Mouvements Atmosphériques À Faible Échelle
Aérologie

Météo

Météorologie (Belliard-Salomon 1960)

TRANSFORMATIONS «ADIABATIQUES». STABILITÉ-INSTABILITÉ

Supposons qu'une masse d'air se déplace suivant une verticale dans l'atmosphère. Cette masse d'air se met toujours en équilibre de pression avec l'atmosphère ambiante. En montant, elle se détend et se refroidit ; en descendant, elle se comprime et se réchauffe.

Dans la plupart des cas, cette masse d'air subit une transformation « adiabatique », c'est-à-dire qu'elle n'échange aucune quantité de chaleur avec le milieu dans lequel elle évolue. Ceci est vrai chaque fois que la masse d'air considérée s'élève ou descend rapidement, ce qui empêche toute possibilité d'échange de chaleur par conductibilité oh rayonnement.

Nous savons qu'à mesure qu'on s'élève dans la troposphère, la température de l'air diminue, mais cette diminution n'est pas forcément égale à la diminution due au refroidissement par détente adiabatique de la même masse d'air que nous avons supposée se déplacer verticalement.

Trois cas sont alors possibles, si l'on admet que la différence de densité entre la particule et l'air ambiant dépend uniquement de la différence de température entre cette particule et l'air qui l'entoure.

ÉQUILIBRE STABLE

Si la décroissance de température de l'atmosphère est inférieure à la décroissance adiabatique », la densité de cette particule d'air augmente par rapport à celle de l'air ambiant à mesure qu'elle s'élève. L'impulsion qui lui a été donnée au départ se neutralise peu à peu. A son point culminant, notre particule relativement froide a une densité supérieure à celle de I air qui l'environne. Elle redescend à son niveau initial.

L'équilibre de l'atmosphère est donc stable si la décroissance de température de l'atmosphère est inférieure à la décroissance s adiabatique ».

ÉQUILIBRE INDIFFÈRENT

Si la décroissance de température de l'atmosphère est la même que la décroissance « adiabatique », la particule d'air est en équilibre indifférent, puisque la densité de l'air environnant notre particule est la même que celle de cette particule.

Cette dernière ne quitte pas sa nouvelle position. L'équilibre de l'atmosphère est indifférent si la décroissance de température de ['atmosphère est égale à la décroissance « adiabatique ».

ÉQUILIBRE INSTABLE

Si la décroissance de température de l'atmosphère est supérieure à la décroissance «adiabatique », la densité de la particule s'élevant dans l'atmosphère reste plus faible que la densité de l'air qui l'environne. Cette particule, éloignée de sa position d'équilibre s'en écarte de plus en plus.

L'équilibre de l'atmosphère est instable si la décroissance de température de l'atmosphère est supérieure à la décroissance « adiabatique ».

INSTABILITÉ ET CONDENSATION

La quantité de vapeur d'eau contenue dans une particule instable reste constante quand celle-ci s'élève. Son humidité relative augmente avec l'altitude et à un certain moment le phénomène de saturation peut se produire. Toute élévation supplémentaire déclenche la condensation progressive et la masse nuageuse apparaît.

À partir de ce moment, ïa température de la masse d'air diminue, car nous rappelons que, pour transformer de la vapeur d'eau en eau liquide à la même température, il faut lui retirer une grosse quantité de chaleur (600 calories par gramme).

La décroissance de température devient moins rapide dans la particule que lorsque l'eau restait à l'état gazeux. L'ascendance de la masse d'air cesse progressivement.

II. ASCENDANCES THERMIQUES, VOL À VOILE THERMIQUE

Nous venons de voir qu'un mouvement vertical, d'origine thermique réclame, d'une part un équilibre atmosphérique instable et d'autre part une action extérieure pour engager le mouvement.

Voyons cette action extérieure :

Déclenchement de l'ascendance.

En des points voisins à la surface du sol, on a relevé à la même heure des températures très différentes :

13° dans une forêt marécageuse;
14° dans une lande sablonneuse boisée;
17° sur un champ de blé;
23° sur du sable nu.

Ceci est la preuve que l'air s'échauffe très inégalement au contact du sol. Ces inégalités de température, dans la couche d'air au voisinage du sol, créent des particules d'air chaud, au milieu de particules d'air plus froid. Les différences de température déterminent des différences de densité et les particules d'air chaud sont soumises à des forces ascensionnelles.

a) BULLES THERMIQUES (fig. 81). - Considérons une boursoufflure locale qui se développe. Son pied se rétrécit peu à peu et rompt finalement tout contact avec le sol. La masse d'air chaud ainsi libérée s'élève comme une montgolfière.

Fig. 81. — Bulle thermique : a) boursoufflure locale ; p) analogie avec la goutte d'eau ; u) poche d'air chaud (bulle thermique).

La figure 82 représente la courbe obtenue par un sondage (S) de température en altitude.

Fig. 82. — Analyse du phénomène d'ascendance.

Au début du mouvement, l'écart de température entre la bulle et l'air environnant augmente, entraînant une accélération de l'ascendance. En a, la bulle se refroidit plus vite que le milieu, sa vitesse verticale diminue. En D, températures et densités sont égales.

Par inertie, la bulle dépasse ce niveau, s'alourdit de plus en plus et finit par redescendre. Après quelques oscillations, elle se fixe à une altitude D.

b) ASCENDANCE THERMIQUE CONTINUE. — L'ascension dont nous venons de parler a un caractère pulsatoire, mais l'écoulement vers le haut peut s'effectuer de façon continue. Les bulles sont remplacées par des colonnes ascendantes pouvant atteindre 100 m de diamètre au sol (fig. 83).

Fig. 83. — Tourbillons thermo convectifs visualisés par les nuages.

Nous nous trouvons dans un cas particulier du phénomène très général des tourbillons thermo convectifs de Bénard (fig. 84).

Fig. 84. — Convection au sein d'un liquide. Expérience réalisée par Tyndall en 1863.
Le courant entraîne de petites paillettes qui rendent visibles : la cellule thermo-convective de Benard :
A : zone surchauffée ; B : zone refroidie.

L échauffement du sol par rayonnement solaire n'est pas la seule origine des ascendances thermiques. En hiver, les grandes villes dissipent des millions de calories. Les ascendances causées par la ville de Paris, par exemple, élèvent la base des stratus d'au moins !00 mètres.

THERMIQUES PURS - ASCENDANCES DE NUAGES

L'ascendance thermique peut ne pas atteindre le niveau de condensation. Elle porte alors le nom de « thermique pur ».

L'ascendance qui atteint le niveau de condensation est couronnée par un cumulus qui matérialise la partie supérieure du courant ascendant. Elle porte le nom «d'ascendance de nuage ».

VOL À VOILE THERMIQUE

Le principe qui régit le vol thermique paraît donc simple. Il s'agît de localiser les ascendances et de voler dans les courants ascendants en décrivant des spirales (fig. 85).

Arrivé à la base du nuage, le planeur quitte le courant ascendant et traverse le plus rapidement possible les courants descendants pour rejoindre une autre «cheminée ascendante » qui lui permet de regagner l'altitude perdue (fig. 86).

ASCENDANCES DE RUES DE NUAGES

Certains vents permettent des alignements de nuages cumuliformes s'allongeant en « rues » parallèles à la direction du vent. Le planeur longe alors un rouleau du côté ascendant (ascendance 1 à 2 mètres par seconde) et, tout en étant soutenu, il est emporté par le vent. La vitesse du planeur arrive à dépasser 100 km/h par rapport au sol et la durée du vol peut atteindre 5 à 6 heures (fig. 87).

Fig. 87. — Ascendances de rues de nuages.

THERMIQUES DU SOIR

Au coucher du soleil, les mouvements ascendants diurnes cessent, mais les parties du sol qui s étaient le plus échauffées se refroidissent plus rapidement et les régions voisines qui étaient les plus froides dans la journée deviennent relativement plus chaudes.

Là où régnait une ascendance s'établit un rabattant et inversement. Notons toutefois que les thermiques du soir sont faibles.

ACTION DU RELIEF SUR L'ÉCOULEMENT DE L'AIR

Les mouvements verticaux de l'atmosphère peuvent avoir une origine mécanique. Ils sont alors provoqués par le relief terrestre.

Le vent contourne les obstacles, mais si le relief oppose un barrage très étendu, il les franchit, tout au moins dans sa partie médiane. Le vent s'élève sur la pente exposée au vent (fig. 88).

Fig. 88. -— Le vent contourne les obstacles (pertes marginales b). Si le relief oppose un barrage très étendu, il le franchit dans sa partie médiane.

ASCENDANCES DE RELIEF

La déflexion de l'écoulement s'étend bien au delà des couches d'air en contact avec le relief. Elle s'étend au-dessus, en avant et en arrière de l'obstacle. Il est donc intéressant de connaître les limites verticale et horizontale d'influence du relief.

LIMITE VERTICALE

C'est la hauteur à partir de laquelle les filets d'air ne sont plus déviés (fig. 89).

Fig- 39. — Limite verticale de l'ascendance. En première approximation h = H/3

Cette hauteur h est mesurée à partir du sommet du relief. Plusieurs méthodes permettent de calculer la distance h qui varie d'ailleurs avec l'intensité du vent. Nous ne citerons que celle qui est le résultat de nombreuses observations.

En première approximation, si H est la hauteur de la montagne isolée, on peut écrire h_m = 0,3 H environ
h_m représentant la hauteur moyenne d'influence, le coefficient 0,3 varie avec l'intensité du courant.

Une chaîne de montagnes fait sentir son influence en moyenne jusqu'à une hauteur qui peut atteindre quatre ou cinq fois celle de la crête.

LIMITE HORIZONTALE (fig. 90).

Fig. 90. — Limite horizontale d'influence (limite approximative).

La limite horizontale d'influence se situe au point où les filets d'air cessent d'avoir un cours normal. Nous nous contenterons de donner l'approximation suivante :

Si nous appelons « l'angle de pente de la montagne isolée, la limite horizontale est et la distance et à laquelle il faut se placer pour voir la montagne sous un angle.

ÉCOULEMENT DE L'AIR SUR LES PENTES AU VENT

Si le vent est faible et la pente courte et peu inclinée, les filets d'air sont à peu près parallèles au sol. L'écoulement est laminaire (fig. 91).

Fig. 91. — Pente au vent - Écoulement laminaire.

Si le vent est faible, la pente longue et faiblement inclinée, des tourbillons à axe horizontal prennent naissance. Leurs branches supérieures tangentes au courant d'entraînement se déplacent dans le même sens que lui. Les branches inférieures descendent le long de la pente.

Si le vent est plus fort, les tourbillons se morcellent. L'écoulement est tourbillonna ire (fig. 92).

Fig. 92. — Pente au vent - Écoulement tourbillonnaire.

Si le vent dépasse 100 m/s, les tourbillons se disloquent et l'écoulement est caractérisé par de petits tourbillons entrainés, instables et inorganisés. L'écoulement est turbulent (fig. 93).

Fig. 93. — Pente au vent - Écoulement turbulent.

ÉCOULEMENT DE L'AIR - PENTES SOUS LE VENT

L'écoulement en aval d'un relief est, au-dessous de 10 m/s, presque toujours tourbillonnaire. Au-dessus d'une vitesse de vent de 10 m/s, la turbulence s'accroît dangereusement. Les figures 94 et 95 montrent que les phénomènes d'écoulement sont très variables suivant les formes et les dimensions des obstacles.

Fig, 94. — Pente sous le vent - Tourbillons organisés et stationnaires.

Fig. 95. — Pente sous \e vent - Trajectoire d'un ballon monté libre pris dans un tourbillon fixe.

COURBES D'ISOASCENDANCES ET D'ISODESCENDANCES

Ces courbes sont tracées en réunissant tous les points de l'ascendance et de la descendance qui ont une même vitesse pour un régime de vent donné et un état donné de l'atmosphère.

La zone d'influence comprendra donc deux parties (fig. 96).

Fig. 96. — Courbes d'égales ascendances (+) et d'Égales descendances (-).

EFFET de FOËHN

Lorsque la masse d'air qui franchit la pente au vent est humide, les nuages se dissipent plus haut en aval qu'en amont car l'air s'est en partie asséché pendant qu'il s'élevait, en donnant des précipitations.

De plus, l'air humide ascendant se refroidit moins vite que ne se réchauffe l'air relativement sec descendant en aval. Cette élévation du plafond accompagnée d'une augmentation de température et d'une diminution d'humidité constitue l'effet de Foëhn (fig. 97).

Fig. 97. — Vent du type Foëhn - Le vent vient de gauche.

ASCENDANCES DE FRONT FROID

Nous savons qu'un front froid fait reculer devant lui l'air chaud et que l'air froid s'enfonce en coin sous l'air chaud. Cet air chaud est rejeté en altitude et donne naissance à une ascendance difficile, mais possible à exploiter.

La figure 98 indique l'emplacement de cette ascendance.

Fig. 98. — Ascendances de front froid.
Vv : vitesse du vent.
Dv : direction du vent.
P : pression.

L'ascendance se fait sentir à 2 ou 3 km du front, alors que la vitesse du vent tombe à 0 et que l'on enregistre une brisure :

En (a) dans la courbe de pression ; En (b) au passage de la ligne de grain; En (c) au moment de la chute de pluie ou de grêle.

ONDES D'OBSTACLES

Analogie hydraulique : lorsqu'un ruisseau est obligé de franchir des obstacles, il se produit à sa surface des phénomènes ondulatoires (fig. 99 et 100).

Fig. 99 et 100, — Ondes de ressaut à la surface d'un liquide dans le cas d'un obstacle en relief (fig. 99) et d'un obstacle en creux (fig. 100).

Un phénomène analogue semble exister dans l'atmosphère sous certaines conditions. Supposons que dans une atmosphère stable verticalement, une particule d air franchisse une montagne. Quand elle a dépassé !a verticale de la crête, elle est rappelée à son niveau initial.

Quand elle Ta atteint, par inertie, elle le dépasse. Quelques oscillations sont nécessaires avant sa stabilisation à ce niveau. Sous l'action du vent, ces particules décrivent des trajectoires sinusoïdales.

Si l'amplitude du mouvement vertical est suffisant et si l'air est chargé d'humidité, ces ascendances sont matérialisées à leur sommet par «ne formation nuageuse, en forme de rouleaux parallèles à la crête qui lui a donné naissance. Ces rouleaux affectent une forme plus ou moins lenticulaire (fig. 101).

Fig. 101. — Ondes de ressaut sous le vent d'une montagne.

VOL A VOILE DANS LES ASCENDANCES DE RELIEF

VOL DE PENTE (fig. 102).

Fig. 102. — Zona ascendante (a - b). Zone rabattante (c).

 II consiste à maintenir le planeur sur le versant au vent d'une crête dans la zone ascendante, en faisant décrire au planeur une suite de 8 couchés (fig. 103), dans le sens de la pente.

Fig. 103. — Vol dans une ascendance de relief.

II faut évidemment que la vitesse du vent soit inférieure à la vitesse du planeur pour que ce dernier ne soit pas entraîné vers l'aval.

Le planeur, en volant parallèlement à la pente subit un vent de côté qui l'oblige à voler « en crabe ». En effet, les deux composantes : vitesse du vent et vitesse du planeur doivent avoir pour résultante une parallèle à la pente.

VOL DEVANT UN FRONT FROID

Sur la figure 104, nous constatons que l'ascendance d'air chaud se produit à une certaine distance du cumulonimbus.

Fig. 104. — Vol devant un front froid.

 Le planeur doit évoluer un peu à l'avant du nuage et voler le plus haut possible pour éviter îa turbulence due au relief.

 Le pilote observe très attentivement la ligne du front pour éviter de se laisser entraîner dans la masse nuageuse.
Ce vol est extrêmement difficile et ne s'adresse qu'à des pilotes confirmés.

VOL D'ONDE

Le planeur est remorqué jusque dans ïa zone d'ascendance de l'onde. Arrivé dans cette ascendance, le pilote est surpris par le calme qui y règne, calme faisant suite à la turbulence des basses couches. Il se place face au vent et s'efforce de donner au planeur une vitesse égale à celle du vent.

Tout en conservant, le plus possible, l'immobilité par rapport au sol, il monte dans l'onde, soit en se déplaçant latéralement, soit en descendant, soit en s'élevant, soit enfin en maintenant son altitude, pour éviter de sauter d'une vague à l'autre, le nombre de vagues étant limité.

À Saint-Auban-sur-Durance, des altitudes de 4000 et 5000 mètres ont été enregistrées dans des conditions relativement faciles. Le vol d'onde représente donc un avenir insoupçonné pour le vol à voile.

APPLICATIONS PÉDAGOGIQUES

AÉROLOGIE

MOUVEMENTS ATMOSPHÉRIQUES A FAIBLE ÉCHELLE

BUT DE CE CHAPITRE

— Mettre le puis possible l'enfant en contact avec les mouvements verticaux de l'atmosphère.

— Ne pas perdre de vue la loi fondamentale de l'aérodynamique : un planeur descend toujours par rapport a l'air ambiant ; s'il ne descend pas par rapport au sol, c'est qu'il se trouve dans un courant ascendant.

— Essayer d'établir des termes de comparaisons entre les mouvements verticaux et horizontaux de l'atmosphère.
Ce chapitre porte sur les mouvements verticaux de l'atmosphère ou sur les mouvements verticaux combinés aux mouvements horizontaux.

MATÉRIEL

Deux bols - Ballons en baudruche - Bocal - Tube - Glace - Matériaux différents ; bois, herbe, métal -

Deux verres - Deux thermomètres - Papier noir - Papier blanc - Moulinet - Feuille de papier à cigarette non gommée

 Fil - Tabac ou cigarettes - Anémomètres - Cerf-volant et manches à air - Chalumeau - Savon -

Planeurs modèles réduits - Sciure - Ballon en verre - Bec Bunsen ou lampe à alcool - Ficelle -

Baguette de 1 m - Deux sacs en papier identiques - Bougie.

CONSTRUCTION D'APPAREILS. — Cuve à visualisation thermique.

Pour le montage du système de barbotage de la fumée de tabac dans l'eau froide, voir figure 107.

Construire le relief avec du papier noir, la partie lac avec du clinquant brillant qui ne
s'échauffe pas, mais réfléchit la chaleur.

Remplir le fond de la cuve avec de la fumée de tabac refroidie. Allumer la lampe (100 à 200 watts) et attendre le déclenchement des mouvements de l'air.

EXPÉRIENCES

Bien que toutes les expériences portant sur les particularités respectives de l'air chaud et de l'air froid soient, évidemment valables pour cette partie de l'ouvrage, nous nous permettons tout de même de faire quelques suggestions :

— Verser une même quantité d'eau à la même température dans deux bols que l'on pose, l'un au soleil, l'autre à l'ombre. Après un minimum de temps d'une heure, porter les bols à l'abri du rayonnement et du vent, et comparer immédiatement les températures.

Conclusion. — Le soleil es! source, non seulement de lumière, mais aussi de chaleur.

— Gonfler modérément d'air un ballon en baudruche. Le maintenir pendant quelques instants au-dessus d'une source de chaleur, poêle ou radiateur : le ballon augmente de volume.

Le mettre ensuite sur de la glace : son volume diminue. Conclusion. — L'air chauffé se dilate ; refroidi, il se contracte.

— Aux extrémités d'une baguette attachée en son milieu par une ficelle, suspendre deux sacs en papier, identiques, ouverture en bas.

Veiller à ce qu'ils soient ouverts également, afin que le volume d'air contenu dans chacun des sacs soit le même.
Réaliser alors l'équilibre horizontal de la baguette.

Approcher ensuite une bougie allumée de l'ouverture d'un des sacs. Une partie de l'air chauffé s'échappe et le volume d'air contenu dans le sac pèse moins lourd ; l'équilibre est détruit (fig. 105).

Fig. 105. — L'air chaud, pour un même volume est plus léger que l'air froid.

Conclusion. — L'air chaud, pour un même volume, est plus léger que l'air froid.

— Prendre un bocal en verre. Déposer dans le fond, à l'aide d'un tube, très doucement, de la fumée de tabac. Fermer le bocal.

Poser un petit morceau de glace ou un linge humide très froid sur le couvercle.

Tenir l'ensemble au-dessus d'une source de chaleur. II se produit des courants de convection dans le bocal : l'air chaud monte, se refroidit au contact du couvercle et redescend.

Conclusion. — L'air chaud a tendance à monter, l'air froid à descendre.

— Par temps chaud, comparer, par contact avec la main, la température de la terre, du mur d'une maison ensoleillée, du goudron d'une route, avec la température de l'air ambiant.

Conclusion. — L'air est réchauffé par conduction, quand il entre en contact avec la surface de la terre et non directement par les rayons du soleil, sinon ce serait le contraire de ce qui se passe dans la réalité qui se produirait.

a) Par journée chaude, exposer au soleil des matériaux différents tels que : bois, herbe, métal!, eau, miroir, morceaux égaux de tissus blanc et noir. Au bout d'un assez long moment, comparer, au toucher, les températures de ces objets.

b) Verser dans deux verres une quantité égale d'eau à la même température. Placer les deux verres au soleil pendant un moment. Au préalable, on aura entouré et couvert les deux récipients, l'un de papier blanc, l'autre de papier noir.

À l'instant choisi pour la fin de l'expérience, prendre simultanément la température de l'eau des verres (fig. 106).

Fig. 106.

Conclusion. — Sur terre, il existe des matières qui riont pas une égale faculté d'absorption de la chaleur solaire: elles chauffent donc inégalement les masses d'air qui leur sont Voisines.

— Tenir un moulinet de papier au-dessus du poêle ou au-dessus du radiateur. Le moulinet se met à tourner.
Conclusion. — La chaleur met l'air en mouvement.

— S'assoir sur le sable, sur le gravier ou sur le bitume de la cour de récréation, en plein soleil.

Répéter l'expérience le soir après ie coucher du soleil et constater que le sol est devenu froid.

Conclusion. — Le sol perd de la chaleur qu'il communique à l'air ambiant.

— Trainer dans l'air de la classe une feuille de papier à cigarette non gommé, au bout d'un fil.

La faire passer au-dessus d'une source de chaleur. Le papier s'élève au moment où il passe dans la zone chaude.

Conclusion. — Au-dessus d'une partie chauffée, l'air s'élève, il se forme une ascendance.

— On pourra essayer de matérialiser diverses données sur la formation des ascendances avec la cuve à visualisation (fig. 107).

Fig. 107.

1 ° Remplir le fond de la cuve en verre avec de la fumée de tabac refroidie par barbotage dans de l'eau ;
2" Allumer la lampe ;

3° Observer les mouvements de la fumée et en tirer des conclusions que le maître aura prévues à l'avance : air chaud plus léger que l'air froid, ou bien chauffage inégal des masses d'air, ou encore formation de cumulus..

OBSERVATIONS

— Étude du comportement des fumées d'usines :

1 ° Au lever du soleil : air stable ; 2° Dans la journée : air instable.

— Observer sur la route ou dans la rue des petits tourbillons de poussière, lorsque l'air surchauffé est obligé de s'élever rapidement.

— Observer le frémissement qui se produit sur les routes, l'été, par brassage des couches fortement chauffées.

— Observer des ascendances thermiques par journée chaude.

On se place sur un terrain alternant prairies et parties rocailleuses ou sablonneuses et on fait monter un cerf-volant portant de petites manches à air.

Au-dessus des parties surchauffées, les manches à air ont tendance à se dresser.

Conclusion. — Les ascendances thermiques se forment surtout au-dessus des parties claires, plus chaudes.

— Observer des ascendances de relief.

Par jour de vent, transporter, en les tenant à l'abri, des ballonnets, tarés en équilibre indifférent en air stable. Les abandonner en amont d'un obstacle tel que colline et observer leur comportement. Essayer d'apprécier les vitesses d'ascendances et de descendances.

Conclusion. — Le vent suit le relief. Il y a une ascendance en amont, une descendance en aval.

— Étude de l'influence du relief sur lé vent :

- Par vent appréciable, disséminer des anémomètres à différents endroits ; en terrain découvert, en amont et en aval de certains obstacles tels que bâtiments, hangars.

- Disséminer .plusieurs manches à air, à peu de distance les unes des autres, en tenant compte des obstacles.

- Constater les changements de direction du vent en des points très rapprochés.

- Comparer les vitesses obtenues par estimation à celle donnée par un anémomètre placé loin des obstacles.

- Si l'on dispose de plusieurs anémomètres, on peut également observer directement les inégalités de vitesse du vent selon les obstacles qu'il rencontre.

Conclusion. — Le relief agit sur le vent en vitesse et en direction.

- Lors d'un vol, observer un planeur modèle réduit pris dans une ascendance thermique :
- Qu'est-ce qui le fait monter ? L'air chaud.
- Qu'est-ce qui chauffe l'air ? Le sol chauffé.
- Par quoi ? Par le soleil.

Conclusion. — C'est le soleil qui est le Vrai moteur des mouvements atmosphériques.

— Observer, à l'occasion, le vol des oiseaux : mouettes, corbeaux..., dans les ascendances.

— Envoyer des bulles de savon au-dessus d'une source de chaleur : poêle ou autre.

Observer leur mouvement : montée vers le plafond, flottement plus ou moins prolongé, puis, si les bulles sont solides, descente lente, dès qu'elles se sont refroidies dans les couches froides de l'atmosphère de la salle.

— Pour la matérialisation de la convection au sein d'un fluide, telle que l'eau, analogue à la convection dans l'air, on peut observer les tourbillons de Bénard (voir fig. 84).

— Observer occasionnellement, un planeur tournant dans une ascendance thermique. Observer également, si possible, un planeur faisant du vol de pente ; observer la direction dans laquelle il prend ses virages (face au vent).

— Observer la déviation et les ascendances de relief dans un ruisseau, quand l'écoulement du fluide est modifié par des obstacles tels que des pierres, par exemple.

Les mouvements de l'eau sont analogues à ceux de l'air dans ces cas semblables.

EXERCICES

— Observer un cumulus de beau temps en tram de se former. Chercher, en tenant compte de la direction et de la force du vent, la partie du sol qui peut je provoquer : ville, usine, grand champ de blé mûr...

— Lors d'une promenade, prévoir, au fur et à mesure que l'on progresse, sur quel côté du relief se présentera l'ascendance. Vérifier le bien fondé des prévisions à l'aide de ballonnets en équilibre indifférent, qui seront lâchés en amont de l'ascendance prévue.

— Lors d'une promenade, prévoir, au fur et à mesure que l'on avance, les ascendances thermiques possibles. Vérifier à l'aide de ballonnets en équilibre indifférent ou avec des planeurs modèles réduits que l'on enverra dans l'ascendance prévue.

— Par vent calme, lâcher un ballonnet en équilibre indifférent dans une ascendance thermique. Le suivre à l'oeil nu ou au théodolite. Chronométrer le temps pendant lequel il ne cesse de s'élever.

— Noter les jours, entre Pâques et les grandes vacances, par exemple, où on a pu remarquer, dans le ciel, en plus ou moins grande quantité, des cumulus de beau temps (à base horizontale).

ENQUÊTES

— Individuellement ou par équipes, chercher, dans les environs de l'école, le terrain le plus favorable au vol des modèles réduits : terrain dégagé évidemment, et de plus favorable du point de vue ascendances thermiques ou de relief.

— Se renseigner sur le terrain de vol à voile le plus proche (situation, altitude, type de vol pratiqué le plus souvent, raisons pour lesquelles on pratique, de préférence, un genre de vol plutôt qu'un autre sur ce terrain...).

— Chercher à se procurer des photographies de planeurs volant :

—  dans une ascendance thermique ; - dans une ascendance de relief.

— Établir une liste de lieux de la région, susceptibles d'être le point de départ d'ascendances thermiques.

— Réunir :

1 ° Des photographies ou des gravures illustrant le fait que certaines parties chaudes du sol déclenchent des ascendances thermiques, exemples ; photographie» d'usine, de terrain rocailleux...

2° Des photographies de parties "froides", incapable de déclencher dm ascendances thermiques.

Exemple : photographies d'un lac.

DISCUSSIONS

— Des raisons qui font qu'un terrain est plus favorable qu'un autre pour faire voler des modèles réduits.

— Des raisons qui font que le même modèle réduit se comporte différemment selon le terrain qu'il survole.

— Du fait que les pilotes se méfient de la rencontre de courants ascendants ou descendants à l'approche d'un terrain d'atterrissage.

— Du fait que les conditions de vol sont plus difficiles dans l'après-midi que le matin ou le soir.

— Dans le cas d'un aérodrome situé au sommet d'une hauteur, un pilote doit tenir compte :

- du fait qu'il se trouve ou non sur le versant « au vent » de la colline ;
- du fait que les « rabattants » sont très dangereux au décollage et à l'atterrissage ;

- du fait que pour tourner, lorsqu'il fait du vol de pente, un pilote de planeur dirige, en premier lieu, son appareil face au vent.

- du fait que dans l'atmosphère, une baisse de I ° dans le sens vertical peut se produire sur 100 m, alors que dans le sens horizontal, pour observer la même différence, il faut parfois des centaines de km.

— Même constatation pour la pression: sens vertical, 1 mm pour 11 m ; sens horizontal, de quelques km. à des centaines. D'où cette conclusion : les mouvements horizontaux de l'atmosphère sont à bien plus grande échelle que les mouvements verticaux.

RELATIONS INTER-ÉCOLES

— Se renseigner, pour une période donnée, si les jours où des cumulus de beau temps sont apparus dans lé ciel sont les mêmes pour toutes les écoles correspondantes.

— Se renseigner mutuellement sur le fait et sur les causes qui font que les régions en question sont dés régions de thermiques, ou d'ascendances de relief, ou bien groupent les deux.

VISITES

Sur le terrain de vol à voile :

— Observer les endroits où les planeurs commencent à chercher les ascendances. Déterminer approximativement le genre d'ascendances dont ils se servent. Chercher sur le terrain, ou aux environs du terrain, les principaux endroits susceptibles de les déclencher.

— Observer que, lorsqu'il n'y a pas de vent, les planeurs ne peuvent pas faire du vol de pente.

— Remarquer que lorsqu'il se produit des ascendances thermiques, on observe souvent des cumulus dans le ciel.

SCHÉMA D'OBSERVATIONS SYNOPTIQUES

Le genre de schéma que nous proposons n'a rien d'officiel, mais il tend à donner aux enfants la notion du groupement de résultats d'observations météorologiques faites à une même heure.

Ceci, bien entendu, n'est donné qu'à titre indicatif. Ce tableau peut être simplifié ou modifié à volonté selon les possibilités.

Nota. - L'état du sol pourra être indiqué ainsi :

- Sec,
- Humide,
- Mouillé,
- Nu et gelé,
- Couvert de neige (Épaisseur de la couche)...