Etat de l’art pour l’évaluation du potentiel éolien

La connaissance de la variabilité spatio-temporelle du champ de vent est cruciale dans des domaines variés tels que la simulation des écoulements sur les structures bâties, le transport et la diffusion des polluants, ou l’évaluation du potentiel éolien à des fins énergétiques. A ce titre, nombre de méthodes ont été développées, qui permettent d’avoir la connaissance du comportement du flux atmosphérique sur une zone donnée. Nous indiquons ici les bases physiques de ces méthodes et évaluons leur adéquation avec notre problème.

Origines du vent 

L’air constituant l’atmosphère est un mélange de gaz et de particules solides ou liquides. Sa composition est relativement constante jusqu’à une altitude de 85 km et est majoritairement composée d’azote, d’oxygène et d’argon (99,97 %). Les 9/10 ème de sa masse sont situés à une altitude de moins de 16 km, dans les basses couches atmosphériques ([1]). Au sein de ces couches, le déplacement des masses d’air, appelé vent, est le résultat de la mise à l’équilibre d’un ensemble de forces qui sont, selon [2] :

• les forces de pression : ces forces génèrent les déplacements des masses d’air constituant le vent. Elles proviennent des différences locales de pression dues aux différences de température en fonction de la latitude, et des influences continentales et océaniques. Elles sont perpendiculaires aux surfaces isobares et dirigées des hautes vers les basses pressions,
• la force de Coriolis : cette force est liée à la rotation de la Terre sur son axe. Elle est perpendiculaire à la vitesse du vent et orientée vers l’est dans l’hémisphère Nord. Elle n’est significative que pour les déplacements atmosphériques de haute altitude en raison de la faiblesse relative des autres forces en présence,
• les forces de frottement : ces forces traduisent la friction turbulente de l’air sur le sol.

On peut ainsi scinder la zone dite des basses couches atmosphériques en deux parties distinctes : l’atmosphère libre et la couche limite atmosphérique (CLA). Cette distinction se base sur la nature des forces dominantes ([2]) :
• l’atmosphère libre est le siège d’un vent uniforme, horizontal et peu turbulent de vitesse constante. C’est le vent dit géostrophique. Les forces de pression et de Coriolis sont prépondérantes et les forces de frottement négligeables,
• la couche limite atmosphérique est le lieu d’application des forces de frottement. Ces forces induisent un comportement complexe du fluide atmosphérique

Echelle des mouvements atmosphériques 

L’écoulement global de l’air atmosphérique est constitué d’écoulements interdépendants caractérisés par des tailles allant du millimètre au millier de kilomètres. Chaque écoulement est défini par son extension horizontale et sa durée de vie ([2]).

• les mouvements à grande échelle (échelle synoptique) ont une taille supérieure à 100 km et une durée de vie de plusieurs jours. Ils contribuent à la circulation planétaire générale et sont responsables des phénomènes météorologiques à long terme,
• les mouvements à petite échelle, de taille inférieure au kilomètre, ont une durée de vie de quelques minutes (micro-échelles). Ils sont liés à la turbulence et générés dans la CLA par les obstacles et la rugosité du sol,
• les mouvements intermédiaires (méso-échelles) assurent la transition entre les micro et les grandes échelles.

Le vent dans la Couche Limite Atmosphérique 

La CLA est la zone d’interactions entre l’atmosphère et la surface terrestre ([4], [5]). Elle peut être définie comme la portion de l’atmosphère pour laquelle les effets directs de la surface par transfert turbulent sont notables. C’est un lieu d’échanges d’énergie entre la surface et l’atmosphère sous forme de vapeur d’eau et de quantité de mouvement. Son épaisseur (notée δ) varie de quelques mètres à plusieurs kilomètres, en fonction de la vitesse du vent, de la rugosité de surface et de l’ensoleillement local.

La CLA se divise en trois parties distinctes   :
• la couche d’Ekman,
• la couche de surface,
• la sous-couche rugueuse.

La couche d’Ekman est la partie supérieure de la CLA. Dans cette zone, la structure du champ de vent est influencée par les frottements sur la surface, la stratification thermique et la force de Coriolis. Si l’altitude augmente, les forces de frottements deviennent négligeables devant la force de Coriolis. La direction du vent subit donc une rotation (vers l’est dans l’hémisphère Nord) et s’aligne à son sommet avec le vent géostrophique. La couche de surface est directement en contact avec la surface terrestre. Dans cette couche, la force de Coriolis est négligeable devant les forces de frottements et les effets thermiques. La structure du champ de vent est donc complexe et variable avec la nature du terrain et sa rugosité. La sous-couche rugueuse est la partie inférieure de la couche de surface, juste au-dessus de la surface du sol. Son épaisseur varie de quelques dizaines de millimètres sur une surface de mer plane à quelques dizaines de mètres en ville. L’écoulement de l’air est alors fortement turbulent non homogène et instationnaire. Ceci est caractérisé par le paramètre de longueur de rugosité aérodynamique globale z0. Ce paramètre est défini par [6] comme étant « la hauteur au dessus du sol à laquelle il convient d’admettre que le vent s’annule pour tenir compte de la présence des aspérités ». Plus généralement, cette longueur de rugosité caractérise l’influence globale de la sous-couche rugueuse sur le vent.

Les éoliennes actuelles ayant une hauteur inférieure à la centaine de mètres, notre domaine d’application est la couche de surface. Au sein de cette couche, les forces de frottement issues de l’écoulement de l’air sur une surface rugueuse impliquent une forte activité turbulente du fluide atmosphérique. Ainsi :
• on peut faire abstraction de la force de Coriolis, car elle est faible devant les autres forces en présence, notamment les forces de frottement,
• la proximité du sol modifie le profil de vitesses de vent et induit un fort cisaillement,
• la direction sera modifiée par la présence d’obstacles,
• la distribution verticale de température (stratification thermique de l’air) induit des mouvements verticaux de masses d’air chauffées et refroidies à proximité du sol.

On distingue la turbulence d’origine mécanique, générée par le cisaillement et les obstacles, et la turbulence d’origine thermique, générée par la distribution de température. Le rapport entre le gradient de température et le gradient adiabatique (taux de décroissance d’une masse d’air s’élevant adiabatiquement) détermine la sensibilité de l’atmosphère à la turbulence d’origine thermique :
• l’atmosphère est stable si la température de l’air décroît moins vite avec l’altitude que le gradient adiabatique. Dans ce cas, les masses d’air qui s’élèvent se refroidissent plus vite que le milieu environnant et ont tendance par gravité à redescendre. Cet état entraîne l’atténuation, voire la disparition de la turbulence,
• l’atmosphère est instable si la température de l’air décroît plus vite avec l’altitude que le gradient adiabatique. Dans ce cas, les masses d’air qui s’élèvent se refroidissent moins vite que le milieu environnant et ont tendance à continuer leur ascension, tandis qu’elles sont remplacées, près du sol par des masses d’air froides issues des couches supérieures. Cet état est source de turbulence,
• l’atmosphère est neutre si le taux de décroissance de la température de l’air avec l’altitude est égal au gradient adiabatique. C’est le cas par vent fort, lorsque les effets de la turbulence mécanique sont prédominants.

Table des matières

CHAPITRE 1 – Introduction
1.1. Cadre du sujet
1.2. Le marché éolien offshore
1.3. Evaluation du potentiel éolien offshore
1.4. Objet de la thèse
1.5. Bibliographie
CHAPITRE 2 – Etat de l’art pour l’évaluation du potentiel éolien
2.1. Origines du vent
2.2. Echelle des mouvements atmosphériques
2.3. Le vent dans la Couche Limite Atmosphérique
2.4. Mesure du vent
2.5. Modélisation de l’écoulement dans la CLA
2.6. Les méthodes de modélisation
2.6.1. Modèles pronostiques
2.6.2. Modèles diagnostiques (ou cinématiques)
2.7. Modèles empiriques
2.8. Modèles statistiques
2.9. Modèles emboîtés (dits méthodes mixtes)
2.10. Conclusion
2.11. Bibliographie
CHAPITRE 3 – Caractérisation du potentiel éolien offshore
3.1. Représentation statistique de l’information
3.1.1. Distribution de Weibull
3.1.2. Distribution de Weibull Hybride
3.2. Caractéristiques des séries de données disponibles
3.3. Influence de la variabilité temporelle
3.4. Variabilité du potentiel éolien
3.4.1. Climatologies des sites
3.4.2. Variabilité globale
3.4.3. Variabilité par secteurs de direction
3.5. Conclusion
3.6. Bibliographie
CHAPITRE 4 – Apport du satellite
4.1. Vagues de vent et houle
4.2. Moyens de mesure du vent par télédétection
4.2.1. Coefficient de rétrodiffusion normalisé
4.2.2. Interaction électromagnétique des micro-ondes avec la surface marine
4.3. Capteurs actifs permettant la mesure du vent de manière opérationnelle à la surface de l’océan
4.3.1. Altimétrie radar
4.3.2. Diffusomètre
4.4. Le radar a ouverture synthétique pour la mesure du vent en zone côtière
4.4.1. Principe de fonctionnement
4.4.2. Imagerie de la surface marine par les ROS
4.4.3. Etablissement de cartes de vent par ROS
4.5. Application de l’analyse multirésolution (AMR) couplée à la transformation en ondelettes (TO) aux images ROS et obtention de cartes de vent à haute résolution spatiale
4.5.1. Analyse multirésolution et transformation en ondelettes
4.5.2. Exemple d’application
4.5.3. Algorithme développé
4.5.4. Application sur deux cas d’études
4.6. Conclusions sur l’utilisation des capteurs ROS pour l’établissement de cartes de vent à haute résolution spatiale
4.7. Obtention d’une climatologie à partir de données ROS seules
4.7.1. Capteurs existants
4.7.2. Etablissement de climatologies à partir de données ROS
4.8. Conclusion
4.9. Bibliographie
CHAPITRE 5 – Méthode statistique
5.1. Situation du problème
5.2. Démarche
5.3. Modèle de propagation du large à notre zone d’intérêt
5.3.1. Rotation du vecteur vent entre le large et notre zone d’intérêt
5.3.2. Modulation de l’intensité du vecteur vent entre le large et notre zone d’intérêt
5.4. Modèle de passage de basse à haute résolution spatiale
5.5. Traitement opérationnel des données et application
5.6. Conclusion
5.7. Bibliographie
CHAPITRE 6 – Conclusion
Annexe A – Article publié dans le Buletin de la SFPT
Annexe B – Article publié dans le Canadian Journal of Remote Sensing
Annexe C – Autres publications
Annexe D – Liste des figures et tableaux

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