METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 1 METEOROLOGIE. I. L'ATMOSPHERE... 2 II. LA TEMPERATURE... 4 III. LA PRESSION ATMOSPHERIQUE... 8 IV. L'HUMIDITE...

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 1 METEOROLOGIE. I. L'ATMOSPHERE.... 2 II. LA TEMPERATURE... 4 III. LA PRESSION ATMOSPHERIQUE.... 8 IV. L'HUMIDITE.... 11 V. LE VENT... 15 VI. STABILITE ET INSTABILITE (LABILITÉ)... 19 VII. LA VISIBILITE... 20 VIII. LES NUAGES.... 22 IX. LES MASSES D AIR LES FRONTS... 25 X. METEOROLOGIE ET VOLE A VOILE.... 33

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 2 I. L'ATMOSPHERE. 1. Définition. a. Atmosphère est la couche gazeuse (air) qui entoure le globe terrestre, et qui y est maintenue par la pesanteur. b. Épaisseur de l'atmosphère en terme relatif est assez modeste : il suffit de comparer son épaisseur (en moyenne 50 km pour la troposphère et la stratosphère) et le rayon terrestre (6.350 km) pour conclure que le rapport est de 7 sur 1.000. c. La moitié du poids de l'air se trouve au-dessous de 18.000 pieds 2. Composition de l'air se. L'air atmosphérique est un mélange gazeux d'une composition bien définie et pratiquement constante jusqu'à, une altitude de +/- 85 km. b. En volume (%), l'air sec se compose de : (1) 78% d'azote (N2). (2) 21% d'oxygène (02). (3) 0,9% d'argon. (4) 0,1 % d'autres gaz. De plus, l'atmosphère contient de la vapeur d'eau en quantité variable suivant la latitude, l'altitude et la situation météorologique. 3. Les couches atmosphériques. a. Délimitation. Au sens large du terme, l'atmosphère est composée de différentes couches, s'échelonnant du sol jusqu'en bordure de l'espace interplanétaire (quelques 1.500 km d'altitude). Dans ce contexte, le "shuttle" américains, évoluant sur des orbites de 350 km de moyenne se trouvent toujours bien dans l'atmosphère; Ce cours de météo se limitera aux phénomènes qui se jouent dans la couche inférieure, se situant entre le sol (la mer) et une moyenne de 11 km environ. Cette couche s'appelle la troposphère. b. La troposphère. La troposphère est la couche où le "temps se fait"; elle est caractérisée par une décroissance de la température avec l'altitude. (Nous entendons par "le temps" tout ce qui est couvert dans les bulletins du temps quotidiens : vent, nuages, précipitations, température, brouillard etc.) La limite supérieure de la troposphère s'appelle la tropopause (surface imaginaire entre la troposphère et la couche supérieure appelée stratosphère). Le niveau de la tropopause est loin d'être constant : il varie avec la latitude et avec les saisons. Ce plan se trouve plus élevé à l'équateur (+/-18 km qu'aux pôles (+/- 8 km). A nos latitudes (+/- 50 N), le niveau oscille entre 10 et 12 km (hiver - été). En somme, le niveau de la tropopause est défini par une stabilisation de la température à une valeur moyenne de -56,5 C (à nos latitudes)

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METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 4 I. LA TEMPERATURE. 4. Généralités. L énergie qui est à l'origine des phénomènes météorologiques dans l'atmosphère est exclusivement fournie par LE SOLEIL. Elle nous arrive sous forme d'ondes électromagnétiques. 3 1 REVOLUTION DE LA TERRE AUTOUR DU SOLEIL. 1. Equinox du printemps 21 MAR 2. Solstice d été 21 JUN 3. Equinox d automne 23 SEP 4. Solstice d hiver 22 DEC 5. Aphélie l JUL 6. Périhélie 1 JAN 5. Le soleil et la terre. a. La terre effectue deux mouvements distincts, qui influencent la météorologie : (1) La rotation de la terre : la terre effectue un tour complet autour de son axe en vingt-quatre heures; ce mouvement constitue la base de notre système horaire et règle l'alternance des jours et des nuits. (2) La révolution de la terre : la terre effectue une révolution complète autour du soleil en une année. Ce mouvement explique la succession des saisons, le phénomène du soleil de minuit aux pôles, les nuits polaires etc. b. L'orbite de la terre se présente sous forme d'une ellipse à faible excentricité (très proche d'une circonférence). Le point le plus éloigné du soleil est à 152 Mio de kilomètres, tandis que le point le plus rapproché du soleil est à 147 Mio km. c. Le rayonnement solaire au niveau de la terre est influencé par: (1) La distance soleil - terre (minime). (2) L'inclinaison des rayons du soleil : déterminée par la hauteur du soleil au-dessus de l'horizon. Cette hauteur varie avec la latitude, les saisons et le moment de la journée. d. Le bilan thermique de la terre sur base annuelle est en équilibre : cela veut dire que globalement l'énergie captée est reconvertie en énergie réfléchie. Si ce n'était pas le cas, la terre se réchaufferait ou se refroidirait constamment! e. L'effet de l'atmosphère sur le rayonnement solaire n'est pas négligeable : (1) les nuages réfléchissent une partie de l'énergie incidente (jusqu'à 55%) (2) De plus, la terre elle-même réfléchit une partie variable de l'énergie en fonction de la nature de la surface : la neige réfléchit 80 à 90 %, tandis que le sable ne réfléchit que 15%. (3) Pendant la traversée des rayons solaires, l'atmosphère absorbe également une partie de l'énergie par la vapeur d'eau, l'anhydride carbonique et l'ozone présents. (4) Il existe en plus le phénomène de diffusion (en anglais : scattering) due aux interactions des molécules d'air et des ondes magnétiques.

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 5 Rayonnement de courtes longueurs d'onde Rayonnement de grandes longueurs d'onde Economie Espace thermique de l'atmosphère. Atmosphère Terre Economie thermique de l atmosphère (a) rayonnement solaire (b) rayonnement terrestre (c) température

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 6 6. La température en un lieu. Les différents facteurs qui déterminent la température relevée en un lieu sont : a. La latitude.. Les régions les plus favorisées se trouvent entre les deux tropiques (Cancer et Capricorne). Dans cette région de part et d'autre de l'équateur, le soleil se trouve toujours très haut à l'heure de midi. Par contre les pôles sont les régions défavorisées car l'inclinaison des rayons y est toujours faible ou nulle. b. Les saisons. La température saisonnière est aussi fonction de la hauteur du soleil. En hiver, le soleil ne monte pas très haut au-dessus de l'horizon, même à l'heure de midi. c. L'heure du jour. Il est évident que la température n'augmentera qu'après le lever du soleil et passera à des valeurs plus élevées au fur et à mesure que l'inclinaison des rayons augmente. d. Durée de l'ensoleillement. En hiver, l'ensoleillement est faible (faible inclinaison) et de courte durée. Nous aurons des températures plus faibles. e. Nébulosité. Les nuages réfléchissent beaucoup d'énergie comme nous l'avons vu précédemment. Par contre, la nuit, ils maintiennent la radiation terrestre à un niveau faible. En conséquence, on constatera de grands écarts de température entre le jour et la nuit, par ciel serein. f. La nature du sol. On en a déjà parlé. g. Le contraste terre mer. Beaucoup d'effets météorologiques importants sont constatés le long des régions côtières, parce que la terre réagit plus rapidement à l'insolation que l'eau. - Le sol absorbe bien le rayonnement, mais constitue un mauvais conducteur calorifique (donc rien en profondeur). Ceci a comme résultat que le sol se réchauffe vite, mais se refroidit tout aussi vite. - L'eau, par contre, a une chaleur spécifique plus grande que le sol : elle se réchauffe moins vite, mais rayonnera d'autant plus lentement. 7. L'inversion de température. Bien qu'en général, la température diminue avec l'altitude, le phénomène d'une augmentation de la température avec l'altitude peut se présenter. Le plus souvent, nous le constaterons après un refroidissement poussé des basses couches durant la nuit. L'air étant mauvais conducteur, la couche supérieure ne sera pas affecté et la température montera avec l'altitude dans un segment réduit. Ceci est nommé l'inversion. 8. Gradient vertical de la température. L'évolution verticale de la température diffère d'un endroit à l'autre et d'un moment à l'autre. Afin de calibrer certains instruments (altimètre, airspeed indicator, VVI...), il fallait introduire une norme standard de variation de la température en fonction de l'altitude. Dans l'atmosphère standard, la température diminue de 2 C/1.000 ft ou de 6,5 C/1.000 m. Ceci constitue une moyenne globale. S'il y a différence avec la température réelle (ce qui est le plus souvent le cas), tous les instruments indiquent la même erreur et la standardisation est respectée. N.B. : Température standard au niveau de la mer : 15 C 9. La courbe d'état. La courbe d'état est la représentation graphique de révolution de la température dans l'atmosphère. Ce graphique est obtenu à différents niveaux barométriques (= altitudes). Ces données sont transmises par une radiosonde. Chaque matin, au "briefing météo", la courbe d'état fait partie des informations de base ("Temp", TΦ-gram ou Emmagram).

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 7 Inversion tropopause Sol Température Courbe d état

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 8 II. LA PRESSION ATMOSPHERIQUE. 10. Définition. La pression atmosphérique en un point déterminé est donnée par le poids de la colonne d'air de section unitaire, s'élevant verticalement jusqu'à la limite supérieure de l'atmosphère. 11. Unités utilisées. La pression est, par définition, une force exercée par unité de surface. Pour mesurer la pression atmosphérique, deux systèmes peuvent être distingués : a. Expression par équivalence. Basée sur l'expérience de Torricelli, cette expérience consiste à mesurer l'équilibre entre la pression atmosphérique et une colonne de mercure dans un tube en verre de 1 cm 2 de section. Au niveau de la mer, la pression atmosphérique soutient une colonne de 760 mm de mercure en équilibre (valeur moyenne). Dans les pays anglophones, cette longueur équivaut à 29,92 pouces (inches). b. Expression en unités de pression. Cette colonne de 760 mm de mercure représente un certain poids, qui s'exerce sur une superficie de 1 cm 2. Compte tenu de la masse spécifique du mercure et de la force de gravité, la pression équivalente est de 101.325 Pascals (Pa) ou de 1013,25 hectopascal (hpa). c. Equivalence des mesures de pression. En résumé, on peut dire que la pression atmosphérique MOYENNE au niveau de la mer est de 760 mm Hg = 29,92 inches Hg = 1013,2 hpa = 1013,2 millibars 12. Variations de la pression. a. Variation avec l'altitude. Lorsqu'on s'élève dans l'atmosphère, la hauteur de la colonne d'air diminue, son poids diminue également et la pression diminue en conséquence. Sur le graphique, vous constatez la variation de la pression avec l'altitude (de 0 à 4000 mètres, la courbe s'approche d'une ligne droite). Pour la couche qui nous intéresse, on peut dire que la différence d'altitude, correspondant à une chute de 1 hpa, est en moyenne de 10 mètres ou 30 ft (pieds). variation de la pression avec l'altitude

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 9 b. Variations au niveau du sol. (1) D'un endroit à l'autre: puisque la terre présente un certain relief, il est évident que les régions élevées vont afficher une pression plus faible que la pression relevée au niveau de la mer. (2) Variation quotidienne: chaque jour, la pression oscille en fonction du moment de la journée, comme indiqué sur la figure ci-dessous. 04h 10h 16h 22h L'amplitude (a) de cette onde de pression varie avec la latitude : elle est négligeable aux pôles, moins de 1 hpa chez nous et peut atteindre 4 hpa dans les régions équatoriales. (3) Variations irrégulières: ces variations irrégulières sont liées aux perturbations atmosphériques; elles sont beaucoup plus importantes que les variations quotidiennes et peuvent atteindre plusieurs dizaines hpa en un jour. 13. Instruments de mesure de la pression. L'instrument qui mesure la pression atmosphérique est appelé BAROMETRE, il en existe deux types : a. Le baromètre à mercure. Basé sur l'expérience de Torricelli. La hauteur de la colonne de mercure est de 760 mm lorsque la pression extérieure est de 1 atmosphère ou 1013,2 hpa. Ce type n'est pas utilisé en aviation. b. Le baromètre anéroïde. Se compose d'un boîtier métallique parfaitement étanche et pratiquement vide d'air. Ce boîtier est généralement appelé : "capsule barométrique". Lorsque la pression atmosphérique varie, la capsule se déforme. Ces déformations sont transmises au moyen d'un système de leviers à une aiguille mobile devant un cadran, gradué en unités de pression. Ce type de baromètre présente les avantages suivants : robustesse et dimensions réduites. Le principe du baromètre anéroïde est utilisé pour la construction des altimètres courants. REMARQUE : En vol à voile, on utilise également des barographes. Ils enregistrent l'altitude sur une feuille de papier imprimé. Ces instruments sont basés eux aussi sur le principe du baromètre anéroïde. 14. Le champ de pression. Le champ de pression est matérialisé sur les cartes météorologiques par les isobares (lignes d'égale pression). Les isobares sont tracés par interpolation des pressions mesurées aux différentes stations météorologiques et ramenées au niveau de la mer. Cette réduction au niveau de la mer est nécessaire par ce que chaque station a une élévation différente. Les isobares sont généralement dessinées à des intervalles de pression de 5 hpa.. La distance entre deux isobares donne une représentation du gradient horizontal de pression et sa mesure sur la normale des isobares. Le gradient horizontal de pression s'exprime en hpa/km et est d'autant plus faible que la distance entre les isobares est grande. Le tracé des isobares montre un certain nombre de configurations types citées et définies ci-après :

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 10 a. Low (L) (Dépression ou zone de basse pression). Région où la pression décroît à mesure que l'on s'approche du centre. Les isobares se présentent sous forme plus ou moins concentrique; une telle zone peut avoir un diamètre variant entre quelques centaines de mètres et plusieurs centaines de kilomètres. b. Trough. (Creux). Prolongement dans une direction déterminée d'une zone de basses pressions; les isobares s'y présentent sous forme de "V" à angle plus ou moins aigu. c. High (H) (Anticyclone ou zone de haute pression). Région où la pression augmente à mesure que l'on s'approche du centre. d. Ridge (Crête anticyclonique). Proéminence d'une zone de hautes pressions s'étendant à l'intérieur d'une zone où la pression est plus faible. e. Col. Région de transition située entre deux anticyclones et deux dépressions.

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 11 III. L'HUMIDITE. 15. Introduction a. Lors de l'étude de l'atmosphère, nous avons défini l'air que nous respirons comme un mélange d'air sec et de vapeur d'eau. En météo, nous supposons que ces deux composantes se comportent comme des gaz parfaits, c.à.d. qui ne se mélangent pas. Ainsi, la pression atmosphérique est l'addition de deux pressions partielles : celle de l'air sec et celle de la tension de vapeur. Notons que l'air absolument sec ne se trouve pas dans la nature. Il existe toujours un pourcentage plus ou moins élevé d'humidité. b. L'eau, par ses actions diverses dans la formation des nuages, brouillard et précipitations, est responsable de ce que nous appelons le "temps". Pour cette raison, il est très important de définir et de connaître la quantité de vapeur contenue dans l'atmosphère. 16. Définitions. a. Tension de vapeur. La tension de vapeur est la pression partielle exercée par la vapeur d'eau, contenue dans l'atmosphère. Cette tension ne peut augmenter indéfiniment : il existe en effet une limite à partir de laquelle il n'est plus possible d'ajouter de la vapeur d'eau à un volume dont les autres conditions (pression et température) restent inchangées : à ce moment, la saturation est atteinte. La pression partielle exercée par la vapeur d'eau au moment où la saturation est atteinte est dénommée "tension de vapeur saturante". Elle ne dépend que de la température et varie dans le même sens que celle-ci. Pour illustrer ces notions, il suffit de s'imaginer un récipient contenant une quantité d'eau. Après un certain temps (dépendant de la température ambiante), il n'y aura plus d'eau, car elle se sera évaporée. Fermons maintenant hermétiquement ce récipient et nous constaterons que le niveau d'eau va se stabiliser après un certain temps : le volume d'air contenu dans le récipient fermé est saturé d'eau, c'est à dire qu'il ne peut plus en contenir davantage. b. Le rapport de mélange (Mixing ratio).. L'air humide est un mélange de vapeur d'eau et d'air sec. Pour définir ce mélange, on fait le rapport entre la masse d'eau et l'unité de masse d'air sec. Si une masse d air est constituée de Mv grammes de vapeur d'eau et de Ma grammes d'air sec, sa composition est donnée par le rapport : Mv W = Ma où W représente le rapport de mélange. Le rapport de mélange étant un rapport de deux masses, il est un nombre sans dimension. Dans la pratique, W reste toujours inférieur à 0,05 et peut être aussi bas que 0,001. Les nombres comportant des zéros après la virgule étant peu commodes à manier, on exprime dans la pratique W en grammes de vapeur d'eau par kilogramme d'air sec. c. Le rapport de mélange saturé. Le rapport de mélange mesuré au moment de la saturation est appelé "rapport de mélange saturant» et est désigné par Ws. Le rapport de mélange saturant augmente avec la température et est fonction de la pression, l'influence de la température étant prédominante. La variation du rapport de mélange saturant en fonction de la température (pour une

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 12 pression constante de 1.000 hpa) est représentée sur la figure ci-dessous. d. L'humidité relative. - L'humidité relative est le rapport entre le rapport de mélange (w) et le rapport de mélange saturant (Ws), exprimé en %. U = *100(%) - Lorsque l'air est saturé, W = Ws et U = 100%. - Ws étant directement proportionnel à la température, nous constatons que pour un même rapport de mélange w, l'humidité relative (U) diminue avec une augmentation de la température et vice versa. e. Température du point de rosée (Td). La température du point de rosée est la température à partir de laquelle l'air devient saturé lorsqu'on le refroidit à pression constante. 17. Variation de l'humidité relative. Pour une masse d'air donnée, le rapport de mélange (W) ne change pratiquement pas. Il s'en suit que l'humidité relative (U) évolue en sens contraire de la température : si T augmente, U diminue et inversement. Ces deux variations journalières sont représentées sur le graphique ci-dessous. W Ws Humidité relative Température 18. Représentation graphique de l état de l air. Afin de définir l'état de l'air qui se trouve au-dessus de nous, trois paramètres doivent être pris en considération : la température, la pression et le degré d'humidité. Au chapitre "température", nous avons tenu compte de deux paramètres : la température et la pression. La courbe d'état nous révèle les températures en fonction de l'attitude (état physique de l'air).le troisième paramètre (degré d'humidité) nous donne une indication de la composition air sec / humidité. Afin d'obtenir une idée globale de la composition et de l'état aussi bien au niveau du sol qu'en altitude, nous nous référons à l'ensemble courbe d'état - courbe des points de rosée.

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 13 Echelle d altitude Rapport de mélange Atmosphère standard Adiabate humide Adiabate sèche Isobares Echelle de Température (F ) Isothermes m Cette dernière matérialise, à tous les niveaux, les points de rosée (température à laquelle l'air doit être refroidi pour atteindre la saturation). Si les deux courbes coïncident, la saturation est atteinte; si les deux courbes sont fort éloignées, l'humidité relative est faible. Ces paramètres sont obtenus par radiosondes. Ces sondages nous donnent, pour tout niveau, la température qui y règne (courbe d'état) et l'humidité (ce qui nous permet de calculer le point de rosée). En combinant la pression et la température, nous pouvons calculer l'altitude de chaque niveau de pression. La figure ci-jointe (Emmagram) est un exemple de sondage.

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 14 Exemple La figure ci-dessous nous apprend qu'au niveau 1.000 hpa (sol), la température est de 16,7 C et que le point de rosée est atteint à 12,3 C (Td). - Le rapport de mélange (ligne pointillée) à ce niveau est de 9 gr. Le rapport de mélange saturant pour 16,7 C est de 12 gr. U vaut donc 9/12x100=75%. - Au niveau de 790 hpa, les deux courbes T et Td se rejoignent à 3 C. L'humidité relative y est donc de 100%; ce que démontre la formule : (6/6) x 100 = 100% [ U = W/Ws x 100] II y a donc saturation à ce niveau et cela persiste jusqu'au niveau de 700 hpa. Nous déterminons de la même manière la valeur de U à 620 hpa : (2,5/3,2) x 100 = 78%. (Plus de saturation et donc plus de nuages à ce niveau). T d 5 6 7 8 9 10

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 15 IV. LE VENT. 19. Définition. Le vent est le mouvement horizontal de l'air par rapport à la surface de la terre. Il est défini par la direction (d'où il vient), exprimée en degrés azimutaux et par sa vitesse en noeuds (kts), parfois aussi en km/hr ou m/s. 20. Forces agissantes. Par un raisonnement simpliste, on pourrait imaginer que le vent souffle d'une zone de haute pression (le trop plein) vers une zone de basse pression (à combler). La réalité est plus compliquée! En fait, le vent est la résultante de quatre forces représentées sur les figures cidessous. Force due au gradient horizontal de pression Fd = hémisphère N Fd = hémisphère S V = Force Coriolis Force Centrifuge Force de frottement a. La force du gradient. S exerce à partir de la zone de haute pression en direction de la zone de basse pression, afin de restaurer l'équilibre atmosphérique. b. Force de Coriolis. Est due à la rotation de la terre autour de son axe. Tout objet (dont une molécule d'air) en mouvement est influencé par cette rotation. Si, sur une plaque horizontale, un objet bouge du centre vers l'extérieur, cet objet suivra une trajectoire rectiligne. Si, toutefois cette même plaque effectue une rotation autour de son point central, la trajectoire de l'objet sera courbée en contresens de la rotation. Cette trajectoire est la résultante de deux forces perpendiculaires: il y a une déviation. Imaginons que cette plaque matérialise le plan équatorial. Nous pouvons facilement concevoir que ce plan est le plan de symétrie de deux demi sphères: l'hémisphère Nord et l'hémisphère Sud. Puisque la terre tourne dans un sens précis, nous allons obtenir une image miroir dans les deux demi sphères: dans l'hémisphère Nord cette force agit perpendiculairement vers la droite du sens de mouvement, tandis que dans l'hémisphère Sud cette force agira vers la gauche. c. La force centrifuge. S exerce lorsque le vent souffle entre isobares courbées. Elle s'exerce perpendiculairement sur la courbe et vers l'extérieur. d. La force de frottement. a d'abord un effet de freinage sur tout mouvement; en même temps, elle aura comme conséquence une déviation en direction, puisque l'équilibre entre la force du gradient (inchangée) et la force dé Coriolis (affaiblie) est perturbé. Elle aura comme conséquence une diminution de la force du vent et une convergence vers le centre de basses pressions (divergence du centre de hautes pressions).

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 16 21. Le vent du gradient. Le vent du gradient résulte de l'équilibre entre la force due au gradient horizontal de pression, la force de Coriolis et la force centrifuge. Ce vent tient compte de la courbure des isobares et constitue le vent réel au-dessus de la couche de frottement. Il soufflera d'autant plus fort que les isobares sont serrées (rapprochés). 22. Le vent dans la couche de frottement. Est le vent qui résulte de l'équilibre dynamique des quatre forces agissantes. En général, il est présent dans les 1.000 premiers mètres de la couche atmosphérique (couche de frottement). Il apparaît sur les cartes de surface. Pour la raison expliquée ci-dessus, il est plus faible que le vent du gradient (= en altitude) et aura un angle de +/- 20 vis à vis des isobares au-dessus de la mer et de +/- 30 au- dessus des continents (voir figure ci-dessous). 23. Loi de BUYS-BALLOT. Cette loi qui donne la direction du vent en fonction de la répartition de champ de pression, s'énonce comme suit : a. Un observateur placé dos au vent dans l'hémisphère nord a les hautes pressions à sa droite et les basses pressions à sa gauche b. Dans l'hémisphère nord, le vent tourne dans le sens des aiguilles d'une montre ("clockwise") autour des zones de haute pression et dans le sens inverse ("anticlockwise") autour des zones de basse pression. NB: C'est le contraire dans l'hémisphère sud.

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 17 24. Effets locaux. En réalité, le vent ne se manifeste pas toujours suivant les lois citées ci-dessus. Ceci est dû aux effets locaux, qui diffèrent beaucoup d'un lieu à l'autre. Quelques facteurs : a. Le relief : joue un grand rôle. Là où il le peut, le vent contourne le relief plutôt que de passer au-dessus. Il y a donc des variations de direction et parfois de force (par effet venturi). Un exemple typique : le Mistral dans la vallée du Rhône. b. La végétation : d'une certaine hauteur (bois) crée parfois des tourbillons (changement de vitesse et de direction) du côté sous le vent. Ceci se fait bien sentir sur les sites quand il y a vent de travers ("crosswind"). c. À la côte : La présence de la masse d'eau occasionne des différences de température entre la terre et la mer et crée des zones de haute et basse pression très localisées. Ceci induit une circulation de surface très localisée : la brise de mer ou la brise de terre. 25. Estimation du vent en surface. Sur le terrain (et en vol), il y a intérêt à savoir estimer la direction et la force du vent. En effet, c'est le vent qui détermine la position du secteur de travail, qui influence la finesse (nombre de kilomètres parcourus par 1.000 mètres d'altitude) et qui vous obligera à adapter votre vitesse dans le circuit Une aide précieuse est la manche à air. Elle est installée sur chaque terrain, mais parfois éloignée de la zone d'opérations. C'est pourquoi on prend toujours une manche à air mobile sur les aires de départ. Regardez la avant chaque décollage! Un deuxième instrument indispensable en piste est l'anémomètre (vitesse du vent). Ceux utilisés sont gradués en m/s. Afin d'obtenir la vitesse en noeuds, il faut multiplier la valeur lue par deux. S'il y a des rafales, il faut retenir les pointes! N'oubliez pas qu'il existe des limites de vent de travers au delà des quelles il est INTERDIT de voler. En vol, on peut se faire une idée de la direction et de la vitesse du vent, par l'observation de nombreux phénomènes au sol. La figure ci-dessous en illustre certains. La direction du vent peut être estimée de 8 manières différentes sur la figure cidessous.

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 18 26. Variations du vent. Dans la couche de frottement, le domaine de travailles planeurs, le vent varie pratiquement toujours en fonction de l'altitude. C'est vrai aussi bien du point de vue direction que du point de vue force. Une augmentation de 30 km/hr à 500 m par rapport au sol n'est pas rare! Avec un planeur volant à 90 km/hr, ce n'est pas négligeable! Votre instructeur vous en parlera certainement.

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 19 V. STABILITE ET INSTABILITE (Labilité) 27. Critères de stabilité et d'instabilité. Considérons une particule d'air en équilibre au niveau de pression Po. Pour une raison quelconque (relief, front...) cette particule d'air est soulevée jusqu'au niveau de pression P1. Arrivée en P1 la particule a une température T. En P1, la température de l'air environnant est T1 T1 a. Si T > T1, la particule (plus chaude que son environnement) est sollicitée par une force dirigée vers le haut en s'écartant de plus en plus de sa position initiale ( Po) : il y a donc INSTABILITE. b. Si T = T1, la particule n'est sollicitée par aucune force; elle restera donc au niveau P1 : il y a équilibre indifférent. c. Si T < T1, la particule est sollicitée par une force dirigée vers le bas ; elle reviendra donc à son niveau initial (P1) : il y a STABILITE. 28. Utilisation pratique des critères de stabilité et d'instabilité. a. Une couche d'air est stable lorsqu'elle revient à sa position initiale après un soulèvement forcé. Ce soulèvement peut être causé soit par le relief, soit par le réchauffement du terrain sous-jacent, soit par passage au-dessus d'une surface plus chaude (terre ou mer). b. Une couche d'air est instable lorsqu'elle continue à monter après un soulèvement forcé. c. Importance pour le vol à voile Afin de pouvoir pratiquer le vol de performance, il est important que la masse d'air soit INSTABLE. Pendant l'été, le refroidissement nocturne nous procure des matinées fraîches et par conséquent de l'air stable (au niveau du sol). Après quelques heures d'insolation, la terre se réchauffe, ainsi que la couche d'air en contact avec elle. A un certain moment, les particules d'air en contact avec le sol vont entamer une ascension. C'est le moment où la température critique est atteinte, en d'autres termes que l'instabilité se déclenche. C'est le moment attendu de la journée!

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 20 VI. LA VISIBILITE. 29. Définition. La visibilité dans une direction déterminée est la plus grande distance à laquelle la transparence de l'air permet de distinguer parfaitement, de jour un objet sur un arrière-plan ou d'apercevoir une lumière de nuit. 30. Réduction de la visibilité. Est due à la présence de particules solides ou liquides en suspension dans l'air (poussières, sable, gouttelettes d'eau, cristaux de glace...) ou en voie de précipitation dans l'atmosphère (grêle, neige, pluie, bruine). 31. Brouillard et brume (Fog and mist). Le brouillard est un ensemble de gouttelettes d'eau microscopiques, souvent invisibles à l'oeil nu, en suspension dans l'air (formées à partir de noyaux hygroscopiques). - Par convention, l'appellation brouillard (fog) est utilisée lorsque la visibilité horizontale au sol est inférieure à 1 km; l'appellation brume (mist) lorsque la visibilité horizontale au sol est comprise entre 1 et 2 km. NB: Les stations météo communiquent toujours la visibilité la plus faible observée.. 32. Types de brouillard. II existe différents types de brouillard en fonction de leur processus de formation. Dans nos régions, il en existe deux types très fréquents : a. Le brouillard de rayonnement. Le refroidissement des basses couches de l'atmosphère par rayonnement nocturne de la surface du sol peut amener la saturation et la formation du brouillard. D y a trois conditions à remplir pour que le brouillard de rayonnement puisse se former : (1) ciel serein avant la formation : condition pour obtenir un refroidissement maximum des basses couches (2) vitesse du vent faible (entre 2 et 6 noeuds) au moment de la formation. Le rôle du vent consiste en une répartition verticale du refroidissement de l'atmosphère par turbulence; un vent nul limitera le phénomène à un dépôt de rosée, tandis qu'un vent supérieur à 6 kts formera des nuages bas (stratus). (3) une masse d'air très humide au départ. D est évident que le refroidissement nécessaire à la formation du brouillard est d'autant plus faible que l'humidité initiale est élevée. Ce type de brouillard se formera en été, principalement la nuit et à l'aube. Il disparaîtra si la vitesse du vent augmente et par suite du réchauffement du sol dû au rayonnement solaire. b. Brouillard d'advection. On appelle advection le mouvement horizontal d'une masse d'air. Le brouillard d'advection se forme lors du déplacement d'une masse d'air sur une surface (terre ou mer) dont la température est inférieure à la température du point de rosée de la masse d'air. Les conditions les plus favorables à la formation du brouillard d'advection sont : (1) une humidité relative initialement élevée (2) une grande différence de température entre la surface sous-jacente et l'air (3) un vent modéré; un vent trop fort formera des nuages bas D est à noter que ce type de brouillard peut se former indépendamment de la couverture nuageuse et du moment de la journée. Sa disparition nécessite invariablement un changement de masse d'air, s'il est formé sur la mer; mais son déplacement sur un sol plus chaud provoque également sa disparition. 33. Diminution de la visibilité par des particules solides. Les particules solides présentes dans l'atmosphère proviennent des combustions industrielles ou de la surface du sol. Les poussières arrachées du sol par le vent et entraînées par turbulence peuvent réduire la visibilité de manière très sensible. Ce phénomène dénommé "brume sèche"

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 21 (anglais : haze) est particulièrement perceptible en été quand un système anticyclonique est installé avec un vent calme de secteur "Est" et une inversion de température. Le sommet du "haze" se situe au-dessus du niveau de l'inversion. 34. Intéressant à savoir. a. La visibilité mesurée au sol est parfois supérieure à la visibilité en vol. Spécialement en phase d'atterrissage, la visibilité peut être très médiocre comme le montre le dessin ci-dessous : l'aérodrome peut être parfaitement visible à partir de la position 1, alors qu il est tout à fait invisible à partir de la position 2 du fait de la différence de longueur du rayon visuel traversant la couche de brume ou de brouillard. b. La visibilité "up-sun" (face au soleil) est toujours inférieure à celle observée en direction opposée. c. Dans les précipitations, la visibilité peut être affecté à des degrés divers. Quelques exemples: - pluie modérée : 3000m. - bruine : 1500m. - forte averse : 50m. - chute de neige : 50m. d. À l'intérieur d'un nuage, la visibilité est variable d'après le type. Toutefois, le manque de référence visuelle (horizon) et le manque d'instruments adéquats à bord des planeurs, NE permettent PAS d'y entrer.

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 22 VII. LES NUAGES. 35. Définition. Un nuage est un ensemble visible de minuscules particules d'eau liquide ou de glace, ou un mélange des deux, en suspension dans l'atmosphère. Cet ensemble peut également comporter des particules d'eau liquide ou de glace de plus grande dimension. 36. Classification. Les nuages sont en perpétuelle évolution et se présentent, par conséquent, sous une variété infinie de formes. Il est cependant possible de définir un nombre limité de formes caractéristiques que l'on peut fréquemment observer et qui permettent de classer les nuages en différents groupes. La classification des nuages est essentiellement basée d'une part sur les "structures de développement" (cumiliforme ou stratiforme) et d'autre part sur l'existence de dix genres : - CIRRUS / CIRROSTRATUS / CIRROCUMULUS - ALTOSTRATUS/ALTOCUMULUS/ NIMBOSTRATUS - STRATUS / STRATO-CUMULUS / CUMULUS & CUMULOMMBUS. - Ces genres se divisent en un certain nombre d'espèces et de variétés, désignées par un terme spécial ajouté au nom du genre (ex: altocumulus castellanus); mais ces subdivisions dépassent le cadre de ce cours. - Pour l'aviation, il est important de préciser le niveau auquel se situe la base et le sommet des nuages. La partie de l'atmosphère dans laquelle les nuages se présentent a été divisée en trois étages (supérieur, moyen et inférieur). Ces limites varient avec la latitude : vu les différences d'épaisseur de la troposphère (6 à 8 km aux pôles et l6 à l8 km à l'équateur), il est logique que ces étages deviennent plus hauts à mesure que l'on s'approche de l'équateur. - Dans les régions tempérées, on a : Etage inférieur : de MSL à 6500 ft. Etage moyen : entre 6500 et 16.000 ft. Etage supérieur : au-dessus de 16.000 ft. Dans l'étage supérieur, nous trouvons les cirrus, cirro-stratus et cirro-cumulus. Des nuages élevés, composés de cristaux de glace. Dans l'étage moyen : les alto-stratus et les alto-cumulus; nuages moyens. Dans l'étage inférieur, les stratus et les strato-cumulus; nuages bas Le nimbo-stratus est en fait un nuage moyen, ayant sa base dans l'étage inférieur. Le cumulus et le cumulo-nimbus ont leurs bases dans l'étage inférieur mais présentent un développement vertical au point que leurs sommets atteignent parfois l'étage supérieur. 37. Description des nuages. Remarque : Nous allons nous limiter à la description des nuages qui se trouvent dans l'étage inférieur (0 à 6.500 ft). Retenons toutefois que la présence de nuages dans l'étage moyen et supérieur constitue un voile qui empêche le rayonnement solaire et éventuellement le déclenchement de l'instabilité. a. Stratus (St). - Couche nuageuse généralement grise, à base assez uniforme, pouvant donner lieu à de la bruine ou des précipitations solides de faible diamètre. - Parfois, le stratus se présente sous forme de bancs déchiquetés, surtout après la levée du brouillard matinal (fractostratus). - Après une forte précipitation sur sol chaud, des bancs de stratus se formeront au-dessous du nuage principal. - Le stratus est un nuage stable, qui ne donne pas lieu à des turbulences. b. Strato-cumulus. (SCu) - Banc, nappe ou couche de nuages gris ou blanchâtres, ayant toujours des parties sombres. Ils sont constitués de gouttelettes d'eau accompagnées parfois de gouttes de pluie ou de neige roulée (par température négative).

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 23 c. Nimbostratus (Ns). - Couche nuageuse sombre, dont l'aspect est rendu flou par des chutes plus ou moins continues de pluie ou de neige. L'épaisseur de cette couche est parfois suffisante pour masquer complètement le soleil. Ce nuage contient beaucoup d'humidité et donne beaucoup de précipitations régulières. - C'est en somme le "plat consistant" d'un front chaud actif. d. Cumulus (Cu). - Nuages séparés, généralement denses et à contours bien délimités; ils se développent verticalement en forme de mamelons, de dômes ou de tours, dont la région supérieure bourgeonnante ressemble parfois à un chou-fleur. - Les parties de ces nuages éclairées par le soleil sont le plus souvent d'un blanc éclatant; leur base, relativement sombre, est sensiblement horizontale. - us sont constitués principalement de gouttelettes d'eau. Lorsqu'ils ont une grande extension verticale, ils peuvent donner lieu à des précipitations sous forme d'averses de pluie. Au niveau où l'isotherme 0 C est atteint, des cristaux de glace peuvent se former. - Ce nuage est de type INSTABLE, n y a donc une forte turbulence dans le nuage et ses environs. e. Cumulonimbus (Cb). - Nuage dense et puissant, à extension verticale considérable, en forme de montagne ou d'énorme tour. Une partie au moins de sa région supérieure est généralement lisse, fibreuse ou striée et presque toujours aplatie; cette partie s'étale souvent en forme d'enclume. - Les Cb's contiennent une grande quantité de gouttelettes d'eau de toutes tailles, qui se transforment en cristaux de glace dans les régions supérieures. Ceux-ci, par les mouvements ascendants et descendants, peuvent s'agglutiner et former des grêlons (jusqu'à 5 cm et plus?). Les gouttes d'eau peuvent également être fortement surfondues (état liquide par température négative) et présentent alors un grand danger de givrage (icing). - Les Cb's peuvent se présenter soit isolément, soit disposés en file continue (squall line), semblable à une vaste muraille et qui s'étend sur des dizaines de kilomètres. - Ils peuvent se développer au sein d'autres espèces de nuages, principalement les nimbostratus (Ns) (voir Fronts et Occlusions). Les cumulonimbus sont très souvent accompagnés d'orages (décharges électriques). - Le Cb est le "mouton noir" de la troposphère. Aussi bien à l'intérieur qu'à l'extérieur du nuage, le vol y est dangereux pour tout type d'avion : fortes turbulences, impact de glaçons, givrage, foudre sont tous ennemis du pilote et de l'avion. - Au sol, le passage d'un Cb peut créer des rafales de vent, capables de soulever des avions nettement plus lourds qu'un planeur non arrimé. 38. Formation des nuages. Tout nuage est formé par un refroidissement adiabatique, causé par le soulèvement de l'air dans des régions plus froides. Ceci entraîne une saturation de la masse d'air lorsque le point de rosée (Td) est atteint. La saturation se transforme en condensation autour de noyaux de condensation (poussière, sel, suie...). Suivant la nature de la masse d'air (stable ou instable), les nuages stables (stratiformes) ou instables (cumuliformes) vont faire leur apparition. D'après la cause du soulèvement, nous distinguons quatre types de formation : a. nuages formés par ascension orographique. Le soulèvement d'une masse d'air jusqu'à un niveau supérieur à son niveau de condensation provoque la formation de nuages. Dans ce cas-ci, le soulèvement est provoqué par le relief. b. nuages convectifs. Ici, le soulèvement est provoqué par le réchauffement des couches inférieures en contact avec le sol. La moindre impulsion suffit à déclencher un mouvement ascendant et la formation d'un nuage dont la base est située au niveau de condensation. C'est un nuage instable et le mouvement ascendant est profitable au vol à voile (thermique!). c. nuages formés par la turbulence. Dus aux courants tourbillonnants dans la basse atmosphère. Les mouvements ascendants

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 24 peuvent atteindre le niveau de condensation et former des nuages stables et minces. Exemple typique : les nuages bas après le lever du soleil qui se transforment en Cumulus après réchauffement. d. nuages frontaux. Le processus de formation de ces nuages est identique à celui des nuages orographiques. Dans ce cas-ci, l'obstacle est le plan incliné du front qui est la ligne de séparation entre l'air froid et l'air chaud. Nous reviendrons sur la formation des fronts au chapitre suivant. e. Quantité de nuages nébulosité. La quantité de nuages est observée et renseignée en nombre de huitièmes (octas) de ciel couvert. La nébulosité est donc déterminée par l'observation au sol en divisant mentalement le ciel en huit parties et en estimant le nombre de parties couvertes par les nuages. Dans les messages météo, des termes anglais qualifient la nébulosité comme suit : - Clear sky (SKC) : pas de nuages - FEW (FEW) : 1 à 2/8 de couverture. - Scattered (SCT) : 3 à 4/8 de couverture. - Broken (BKN) : 5 à 7/8 de couverture - Overcast (OVC) : ciel couvert (8/8) Ces termes sont toujours suivis d'un nombre qui exprime la base des nuages en pieds.

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 25 VIII. LES MASSES D AIR LES FRONTS. 39. Formations des masses d'air. a. L'air qui stagne ou se déplace très lentement sur une région géographique à caractéristiques constantes, tend à devenir homogène dans le plan horizontal et à acquérir les caractéristiques thermiques et hygrométriques de cette région, à condition que la durée du contact soit suffisante. b. Ainsi l'air qui stagne sur un continent froid et sec devient lui-même froid et sec; l'air qui stagne sur un océan chaud devient chaud et humide. c. Ces blocs d'air ainsi homogénéisés sont appelés "masses d'air". Les régions où elles prennent naissance sont appelées "sources". d. Les caractéristiques d'une masse d'air sont donc : - Température constante dans tout plan horizontal - Humidité constante dans tout plan horizontal - structure verticale identique au point de vue température et humidité e. Les dimensions horizontales d'une masse d'air sont de l'ordre de 1.000 km, leur extension verticale peut varier de quelques centaines de mètres à quelques kilomètres. 40. Classification des masses d'air en fonction de leur origine. mp A cp mt ct a. En fonction de leur région géographique d'origine, on classe les masses d'air en : masses d'air arctiques (A) masses d'air polaires (P) masses d'air tropicales (T) b. Cette classification ne tient compte que de la température initiale des masses d'air. Leur

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 26 humidité dépendant de la nature de la surface sur laquelle elles se forment; on distingue en plus: les masses d'air maritimes (m) les masses d'air continentales (c) c. En résumé, les masses d'air qui peuvent nous influencer en Europe Occidentale sont : l'air polaire maritime (mp) l'air arctique: (A) l'air polaire continental (cp) l'air tropical continental (ct) l'air tropical maritime (mt) Les "sources", ainsi que les chemins parcourus sont représentés sur la figure ci-dessus. 41. Conditions associées aux masses d'air atteignant nos régions. a. Masse d'air polaire maritime (mp). Originaire de l'atlantique Nord, cette masse d'air est stable, froide et relativement humide. Au cours de son voyage au-dessus de l'atlantique, elle se réchauffe à sa base et prend de plus en plus d'humidité. Arrivée sur le continent européen, elle deviendra instable en été (continent plus chaud), avec formation de cumulus et Cb. En hiver, au contraire, un refroidissement à sa base la stabilisera, créant des nuages stables (stratiformes). b. Masse d'air arctique (A). Issue de l'anticyclone permanent au-dessus du pôle, cette masse est sèche, froide et stable à l'origine. Se déplaçant directement vers le sud au-dessus des mers, sa stabilité fera bientôt place à une instabilité considérable due au réchauffement rapide des couches inférieures. Cette masse d'air, qui ne nous atteint pas en été, est caractérisée sur nos régions par des Cu et Cb, par des averses de pluie, de neige, de grêle ou de grésil. En dehors des nuages, la visibilité est excellente. c. Masse d'air continentale polaire (cp). Nous arrive de l'anticyclone sibérien : est froide et sèche. En hiver, cette masse d'air se caractérise par une très forte inversion de température dans les basses couches et une absence de nuages. La visibilité est souvent bonne en dehors des brouillards de rayonnement. En été, la source se situe en Russie centrale et l'air cp qui nous atteint donne un temps beau (sec), chaud et une visibilité médiocre. d. Masse d'air continentale tropicale (ct). Cette masse d'air trouve son origine au Sahara, donc sèche et chaude à l'origine. Lors de son déplacement vers le nord, elle traverse la Méditerranée qui l'humidifie dans les basses couches. Après passage du relief (Alpes, Pyrénées), elle nous atteint comme masse réchauffée et sèche (Föhn). Temps chaud et sec avec peu de nuages et peu de turbulence. e. Masse d'air maritime tropicale (mt). Masse d'air chaude et humide (surtout dans les couches inférieures) venant de l'anticyclone des Açores. Sa progression vers le nord au-dessus des mers toujours plus froides en fait une masse stable. Saturée par suite d'un long voyage au-dessus des mers, elle se condense sous forme de brouillard et de stratus bas. La visibilité est toujours médiocre.

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 27 Masses d air A: Arctique Caractéristiques NUAGES PRECIPITATIONS Source Arrivée Stable Froid Sec Froid Humide Instable Réchauffement à la base Cu Cb Averses de grêle Pluie, neige Neige fondante Orages mp: Maritime- Polaire Stable Froid Sec sauf à la base Réchauffement Instable Froid Très humide Cu Cb Averses de grêle Pluie, neige Neige fondante Orages cp: Continentale- Polaire Stable Très froid Très sec Hiver : très sec, très froid Eté : très instable, très sec, froid Cu de beau temps TURBULENCES Très forte Grande Eté :Très forte Hiver : Forte VISIBILITE Très bonne sauf dans les averses: + 50 Km Bonne sauf dans les averses: +20 Km Pas mt: Maritime- Tropicale Stable Chaud Humide à la base Sec en altitude Refroidit à la base Chaud Stable Très humide Brouillard sur mer St bas sur terre Bruine Aiguilles de glace Modéré dépendant du relief ct: Continentale- Tropicale Stable Très sec sur Méditerranée Humide et stable Effet Föhn Stable, sec Dans nos régions : stable, sec, chaud Bancs de Ac, Sc Pas Léger à modéré Bonne Mauvaise En moyenne 7 à 8 Km GIVRAGE Sévère Sévère nul Givre en hiver REMARQUES Activité 60% d Arctique Parfois givre en Sc et Ac 42. Le front polaire. - L'atmosphère autour du globe présente des mouvements horizontaux typiques, afin d'équilibrer autant que possible la répartition de la chaleur. Sans ces mouvements, l'équateur se réchaufferait et les pôles se refroidiraient toujours davantage. Ces mouvements horizontaux de l'air se heurtent à certains endroits, entre autres là où des masses d'air tropicales (= chaudes) rencontrent des masses d'air polaires (= froides). Cette confrontation a lieu aux environs du 60 parallèle et s'appelle le front polaire. - L'air chaud venant du sud (en général une masse mt) se glissera au-dessus de l'air froid venant du nord (masse mp ou A). La couche de transition est si mince que l'on peut la considérer comme une surface, appelée "surface frontale". - Sur les grandes surfaces frontales ainsi définies, des ondes instables naissent, se développent et meurent. Elles sont accompagnées d'un tourbillon (dépression) qui évolue de la même façon. Ces ondes constituent les perturbations frontales ou dépressions. 43. Formation d'une dépression frontale. - Le bon voisinage de deux masses d'air de températures différentes est rare. Le moindre obstacle, la plus petite surchauffe locale suffisent à dévier le flux normal de l'air et déformer le front polaire (fig. 4). L'air chaud s'élève sur l'air froid et le remplace progressivement en

METEOROLOGIE BELGIAN AIR CADETS 28 altitude. Il se crée à cet endroit un noyau de basse pression qui dévie l'air froid vers le Nord, de sorte que l'air chaud progresse, non seulement en altitude mais aussi en surface (fig. 4 et 5). L'invasion d'air chaud dans l'air polaire constitue le secteur chaud. Surface frontale Air Froid A C B Air Chaud - La dépression frontale ainsi formée donne naissance à une circulation cyclonique (anticlockwise) et l'air polaire vient s'appuyer contre le flanc ouest du secteur chaud (fig. 6). Fig. 5 Fig. 6 - La poussée de l'air chaud (en 4) et celle de l'air froid déforment le front polaire et nous voyons apparaître un "front chaud" et un "front froid" 44. Le front chaud. Lorsqu'un front se déplace sous la poussée de l'air chaud, on l'appellera "front chaud". Sur la carte du temps, on le représente soit par une ligne rouge, soit par une ligne et des demi-cercles noirs (fig. ci-dessous). En coupe verticale, l'air chaud progresse au-dessus de l'air froid sous une pente de 1/200 à 1/400 (donc très faible). A l'approche du front chaud, l'air chaud remplace progressivement l'air froid. Le front chaud se déplace à une moyenne de 15kts. Sur une carte coupe verticale