L'atmosphère 

L'atmosphère est une couverture d'air composée d'un mélange de gaz qui entoure la Terre et atteint près de 350 miles de la surface de la Terre. Ce mélange est en mouvement constant. Si l'atmosphère était visible, elle pourrait ressembler à un océan avec des tourbillons et des tourbillons, de l'air montant et descendant, et des vagues qui parcourent de grandes distances.  

La vie sur Terre est soutenue par l'atmosphère, l'énergie solaire et les champs magnétiques de la planète. L'atmosphère absorbe l'énergie du soleil, recycle l'eau et d'autres produits chimiques et travaille avec les forces électriques et magnétiques pour fournir un climat tempéré. L'atmosphère protège également la vie sur Terre des radiations à haute énergie et du vide glacial de l'espace.

Composition de l'atmosphère 

Dans un volume d'air donné, l'azote représente 78 % des gaz qui composent l'atmosphère, tandis que l'oxygène représente 21 %. L'argon, le dioxyde de carbone et des traces d'autres gaz constituent le 1 % restant. Ce volume d'air contient également de la vapeur d'eau, variant de zéro à environ cinq pour cent en volume. Cette petite quantité de vapeur d'eau est responsable de changements majeurs dans le temps.   

L'enveloppe des gaz entourant la Terre change de bas en haut. Quatre couches ou sphères distinctes de l'atmosphère ont été identifiées à l'aide des caractéristiques thermiques (changements de température), de la composition chimique, du mouvement et de la densité.

La première couche, connue sous le nom de troposphère, s'étend de 6 à 20 kilomètres (km) (4 à 12 miles) au-dessus des pôles nord et sud et jusqu'à 48 000 pieds (14,5 km) au-dessus des régions équatoriales. La grande majorité des variations météorologiques, des nuages, des tempêtes et des variations de température se produisent dans cette première couche de l'atmosphère. À l'intérieur de la troposphère, la température moyenne diminue à un taux d'environ 2 ° Celsius (C) tous les 1 000 pieds de gain d'altitude, et la pression diminue à un taux d'environ un pouce par 1 000 pieds de gain d'altitude.

Au sommet de la troposphère se trouve une limite connue sous le nom de tropopause, qui emprisonne l'humidité et les conditions météorologiques associées dans la troposphère. L'altitude de la tropopause varie avec la latitude et avec la saison de l'année ; par conséquent, il prend une forme elliptique plutôt que ronde. L'emplacement de la tropopause est important car il est généralement associé à l'emplacement du courant-jet et à une éventuelle turbulence en air clair. 

Au-dessus de la tropopause se trouvent trois autres niveaux atmosphériques. La première est la stratosphère, qui s'étend de la tropopause jusqu'à une hauteur d'environ 160 000 pieds (50 km). Peu de temps existe dans cette couche et l'air reste stable, bien que certains types de nuages ​​s'y étendent occasionnellement. Au-dessus de la stratosphère se trouvent la mésosphère et la thermosphère, qui ont peu d'influence sur le temps. 

Circulation atmosphérique 

Comme indiqué précédemment, l'atmosphère est en mouvement constant. Certains facteurs se combinent pour mettre l'atmosphère en mouvement, mais un facteur majeur est le réchauffement inégal de la surface de la Terre. Ce réchauffement perturbe l'équilibre de l'atmosphère, créant des changements dans le mouvement de l'air et la pression atmosphérique. Le mouvement de l'air à la surface de la Terre est appelé circulation atmosphérique.   

Le chauffage de la surface de la Terre est accompli par plusieurs processus, mais dans le modèle simple de convection uniquement utilisé pour cette discussion, la Terre est réchauffée par l'énergie rayonnant du soleil. Le processus provoque un mouvement circulaire qui se produit lorsque l'air chaud monte et est remplacé par de l'air plus frais.

L'air chaud monte parce que la chaleur provoque la dispersion des molécules d'air. Au fur et à mesure que l'air se dilate, il devient moins dense et plus léger que l'air ambiant. Au fur et à mesure que l'air se refroidit, les molécules se regroupent plus étroitement, devenant plus denses et plus lourdes que l'air chaud. Par conséquent, l'air froid et lourd a tendance à couler et à remplacer l'air plus chaud et ascendant.

Parce que la Terre a une surface courbe qui tourne sur un axe incliné en orbite autour du soleil, les régions équatoriales de la Terre reçoivent une plus grande quantité de chaleur du soleil que les régions polaires. La quantité d'énergie solaire qui chauffe la Terre dépend de la période de l'année et de la latitude de la région spécifique. Tous ces facteurs affectent la durée et l'angle auquel la lumière du soleil frappe la surface.

Le chauffage solaire provoque des températures plus élevées dans les zones équatoriales, ce qui rend l'air moins dense et monte. Au fur et à mesure que l'air chaud circule vers les pôles, il se refroidit, devient plus dense et redescend vers la surface.

Pression atmosphérique 

Le réchauffement inégal de la surface de la Terre ne modifie pas seulement la densité de l'air et crée des schémas de circulation ; il provoque également des changements dans la pression atmosphérique ou la force exercée par le poids des molécules d'air. Bien que les molécules d'air soient invisibles, elles ont toujours du poids et occupent de l'espace. 

Imaginez une colonne d'air scellée qui a une empreinte d'un pouce carré et une hauteur de 350 milles. Il faudrait 14,7 livres d'effort pour soulever cette colonne. Cela représente le poids de l'air; si la colonne est raccourcie, la pression exercée au fond (et son poids) serait moindre.

Le poids de la colonne d'air raccourcie à 18 000 pieds est d'environ 7,4 livres ; près de 50 pour cent qu'au niveau de la mer. Par exemple, si un pèse-personne (calibré pour le niveau de la mer) était élevé à 18 000 pieds, la colonne d'air pesant 14,7 livres au niveau de la mer serait plus courte de 18 000 pieds et pèserait environ 7,3 livres (50 %) de moins qu'au niveau de la mer.

La pression réelle à un endroit et à un moment donné diffère selon l'altitude, la température et la densité de l'air. Ces conditions affectent également les performances de l'avion, notamment en ce qui concerne le décollage, le taux de montée et les atterrissages.

Mesure de la pression atmosphérique 

La pression atmosphérique était historiquement mesurée en pouces de mercure ("Hg) par un baromètre à mercure. Le baromètre mesure la hauteur d'une colonne de mercure à l'intérieur d'un tube de verre. Une section du mercure est exposée à la pression de l'atmosphère, qui exerce une force sur le mercure. Une augmentation de la pression force le mercure à monter à l'intérieur du tube. Lorsque la pression chute, le mercure s'écoule hors du tube, ce qui diminue la hauteur de la colonne. Ce type de baromètre est généralement utilisé dans un laboratoire ou une station d'observation météorologique , n'est pas facilement transportable et difficile à lire.  

Un baromètre anéroïde est l'instrument standard utilisé pour mesurer la pression; il est plus facile à lire et à transporter. Le baromètre anéroïde contient un vaisseau fermé appelé cellule anéroïde qui se contracte ou se dilate avec les changements de pression. La cellule anéroïde se fixe à un indicateur de pression avec une liaison mécanique pour fournir des lectures de pression. La partie de détection de pression d'un altimètre d'avion est essentiellement un baromètre anéroïde. Il est important de noter qu'en raison du mécanisme de liaison d'un baromètre anéroïde, il n'est pas aussi précis qu'un baromètre mercuriel.

Pour fournir une référence commune, l'International Standard Atmosphere (ISA) a été établie. Ces conditions standard sont à la base de certains instruments de vol et de la plupart des données de performances des aéronefs. La pression standard au niveau de la mer est définie comme 29,92 "Hg et une température standard de 59 ° F (15 ° C). La pression atmosphérique est également indiquée en millibars (mb), avec 1 "Hg égal à environ 34 mb. La pression standard au niveau de la mer est de 1 013,2 mb. Les lectures de pression typiques en mb vont de 950,0 à 1 040,0 mb. Les cartes de surface, les centres de haute et basse pression et les données sur les ouragans sont signalées à l'aide de mb.

Étant donné que les stations météorologiques sont situées dans le monde entier, toutes les lectures de pression barométrique locale sont converties en pression au niveau de la mer pour fournir une norme pour les enregistrements et les rapports. Pour ce faire, chaque station convertit sa pression barométrique en ajoutant environ 1 "Hg pour chaque 1 000 pieds d'altitude. Par exemple, une station à 5 000 pieds au-dessus du niveau de la mer, avec une lecture de 24,92 "Hg, signale une lecture de pression au niveau de la mer de 29,92 "Hg. L'utilisation de relevés de pression communs au niveau de la mer permet de s'assurer que les altimètres de l'avion sont correctement réglés, en fonction des relevés de pression actuels.   

En suivant les tendances de la pression barométrique sur une vaste zone, les prévisionnistes météorologiques peuvent prédire avec plus de précision le mouvement des systèmes de pression et les conditions météorologiques associées. Par exemple, le suivi d'un schéma d'augmentation de la pression à une seule station météorologique indique généralement l'approche du beau temps. À l'inverse, une baisse ou une baisse rapide de la pression indique généralement l'approche de mauvais temps et, éventuellement, de violentes tempêtes.

Altitude et pression atmosphérique 

Lorsque l'altitude augmente, la pression atmosphérique diminue. En moyenne, à chaque 1 000 pieds d'augmentation d'altitude, la pression atmosphérique diminue de 1 "Hg. À mesure que la pression diminue, l'air devient moins dense ou plus mince. Cela équivaut à être à une altitude plus élevée et est appelé altitude-densité. Lorsque la pression diminue, l'altitude-densité augmente et a un effet prononcé sur les performances de l'avion.  

Les différences de densité de l'air causées par les changements de température entraînent un changement de pression. Ceci, à son tour, crée un mouvement dans l'atmosphère, à la fois verticalement et horizontalement, sous la forme de courants et de vent. L'atmosphère est presque constamment en mouvement alors qu'elle s'efforce d'atteindre l'équilibre. Ces mouvements d'air incessants créent des réactions en chaîne qui provoquent une variation continue des conditions météorologiques.

Altitude et Vol

L'altitude affecte tous les aspects du vol, des performances de l'avion aux performances humaines. À des altitudes plus élevées, avec une pression atmosphérique réduite, les distances de décollage et d'atterrissage sont augmentées, tandis que les taux de montée diminuent. 

Lorsqu'un avion décolle, la portance est créée par le flux d'air autour des ailes. Si l'air est mince, il faut plus de vitesse pour obtenir suffisamment de portance pour le décollage; par conséquent, la course au sol est plus longue. Un avion qui nécessite 745 pieds de course au sol au niveau de la mer nécessite plus du double à une altitude-pression de 8 000 pieds. Il est également vrai qu'à des altitudes plus élevées, en raison de la diminution de la densité de l'air, les moteurs et les hélices des avions sont moins efficaces. Cela conduit à des taux de montée réduits et à une plus grande course au sol pour le franchissement d'obstacles.

Stabilité atmosphérique 

La stabilité de l'atmosphère dépend de sa capacité à résister aux mouvements verticaux. Une atmosphère stable rend les mouvements verticaux difficiles et les petites perturbations verticales s'atténuent et disparaissent. Dans une atmosphère instable, les petits mouvements d'air verticaux ont tendance à s'agrandir, ce qui entraîne un flux d'air turbulent et une activité convective. L'instabilité peut entraîner d'importantes turbulences, de vastes nuages ​​verticaux et des phénomènes météorologiques violents.

L'air ascendant se dilate et se refroidit en raison de la diminution de la pression atmosphérique à mesure que l'altitude augmente. L'inverse est vrai pour l'air descendant ; à mesure que la pression atmosphérique augmente, la température de l'air descendant augmente à mesure qu'il est comprimé. Le chauffage adiabatique et le refroidissement adiabatique sont des termes utilisés pour décrire ce changement de température.

Le processus adiabatique a lieu dans tout l'air en mouvement ascendant et descendant. Lorsque l'air monte dans une zone de basse pression, il se dilate en un volume plus important. Au fur et à mesure que les molécules d'air se dilatent, la température de l'air diminue. En conséquence, lorsqu'une masse d'air monte, la pression diminue, le volume augmente et la température diminue. Lorsque l'air descend, c'est le contraire qui est vrai. La vitesse à laquelle la température diminue avec une augmentation de l'altitude est appelée son taux de déchéance. Lorsque l'air monte dans l'atmosphère, le taux moyen de changement de température est de 2 ° C (3,5 ° F) par 1 000 pieds.

Comme la vapeur d'eau est plus légère que l'air, l'humidité diminue la densité de l'air, ce qui la fait monter. Inversement, à mesure que l'humidité diminue, l'air devient plus dense et a tendance à couler. Étant donné que l'air humide se refroidit à un rythme plus lent, il est généralement moins stable que l'air sec car l'air humide doit monter plus haut avant que sa température ne se refroidisse à celle de l'air ambiant. Le taux de déchéance adiabatique sec (air non saturé) est de 3 ° C (5,4 ° F) par 1000 pieds. Le taux de déchéance adiabatique humide varie de 1,1 ° C à 2,8 ° C (2 ° F à 5 ° F) par 1000 pieds. 

La combinaison de l'humidité et de la température détermine la stabilité de l'air et le temps qui en résulte. L'air frais et sec est très stable et résiste aux mouvements verticaux, ce qui conduit à un temps beau et généralement clair. La plus grande instabilité se produit lorsque l'air est humide et chaud, comme c'est le cas dans les régions tropicales en été. Typiquement, des orages apparaissent quotidiennement dans ces régions en raison de l'instabilité de l'air ambiant. 

Inversion 

Lorsque l'air monte et se dilate dans l'atmosphère, la température diminue. Il y a une anomalie atmosphérique qui peut se produire ; cependant, cela change ce modèle typique de comportement atmosphérique. Lorsque la température de l'air augmente avec l'altitude, une inversion de température existe. Les couches d'inversion sont généralement des couches peu profondes d'air lisse et stable près du sol. La température de l'air augmente avec l'altitude jusqu'à un certain point, qui est le sommet de l'inversion. L'air au sommet de la couche agit comme un couvercle, retenant les intempéries et les polluants piégés en dessous. Si l'humidité relative de l'air est élevée, elle peut contribuer à la formation de nuages, de brouillard, de brume ou de fumée, entraînant une visibilité réduite dans la couche d'inversion.   

Les inversions de température en surface se produisent les nuits claires et fraîches lorsque l'air proche du sol est refroidi par la baisse de la température du sol. L'air à quelques centaines de mètres de la surface devient plus froid que l'air au-dessus. Les inversions frontales se produisent lorsque l'air chaud se répand sur une couche d'air plus frais, ou lorsque l'air plus frais est forcé sous une couche d'air plus chaud.

Humidité et température 

L'atmosphère, par nature, contient de l'humidité sous forme de vapeur d'eau. La quantité d'humidité présente dans l'atmosphère dépend de la température de l'air. Chaque augmentation de température de 20 °F double la quantité d'humidité que l'air peut contenir. A l'inverse, une baisse de 20 °F réduit de moitié la capacité.   

L'eau est présente dans l'atmosphère sous trois états : liquide, solide et gazeux. Les trois formes peuvent facilement se transformer en une autre et toutes sont présentes dans les plages de température de l'atmosphère. Lorsque l'eau passe d'un état à un autre, un échange de chaleur a lieu. Ces changements se produisent par les processus d'évaporation, de sublimation, de condensation, de dépôt, de fusion ou de congélation. Cependant, la vapeur d'eau n'est ajoutée dans l'atmosphère que par les processus d'évaporation et de sublimation.

L'évaporation est la transformation de l'eau liquide en vapeur d'eau. Lorsque la vapeur d'eau se forme, elle absorbe la chaleur de la source disponible la plus proche. Cet échange de chaleur est appelé chaleur latente d'évaporation. Un bon exemple est l'évaporation de la transpiration humaine. L'effet net est une sensation de refroidissement lorsque la chaleur est extraite du corps. De même, la sublimation est le changement de la glace directement en vapeur d'eau, en contournant complètement l'étape liquide. Bien que la neige carbonique ne soit pas constituée d'eau, mais plutôt de dioxyde de carbone, elle démontre le principe de la sublimation lorsqu'un solide se transforme directement en vapeur. 

Humidité relative 

L'humidité fait référence à la quantité de vapeur d'eau présente dans l'atmosphère à un moment donné. L'humidité relative est la quantité réelle d'humidité dans l'air par rapport à la quantité totale d'humidité que l'air pourrait contenir à cette température. Par exemple, si l'humidité relative actuelle est de 65 %, l'air retient 65 % de la quantité totale d'humidité qu'il est capable de retenir à cette température et à cette pression. Alors qu'une grande partie de l'ouest des États-Unis connaît rarement des jours de forte humidité, des lectures d'humidité relative de 75 à 90 % ne sont pas rares dans le sud des États-Unis pendant les mois les plus chauds. 

Relation température/point de rosée 

La relation entre le point de rosée et la température définit le concept d'humidité relative. Le point de rosée, exprimé en degrés, est la température à laquelle l'air ne peut plus contenir d'humidité. Lorsque la température de l'air est réduite au point de rosée, l'air est complètement saturé et l'humidité commence à se condenser dans l'air sous forme de brouillard, de rosée, de givre, de nuages, de pluie ou de neige.

Lorsque l'air humide et instable s'élève, des nuages ​​se forment souvent à l'altitude où la température et le point de rosée atteignent la même valeur. Lorsqu'il est soulevé, l'air non saturé se refroidit à un taux de 5,4 ° F par 1 000 pieds et la température du point de rosée diminue à un taux de 1 ° F par 1 000 pieds. Il en résulte une convergence de la température et du point de rosée à un taux de 4,4 °F. Appliquez le taux de convergence à la température et au point de rosée signalés pour déterminer la hauteur de la base des nuages.

Méthodes par lesquelles l'air atteint le point de saturation 

Si l'air atteint le point de saturation alors que la température et le point de rosée sont proches, il est fort probable que du brouillard, des nuages ​​bas et des précipitations se forment. Il existe quatre méthodes par lesquelles l'air peut atteindre le point de saturation. Premièrement, lorsque l'air chaud se déplace sur une surface froide, la température de l'air baisse et atteint le point de saturation. Deuxièmement, le point de saturation peut être atteint lorsque l'air froid et l'air chaud se mélangent. Troisièmement, lorsque l'air se refroidit la nuit au contact du sol plus frais, l'air atteint son point de saturation. La quatrième méthode se produit lorsque l'air est soulevé ou forcé vers le haut dans l'atmosphère. 

Lorsque l'air monte, il utilise de l'énergie thermique pour se dilater. En conséquence, l'air ascendant perd rapidement de la chaleur. L'air non saturé perd de la chaleur à un taux de 3,0 ° C (5,4 ° F) pour chaque gain d'altitude de 1 000 pieds. Peu importe ce qui fait que l'air atteint son point de saturation, l'air saturé apporte des nuages, de la pluie et d'autres situations météorologiques critiques.

Rosée et givre 

Lors de nuits fraîches, claires et calmes, la température du sol et des objets à la surface peut faire chuter la température de l'air ambiant sous le point de rosée. Lorsque cela se produit, l'humidité de l'air se condense et se dépose sur le sol, les bâtiments et d'autres objets comme les voitures et les avions. Cette humidité est connue sous le nom de rosée et peut parfois être vue sur l'herbe et d'autres objets le matin. Si la température est inférieure au point de congélation, l'humidité se dépose sous forme de givre. Bien que la rosée ne présente aucune menace pour un aéronef, le givre présente un danger certain pour la sécurité des vols. Le givre perturbe le flux d'air sur l'aile et peut réduire considérablement la production de portance. Il augmente également la traînée qui, combinée à une production de portance réduite, peut nuire à la capacité de décoller.  

Brouillard 

Le brouillard est un nuage qui se trouve à la surface. Cela se produit généralement lorsque la température de l'air près du sol est refroidie jusqu'au point de rosée de l'air. À ce stade, la vapeur d'eau dans l'air se condense et devient visible sous forme de brouillard. Le brouillard est classé selon la manière dont il se forme et dépend de la température actuelle et de la quantité de vapeur d'eau dans l'air. 

Les nuits claires, avec relativement peu ou pas de vent, un brouillard de rayonnement peut se développer. Habituellement, il se forme dans les zones basses comme les vallées de montagne. Ce type de brouillard se produit lorsque le sol se refroidit rapidement en raison du rayonnement terrestre et que la température de l'air environnant atteint son point de rosée. Au fur et à mesure que le soleil se lève et que la température augmente, le brouillard de rayonnement se soulève et finit par brûler. Toute augmentation du vent accélère également la dissipation du brouillard de rayonnement. Si le brouillard de rayonnement a moins de 20 pieds d'épaisseur, on parle de brouillard au sol. 

Lorsqu'une couche d'air chaud et humide se déplace sur une surface froide, un brouillard d'advection est susceptible de se produire. Contrairement au brouillard de rayonnement, le vent est nécessaire pour former le brouillard d'advection. Des vents allant jusqu'à 15 nœuds permettent au brouillard de se former et de s'intensifier ; au-dessus d'une vitesse de 15 nœuds, le brouillard se lève généralement et forme des stratus bas. Le brouillard d'advection est courant dans les zones côtières où les brises de mer peuvent souffler l'air sur des masses continentales plus froides. 

Le brouillard de pente ascendante se produit lorsque de l'air humide et stable est forcé vers le haut d'éléments terrestres en pente comme une chaîne de montagnes. Ce type de brouillard nécessite également du vent pour sa formation et son existence continue. Le brouillard de pente ascendante et d'advection, contrairement au brouillard de rayonnement, peut ne pas brûler avec le soleil du matin, mais peut persister pendant des jours. Ils peuvent également s'étendre à des hauteurs plus élevées que le brouillard de rayonnement. 

Le brouillard de vapeur, ou fumée marine, se forme lorsque l'air froid et sec se déplace au-dessus de l'eau chaude. Au fur et à mesure que l'eau s'évapore, elle monte et ressemble à de la fumée. Ce type de brouillard est courant sur les plans d'eau pendant les périodes les plus froides de l'année. La turbulence et le givrage à basse altitude sont couramment associés au brouillard de vapeur. 

Le brouillard glacé se produit par temps froid lorsque la température est bien en dessous de zéro et que la vapeur d'eau se forme directement dans les cristaux de glace. Les conditions favorables à sa formation sont les mêmes que pour le brouillard de rayonnement, à l'exception des températures froides, généralement de -25 ° F ou plus froides. Il se produit principalement dans les régions arctiques mais n'est pas inconnu aux latitudes moyennes pendant la saison froide. 

Des nuages 

Les nuages ​​sont des indicateurs visibles et sont souvent révélateurs du temps futur. Pour que les nuages ​​se forment, il doit y avoir suffisamment de vapeur d'eau et de noyaux de condensation, ainsi qu'une méthode par laquelle l'air peut être refroidi. Lorsque l'air se refroidit et atteint son point de saturation, la vapeur d'eau invisible se transforme en un état visible. Grâce aux processus de dépôt (également appelés sublimation) et de condensation, l'humidité se condense ou se sublime en minuscules particules de matière comme la poussière, le sel et la fumée appelées noyaux de condensation. Les noyaux sont importants car ils permettent à l'humidité de passer d'un état à un autre.     

Le type de nuage est déterminé par sa hauteur, sa forme et ses caractéristiques. Ils sont classés selon la hauteur de leurs bases en nuages ​​bas, moyens ou hauts, ainsi qu'en nuages ​​à développement vertical.

Les nuages ​​bas sont ceux qui se forment près de la surface de la Terre et s'étendent jusqu'à environ 6 500 pieds AGL. Ils sont constitués principalement de gouttelettes d'eau, mais peuvent inclure des gouttelettes d'eau surfondues qui provoquent un givrage dangereux de l'avion. Les nuages ​​bas typiques sont les stratus, les stratocumulus et les nimbostratus. Le brouillard est également classé comme un type de formation de nuages ​​bas. Les nuages ​​de cette famille créent des plafonds bas, gênent la visibilité et peuvent changer rapidement. De ce fait, ils influencent la planification du vol et peuvent rendre le vol selon les règles de vol à vue (VFR) impossible. 

Les nuages ​​moyens se forment à environ 6 500 pieds AGL et s'étendent jusqu'à 20 000 pieds AGL. Ils sont composés d'eau, de cristaux de glace et de gouttelettes d'eau surfondues. Les nuages ​​typiques de niveau intermédiaire comprennent les altostratus et les altocumulus. Ces types de nuages ​​peuvent être rencontrés sur les vols de cross-country à des altitudes plus élevées. Les nuages ​​altostratus peuvent produire de la turbulence et peuvent contenir un givrage modéré. Les nuages ​​d'altocumulus, qui se forment généralement lorsque les nuages ​​d'altostratus se désagrègent, peuvent également contenir de la turbulence légère et du givrage.

La classification des nuages ​​peut être subdivisée en types de nuages ​​spécifiques en fonction de l'apparence extérieure et de la composition des nuages. Connaître ces termes peut aider un pilote à identifier les nuages ​​visibles. 

Voici une liste des classifications de cloud : 

• Cumulus— nuages ​​entassés ou empilés 

• Stratus— formé en couches 

• Cirrus— boucles, nuages ​​fibreux, également nuages ​​de haut niveau au-dessus de 20 000 pieds 

• Castellanus— base commune avec développement vertical séparé, en forme de château 

• Lenticularus— en forme de lentille, formé au-dessus des montagnes par vent fort 

• Nimbus— nuages ​​chargés de pluie 

• Fracto— en lambeaux ou cassé 

• Alto : nuages ​​de niveau moyen existant entre 5 000 et 20 000 pieds  

Plafond 

Aux fins de l'aviation, un plafond est la couche la plus basse de nuages ​​signalée comme étant brisée ou couverte, ou la visibilité verticale dans un obscurcissement comme le brouillard ou la brume. Les nuages ​​sont signalés comme brisés lorsque les cinq huitièmes à sept huitièmes du ciel sont couverts de nuages. Couvert signifie que tout le ciel est couvert de nuages. Les informations sur le plafond actuel sont communiquées par le message d'observation météorologique régulière pour l'aviation (METAR) et des stations météorologiques automatisées de divers types. 

Visibilité 

Les informations sur la visibilité sont étroitement liées à la couverture nuageuse et aux plafonds signalés. La visibilité fait référence à la plus grande distance horizontale à laquelle des objets proéminents peuvent être vus à l'œil nu. La visibilité actuelle est également signalée dans les METAR et d'autres bulletins météorologiques pour l'aviation, ainsi que par des systèmes météorologiques automatisés. Les informations de visibilité, telles que prédites par les météorologues, sont disponibles pour un pilote lors d'un briefing météo avant le vol. 

Précipitation 

Les précipitations font référence à tout type de particules d'eau qui se forment dans l'atmosphère et tombent au sol. Cela a un impact profond sur la sécurité des vols. Selon la forme des précipitations, elles peuvent réduire la visibilité, créer des situations de givrage et affecter les performances d'atterrissage et de décollage d'un aéronef.

Les précipitations se produisent parce que les particules d'eau ou de glace dans les nuages ​​grossissent jusqu'à ce que l'atmosphère ne puisse plus les supporter. Il peut se produire sous plusieurs formes lorsqu'il tombe vers la Terre, notamment la bruine, la pluie, le grésil, la grêle, la neige et la glace.

La bruine est classée comme de très petites gouttelettes d'eau, d'un diamètre inférieur à 0,02 pouce. La bruine accompagne généralement le brouillard ou les stratus bas. Les gouttelettes d'eau de plus grande taille sont appelées pluie. La pluie qui tombe à travers l'atmosphère mais s'évapore avant de toucher le sol est connue sous le nom de virga. La pluie verglaçante et la bruine verglaçante se produisent lorsque la température de la surface est inférieure au point de congélation; la pluie gèle au contact de la surface plus froide. 

Si la pluie tombe à travers une inversion de température, elle peut geler en traversant l'air froid sous-jacent et tomber au sol sous forme de granules de glace. Les grésils sont une indication d'une inversion de température et que la pluie verglaçante existe à une altitude plus élevée. Dans le cas de la grêle, les gouttelettes d'eau gelées sont transportées de haut en bas par les courants d'air à l'intérieur des cumulonimbus, grossissant au fur et à mesure qu'elles entrent en contact avec plus d'humidité. Une fois que les courants ascendants ne peuvent plus retenir l'eau glacée, celle-ci tombe sur la Terre sous forme de grêle. La grêle peut être de la taille d'un pois ou atteindre cinq pouces de diamètre, soit plus qu'une balle molle. 

La neige est une précipitation sous forme de cristaux de glace qui tombe à un rythme régulier ou sous forme d'averses de neige qui commencent, changent d'intensité et se terminent rapidement. La neige varie également en taille, de très petits grains à de gros flocons. Les grains de neige sont l'équivalent de la bruine en taille. 

Les précipitations sous toutes leurs formes constituent une menace pour la sécurité du vol. Souvent, les précipitations s'accompagnent de plafonds bas et d'une visibilité réduite. Les aéronefs qui ont de la glace, de la neige ou du givre sur leurs surfaces doivent être soigneusement nettoyés avant de commencer un vol en raison de la perturbation possible du flux d'air et de la perte de portance. La pluie peut contribuer à l'eau dans les réservoirs de carburant. Les précipitations peuvent créer des dangers sur la surface de la piste elle-même, rendant les décollages et les atterrissages difficiles, voire impossibles, en raison de la neige, de la glace ou de l'accumulation d'eau et des surfaces très glissantes.