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Dynamique de la couche limite convective
La Couche Limite Atmosphérique (CLA) est définie comme la portion de l’atmosphère directement influencée par la surface. Elle se développe entre la surface et la troposphère libre et son épaisseur varie généralement entre 1 et 2 km. C’est plus précisément la partie de l’atmosphère où la surface a un impact rapide, de l’ordre de l’heure (Stull, 1988), via les échanges de quantité de mouvement, de chaleur et de vapeur d’eau effectués par les mouvements turbulents.
Origine et propriétés de la turbulence dans la couche limite atmosphérique
La surface a un rôle fondamental dans l’évolution de la CLA puisque d’importants échanges énergétiques ont lieu à la surface. Elle absorbe le rayonnement solaire incident durant le jour et se refroidit la nuit via l’émission infra-rouge. Ce cycle diurne a un impact primordial sur l’évolution diurne de la température du sol, et donc sur la température de l’air en contact avec la surface. Le bilan d’énergie de la surface peut se mettre sous la forme :
Rnet = H + LE + G (2.1)
Où Rnet est le rayonnement net résultant de la différence entre les rayonnements solaire et infrarouge incidents d’une part, et les rayonnements solaire réfléchi et infrarouge montant d’autre part. H correspond au flux de chaleur sensible, LE au flux de chaleur latent et G au flux de chaleur absorbé par le sol.
Les principales caractéristiques de la CLA sont directement liées à celles de la surface. Cette dernière est tout d’abord une importante source d’humidité pour l’atmosphère. Les surfaces continentales stockant l’eau, la CLA s’humidifie par l’évaporation de l’eau contenue dans les sols. De plus, la surface étant immobile, elle engendre une friction avec les déplacements d’air en surface. En conséquence, un gradient de vent est créé dans les basses couches de l’atmosphère, celui-ci étant plus faible en surface qu’en altitude. On notera enfin la présence de plusieurs cycles diurnes au sein de la CLA pour notamment la température et l’humidité. Trois types de CLA existent en fonction de la valeur du flux de chaleur en surface. La CLA instable ou convective se développe lorsque les flux de chaleur sont positifs, la CLA stable apparaît lorsque les flux de chaleur sont négatifs et la CLA neutre lorsque les flux de chaleur sont nuls. La CLA est surtout marquée par la présence permanente de turbulence, c’est elle qui est responsable de la réponse rapide de l’atmosphère aux impacts de la surface. De par le mélange induit par le transport par l’air turbulent, une des propriétés de la turbulence est sa diffusivité puisqu’elle tend à rendre le milieu homogène. Elle est également dissipative car elle crée des zones de forts gradients sur de petite échelle spatiale, à une échelle telle que la dissipation visqueuse n’est plus négligeable. On peut noter deux causes de turbulence, la première est l’instabilité hydrodynamique et la seconde l’instabilité thermique. L’instabilité hydrodynamique est engendrée par un cisaillement de vent en intensité, c’est-à-dire des zones où la vitesse du vent varie perpendiculairement à la direction de l’écoulement. L’écoulement turbulent correspond alors à des instabilités se succédant les unes aux autres. Dans ce cas, la pression et l’advection favorisent l’apparition de petites instabilités, et donc de turbulence. A l’inverse, la viscosité tend à homogénéiser les petites échelles et à stabiliser l’écoulement. Ces deux effets sont antagonistes lors de l’écoulement et on utilise le nombre de Reynolds Re pour quantifier cette compétition :
Re = U · L / ν (2.2)
Avec L et U représentant les échelles caractéristiques de longueur (en m) et vitesse de l’écoulement (en m.s−1), et ν la viscosité du fluide (m2 .s−1). Dans la CLA, le nombre de Reynolds caractéristique est de l’ordre de 10⁹ , soit bien au-dessus de la valeur critique de 10⁵ au-delà de laquelle l’écoulement est considéré toujours turbulent. L’instabilité hydrodynamique est donc toujours une source de turbulence au sein des trois types de CLA présentés précédemment.
Spectre d’énergie
La turbulence est composée d’une superposition de tourbillons de différentes tailles entre eux et aussi avec le mouvement moyen de l’écoulement duquel ils tirent leur énergie. Le transfert de l’énergie des grandes échelles aux petites évoqué précédemment et sa conversion en chaleur aux petites échelles où la viscosité n’est plus négligeable sont des processus regroupés sous le nom de cascade énergétique. Pour comprendre ce phénomène de cascade énergétique et identifier les échelles mises en jeu, il est nécessaire de procéder à une décomposition spectrale de l’énergie. Celle-ci repose sur l’utilisation de transformée de Fourier pour calculer la densité spectrale d’énergie E(κ) avec κ le nombre d’onde considéré dans le cadre d’une turbulence isotrope et homogène au sein d’un écoulement incompressible.
La représentation schématique du spectre d’énergie dans la couche limite fait apparaître trois zones principales. La zone « A » correspond au domaine de petits nombres d’onde correspondant aux grands tourbillons. Les larges tourbillons les plus énergétiques sont ceux responsables du transport au sein de la couche limite. C’est dans cette région que l’énergie cinétique turbulente est contenue majoritairement et produite par flottabilité ou cisaillement de vent. Le pic spectral d’énergie est généralement associé au nombre d’onde égal à l’inverse de la hauteur de couche limite (Stull, 1988). Le zone « B » est celle du sous-domaine inertiel où l’énergie est simplement transmise aux petites échelles, sans production ni dissipation. Cette zone a été initialement imaginée par Kolmogorov (1941) pour séparer les régions contenant l’énergie et celles la dissipant.
Évolution et structure de la couche limite convective
En condition de couche limite convective, le rayonnement solaire incident chauffe la surface, augmentant la flottabilité de l’air près du sol. La production thermique est source d’une turbulence grande échelle, qui définit la couche limite convective. En se développant, la couche limite mélangée érode l’inversion nocturne ainsi que la couche de mélange résiduelle et son sommet grandit rapidement (Figure 2.2). Elle peut atteindre quelques centaines de mètres le matin et quelques kilomètres au cours de la journée. Puis, peu avant le coucher du soleil, la croissance du sommet de la couche limite se ralentit et il y a inversion du flux de chaleur en surface et refroidissement des basses couches. Lorsque la couche limite convective est bien développée, sa structure verticale peut se diviser en plusieurs régions observables sur des profils moyens de température potentielle virtuelle (Figure 2.3). La couche limite de surface est au contact du sol et est fortement instable. Au-dessus, la couche limite mélangée est une zone caractérisée par une forte turbulence. Au delà, la zone d’entraînement délimite la couche mélangée et l’atmosphère libre stable.
On peut définir une hauteur de couche limite h comme étant la zone de variation rapide de température potentielle virtuelle, c’est l’inversion située au-dessus de la zone d’entraînement. Au niveau des moyennes latitudes, celle-ci peut atteindre jusqu’à 1500m mais elle dépend fortement du flux de chaleur provenant du sol. Sur la hauteur de couche limite peut varier jusqu’à quelques kilomètres. De même que la température potentielle virtuelle, l’humidité est généralement pratiquement uniforme avec l’altitude car elle est bien mélangée par la turbulence. Les plus gros gradients se rencontrent dans la couche de surface instable et au sein de la zone d’entraînement où l’air sec de la troposphère libre cause de fortes discontinuités. Le profil de vent est similaire à celui de l’humidité avec des forts gradients en intensité et en direction près de la surface causés par la friction du sol, mais également dans la zone d’entraînement où la direction du vent évolue rapidement avec l’altitude pour retrouver celle du vent géostrophique en atmosphère libre. En raison du mélange turbulent, le cisaillement du vent est faible dans la couche mélangée, ce qui révèle une production thermique de la turbulence. La couche limite convective est caractérisée par une turbulence « non locale », composée de structures cohérentes convectives appelées thermiques (Park et al., 2016). Les structures turbulentes se forment pour transporter vers le haut de la couche limite convective l’excédent d’énergie fournie par le réchauffement du sol. Mais la nature de ces structures et leurs impacts sur leur environnement varient suivant la verticale. Au sein de la couche limite de surface instable se développent des zones d’ascendances, ou « plumes », pouvant être représentées par des colonnes d’air dont le diamètre va de 30m à une centaine de mètres se déplaçant près de la surface avec le vent moyen.
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Table des matières
1 Introduction générale
2 Dynamique de la couche limite convective
2.1 Origine et propriétés de la turbulence dans la couche limite atmosphérique
2.2 Spectre d’énergie
2.3 Évolution et structure de la couche limite convective
2.4 Couche limite nuageuse
2.5 La turbulence dans le modèle Meso-NH
2.5.1 Approche statistique
2.5.2 Paramétrisation de la turbulence
3 Réactivité chimique et couche limite convective
3.1 La chimie de HOx en couche limite
3.1.1 Description du bilan de HOx
3.1.2 Mécanismes potentiels de recyclage de OH
3.1.3 Formulation et mesure de la réactivité de OH
3.2 Impact du mélange turbulent sur la chimie
3.2.1 Mélange turbulent et réactions chimiques
3.2.2 Influence de la turbulence sur la réactivité chimique
4 Cadre de l’étude : des campagnes de mesures à la simulation
4.1 Méthodologie
4.1.1 Simulation aux grandes échelles de l’écoulement turbulent
4.1.2 Données du programme AMMA
4.2 La modélisation numérique
4.2.1 Simulations LES semi-idéalisées de régimes chimiques contrastés en Afrique de l’Ouest
4.2.2 Configuration du modèle atmosphérique Meso-NH
4.2.3 Le modèle de surface SURFEx
4.2.4 Équations de continuité des espèces chimiques
4.2.5 Diagnostiques utilisés
4.3 Cas du 1er août 2006 de la campagne AMMA
4.3.1 Conditions dynamiques en Afrique de l’Ouest
4.3.2 Description dynamique du cas d’étude
4.3.3 Régimes chimiques en Afrique de l’Ouest
4.3.4 Analyse de la simulation LES
5 Influence des thermiques sur la réactivité chimique de l’atmosphère
5.1 Impact du mélange turbulent sur les réactions de OH
5.1.1 Transport vertical et temps de vie chimique
5.1.2 Évolution spatio-temporelle de la ségrégation
5.2 Bilan chimique et réactivité du radical OH
5.2.1 Bilan chimique de OH dans les thermiques et dans l’environnement
5.2.2 Réactivité de OH au sein de la couche limite convective
5.3 Conclusions
6 Chimie en phase aqueuse et réactivité de OH dans une couche limite convective
6.1 Modifications de la répartition des composés par la chimie en phase aqueuse
6.1.1 Solubilité des composés chimiques et impact sur le transport
6.1.2 Perturbations des réactions de OH par la phase aqueuse
6.2 Impact de la chimie aqueuse sur les sources et puits du radical OH
6.2.1 Bilan chimique de OH dans les thermiques et dans l’environnement
6.2.2 Réactivité de OH en phase gazeuse
6.3 Conclusions
7 Conclusions
