The Mountain Weather Forecast, which is produced by the Meteorological Service of Canada, is one of Avalanche Canada’s most read and most valuable products. This glossary is designed to help you understand the terms that are used so you can get the most value out of it.
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Caption: This graphic shows a hypothetical vertical temperature structure (green line) with an AFL located between 2,000 m and 700 m above the earth’s surface. As a snow crystal falls from the base of a cloud (left side of diagram), it will eventually melt and transition to rain as it descends through the AFL. Since the air temperature changes to subfreezing temperatures below 700 m, water droplets become supercooled and freeze on contact when they reach the ground (freezing rain). If the depth of the surface-based cold layer were greater, it would give water droplets enough time to freeze completely while in the air, and reach the groundas ice pellets.
An above freezing layer (AFL) is a horizontal layer of air at some altitude in the atmosphere with a temperature above 0 C. It lies between two layers of sub-freezing air. AFLs are a common result of atmospheric subsidence and incoming warm fronts overriding cold air entrenched within valley bottoms. A temperature inversion is always present at the bottom of the layer.
Note that warm air at valley bottom is not referred to as an above freezing layer because air is normally warmest at low elevations.
Elevated layers of above freezing air play an important role in the type of precipitation observed at a given altitude. Above an AFL, precipitation falls as snow. It then transitions to rain within the AFL (assuming the layer is of sufficient depth), and then to ice pellets or freezing rain below the AFL.
Une masse d’air est une grande zone d’air qui subit un minimum de variations horizontales quant à la température et l’humidité. Elle se forme lorsque l’air demeure stationnaire pendant une période assez longue (habituellement plusieurs jours ou semaines) pour effectuer un échange d’énergie (absorption de chaleur ou refroidissement) et d’humidité avec la surface qui se trouve en dessous.
Les masses d’air sont classifiées de deux différentes façons, selon leur point d’origine :
Selon l’humidité : les masses d’air qui se forment au-dessus de la terre sont appelées continentales (sèches), alors que celles qui se forment au-dessus des océans sont appelées maritimes (humides).
Selon la température : on retrouve des masses d’air venant de régions tropicales (chaudes), polaires (froides) ou arctiques (extrêmement froides).
Il existe un total de cinq différents types de masses d’air : continentale tropicale (cT), maritime tropicale (mT), continentale polaire (cP), maritime polaire (mP) et continentale arctique (cA). Les masses d’air maritimes arctiques n’ont pas tendance à se former dans la nature puisque les plans d’eau gèlent à ces températures, ce qui élimine l’influence maritime.
Schéma indiquant l’air chaud et humide qui converge vers une dépression et qui est alors forcé à monter.
Il y a convergence atmosphérique lorsque deux ou plusieurs flux d’air se joignent, ou lorsque des vents forts se joignent à des vents plus faibles. Cette accumulation d’air à basse altitude atmosphérique entraine une ascendance, appelée aussi courant d’air ascendant. Lorsque l’air converge et monte, un refroidissement se produit, provoquant une condensation, la formation de nuages et, finalement, des précipitations.
La convergence atmosphérique est l’un des principaux processus impliqués dans la formation de tempêtes et de précipitations. En milieu montagneux, la convergence se produit sur les pentes exposées au vent ainsi qu’à la tête de vallées et de fjords, menant à des vents forts et à des précipitations plus importantes à ces endroits.
Formation nuageuse illustrée ici par les quatre processus pouvant causer une ascendance.
Le terme « ascendance » est communément utilisé pour désigner l’ensemble des processus qui font qu’une masse d’air s’élève dans l’atmosphère. C’est un élément important puisque lorsque l’air monte, il se refroidit et perd sa capacité de préserver la vapeur d’eau, ce qui fait que la vapeur se transforme en gouttelettes ou en cristaux de glace. Les nuages se forment alors, et lorsque le poids des gouttelettes ou des cristaux de glace devient trop important, des précipitations surviennent.
Nombre de molécules d’air à deux différentes altitudes à l’intérieur d’une colonne d’air, indiquant ainsi la pression atmosphérique à ces altitudes.
Crédit
Environnement et Changement climatique Canada
Analyse effectuée sur une carte du temps en surface indiquant la conversion de la pression atmosphérique en pression au niveau de la mer. Les isobares (lignes noires) relient les points de pression équivalente. Les endroits de basse pression (L) et de haute pression (H) sont indiqués.
La pression atmosphérique est un élément fondamental de la météo; elle fait référence au poids qu’exerce une colonne d’air sur une zone donnée. L’unité communément utilisée pour la pression est le millibar (mb). Les cartes du temps en surface sont utilisées pour indiquer les systèmes de pression tels que mesurés par les stations météorologiques (convertis en pression réduite au niveau de la mer afin d’éliminer les changements d’altitude) à travers la planète, avec des isobares qui relient les endroits où la pression est la même.
Non seulement la configuration de pression est un indicateur utile quant à la météo actuelle, mais les fluctuations servent également à prédire la météo à venir.
Lorsque la pression baisse, on peut généralement en déduire qu’un système de basse pression approche, avec les conditions météo défavorables qui y sont associées.
Une hausse de pression, quant à elle, peut signifier plusieurs choses. Si elle survient à la suite d’un front ou d’un système de basse pression, la pression en surface augmente et les conditions météorologiques s’améliorent. Toutefois, une hausse rapide de pression peut entrainer de fortes rafales. En hiver, une crête de haute pression arctique qui descend du nord peut amener avec elle des temps extrêmes et une couverture nuageuse persistante dans les vallées, alors que le soleil brille en zone alpine.
Image satellite d’une rivière atmosphérique qui se déplace des sous-tropiques à la côte sud de la C.-B.
Les rivières atmosphériques (RA) prennent leurs origines dans les tropiques. Elles consistent en de relativement longs et minces panaches de vapeur qui apportent d’importantes quantités de précipitations et des temps doux. Un exemple bien connu est le pineapple express (dépression en provenance d’Hawaï), qui prend ses origines à Hawaï et apporte de fortes pluies et de la neige abondante sur la côte ouest de l’Amérique du Nord.
Les RA sont à l’origine de 30 à 50 % des précipitations annuelles sur la côte ouest. Les plus fortes peuvent apporter plus de 200 mm de précipitation en 36 à 48 heures. Comme elles viennent de régions chaudes, le niveau de congélation augmente considérablement avec l’arrivée de ces rivières atmosphériques – typiquement sur une longueur de 2500 m le long de la côte et plus de 1500 m vers l’intérieur de la C.-B.
Entre 25 et 35 RA, environ, frappent la côte de la C.-B. chaque année, principalement à la fin de l’automne et au cours de l’hiver. Les plus intenses entrainent des inondations destructrices, des glissements de terrain et des cycles naturels d’avalanches importants. Alors qu’une RA peut apporter une quantité importante de neige dans les montagnes à ses débuts, la hausse graduelle du niveau de congélation fait habituellement en sorte que la neige se transforme en pluie à presque toutes les altitudes à la fin de la tempête. La pluie verglaçante est un autre phénomène courant dans les vallées de l'intérieur de la Colombie-Britannique, en particulier lorsque les RA sont précédées d’un solide courant arctique.
Sinking air parcels warm via compression and spread outwards upon reaching the surface of the earth. Resultant weather typically consists of clear skies and light winds, though exceptions do occur.
Une subsidence atmosphérique est un mouvement descendant de particules d’air dans l’atmosphère. C’est le contraire d’une ascendance. Ce mouvement compresse l’air, ce qui a pour effet d’augmenter à la fois la température d’une masse d’air et sa capacité à retenir la vapeur d’eau. Le résultat final est la diminution de l’humidité relative de la masse d’air et la dissipation des nuages et des précipitations.
Le trait solide bleu avec des triangles représente un front froid qui se déplace vers la C.-B., en provenance de l’Océan Pacifique.
Crédit
M. Pidwirny
Tranche verticale d’un front froid illustrant comment l’air chaud et humide se fait pousser vers le haut par la masse d’air froid qui avance.
Crédit
M. Pidwirny
Vue aérienne d’un système de basse pression et des fronts qui y sont associés. Les flèches de couleur indiquent la direction du vent et la température de l’air.
On appelle front froid l’espace qui se trouve à l’endroit où une masse d'air froid avance vers une masse d'air chaud. Les fronts froids provoquent une ascendance puisque leur masse d’air froid et dense se glisse sous la masse d’air chaud de moindre densité vers laquelle elle avance. Sur les cartes météorologiques, les fronts froids sont représentés par un trait solide bleu avec des triangles qui pointent dans la direction où se dirige le front froid.
Une forte ascendance convective peut entrainer la formation de cumulonimbus.
Crédit
Brockmann Consult
Circulations convectives indiquant les endroits où l’air monte, se refroidit et se condense (flèches rouges qui deviennent bleues – nuages), et où l’air descend, se réchauffe et s’assèche (flèches bleues qui deviennent rouges – aucun nuage).
La convection est le mouvement vertical de l’air qui se produit lorsque l’air chaud monte (imaginez les bulles qui montent dans un chaudron d’eau bouillante) et l’air froid descend. Comme d’autres formes d’ascendance, l’ascendance convective provoque le refroidissement et la saturation de l’air ascendant, formant de hauts nuages et des précipitations sous forme d’averses. Les précipitations résultant d’orages de convection sont connues pour leur variabilité en ce qui concerne le lieu et la durée, avec des averses locales intenses de courte durée possibles. Il en résulte une incertitude accrue au moment de faire des prévisions de précipitation.
Les ascendances convectives importantes peuvent entrainer, à haute altitude, des formations nuageuses appelées cumulonimbus qui sont associées au tonnerre et aux éclairs.
Dans des conditions atmosphériques normales, la température diminue à mesure que l’on prend de l’altitude. La ligne rouge indique le niveau de congélation, avec une température de 0 °C.
Le niveau de congélation est l’altitude à laquelle la température de l’air atteint 0 °C (zéro degré Celsius). Dans l’atmosphère, la température descend généralement avec l’altitude, ce qui fait que la température est au-dessus de 0 °C à une altitude sous le niveau de congélation, et sous 0 °C à une altitude au-dessus du niveau de congélation.
Toutefois, des systèmes frontaux du Pacifique envahissent souvent la Colombie-Britannique en hiver, et l’air chaud qui leur est associé prend la place de l’air froid arctique qui se trouve au fond des vallées. Ce processus crée une inversion de température; la température augmente avec l’altitude.
Tranche verticale d’un système frontal : air froid et front froid (à gauche), secteur chaud (au milieu), front chaud et air frais qui recule (à droite). L’air chaud et humide se fait pousser vers le haut par les deux fronts, mais s’élève plus rapidement du côté du front froid.
L’ascendance frontale est l’un des quatre principaux mécanismes d’ascendance. Les fronts froids, les fronts chauds et les fronts occlus forcent l’air à s’élever et, lorsqu’il y a suffisamment d’humidité, forment des nuages et entrainent des précipitations.
Un système de haute pression au-dessus de l’ouest du Canada apporte du soleil sur une grande région. Les vents de surface sont généralement faibles, sauf ici sur cette carte météorologique où les isobares (lignes où les pressions sont équivalentes) sont concentrées près des fjords de la côte, indiquant de forts vents de terre.
Les systèmes de haute pression entrainent généralement un ciel dégagé et une réduction des précipitations. Dans une zone de haute pression, l’air descend en spirale vers la surface de la Terre puis s’étend, dans le mouvement des aiguilles d’une montre, vers des zones de pression plus basse, menant ainsi à une subsidence atmosphérique.
Une zone de pression relativement haute entourée de tous côtés par une pression plus basse est appelée un anticyclone. Une zone allongée de haute pression qui s’étend à partir d'un anticyclone est appelée une crête.
L’air en surface s’étend vers l’extérieur (diverge) à partir d’un endroit de haute pression (H) et forme une spirale qui tourne dans le sens inverse des aiguilles d’une montre et crée un système de basse pression (L). L’air qui converge en surface est forcé de monter et se refroidit. S’il y a suffisamment d’humidité, des nuages se forment alors, et des précipitations s’ensuivent.
Les systèmes de basse pression entrainent des nuages et des précipitations et, au fil du temps, des changements drastiques de température et de vent. L’air circule des zones de haute pression vers les zones de basse pression, en spiralant vers l’intérieur et vers le haut dans le sens inverse des aiguilles d’une montre, créant ainsi une ascendance.
Une zone de pression relativement basse entourée de tous côtés par une plus haute pression est appelée une dépression. Une zone allongée de basse pression qui s’étend à partir d’une dépression est appelée un creux.
Les fronts occlus se produisent à la surface de la Terre, aux endroits où l’air froid rencontre l’air frais.
Crédit
National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA)
Tranche verticale d’un système météorologique bien développé qui indique comment l’air froid, qui se déplace plus rapidement que l’air chaud, a supplanté l’air chaud qui se trouvait en surface (occlusion froide sur l’image). Le front occlus (trowal) se trouve à l’intersection des masses d’air froid, frais et chaud.
Un front occlus se produit lorsque le front froid d’un système de basse pression rejoint un front chaud, devant, qui se déplace plus lentement que lui. Ceci fait en sorte que le bloc d’air chaud, qui se trouvait au départ devant le front froid, est soulevé et coupé de la surface du sol et aussi du front chaud lui-même. Une différence de température est alors observée sur le front occlus, mais cette différence est moindre (on passe de froid à frais plutôt que de froid à chaud). Sur les cartes météorologiques internationales, ces fronts sont représentés par une ligne mauve avec une alternance de triangles et de demi-cercles mauves qui pointent dans la direction vers laquelle le front se dirige.
Sur les cartes du temps en surface canadiennes, les fronts occlus ne sont pas généralement analysés. À la place, les fronts élevés, appelés TROWAL (trough of warm air aloft – creux d’air chaud en altitude), qui surviennent lorsqu’un front froid soulève un front chaud du sol, sont présentés.
Les précipitations les plus importantes se produisent au moment où le front froid rejoint le front chaud. On observe alors les différences de température les plus importantes, et le courant ascendant est amplifié.
Une ascendance orographique peut causer de la pluie sur le côté au vent d’une montagne ou d’une chaine de montagnes alors que le côté sous le vent reste sec.
Ce type d’ascendance se produit lorsqu’une masse d’air en mouvement rencontre une barrière physique, telle une chaine de montagnes, et est forcée à s’élever. L’air montant se refroidit, se condense et forme des nuages. S’il y a suffisamment de courant ascendant et d’humidité, les précipitations tombent habituellement sur les pentes exposées au vent ou près des sommets des montagnes. Sur le côté sous le vent d’une montagne (en aval du vent), l’air descend, se réchauffe, s’assèche et crée une zone de précipitations réduites, qu’on qualifie communément de zone « à l’ombre de la pluie » (rain shadow).
Puisque la direction prédominante des vents à latitude moyenne en Amérique du Nord est d’ouest en est, les ascendances orographiques sont un élément clé quant aux tendances en matière de précipitations et à l’épaisseur du manteau neigeux. Les pentes faisant face à l’ouest (exposées au vent) reçoivent donc des précipitations annuelles plus importantes que les pentes qui font face à l’est (sous le vent). Les systèmes frontaux du Pacifique vont également laisser tomber un plus grand pourcentage de leur teneur en humidité sur la chaine côtière, ce qui fait qu’il y a moins de précipitations dans les Columbia et les Rocheuses.
Les prévisions météorologiques en montagne d’Avalanche Canada indiquent quatre types de précipitations : neige, pluie, pluie verglaçante et grésil. Chaque type de précipitation impacte la structure du manteau neigeux de manière différente.
Les chutes de neige créent le manteau neigeux. La neige récemment tombée est généralement facilement transportée par le vent. Les chutes de neige abondantes de plus de 2 cm par heure ou de 30 cm dans les dernières 48 heures augmentent les risques d’avalanche. Une neige légère et constante (de 5 à 10 cm par jour) présente un risque moins grand d’avalanche.
La pluie ajoute de l’humidité et de la chaleur au manteau neigeux et provoque une fonte. Des croûtes de pluie se forment lorsque la neige de surface regèle après la pluie. Toute quantité de pluie qui tombe sur la neige peut augmenter les risques d’avalanche. Si la pluie gèle et forme une croûte épaisse (3 cm ou plus), les risques d’avalanches sont moins probables.
La pluie verglaçante apporte moins de chaleur au manteau neigeux que la pluie et provoque une fonte minimale du manteau neigeux. Cette pluie peut rapidement former une croûte de surface.
Le grésil se forme lorsque des grains de neige fondent et se transforment en gouttelettes de pluie, puis regèlent lorsqu’elles traversent l’air arctique qui est piégé au fond des vallées, et se transforment ainsi en gouttelettes de pluie gelées. Ces granules sont beaucoup plus grosses que les grains de neige et peuvent ne pas adhérer aux grains de neige avoisinants.
Toute forme de précipitation ajoute une charge au manteau neigeux et cause un stress aux couches fragiles à l’intérieur. Les couches fragiles du manteau neigeux peuvent devenir critiquement chargées lorsqu’il y a de la pluie ou des chutes importantes de neige.
La vidéo illustre comment les particules qui composent les précipitations tombent au sol sous forme de neige, de grésil (granules de glace), de pluie verglaçante ou de pluie selon la structure verticale de la température de l’atmosphère. Si la température de l’air demeure sous zéro tout au long du parcours des particules, elles tombent sous forme de neige. Si la température de l’air monte et demeure au-dessus de zéro, les particules tombent sous forme de pluie. Lorsqu’une couche d’air chaud remplace l’air froid de la vallée, du grésil ou de la pluie verglaçante se forment, selon l’épaisseur de la couche d’air froid dans la vallée. Vidéo : The Comet Program
Caption: A map of southeastern British Columbia, showing avalanche forecast regions outlined in blue and major highways in yellow. The 12-hour precipitation forecast is shown in coloured shading.
Quantitative Precipitation Forecast (QPF) refers to the quantity (or amount) of precipitation (usually conveyed in millimetres of water) forecast to accumulate at a given location over a specified period of time. Common time intervals are one hour, three hours, 12 hours, or per storm event.
On peut voir ici l’élévation et la température des stations météorologiques A (niveau de la mer), B (1000 m au-dessus du niveau de la mer) et C (1800 m au-dessus du niveau de la mer). Les calculs qui sont affichés en bas de l’image servent à convertir la valeur de la pression à la station selon sa position par rapport au niveau de la mer. Les calculs tiennent compte de l’altitude des stations, de la température à chacune de celles-ci et d’ajustements mineurs attribués aux instruments. Dans cet exemple, nous pouvons comparer la pression au niveau de la mer des différentes stations – la pression est plus élevée en arrière-pays (à droite) et plus basse près de l’eau (à gauche).w
La pression au niveau de la mer est la valeur qui est calculée lorsque la pression réelle mesurée à une station météorologique donnée est ajustée selon l’altitude.
La pression atmosphérique est mesurée par les stations météorologiques de surface partout dans le monde. Comme l’altitude des différentes stations peut varier grandement, de la côte de la Colombie-Britannique jusqu’aux Rocheuses, la pression à la station (la pression réelle mesurée à la station) est convertie en pression au niveau de la mer (la pression si la station était située au niveau de la mer). Ceci simplifie les analyses de pression et permet aux météorologistes de comparer la pression de différents endroits.
Caption: SLR has a huge impact on snow quality with higher values (15:1, 20:1 or higher) giving low density powder (left), and more mild storms producing denser snow, better used for snow sculptures (right).
The snow-to-liquid ratio (SLR) is a measure used in weather forecasting to describe the water equivalent of forecast new snow. The most basic rule of thumb to follow would be to apply a SLR of 10:1 (i.e., for a snow forecast of 10cm, 1cm (10 mm) of liquid water is expected).
In reality, SLRs vary from 5:1 or 7:1 (commonly found in the westernmost coastal ranges) to 25:1 or more (common in the Arctic and on eastern slopes of the Rockies). The variability of SLR depends on the temperature of the surrounding air throughout the ice crystal’s life cycle (from growth to its descent to earth), the presence of supercooled water droplets within the cloud, shape of the resulting ice crystals, and wind strength within and below the cloud layer.
Numerous weather products predict the quantitative precipitation forecast (QPF, in mm), which requires forecasters and other users to convert to centimetres of snow by applying an appropriate SLR. Since SLR is linked to temperature, colder air tends to produce higher SLR (15:1 or 20:1), resulting in lighter, fluffy powder snow, while warmer temperatures usually mean a lower SLR (7:1 or 5:1) and denser snow, which is excellent for making snowballs.
For example, if 10 mm of precipitation is forecast with mild temperatures, one might apply an SLR of 10:1. Thus, the forecast would call for 10 cm (100 mm) of snow. If precipitation was occurring during a cold snap, one would apply a higher SLR of 20:1. This means the same 10 mm of precipitation will create 20 cm (200 mm) of snow.
Le niveau de neige est facilement visible dans cette photo.
Crédit
Jim Steenburgh
Dans cette illustration verticale de la température, on peut voir la transition entre des températures sous zéro en altitude et des températures plus douces au fond des vallées (niveau de congélation). La phase de précipitation superposée permet d’observer la transformation de la neige en neige mouillée puis en pluie (délimitant ainsi la limite pluie/neige) lorsque les températures s’élèvent en haut de 0 °C.
La limite pluie/neige est l’altitude à laquelle les précipitations passent de la neige à la pluie. La distance à laquelle cette limite se trouve du niveau de congélation dépend du refroidissement qui se produit suite à la sublimation et à la fonte.
Si on a une masse d’air sèche à basse altitude, la neige qui tombe subira une sublimation (l’eau passera de l’état gelé à l’état de vapeur) et refroidira l’atmosphère. La limite pluie/neige passera alors rapidement du niveau de congélation, ou tout près, à plusieurs centaines de mètres plus bas.
Si l’atmosphère est humide, on verra peu de refroidissement à la suite d’une sublimation, mais il y aura quand même une fonte de neige (qui a également pour effet de refroidir l’atmosphère). Plus les précipitations sont importantes, plus la fonte est importante, ce qui mène à un plus grand refroidissement et à une limite pluie/neige plus basse.
Pour déterminer la limite pluie/neige, une règle générale est de soustraire 200 à 300 m du niveau de congélation; toutefois, la limite pluie/neige peut être considérablement inférieure selon les conditions atmosphériques.
La ligne bleue et rouge de cette carte météorologique indique un front quasi stationnaire qui traverse le centre de la Colombie-Britannique.
Crédit
Damon Stokes
Illustration tridimensionnelle d’un front quasi stationnaire indiquant la pointe d’un bloc d’air froid stationnaire à gauche et une masse d’air chaud à droite. Les flèches en gras à la surface de la Terre indiquent la direction potentielle des vents de surface. Les flèches verticales rouges indiquent des courants ascendants près de la zone frontale pouvant produire des nuages et des précipitations.
Un front quasi stationnaire est la surface qui se trouve entre deux masses d’air stationnaires ou quasi stationnaires. Les vents de surface ont alors tendance à souffler parallèlement au front, mais en directions opposées de chaque côté du front.
La météo le long de la zone frontale dépend des deux masses d’air impliquées. Si elles sont toutes les deux relativement sèches, on verra une couverture nuageuse éparse avec peu ou pas de précipitations. Si l’une des masses d’air ou les deux sont suffisamment humides, on peut s’attendre à une couverture nuageuse étendue, avec légère pluie intermittente ou constante.
Ce front est représenté sur les cartes météorologiques par l’alternance de segments bleus et rouges, avec des triangles bleus qui pointent vers l’air chaud et des demi-cercles rouges qui pointent vers l’air froid.
On associe souvent les nuages de vallée à une inversion de température.
Crédit
pataga.net/WhetherToFLy.html
Cette avalanche, déclenchée par un planchiste, se rend jusqu’au sol sur le côté gauche, alors que sur la droite elle s’est détachée à la hauteur d’une couche fragile et d’une surface de glissement moins profondes.
Une inversion de température se produit lorsque l’air qui se trouve à haute altitude est plus chaud que l’air dans le fond des vallées. Comme la température de l’air diminue normalement avec l’altitude, la situation est, ici, inversée.
Plusieurs processus mènent à une inversion de température, par exemple une augmentation d’air chaud en altitude, ou une subsidence. Dans le premier cas, l’air d’un front chaud qui arrive en Colombie-Britannique montera par-dessus l’air froid plus dense qui se trouve dans le fond des vallées. Si la température de cette masse d’air chaude en altitude est supérieure à 0 °C, on pourra voir de la pluie en zone alpine ou à la limite forestière, et de la pluie verglaçante ou du grésil dans le fond des vallées.
Par contre, si la pression est haute pendant plusieurs jours, l’air qui descend à la surface de la Terre (subsident) peut créer une inversion de température en altitude, qu’on appelle une inversion de subsidence. Des conditions ensoleillées peuvent exister sur le haut des montagnes, alors que le temps est frais et souvent nuageux au fond des vallées.
Lors d’une inversion de température, un réchauffement dramatique du manteau neigeux peut se produire pendant le jour en zone alpine. Ce réchauffement peut ne pas être évident pour les gens qui se déplacent à des altitudes plus basses et fraiches, et peut augmenter le risque de danger en surplomb.
Une fois en place, cette situation météorologique stagnante est difficile à briser.
La portion d’air chaud qui se fait pousser vers le haut est indiquée par une ligne bleue en tireté avec des crochets rouges (encerclés en jaune).
Ce mot est un acronyme pour trough of warm air aloft (creux d’air chaud en altitude). Il est utilisé sur les cartes météorologiques canadiennes à la place du terme « front occlus » pour illustrer l’endroit où un front chaud se fait pousser de la surface par un front froid plus rapide.
De multiples trainées de virga sous un nuage dans un désert du Utah.
Les virgas sont des trainées ou filets de précipitation qui tombent de la partie inférieure d’un nuage et qui s’évaporent ou se subliment avant même d’atteindre le sol.
La ligne rouge avec demi-cercles indique un front chaud de l’océan Pacifique qui se déplace vers la Colombie-Britannique.
Crédit
M. Pidwirny
Vue aérienne d’un système de basse pression et des fronts qui y sont associés. Les flèches de couleur indiquent la direction du vent et la température de l’air.
Crédit
M. Pidwirny
Tranche verticale d’un front chaud indiquant l’air chaud et humide qui s’élève graduellement au-dessus de la masse d’air froid vers laquelle le front chaud avance.
Un front chaud est l’espace qui se crée lorsqu’une masse d’air chaud prend la place d’une masse d’air froid qui recule. Les fronts chauds provoquent une ascendance puisque leur masse d’air à faible densité monte au-dessus de la masse d’air froid plus dense vers laquelle elle avance. Cet empiètement graduel d’air chaud et humide provoque des nuages et des précipitations bien en delà de la position en surface du front chaud. Sur les cartes météorologiques, les fronts chauds sont représentés par un trait solide rouge avec des demi-cercles rouges qui pointent dans la direction que se dirige le front.
The weather map shows a stationary arctic front (red line/semi-circles and blue line/triangles) draped along the Alaskan Panhandle, B.C.’s Coast Mountains, and through the Southern Interior. A low pressure system approaches Vancouver Island with its warm front (red line and semicircles), cold front (blue line and triangles), and TROWAL (blue dashed line with red hooks).
Un front est la surface qui sépare deux masses d’air possédant des caractéristiques différentes, par exemple la zone qui sépare une masse d’air froid et sec d’une masse d’air plus chaud et humide. Ces fronts sont nommés d’après les changements brusques de température qu’ils provoquent (p. ex. front chaud, front froid), mais on peut observer également des changements considérables quant à d’autres éléments météorologiques tels l’humidité, la vitesse et direction du vent, et la couverture nuageuse. La surface qui sépare deux fronts n’est pas un mur vertical; elle est plutôt inclinée vers l’air froid.
