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Notions de turbulence atmosphérique
L’étude des flux de dépôt passe par une analyse de la turbulence atmosphérique dans les plus basses couches de l’atmosphère, c’est-à-dire dans la troposphère. Il est utile ici de rappeler des notions relatives à la turbulence, à la couche limite comme la stabilité atmosphérique, ainsi que de définir la couche de surface.
Définition de la turbulence
Les écoulements atmosphériques dans la troposphère sont le chevauchement de déplacement d’air ayant différentes échelles temporelles et spatiales. Les plus grands déplacements correspondant aux macro et méso-échelles sont :
• Les mouvements liés aux systèmes synoptiques décrivant la circulation générale de l’atmosphère. (Cycles de 3 à 6 jours sur plusieurs centaines de kilomètres) ;
• Les mouvements dus à la variation quasi-périodique de la couche limite atmosphérique (cycle journalier de l’ordre du kilomètre) ;
• Les mouvements liés aux perturbations induites par les inhomogénéités de la surface et aux circulations de méso-échelles, comme les phénomènes de brises (cycles de une à quelques heures s’étendant sur plusieurs centaines de mètres).
• Les processus à grandes échelles spatio-temporelles sont suffisamment « lents» pour être traités de façon déterministe. Les échelles plus petites, correspondant à des périodes inférieures à 30 minutes (ou micro-échelle), caractérisent les mouvements turbulents (Orlanski, 1975).
La turbulence est une notion permettant de comprendre les échanges verticaux d’énergie ou de constituants, plus communément appelés flux turbulents. Qu’ils s’agissent d’émission ou de dépôt, les processus d’échange biosphère-atmosphère sont essentiellement contraints par le transport turbulent. La turbulence peut être décrite comme un ensemble de tourbillons de différentes tailles. L’origine de la turbulence est multiple mais généralement liée à des forçages en surface comme le réchauffement radiatif du sol (turbulence thermique), les cisaillements de vent créés par le frottement de l’air sur la surface du sol, par le sillage d’obstacles ou par de forts gradients de vent (turbulence mécanique). Le vent est l’écoulement d’air généré par une différence de pression de l’atmosphère. Les mouvements turbulents sont irréguliers et aléatoires, c’est pourquoi ils sont généralement décrits de façon statistique et représenté sous la forme d’un spectre d’énergie .
Suivant le postulat de Reynolds, une variable atmosphérique ou scalaire X , peut être décomposée en une valeur moyenne X et une fluctuation turbulente X ′ :
X = X + X ′ Équation I.1
Les 3 composantes du vent (u, v, et w) et d’autres grandeurs scalaires telles que la température (T) ou la concentration d’aérosols (c) peuvent être décrites par l’Équation I.1. Les outils statistiques tels que la variance et la covariance permettent de quantifier la turbulence.
La variance sert à évaluer l’intensité de la turbulence :
Var(X′) = X′² Équation I.2
Le calcul de covariance de deux variables est,
CoVar(XY) = X ′Y’ Équation I.3
Dans la partie consacrée à la caractérisation des échanges dans la couche de surface, les flux turbulents seront calculés en déterminant leurs covariances.
Couche limite et stabilité atmosphériques
La Couche Limite Atmosphérique (CLA) est définie comme étant la partie de la troposphère directement influencée par la surface terrestre (Stull, 1988). Au sein de la CLA les échanges surfaceatmosphère comprennent les flux de quantité de mouvement, de chaleur et d’humidité ainsi que les flux d’aérosols. Par exemple, sous l’action de la turbulence et des mouvements des masses d’air, les substances émises dans la CLA sont progressivement dispersées verticalement et horizontalement (Chen et al., 2001). Le temps de réponse des échanges surface atmosphère dans ce cas correspond à moins d’une heure. La CLA peut varier de quelques centaines de mètres à deux kilomètres de hauteur, en lien avec les cycles journaliers de réchauffement diurne et de refroidissement nocturne de la surface terrestre, et aussi en lien avec la nature de la surface au sol et de la topographie. l’évolution de l’altitude des différentes couches d’air composant la CLA pendant 24 heures, on remarque notamment une couche stable nocturne ainsi que l’altitude de la couche de surface . Le développement de la couche limite atmosphérique dépend de la stabilité atmosphérique. La stabilité atmosphérique est un paramètre qui permet de définir l’état turbulent de l’atmosphère et donc sa capacité de mélange. Trois cas de stabilité sont distingués et définis ci-dessous : le cas instable, le cas neutre et le cas stable (Delmas et al., 2005).
Les conditions instables (ou convectives) sont observées principalement de jour en l’absence de nuages (nébulosité faible) et par vent faible (moins de 2 m.s-1). La surface terrestre est plus chaude que l’air la surplombant et le flux de chaleur associé est ascendant : la couche d’air proche du sol est entraînée par des mouvements convectifs (turbulence thermique). Le flux de chaleur devient la principale source d’instabilité et les polluants sont mélangés suivant la verticale, sur toute la hauteur de la couche limite.
Lorsque le vent augmente ainsi que la nébulosité, l’atmosphère est en condition neutre de stabilité. La turbulence mécanique générée par le cisaillement entre le sol et le vent augmente alors l’intensité des transferts. En s’opposant à la formation de courants de convection, la turbulence mécanique a également pour effet de favoriser le transport horizontal (advection) des polluants. Les cas stables se produisent lorsque les effets thermiques, prés du sol, conduisent à faire disparaître la turbulence. La turbulence résiduelle devient alors faible et les flux turbulents aussi. Par exemple lors d’un épisode nocturne, le sol est plus frais que l’air, le gradient de température s’inverse, ce qui limite le développement de la turbulence dynamique et les échanges verticaux. Les polluants émis à la surface ont alors tendance à rester près du sol (Affre, 1997) .
Couche de surface
La partie de la couche limite directement en contact avec le sol est appelée couche de surface et représente environ 10 % de la hauteur de la CLA mélangée (Panovsky et Dutton, 1984) . Dans la couche de surface, la turbulence ne dépend pas de chaque élément de rugosité mais d’une rugosité globale. De plus les flux turbulents varient de moins de 10 % (Kotroni, 1993) et sont considérés comme conservatifs (indépendants de la hauteur), on parle alors de couche à flux constant. Le profil vertical des composantes horizontales de vitesse du vent est un bon indicateur pour déterminer la profondeur de la couche de surface : le gradient de vitesse est positif alors qu’au-delà la vitesse varie peu.
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Table des matières
INTRODUCTION
CHAPITRE I. REVUE DES CONNAISSANCES SUR LE DEPOT SEC DES AEROSOLS SUBMICRONIQUES
I.1 Notions de turbulence atmosphérique
I.1.1 Définition de la turbulence
I.1.2 Couche limite et stabilité atmosphériques
I.1.3 Couche de surface
I.2 Notions de physique des aérosols
I.2.1 Généralité sur l’aérosol
I.2.2 Notion de physique du dépôt
I.3 Modélisation simplifiée du dépôt des aérosols sur couverts naturels
I.3.1 Description des modèles opérationnels
I.3.2 Positionnement des modèles opérationnels vis-à-vis des modèles numériques
I.4 Méthodes de mesures des vitesses de dépôt des aérosols
I.4.1 Méthodes directes
I.4.2 Méthodes indirectes
I.5 Conclusion
CHAPITRE II. METHODE EXPERIMENTALE DE MESURE DE LA VITESSE DE DEPOT SEC PAR CORRELATION TURBULENTE
II.1 Calcul du flux et de la vitesse de dépôt par corrélation turbulente
II.2 Appareils utilisés pour la détermination du flux de particule : granulomètre DEKATI ELPI et l’anémomètre Young 81000
II.2.1 Principe de fonctionnement du granulomètre DEKATI ELPI et de l’anémomètre Young 81000
II.2.2 Détermination du temps de réponses de l’ELPI
II.2.3 Limite de détection des appareils de mesure
II.3 Méthodes de traitements des données
II.3.1 Etape du traitement de données
II.3.2 Analyse des données dans le domaine spectrale
II.3.3 Correction fréquentielle du calcul de flux
II.3.4 Discussion
II.4 Validation de la méthode
II.4.1 Comparaison entre des résultats obtenue par ELPI et par CNC
II.4.2 Comparaison entre des résultats obtenue par ELPI et par traçage d’aérosols de fluorescéine
II.5 Conclusion
CHAPITRE III. RESULTATS DES CAMPAGNES LANDES 1, 2, 3 ET 4
III.1 Campagne Landes 1 – Juin 2007, Maïs
III.1.1 Site de mesure et dispositif expérimental
III.1.2 Conditions météorologiques durant la campagne
III.1.3 Evolution journalière de la vitesse de transferts (dépôt et émission)
III.2 Campagne Landes 2 – Octobre 2007, Herbe
III.2.1 Site de mesure et dispositif expérimental
III.2.2 Conditions météorologiques durant la campagne
III.2.3 Evolution journalière de la vitesse dépôt
III.3 Campagne Landes 3 – Mars 2008, Sol nu
III.3.1 Site de mesure et dispositif expérimental
III.3.2 Conditions météorologiques durant la campagne
III.3.3 Evolution journalière de la vitesse transfert
III.4 Campagne Landes 4 – Juin 2008, Maïs
III.4.1 Site de mesure et dispositif expérimental
III.4.2 Conditions météorologiques durant la campagne
III.4.3 Evolution journalière de la vitesse transfert
III.5 Conclusion
CHAPITRE IV. INFLUENCE DES PARAMETRES MICROMETEOROLIGUES, DE LA GRANULOMETRIE, ET DU COUVERT
IV.1 Processus contribuant à l’émission des aérosols
IV.2 Influence des paramètres micrométéorologiques
IV.2.1 Influence du flux de chaleur sensible et de la vitesse de frottement du vent
IV.2.2 Paramétrisation du rapport entre la vitesse de dépôt et la vitesse de frottement du vent en fonction de la stabilité atmosphérique
IV.3 Influence de la granulométrie et du couvert
IV.4 Confrontation modèles mesures
IV.5 Conclusion
CONCLUSION
