La science des thermiques expliquée par Nathan Philippot
En tant que parapentistes, nous passons notre temps à traquer l’invisible. Nous lisons le ciel, nous ressentons les cycles au décollage, et nous enroulons des ascendances avec une sensibilité presque animale, imitant les oiseaux. Mais que se passe-t-il réellement à l’échelle microscopique et physique derrière ce bouillonnement invisible ?
Cet article propose de vulgariser la science de la convection atmosphérique en s’appuyant sur des simulations numériques de pointe issues de travaux de recherche actuels (modèles LES et DNS). De l’agitation moléculaire aux redoutables fronts de rafales de montagne, plongée au cœur de la mécanique fine de notre terrain de jeu.
Pourquoi l'air chaud monte-t-il vraiment ?
C’est une question qui semble triviale. “L’air chaud est moins dense”, répondra-t-on immédiatement. Certes, mais pourquoi ? À l’échelle microscopique, l’air se comporte fidèlement comme un gaz parfait. On peut l’imaginer comme des milliards de petites billes élastiques s’entrechoquant en permanence. L’air est composé à 80 % de diazote (N2), 20 % de dioxygène (O2) et d’un faible pourcentage de vapeur d’eau.
Nos variables habituelles sont en fait des propriétées statistiques de ces innombrables molécules et sont intimement liées par l’équation d’état des gaz parfaits : P = ρ • R/M • T
Où P est la pression, ρ (rho) la densité (masse volumique), R la constante des gaz parfaits, M la masse molaire moyenne des molécules de l’air, et T la température. La température n’est rien d’autre que la mesure de l’agitation moyenne de ces molécules (qui se déplacent à la vitesse phénoménale de 500 m/s dans la réalité !). La pression, elle, correspond aux impacts incessants de ces milliards de particules sur une surface donnée.
Dans l’atmosphère, la pression s’équilibre de manière extrêmement rapide. Dès qu’une zone se réchauffe, ses molécules s’agitent plus vite et tentent d’occuper plus d’espace. Pour maintenir l’équilibre des pressions avec l’air environnant, le volume se dilate : la densité de particules diminue. C’est cette baisse de densité qui engendre, sous l’effet de la gravité (équilibre hydrostatique), la fameuse poussée d’Archimède. L’ascendance est née.
D’autres propriétées macroscopiques émergent naturellement de cette vision microscopique de l’air. Le vent est un mouvement de translation moyen qui se superpose à l’agitation thermique ultra-rapide des molécules. La viscosité de l’air s’oppose aux variations de vent. Et la diffusion thermique s’oppose aux gradients de température.
Fun fact : combien de parapentistes faut-il pour stopper un thermique ?
En compétition, il n’est pas rare de voir une centaine de pilotes enrouler exactement dans le même cylindre d’ascendance. Sachant qu’un pilote équipé pèse environ 100 kg (PTV), cette concentration de masse peut-elle altérer la physique du thermique ?
Faisons le calcul : prenons un thermique moyen de 100 m de rayon et 300 m de haut. L’écart de température réel entre le cœur du thermique et l’air extérieur est faible (généralement entre 0,5°C et 1°C). Si l’on calcule le gain de flottabilité induit par ce demi-degré de surchauffe, on s’aperçoit qu’il faut environ 200 parapentistes regroupés dans ce volume pour annuler totalement la flottabilité positive et donc stopper l’ascendance. Les premiers pilotes montent donc toujours un peu plus vite que le groupe de 80 qui arrive ensuite et “alourdit” globalement la masse d’air !
La cascade de Kolmogorov et les simulations "LES"
Pour modéliser l’atmosphère, les chercheurs utilisent les équations de Navier-Stokes qui régissent la mécanique des fluides. Cependant, la convection atmosphérique est toujours turbulente et simuler chaque tourbillon centimétrique sur une portion d’atmosphère requiert une puissance de calcul impossible à atteindre. C’est ici qu’intervient la théorie de la cascade de Kolmogorov.
Cette théorie démontre que la turbulence est fractale : les grands tourbillons se décomposent naturellement en tourbillons de plus en plus petits, jusqu’à atteindre l’échelle millimétrique où l’énergie cinétique se dissipe sous forme de chaleur par viscosité moléculaire. Pour contourner ce problème, on utilise les simulations LES (Large Eddy Simulation). Ces modèles simulent précisément les grandes structures de l’écoulement (comme les thermiques utiles au vol) et utilisent des formulations mathématiques (paramétrisations) pour représenter la petite turbulence infra-métrique — celle-là même qui malmène nos profils et provoque les fermetures.
La Plaine, le laboratoire de la convection
La plaine est le terrain idéal pour comprendre le fonctionnement de base des thermiques, car la surface y est homogène et s’affranchit des effets complexes du relief. C’est le triomphe de la couche limite convective bien mélangée.
La structure verticale du thermique de plaine
En analysant une journée type sur un émagramme en plaine (comme au centre de l’Espagne), on observe le profil vertical standard de la couche limite convective :
- La couche de surface (les premiers mètres) : C’est la zone en contact direct avec le sol chauffé par le soleil. Le gradient de température y est super-adiabatique. Au sol il peut faire 30°C, alors qu’à 2 m de haut il fait déjà 20°C. C’est ce flux thermique qui alimente les thermiques.
- La couche mélangée : Au-dessus, le profil de température est adiabatique 1°C/100m. C’est la zone où les thermiques se forment et accélérent.
- L’inversion de température : Elle marque le sommet de la couche limite et fait office de couvercle où les thermiques s’arrêtent.
Le comportement thermique en lui-même est surprenant.
Contrairement à la croyance populaire, le cœur du thermique n’est pas une bulle isolée très chaude. En montant, le thermique subit un phénomène d’entraînement : il aspire l’air environnant et se mélange continuellement.
Peu avant le sommet de la couche limite, le thermique atteint la même température que l’air environnant. C’est uniquement son inertie (sa vitesse verticale accumulée) qui le pousse à continuer sa course vers le haut. Lorsqu’il percute la couche d’inversion, il réalise un overshoot (un dépassement par inertie) : il s’enfonce dans de l’air stable plus chaud que lui, devient alors localement plus froid et finit par s’arrêter pour s’étaler et redescendre sur les côtés. C’est souvent à la base de cet overshoot que se forment nos cumulus si l’humidité est suffisante.
La vitesse moyenne des thermiques en plaine s’obtient par la formule de Deardorff : w=2 (g/T · H/rho/cp · h )^1/3. Les deux principaux paramètres sont le flux de chaleur issu du sol H (W/m2), et la hauteur de la couche limite h (m) ; plus ils sont élevés plus les thermiques sont rapides.
L'astuce du chercheur : Estimer le plafond à l'œil nu
En plaine il existe une règle géométrique appelée rapport d’aspect. La distance horizontale séparant deux thermiques (ou deux cumulus) est environ égale à deux fois la hauteur de la couche limite (2h). Si vous observez des cumulus espacés régulièrement de 4km dans le ciel de plaine, vous pouvez en déduire avec une grande fiabilité que le plafond se situe à 2 000 m du sol.
Le rôle subtil et méconnu de l'eau
Dans l’atmosphère, l’air humide est plus léger que l’air sec à pression et température égales. Pourquoi ? Parce que la masse molaire de la molécule d’eau (H2O, ~18g/mol) est bien inférieure à celle du diazote ou du dioxygène (~29g/mol). Par conséquent, l’évaporation seule peut déclencher des thermiques, qui auraient alors la même température mais une humidité supérieure. Ainsi les thermiques sont faibles mais fréquents sur l’océan et certains oiseaux, comme les frégates, arrivent à les exploiter.
Cependant, pour nos vols de distance, l’humidité excessive du sol est l’ennemi du thermique : l’énergie du soleil est absorbée par la chaleur latente d’évaporation au lieu d’être convertie en chaleur sensible (qui réchauffe l’air). Un sol sec produira toujours des thermiques bien plus puissants.
La Montagne, là où tout se complique
Si la plaine suit un schéma simple et répond à des équations élégantes, la montagne brise cette simplicité par l’introduction du relief et des brises. Ici, la notion de “hauteur de couche limite” a souvent peu de sens.
Brises de pente et détachement sur les crêtes
En montagne, l’échauffement des versants exposés au soleil génère une brise de pente (ou vent anabatique). Au lieu de se détacher immédiatement du sol comme en plaine, l’air chaud s’écoule le long de la topographie, léchant le relief vers les sommets. Les ascendances matinales ou en conditions stables sont ainsi littéralement collées aux parois (le fameux vol de falaise bien connu à Saint-Hilaire du Touvet).
Les véritables thermiques exploitables pour partir en cross naissent lorsque le profil de température se déstabilise (approche du gradient adiabatique). L’air chaud accumulé par les brises de pente converge vers les sommets, les épaules rocheuses ou les limites d’enneigement, qui agissent comme de véritables catalyseurs et déclencheurs géométriques. Les ascendances y deviennent alors massives, larges et se détachent enfin du relief pour monter au plafond.
Les brises de vallée
À plus grande échelle (dizaines de kilomètres), les grands massifs génèrent des brises de vallée. Prenons l’exemple du massif de la Chartreuse : l’intérieur du massif (autour de Saint-Pierre de Chartreuse ou Saint-Pierre d’Entremont) surchauffe par rapport à la plaine de l’Isère (à altitude égale).
Pour compenser la dépression thermique associée, l’air plus frais de la plaine s’engouffre dans les vallées et agit comme un véritable stabilisateur. Dans toutes les zones balayées par cette brise de vallée, les thermiques sont inhibés par la stabilité et déstructurés par les cisaillements de vent. Pour poursuivre un cross dans une brise de vallée le pilote ne peux plus compter sur les thermiques et doit chercher des ascendances dynamiques sur les reliefs bien exposés face à la brise. Ou alors chercher les zones de convergence, là où deux brises se rencontrent et s’affrontent, forçant l’air à s’éjecter verticalement.
Le phénomène le plus dangereux : les courants de densité d'orage
Lorsque la convection s’emballe et que des cumulus congestus ou des orages se forment sur les sommets, un processus physique redoutable se met en place. La pluie générée en altitude traverse de l’air non saturé sous la base du nuage et commence à s’évaporer. Cette évaporation consomme une énergie colossale, refroidissant brutalement l’air environnant (parfois de plus de 3 à 4°C). Devenu lourd et dense, cet air froid s’effondre vers le sol, accéléré à la fois par son propre poids
et par l’entraînement mécanique des gouttes d’eau. En touchant la surface, cette poche d’air froid s’étale horizontalement à haute vitesse sous forme d’un courant de densité. Le front de propagation de l’air froid est très violent, il est appelé front de rafales, et c’est aussi le lieu où le soulèvement de l’air chaud peut déchencher de nouvelles cellules orageuses.
Attention danger : La propagation des fronts de rafales
En montagne, ces écoulements d’air froid sont canalisés par la topographie et peuvent progresser à plus de 50 ou 60 km/h au fond des vallées, et ce, jusqu’à des dizaines de kilomètres de l’orage initial. Un ciel peut sembler tout à fait volable et serein à un endroit, alors qu’un front d’air froid invisible est déjà en train de dévaler la vallée depuis un sommet lointain. Ce phénomène est renforcé par les glaciers car l’air froid se refroidit encore plus en s’écoulant sur la glace. Ce qui expliquerait les vents d’orage extrêmes dans les vallées du Karakoram (Pakistan).
Ce qu'il faut retenir pour notre pratique
La physique et les simulations numériques confirment ou corrigent plusieurs grands préceptes du vol libre :
- Un thermique n’est pas une bulle traversant la couche limite sans se mélanger, sa structure est similaire à un tronc d’arbre, avec des racines à sa base qui se regroupent et adoptent progressivement une forme de plus en plus cylindrique, et avec une épaisse écorce de turbulence qui mélange le coeur du thermique et son environnement.
- Le sommet du thermique n’est pas l’altitude où il atteint la même température que son environnement, car l’air continue à monter par inertie, parfois plusieurs centaines de mètres, jusqu’à ralentir totalement et ensuite retomber sur les côtés car à cet endroit l’air du thermique est plus froid que son environnement.
- En plaine, l’espacement des cumulus ainsi que le diamètre des thermiques est proportionnelle à la hauteur de la couche limite.
- Les hétérogénéités de la surface (forêt, champs, village, ombre) influencent la position des thermiques, mais ne sont pas nécessaire à leur formation, car les thermiques apparaissent même sur une surface parfaitement homogène comme dans les simulations.
- En montagne, le relief et son ensoleillement pilote la position des thermiques, mais les brises de grande échelle gagnent en force durant l’après-midi et redessinent la carte des zones exploitables et des zones à éviter sous peine d’un “enterrement” immédiat.
- Les thermiques en montagne étroits et teigneux le matin (liés aux brises de pente) finissent par
s’organiser en structures larges et confortables l’après-midi, à condition que le profil de température s’approche de l’adiabatique.