Définition et caractérisation des couches limites atmosphériques

3.2.1.1 Définition

La couche limite atmosphérique est la couche de l’atmosphère directement influencée par la présence de la surface et répondant à ses forçages avec des échelles de temps caractéristiques de l’ordre de la journée (cycle diurne). Ces forçages incluent le frottement, l’impact du relief et le transfert de chaleur et d’humidité. Elle est caractérisée par la présence d’écoulements turbulents en son sein. Dans cette thèse, on s’intéresse aux couches limites convectives. La couche limite convective correspond à une couche limite instable animée de mouvements verticaux, au sein de laquelle le mécanisme principal de production de la turbulence est d’origine thermique. Elle est constituée d’une couche de surface, d’une couche mélangée et d’une couche d’entrainement. Au-dessus de la couche limite se trouve la troposphère libre. La hauteur de la couche limite et les épaisseurs relatives de ses trois sous-couches varient selon la saison (plus basse l’hiver), l’heure de la journée (plus basse la nuit) et le type de surface (plus basse sur océan) mais elle s’étend typiquement sur quelques dizaines de mètres à quelques kilomètres.

3.2.1.2 Flux de surface

Ces variations de hauteur traduisent en réalité une dépendance du développement vertical de la couche limite à la quantité d’énergie délivrée par la surface sous forme de flux turbulents. Le bilan d’énergie à la surface est la somme de termes radiatifs nets (solaire et thermique, globalement positif le jour et négatif la nuit), de flux de conduction dans le sol, et de flux turbulents (un gain d’énergie pour l’atmosphère); latent (LE) et sensible (H). Le flux latent correspond à un transport d’humidité (de vapeur d’eau) de la surface vers la couche limite, et constitue un réservoir énergétique qui sera converti en chaleur lors d’un changement de phase (le processus de condensation relâche de la chaleur latente). Le flux sensible correspond en revanche à un transport de chaleur.

3.2.1.3 Couches limites océaniques et continentales

Le rapport de Bowen synthétise l’apport relatif de flux sensible et latent (Bo = H/LE). Il est maximal pour des zones désertiques arides et minimal au-dessus de l’océan, où le flux de chaleur sensible est quasiment nul dû à la grande capacité calorifique de l’eau. Les surfaces océaniques présentent donc une inertie énergétique qui fait que les flux turbulents qu’elles fournissent à l’atmosphère sont peu marqués par le cycle diurne, qui est pourtant bien présent dans le signal temporel de l’énergie qu’elles reçoivent par rayonnement solaire. Pour cette raison, la hauteur des couches limites océaniques est quasiment stationnaire aux échelles diurnes. Au contraire, les couches limites continentales présentent de fortes variations au cours de la journée. Leur croissance est contrôlée par le rapport de flux de flottabilité (fonction du flux sensible délivré par la surface) et de la hauteur de couche limite. Elles se développent rapidement en début de journée, puis plus lentement jusqu’à environ 16h ; quand le flux de surface s’annule et devient négatif, la couche limite jusqu’alors instable devient stable et sa hauteur diminue brutalement.

Si la hauteur des couches limites océaniques varie peu sur une journée, d’autres de leurs caractéristiques restent tout de même sensibles à la surface, qui représente sur mer comme sur terre une importante source d’eau et un important puits d’énergie cinétique (l’air est mécaniquement freiné à la surface). La présence de végétation ou de relief module donc également les caractéristiques de la couche limite. Si elles sont suffisamment humides, les couches limites peuvent contenir des nuages. Il s’agit des brouillards, des stratus, des cumulus

et des stratocumulus. La naissance, l’évolution et la dissipation de ces différents nuages (en d’autres termes, leurs cycles de vie) sont régies par des mécanismes distincts ayant lieu au sein de la couche limite. Quelques-uns de ces mécanismes sont abordés dans la suite de cette section.

3.2.1.4 Variables thermodynamiques dans la couche limite

Les quantités thermodynamiques principales qui caractérisent une parcelle d’air donnée (un volume quelconque de fluide, isolé des autres par la pensée, dont il est courant de décrire l’état et de caractériser l’évolution pour représenter l’effet de processus physiques) sont une grandeur liée à l’eau et une grandeur liée à la température.

• Le contenu en eau est séparé en fonction de sa phase, liquide ou gazeuse (ou glacée mais ce ne sera pas le cas dans cette thèse). Deux grandeurs peuvent permettre de les quantifier : l’humidité spécifique q (qv pour la vapeur et ql pour l’eau liquide), qui est

la masse d’eau contenue dans une parcelle sur la masse d’air totale de cette parcelle ; ou le rapport de mélange r (rv pour la vapeur ou rc pour l’eau liquide), qui est la

masse d’eau sur la masse d’air sec contenue dans la parcelle. Le contenu en eau totale s’exprime donc par qt ou rt, avec qt= rt/(1 + rt).

• La température brute T n’est pas conservée lors de changements de pression, de densité ou de phase. Différentes variantes de la température intègrent ces effets :

– La température potentielle est conservée lors d’un transport vertical adiabatique sans changement de phase. C’est la température de la parcelle ramenée (sans échange de chaleur) à la pression standard P0

θ= T _P

0

P R/Cp

où R/Cp est le rapport de la constante universelle des gaz parfaits sur la capacité thermique massique de l’air soit environ 2/7 ou 0.286.

– La température potentielle virtuelle sèche permet de tenir compte de la présence de vapeur d’eau dans la parcelle lors du calcul de sa flottabilité (une quantité qui caractérise la “légèreté” d’une parcelle relativement à son environnement ; une parcelle humide est plus légère qu’une parcelle sèche). Elle est définie comme la température potentielle qu’aurait une parcelle sèche (sans vapeur d’eau), chauffée pour atteindre la densité de la parcelle humide

θv,dry= θ (1 + 0.61qv)

– La température potentielle virtuelle en présence d’eau liquide qui est plus faible que la température potentielle virtuelle sèche car l’eau liquide est plus dense que l’air sec et à fortiori que la vapeur d’eau

θv = θ (1 + 0.61qv− ql)

– La température potentielle liquide est conservée lors d’un changement de phase de l’eau. C’est la température potentielle de la parcelle dont l’eau liquide aurait été évaporée (consommant ainsi de la chaleur latente)

θl≈ θ − Lv cp ql P0 P 0.286

300 305 310 315 320

Virtual potential temperature θv [K] (–)

0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 Height [km] ARMCu (continent) RICO (ocean)

2 4 Water vapour mixing ratio [g/kg] (− −)6 8 10 12 14 16 18

0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 Hauteur CM ARMCu Hauteur CM RICO

Figure 3.2 – Profils verticaux thermodynamiques de couche limite océanique (RICO, en noir) et continentale (ARMCu, en gris) simulées par LES, en milieu de simulation (environ midi heure locale). La température potentielle virtuelle est tracée en trait plein et le rapport de mélange en vapeur d’eau en trait pointillé. Le trait fin horizontal marque pour chacun des cas la hauteur de la couche de mélange (CM).

3.2.1.5 Profils verticaux dans la couche limite

La Figure3.2présente les profils de température potentielle virtuelle et du rapport de mélange en vapeur d’eau issus de deux simulations, sur océan et sur continent (ces simulations seront décrites en détail au chapitre suivant). Ces profils correspondent à l’état de l’atmosphère au milieu des simulations, vers midi. Ils illustrent le contraste entre couches limites océanique et continentale de par l’épaisseur de la couche de mélange, mais également par le gradient proche de la surface (définissant la couche de surface) qui est plus marqué sur continent que sur océan. Ces gradients de température et d’humidité sont bien sûr liés aux flux de suface, eux-mêmes alimentés par le flux radiatif solaire (le jour). L’énergie délivrée par la surface à l’atmosphère crée une instabilité à l’origine de mouvements convectifs et turbulents qui vont tenter de stabiliser l’atmosphère en redistribuant l’énergie de façon uniforme. Dans la couche de mélange, l’air a été brassé par ces mouvements ; les quantités thermodynamiques y varient donc peu avec l’altitude.