Toutes les explications qui vont suivre ne sont pas simples mais essentielles à la compréhension des principes de formation des ascendances d'origine thermique, celles qui finalement justifient l'utilisation du variomètre SkyAssistant.

Atmosphère standard type OACI

L'Organisation de l'aviation civile internationale (OACI) définit l'« atmosphère type OACI » comme étant (au niveau de la mer) 1013,25 hPa, 15°C et 0 % d'humidité. Ces valeurs sont utilisées pour calculer diverses caractéristiques de performance aéronautique, telles que l'endurance, le rayon d'action, la vitesse aérienne et la consommation de carburant. Pour se reporter à une altitude barométrique autre que le niveau de la mer, la température est ajustée selon le gradient thermique adiabatique prescrit (qui est de -6,5°C/km pour les premiers 11 km).

 En ce qui concerne l'aéronautique :

 -   Au niveau de la mer, l'air est à 15 °C et à 1013,25 hPa ;

 -   La troposphère s'étend de 0 à 11 km ; la température décroît linéairement de 6,5°C par km, elle a donc une température de -56,5 °C à la tropopause.

L'atmosphère quelconque est semblable à l'atmosphère standard, mais en diffère sur deux points principaux :

  -   Le niveau de référence (surface isobare 1013) n'est plus systématiquement confondu avec le niveau de la mer mais au contraire "flottant", mobile verticalement par rapport à lui, dépendant de la structure de la masse d'air qui surplombe (Air plus chaud => air moins dense => pression plus faible et inversement).

  -   Au niveau de référence, la température t n'est plus égale à  15 °C mais variable autour de cette valeur standard. La température va évoluer en fonction :

-   Des caractéristiques de la masse d'air qui nous surplombe dépendant de son origine (origine polaire => plus froide, origine tropicale => plus chaude).
-   De son réchauffement ou refroidissement au contact du sol (couche mince de quelques centaines de mètres) en fonction des cycles nocturnes et diurnes.

La température ne décroît donc pas de manière linéaire en fonction de l'altitude mais en oscillant de part et d'autre de cette droite théorique (graphique gauche ci-dessous : comparaison OACI/sondage), droite qui pourrait finalement nous servir de régression linéaire de l'évolution de la température réelle.

Généralement la température décroît avec l'altitude, mais il se peut qu'elle soit stable en prenant de l'altitude, on parle alors d'isothermie. Il se peut même qu'elle augmente avec l'altitude, on parle alors d'inversion.

La couche Convective : du sol jusqu'à l'inversion.

En partant du sol jusqu'à la tropopause (limite haute de la troposphère), on peut rencontrer, à des niveaux variables, plusieurs inversions. La tropopause étant une inversion marquée qui va séparer la troposphère de la stratosphère.

L'inversion qui va nous intéresser plus particulièrement sera celle située (en fonction des régions, des saisons,...,) à une altitude de 800 à 3000m. Cette inversion marquera le sommet de la couche convective, celle dans laquelle nos planeurs vont évoluer en vol thermique. Les ascendances qui partent du sol ne s'élèvent jamais au-delà (sauf orage). Lors de l'apparition de cumulus , c'est cette inversion qui stoppera le développement vertical du nuage.

Les mouvement verticaux convectifs vont brasser cette couche convective uniquement, en y dispersant divers aérosols (poussières, pollution ...) qui s'y répartiront de manière uniforme. Lors de vols en planeur les jours de thermiques purs (sans cumulus) on peut distinguer clairement le sommet de la couche convective, bloquée par la couche d'inversion. On remarque bien sur la photo ci-dessous une séparation franche entre la couche convective brumeuse (sous le trait rouge) contenant une concentration en aérosols  2 fois supérieure à l'air limpide se situant au-dessus.

Je me souviens de certains rares vols en planeur au-dessus de Besançon des jours de thermiques purs. Une ascendance m'ayant permis de monter plus haut que la moyenne et donc finalement sortir la tête au-dessus de cette inversion, me permis de voir la chaîne des Alpes et le Mont Blanc en particulier.

L'emagramme :

Pour mieux étudier la masse d'air, il est important de relever ses caractéristiques et de les consigner sur un graphique appelé émagramme. Dans un premier temps, on se contentera de reporter la température de l'air mesurée à diverses altitudes (T : courbe d'état) et la température du point de rosée au sol (Td).
Dans un deuxième temps on verra qu'il peut être intéressant d'y consigner aussi Td à diverses altitudes, si les données sont disponibles.

Concernant notre activité modéliste et plus particulièrement l'utilisation du skyassistant, l'émagramme simplifié peut être suffisant, en effet le logger permet d'enregistrer les températures à diverses altitudes pour constituer notre sondage. Grâce à l'utilisation de l'adiabatique sèche on pourra pour diverses températures au sol déterminer le début de la convection, les plafonds associés, la base des cumulus et l'intensité des ascendances. Dans la mesure ou les activités vélivoles se cantonnent à l'espace situé sous la base des cumulus, dans air "sec" donc non saturé, on peut pratiquement arrêter l'étude ici.
Si maintenant on souhaite connaître tout ce qui est au-dessus de la base des cumulus, il convient de connaître l'utilisation de l'adiabatique humide ou pseudo-adiabatique qui traite l'évolution d'une masse d'air saturée (gouttes d'eau en suspension). Puis on verra qu'on peut facilement déterminer la base des cumulus par des relevés avec une simple station météo perso ou les données de Météo France.

Pour bien comprendre la suite : une bulle d'air ne peut monter que si elle baigne dans un air plus froid qu'elle même (air chaud => moins dense donc plus léger que l'air froid), dans le même principe que la montgolfière par différence de densité. Plus l'écart de température sera important et plus cette ascendance sera puissante. Cette ascendance arrêtera son ascension dès qu'elle baignera dans de l'air à la même température ou plus chaud qu'elle même.

Il est noter toutefois qu'un air humide à la limite de la saturation étant plus léger qu'un air sec (2%plus léger), il peut exister de rare cas d'ascendance déclanchées par ce phénomène. J'ai dit plus haut : "cette ascendance arrêtera son ascension dès qu'elle baignera dans de l'air à la même température" ... La bulle d'air en s'élevant devient plus humide du fait de son refroidissement par détente adiabatique et se retrouve de fait plus humide que l'air environnant, donc plus léger à température égale. L'ascendance peut alors s'élever un peu plus, bien que la température d'équilibre soit atteinte.

Pour avoir un peu plus de recul encore, il faut bien penser que l'air a une masse (1 kg/m3 environ à 1000m), qu'une petite ascendance peut mettre en mouvement 10 000 tonnes d'air, cet air ne pourra s'arrêter instantanément. Notre ascendance de 10 000 tonnes va poursuivre son chemin sur l'inertie est dépasser l'altitude qui correspond à l'équilibre des températures puis revenir sur ses pas en redescendant pour se stabiliser et se disperser.

Adiabatique sèche : (adiabatique)

Lorsqu'une bulle d'air échauffée par le sol va s'élever (ascendance), celle-ci va se détendre au fil de son élévation et ainsi perdre de sa température. L'air étant un mauvais conducteur thermique, les échanges entre cette bulle et l'air environnant vont être nuls (moindre en réalité), cette détente est dite adiabatique.

Le refroidissement adiabatique est de 1°C / 100m

Adiabatique humide : (pseudo-adiabatique)

Notre bulle d'air précédemment citée va s'élever tant que sa température sera supérieure à l'air environnant et ce d'autant plus vite que l'écart de température sera important. En montant, donc en refroidissant, cet air va atteindre sa température de saturation, la vapeur d'eau contenue dans l'air va passer à l'état liquide et former ce qu'on appelle le nuage. L'altitude de saturation dépend exclusivement de la température de l'air et de la quantité d'eau sous forme de gaz que cet air contient, on l'appellera "rapport de mélange".

Le refroidissement pseudo-adiabatique est 0.45° à 0.65° / 100m en fonction de la T° et la pression

Le rapport de mélange : Le rapport de mélange représente la quantité de vapeur d'eau en gramme que contient 1 kg d'air. Cet air ne pourra contenir au maximum qu'une certaine  quantité de vapeur d'eau qui va dépendre de la pression et de la température de l'air, on l'appellera rapport de mélange saturant. Plus l'air est chaud, plus il peut contenir de vapeur d'eau.
A l'inverse, pour une masse d'air contenant 6 g/kg de vapeur d'eau à 15°C, en abaissant sa température (par une élévation par exemple), à 10°C elle atteint la saturation. En abaissant encore sa température jusqu'à 0°C, elle transformera 2g/kg de vapeur d'eau en eau liquide. C'est cette transformation qui s'effectue dans une ascendance, à partir de la base du cumulus.
Comment connaître le rapport de mélange saturant d'une masse d'air ? C'est simple ! il faut connaître la valeur du point de rosée (Td).

Le point de rosée Td : Le point de rosée de l'air est la température à laquelle l'air devient saturé en vapeur d'eau. C'est le phénomène de condensation, qui survient lorsque le point de rosée est atteint, qui créé les nuages et la brume.
La température de rosée Td dépend donc de l'humidité relative de l'air, elle donnée par toutes les stations météo amateur, elle est aussi appelée "Dew-point".

Emagramme complet :

L'émagramme complet va permettre de placer sur le sondage, le point de rosée et la température de la bulle d'air au sol pour en déterminer son plafond, avec ou sans formation nuageuse.

Les lignes tiretées fines représente le rapport de mélange pour une température et une altitude. A noter que lorsque je remonte en suivant le rapport de mélange saturant, c'est comme si je montais en effectuant un refroidissement de 0.2°C/100m.

Données du problème : Ma station météo me donne une température de 17°C et un point de rosée à 9°C. A quelle altitude se trouve la base de mon cumulus ? Je place mes températures sur l'émagramme. A partir des 17°C, je vais tracer une courbe parallèle à l'adiabatique sèche qui correspond au refroidissement adiabatique de ma bulle d'air qui s'élève. A partir des 9°C de Td, je vais suivre cette fois le rapport de mélange saturant qui est ici à 8g/kg à la rencontre de mon adiabatique. A l'intersection des deux courbes se situe le point de condensation à la température de condensation Tc de 7.5°C pour une altitude de 850m.

Un radiosondage est en mesure de nous donner T et Td du sol jusqu'à 15 km d'altitude.

Sur un émagramme :

-Plus les courbes T et Td seront rapprochées et plus l'air sera humide.
-Plus les courbes T et Td seront écartées et plus l'air sera sec.

La couche d'atmosphère qui nous intéresse est la couche convective. Pour nos tracés, nous utiliserons Td au sol, mais il sera toujours intéressant d'observer l'écartement des courbes T et Td en particulier au sommet de la couche convective. Lors de la formation de cumulus, ceux ci se disperseront facilement si l'air est sec (courbes écartées),mais il y aura risque d'étalement si l'air est humide (courbes serrées).

Le sondage effectué à 00h00 est utilisé pour réaliser nos études. Mais l'utilisation de celui-ci n'est peut être pas le plus judicieux,  la masse d'air étant en perpétuelle mouvement. L'air nous surplombant à 11h00 le matin n'a peut être plus rien à voir avec celui-ci qui figure sur votre émagramme de 00h00. La solution est de réaliser le sondage soi même,..., sinon, faute de moyen (SkyAssistant par ex) ce sera la plus part du temps le sondage Météofrance de 00h00 qui sera employé..

Le schéma ci-dessous montre l'évolution de T et Td avec l'altitude, les deux courbes sont plus espacées près du sol, l'air est sec, elles se resserrent au niveau de l'inversion, marquant un air plus humide. Au-dessus de l'inversion, l'écartement plus ou moins prononcé de ces deux courbes influencera la couche nuageuse (de pas de cumulus à l'étalement).

Attention, le schéma ci-dessous est un cas particulier de fin de journée de convection, la couche convective ayant été brassée la journée, il s'effectue une homogénéisation de l'air dans cette couche, les T et Td s'établissant avec une décroissance régulière respective de -1°C/100m et -0.2°C/100m. Un relevé du matin ne sera pas aussi régulier, en particulier près du sol à cause du refroidissement nocturne.

Travaux dirigés : Exercice complet d'étude de la masse d'air convective mettant en oeuvre tout ce qu'on vient de voir, réalisable avec des moyens simples.

Données du problème : sondage réalisé en basse couche par un vol en modèle réduit vers 7 à 8 h le matin lorsque aucune convection n'est encore établie, jusqu'à une altitude de 800m pour avoir une vue très fine de la masse d'air nous surplombant, complété par le sondage à 00h00 réalisé par Météofrance dans la région considérée pour les altitudes supérieures à notre sondage, que l'on récupère sur le site Internet dédié : http://meteocentre.com/upper/france.html

Pour avoir la légende détaillée :  http://meteocentre.com/upper/rs_legende.php

Tout l'art va être de prévoir l'évolution de la température au sol au cours de la journée ainsi que la température maximun.

Pour être plus clair, si je veux faire de la prévision, je dois être capable de dire : à 11h00, la température sera de 19°C, la convection démarre.

On peut facilement déterminer l'évolution des T° en se fiant aux observations faites les jours précédents ou enregistrées par une station météo perso si la nébulosité et la masse d'air ont des caractéristiques identiques.

Étude de l'émagramme :

On peut déjà observer que la convection ne démarrera pas avant que la température au sol de 19°C soit atteinte. En effet, l'inversion nocturne due au refroidissement (par radiation) de l'air au contact du sol durant la nuit s'est propagée jusqu'à 400m de hauteur. Les premiers mouvements convectifs vont se réaliser dans cet espace mais ne seront pas vraiment établis et donc pas facilement exploitables.

Ma station météo me donne la température de rosée Td = 6°C. Ça me permet de tracer la courbe du rapport de mélange qui est ici de 6g/kg.

En observant l'émagramme, je constate que l'inversion nocturne se sera résorbée que pour une température de 19°C. La convection va réellement démarrer pour 19°C. On constate par ailleurs que  l'ascendance sera arrêtée par de l'air plus chaud avant d'atteindre son point de saturation.

Jusqu'alors l'ascendance était bloquée dans son ascension avant d'atteindre sa température de saturation C'en est fini, dès 21°C, les premières formations nuageuse vont se former.

Vers 16h l'après midi, la température est à son maximum de 24°C ... Que se passe t-il ?
Une ascendance va partir du sol et s'élever en suivant un refroidissement adiabatique. Vers 1800m d'altitude et 2.5°C, l'adiabatique sèche coupe la courbe de rapport de mélange  6g/kg (issue de la T° de rosée Td = 6°C). A partir de là, l'air passe à saturation et s'élève en suivant cette fois la pseudo-adiabatique. Le nuage est en formation, l'ascendance continue son ascension jusqu'à croiser la courbe d'état du sondage. La bulle ascendante rencontre à 3000m un air environnant à la même température de -5°C, l'ascendance ne peut monter plus haut.

Notre ascendance monte à 3000m d'altitude, on ne pourra exploiter que la partie non saturée jusqu'à l'altitude de 1800m, le vol de nuage étant impossible pour le planeur RC et interdit en France pour le planeur grandeur.

Pour information : pour déterminer la hauteur de la base des cumulus, il est admis d'utiliser la formule suivante :

Hbase (m)  = (T° - Td) x 120

Comment estimer la puissance de l'ascendance ?

La puissance de l'ascendance dépend du différentiel de température entre la courbe d'état de la tranche d'atmosphère et l'adiabatique ou pseudo-adiabatique.

- de 0 à 1000m, l'écart entre la courbe d'état et l'adiabatique est constant. Les Vz seront constantes sur cette tranche.

- de 1000 à 1500m, on constate un resserrement entre les deux courbe, les Vz diminuent d'intensité.

- de 1500 à 1800m, l'écart entre la courbe d'état et l'adiabatique est constant. Les Vz seront constantes sur cette tranche.

- à partir de 1800m l'air devient saturé et refroidit moins vite, créant une augmentation de l'écart entre la courbe d'état et la pseudo-adiabatique. Dans le nuage l'ascendance est à son maximum vers 2500m.

- à partir de 2500m, l'écart diminue pour s'annuler à 3000m, la Vz devient nulle.

Pour information : pour déterminer la vitesse moyenne des ascendances du jour, il est admis d'utiliser la formule suivante. Ça donne surtout une bonne idée des capacités convectives de la masse d'air :

Vz = (√(2 x CAPE) )/2

On peut trouver le CAPE sur le sondage du jour à 12h00. CAPE : Convective Available Potential Energy en  J/kg. C'est l'énergie potentielle disponible (chaleur latente).

Juste une petite remarque à destination des vélivoles RC ou grandeur : La valeur de l'ascendance  dont on parle ci-dessus n'est pas la vitesse avec laquelle votre planeur va monter. Vous savez que votre planeur chute à 0.5m/s, la valeur de l'ascendance est de 1.5m/s : votre planeur va monter de 1.5 - 0.5 = 1 m/s

Comment estimer la couche nuageuse en octas ou 8ème ?

Nous avons vu plus haut que ce qui allait être déterminant pour connaître la nébulosité du jour était l'écartement des courbes T et Td au dessus de la couche d'inversion. L 'OSTIV donne d'après une étude statistique les valeurs suivantes qui sont un bon indice :

Au niveau de l'inversion :
- Écartement T et Td supérieur à 7°C => 0 à 1/8ème de cumulus
- Écartement T et Td entre 7 et 4°C   => 1 à 3/8ème de cumulus
- Écartement T et Td entre 4 et 2°C   => 3 à 5/8ème de cumulus
- Écartement T et Td entre 2 et 0°C   => 5 à 8/8ème de cumulus

Pour éviter les gros développements des cumulus en altitude ou des étalements, des écarts supérieurs à 15°C entre T et Td sont souhaitables au-dessus de l'inversion (courbes allant en s'évasant).

Voilà donc un raccourci bien rapide, représentant le minimum que tout vélivole RC ou grandeur doit connaître. Si vous avez encore une bonne heure à tuer, je vous conseille vivement le travail de Michel Mioche, cadre au CNVV de St Auban sur Durance à destination des instructeurs vol à voile (animation PowerPoint).

Pour ceux qui souhaitent travailler sur un émagramme papier, il n'y a qu'à imprimer, coller un vénilia transparent sur la feuille et travailler avec des stylos feutres effaçables.

Cliquer pour télécharger l'animation PowerPoint sur les émagrammes et sondages basse couche.