Le brouillard marin : il résulte du contraste avec les courant marins ( Gulf Stream ou Labrador) Brouillard dadvection de masses dair: lié à linvasion dun continent par une masse dair chaude et humide

27 26 M.B BRUMES & BROUILLARDS Brouillard de pente: Il se forme par refroidissement adiabatique dune masse dair sélevant le long dune pente dans un faible courant de vent. Surtout observé en hiver dans les régions montagneuses. Brouillard dévaporation: Suite à de forte précipitation ce brouillard peut sobserver après les averses Brouillard Frontal: A lavant du front chaud, lévaporation des précipitations dans lair froid antérieur peut former un brouillard si le vent est faible. Brouillard de mélange: Ce brouillard résulte du refroidissement et de laugmentation de la teneur en vapeur deau consécutivement au mélange de deux masses dair initialement limpides.En fait une masse dair apporte le refroidissement lautre la vapeur deau en excès permettant la condensation sous forme de brouillard. Brouillard industriel La pollution industrielle forme des noyaux de condensation et rejète de la vapeur deau. Par situation anticyclonique et inversion de température et un vent faible la formation de brouillard de forte densité peut être observé.

28 27 M.B BRUMES & BROUILLARDS NOTION DE VISIBILITE. La visibilité horizontale fait lobjet de deux types de mesures : Mesure effectuée par l Observateur météo Mesure effectuée par une ensemble instrumental Visibilité météorologique: Elle mesurée visuellement au cours dun tours dhorizon de 360° par un observateur depuis la station météorologique par référence à des objets ou obstacles dont la distance exacte est connue. Si elle nest pas identique dans toutes les directions la visibilité diffusée dans les messages est la plus courte observée. Portée visuelle de piste. ( PVP / RVR ) Elle mesurée à laide de transmissiomètres. Lorsque la visibilité horizontale est inférieure à 1500 m la RVR est diffusée dans les messages. Si laérodrome nest pas équipé on peut recourir à une « VIBAL » qui consiste à compter le nombre de balises vues dans laxe de piste.

29 28 M.B BRUMES & BROUILLARDS

30 29 M.B LE GIVRAGE

31 30 M.B LE GIVRAGE DEFINITION : Le Givrage est un dépôt de glace opaque ou transparent, adhérant à certains éléments dun avion, en particulier et dabord aux éléments exposés au vent relatif et à ceux présentant des parties anguleuses ( bords dattaque, rivets, mât dantenne, Pitot, etc.. Processus de formation: le givrage étant un dépôt de glace, il suffit de répertorier les possibilités de formation de glace dans latmosphère à savoir : Cessation de létat de surfusion. Congélation de l eau liquide Condensation solide.

32 31 M.B LE GIVRAGE Classification du givrage. On distingue : Une classification quantitative donnant les intensités de givrage en fonction du milieu rencontré Une classification qualitative donnant laspect du givrage en fonction du milieu rencontré

33 32 M.B LE GIVRAGE CLASSIFICATION QUANTITATIVE.

34 33 M.B LE GIVRAGE CLASSIFICATION QUALITATIVE Gelée blanche : Dépôt de glace daspect cristallin le plus souvent en forme décailles, daiguilles, de plumes ou déventails. Type de gelée recouvrant lavion au sol ou lorsque lavion très froid descend dans un nuage. Givre blanc : D épôt de glace constitué par des granules plus ou moins séparés par des inclusions dair, orné parfois de ramifications cristallines. Formation : congélation rapide de très petite gouttelettes en surfusion dun milieu nuageux stable. Se forme sur les partie de l'avion exposé au vent relatif. La succession de gouttelettes et dair donne un aspect opaque à la glace formée. Le dépôt saccroît vers lavant. ( Type rencontré dans As et Ns)

35 34 M.B LE GIVRAGE CLASSIFICATION QUALITATIVE Givre transparent : Dépôt de glace généralement homogène et transparent daspect vitreux et lisse Processus de formation : Congélation lente de grosse gouttes surfondues dans un milieu nuageux instable ou stable mais à forte teneur en eau. Sur les parties exposées la gouttelette sétale en suivant le profil avant de se congelé

36 35 M.B LE GIVRAGE CLASSIFICATION QUALITATIVE Givre transparent ( suite): On trouve ce type de givrage principalement dans les nuages instables Cumulus congestius, Cumulonimbus et Ac liés aux fronts du front polaire, ou ascendance forcées le long des reliefs ou dans les traînes à caractère orageux et très actives.

37 36 M.B LE GIVRAGE Le VERGLAS : Définitions : dépôt de glace généralement homogène et transparent, provenant de la congélation de gouttelettes de bruine ou de gouttes de pluie, en surfusion, sur les objets dont la surface est à une température inférieure à 0° C ou très peu supérieure. Processus de formation: Le verglas provient de la cessation détat de surfusion dune précipitation bruine ou pluie. Le verglas se forme sur lappareil sur tous les points dimpact de la précipitation. On peut voir du verglas se former sur un avion très froid qui passe sous une précipitation à température positive

38 37 M.B LE GIVRAGE VERGLAS / sous OCCLUSION

39 38 M.B LE GIVRAGE VERGLAS / ASSOCIE AUX FRONTS

40 39 M.B LE GIVRAGE VERGLAS / ASSOCIE AUX FRONTS

41 40 M.B LES ORAGES

42 41 M.B LES ORAGES Définitions : Symbole Une ou plusieurs décharges brusques délectricité atmosphérique se manifestent par une lueur brève et intense ( éclair ) et par un bruit sec ou roulement sourd ( Tonnerre ). On distingue : Les orages de masse dair Les orages orographiques Lorage frontal Lorage docclusion

43 42 M.B LES ORAGES Les orages de masse dair. Les Cb se développent au sein dune masse dair homogène surtout lété lorsque le sol est réchauffé. Une cellule dair se réchauffe au contact du sol ensoleillé et développe une ascendance ( convection) qui génère de façon isolée un CB, ou Une masse dair humide et froide se réchauffe ponctuellement au contact dun sol surchauffé et développe une cellule orageuse

44 43 M.B LES ORAGES Les orages orographiques Tout relief montagneux impose aux masses dair en mouvement un soulèvement brutal. Si la masse dair soulevée est préalablement en instabilité convective des Cb se développent au vent de la montagne. Lorsque le courant de basse et moyenne troposphère est perpendiculaire à la chaîne de montagne, les Cb sorganisent suivant la ligne de crêtes formant parfois une muraille quasi continue. Lactivité orageuse des Cb orographiques se conserve jour et nuit en passant par une valeur maximale au cours de laprès midi.

45 44 M.B LES ORAGES LES ORAGES FRONTAUX. Nous avons vu dans létude de la frontologie comment les masses dair subissaient des évolutions verticales en se superposant. En se rappelant les différence de pentes entre le front chaud et le front froid on peut en déduire : Que dans les fronts chauds : Le lent soulèvement provoque des Cb épars sur le surface frontale Ils sont noyés dans une masse de Ns Lactivité est moins intense que dans le front froid. Ne pouvant les distinguer facilement, lusage du radar météo est indispensable pour éviter les noyaux actifs.

46 45 M.B LES ORAGES

47 46 M.B LES ORAGES Sur le font froid le pente de la surface frontale est plus accentuée, le soulèvement de lair chaud est énergique, il sen suit que les Cb sont alignés le long du front froid sur plusieurs centaines de km de longueur et plusieurs dizaines de profondeur. Pouvant être soudés les uns aux autres comme pour les Cb Orographiques ils en diffèrent à cause du mouvement de translation qui peut atteindre 30 à 40 kt. Sur le plan aéronautique ces orages forment un danger majeur tant dans le Cb quau voisinage de ceux-ci. Les orages docclusion sont atténués par la dégénérescence du front ou frontolyse. Ils se forment dans la vallée chaude rejetée en altitude et sont noyés dans la couche de Ns

48 47 M.B LES ORAGES Turbulence associée aux Orages et Cb. La turbulence est observée dans le Cb et autour de celui-ci. Le volume atmosphérique affecté par la turbulence peut sétendre dans le cas dun Cb isolé: Latéralement jusquà 10 à 20 Nm Verticalement entre le sol et plusieurs milliers de pieds au dessus de la limite supérieure de lenclume.

49 48 M.B LES ORAGES LA TURBULENCE DANS LA CELLULE ORAGEUSE. Le diamètre des cellules est de lordre de 1 à 5 Nm Les vitesses verticales les plus fortes peuvent atteindre et dépasser: Pour les courants ascendants : 35 m/s Pour les courants descendants : 15 m/s

50 49 M.B LES ORAGES TURBULENCE SOUS LE Cb. Sous le CB les cellules rencontrées sont à différents stades et il se côtoie de fortes ascendances et suite à lexpulsion froide que constitue laverse de fortes descendances ou rabattants. La rotation du vent à lapproche du Cb peut être brusque et de forte intensité provoquant un cisaillement de vent préjudiciable aux aéronefs. Laspiration du Cb en tête de son déplacement peut-être suivie brusquement en opposition par la rafale dégagée par laverse et le courant descendant interne.

51 50 M.B LES ORAGES

52 51 M.B LES ORAGES LA GRÊLE. Elle se rencontre dans un Cb sur dix et à toute altitude. La taille observé peut aller de 5 à 50 mm avec parfois des tailles exceptionnelles, notons par exemple : Grêlons de 1,9 Kg en Russie Grêlon de 972g à Strasbourg en 1958 Grêlon de 70 à 80 mm de diamètre à Viella dans le Gers La vitesse de chute du grêlon est proportionnelle à la racine carrée de sa dimension Exemple : diamètre 3 cm vitesse de chute 25 m/s diamètre 12 cm vitesse de chute 50 m / s

53 52 M.B LES ORAGES LA FOUDRE. A lintérieur dun Cb le champ électrique moyen est de lordre de 200 V/m avec des foyer isolés où il atteint 2 Mv / m. La partie supérieur du Cb est constitué de cristaux de glace est chargée positivement tandis que la partie inférieure est chargée négativement avec un îlot de charges positives enserrées dans cette masse négative. Au voisinage du sol, par temps non orageux, le champ électrique est de lordre de 100 V / m et est dirigé vers le bas: il sinverse et croît à lapproche du Cb pour atteindre 12 à 20 kV / m au droit du CB. Ce champ se renforce notablement au sommets de toute aspérité ( arbres, pylône, Tour,..) et passe au delà du seuil de ionisation de lair atmosphérique dont la valeur est de 3MV / m La foudre est un phénomène complexe constitué dune série de décharges électriques intenses et lumineuses entre sol et nuage dune durée de 0,5 à 1 seconde. Lintensité des courants dans les coups de foudre peut dépasser largement dans 50 % des cas la valeur de 25 kA et dans 5 % des cas la valeur de 300 kA.

54 53 M.B LES PHENOMENES LOCAUX LES BRISES. Les brises sont des vents locaux qui apparaissent lorsque les vents synoptiques nexistent pas ou sont faibles. Dans ce dernier cas elles se combinent alors avec eux. Elles sont dues essentiellement à des contrastes de conditions thermiques liées à des phénomènes de rayonnement. Bien connues du littoral, on observe les brises de Terre de jour et de Mer la nuit par inversion du processus; la masse deau de la mer et le sol sec de la côte opposent leur capacités thermiques liées à lensoleillement diurne et ay rayonnement nocturne par ciel clair et provoquent ces déplacements dair appelés « Brises de mer ou brise de Terre » selon le cas considéré.

55 54 M.B LES PHENOMENES LOCAUX Brises de montagne ou de pente. De jour les versants ensoleillées séchauffent plus facilement que lair libre au même niveau (Rayonnement). Lair échauffé par le sol tend à remonter le long de la pente de la vallée. Il sétablit ainsi deux heures environ après le lever du soleil une brise montante qui cessera en fin daprès-midi; son intensité est de lordre de 6 à 8 kt. De nuit les versants se refroidissent par rayonnement plus vite que lair libre au même niveau. Lair en contact avec le sol est refroidi, alourdi et sécoule vers le fond de la vallée. Il sétablit 2heures environs après le coucher du soleil une brise descendante

56 55 M.B LES PHENOMENES LOCAUX LEFFET de FOËHN Au passage dune crête une masse dair humide subissant une ascension forcée sélève en déclenchant des précipitations sur le versant au vent contribuant à son assèchement. On remarque alors sur le versant sous le vent une absence de précipitation liés à la recompression et à un gain de température qui sil contribue à provoqué une base des nuages plus hautes quavant la crête peut être matérialisé par une rupture de couche et un ciel dégagé appelé trou de Foëhn

57 56 M.B LES PHENOMENES LOCAUX LES VENTS LOCAUX: LE MISTRAL Un anticyclone sur le proche atlantique et la peninsule ibérique une dépression dans le golfe de Gênes contribue à établir un régime de vent secteur nord donc froid qui alimente le couloir Rhodanien accentuant par effet de venturi lécoulement appelé MISTRAL. Les pointes de 40 à 60 Kt sont fréquentes.

58 57 M.B LES PHENOMENES LOCAUX VENTS LOCAUX : AUTAN ET TRAMONTANE LA TRAMONTANE Une disposition cyclonique équivalente à celle du mistral alimente par un flux de Nord Ouest le seuil de Naurouze créant entre les Pyrénées et Massif Central un phénomène de venturi accélérant le vent vers les Corbières. La barrière de la Montagne noire et des Cévennes provoque un effet Foëhn sans pour autant réchauffer lair de nord ouest. LAUTAN Une dépression au large du Portugal et un anticyclone sur le centre Europe crée un flux de secteur Sud Sud Est sur la méditerranée et lEspagne qui sassèche par leffet de Foëhn lié à la chaîne pyrénéenne. cela alimente lappel dair qui se crée en moyenne Garonne empruntant le seuil de Narouze qui accentue lécoulement par effet de Venturi.

59 58 M.B FIN


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