La Couche Limite Atmosphérique Marine (CLAM)

1.5.1

La majorité des aérosols est générée, transportée et piégée dans la couche limite

atmosphérique. Dans la modélisation du transport d‘aérosols en zone côtière, il est donc important de connaître l‘influence des conditions atmosphériques sur la dynamique des aérosols. La couche limite atmosphérique (CLA) est la zone de la troposphère directement influencée par les frottements sur la surface terrestre. Elle répond avec une échelle de temps très brève, de l‘ordre de l‘heure, aux différents forçages causés par la surface du sol. Elle est très sensible aux variations diurnes/nocturnes et le rayonnement solaire est sa principale source d‘énergie. Variant de quelques centaines de mètres à plusieurs kilomètres, elle est délimitée à sa base par la surface terrestre (continent ou océan) et à son sommet par l‘atmosphère libre où les frottements sont alors négligeables. Au dessus de la surface marine, on parle de Couche Limite Atmosphérique

Marine (CLAM).

Contrairement à la surface continentale, la surface océanique est en mouvement et interagit très fortement avec le vent. De plus, elle est beaucoup plus uniforme et possède une longueur de rugosité plus petite. Cependant, lorsque le vent augmente, les vagues se développent entrainant une augmentation de sa rugosité. Ainsi, les processus de turbulence mécanique dans l‘air sont accentués. Par conséquent, les propriétés de l‘atmosphère marine diffèrent considérablement de celles de l‘atmosphère continentale. L‘humidité relative est plus importante et les variations diurnes de température sont plus faibles en raison de l‘inertie thermique de la mer. L‘océan fournit un réservoir important de chaleur et d‘humidité. Le mélange turbulent dans la couche limite atmosphérique marine (CLAM) est moins énergétique que sur le continent avec une

turbulence mécanique moins importante en raison des frottements plus faibles. La CLAM est souvent caractérisée par des conditions de stabilité thermiques très proches du neutre ou de l‘instable. Sa structure verticale est relativement peu variable et son épaisseur varie peu dans l‘espace et le temps.

1.5.2

La structure et l‘épaisseur de la CLAM varient en fonction de la latitude et de la température de surface de la mer. Dans les latitudes moyennes et hautes, le vent moyen près de la surface est plus fort générant une concentration en particules marines plus importante. Dans ces zones, la CLAM est bien mélangée, nuageuse et délimitée par une inversion thermique.

La CLAM est divisée en plusieurs couches caractérisées par des vitesses de vent et des facteurs de contrôle (stress, viscosité, etc.) différents. Ces différentes couches sont :

La sous-couche visqueuse δ d‘environ 1 mm, voire moins, est directement en contact avec la surface marine (z=0). Le flux moléculaire prédomine sur le flux turbulent.

La couche de surface de plusieurs dizaines de mètres d‘épaisseur est fortement influencée par les effets thermiques et dynamiques. Dans la couche de surface se créent des petites structures turbulentes qui s‘élèvent et croissent avec l‘altitude, ce qui tend à homogénéiser l‘atmosphère. Il est généralement admis que le flux et les frottements sont constants, sauf très près de la surface car par fort vent les embruns sont des sources locales de chaleur et de vapeur d‘eau pouvant être à l‘origine de variation des flux (Mestayer & Tranchant 1994).

La couche d‘Ekman ou de mélange, d‘une épaisseur de plusieurs centaines de mètres jusqu‘au kilomètre, correspond à la limite supérieure de la CLAM. De part son éloignement au sol, les effets thermiques et dynamiques de la surface terrestre sont négligeables devant les effets des forces de pression et de Coriolis. Le vent subit alors une rotation à droite dans l‘hémisphère nord et à gauche dans l‘hémisphère sud pour un anticyclone.

Au sommet de la CLAM, il y a une forte inversion de température résultant d‘un changement de densité et d‘humidité relative avec l‘atmosphère libre, ce qui entraine un arrêt des mouvements verticaux. Dans l‘atmosphère libre, les flux sont contrôlés par des gradients de pression de grande échelle et les forces de Coriolis. Le flux est géostrophique et caractérisé par une faible turbulence et donc un faible mélange de matière dont les aérosols. De l‘air de l‘atmosphère libre peut être entrainé dans la CLAM conduisant une augmentation de son épaisseur.

1.5.3

a. Stratification atmosphérique

Les mouvements d‘air verticaux sont fortement influencés par la variation verticale de la température potentielle θ. La CLAM est alors stratifiée de façon stable, instable ou neutre.

A un état stable (∂ /∂z>0), la surface terrestre est plus froide que l‘air créant un gradient de température statiquement stable. Les fluctuations turbulentes verticales sont contrées par les effets thermiques affaiblissant ainsi la turbulence.

A un état neutre (∂ /∂z=0), le profil de température est similaire à une transformation adiabatique, la turbulence n‘est que d‘origine mécanique. Dans la nature le cas est assez rare, il est probablement approché sur la mer lorsque la variation diurne de température de surface est peu marquée ou en présence d‘une couverture nuageuse.

A l‘état instable (∂ /∂z<0), le flux de chaleur sensible est orienté vers le haut. La turbulence thermique est très importante et peut se superposer à la turbulence dynamique. La CLAM est fortement brassée et ses propriétés tendent à s‘homogénéiser suivant la verticale sauf près de la surface. Elle se divise typiquement en deux couches : la couche de surface où se maintiennent le fort cisaillement vertical du vent et le gradient adiabatique de la température potentielle moyenne, et au dessus, la zone « mélangée » où le vent et la température potentielle sont quasi uniformes.

La connaissance de la stabilité atmosphérique est importante dans la modélisation des aérosols car elle influe sur le transport vertical des aérosols. Il est donc nécessaire de l‘évaluer grâce à un paramètre de stabilité.

b. Paramètre de stabilité atmosphérique Théorie de Similitude de Monin-Obukhov

La stabilité atmosphérique se caractérise généralement par la théorie de similitude de Monin & Obukhov (1954) qui introduit le paramètre adimensionnel ζ :

=�

(1-8) Avec z l‘altitude et L la longueur de mélange de Monin-Obukhov (Stull 1988) définie telle que :

= − ^θ v _∗3 ′θvs′

où, w’ est la fluctuation de la vitesse verticale du vent, g la constante gravitationnelle, _∗ la vitesse de frottement, θv la température virtuelle potentielle de l‘air, θ’vs la fluctuation de température virtuelle potentielle de l‘air à l‘interface air-mer et κ la constante de Von Karman (≈0.4). Lorsque le flux est constant, L est constant. Cette longueur permet de déterminer à partir de quelle hauteur les effets de la stratification sont dominés par la turbulence. Panofsky & Dutton (1984) utilisent le paramètre ζ pour interpréter ces effets :

0 : Convection dominante

<0 : Turbulence mécanique dominante = 0 : Pure turbulence mécanique

> 0 : Turbulence mécanique tempérée par stratification de la température 0 : Turbulence mécanique bien réduite par stratification de température

Nombre de Richardson

Le paramètre ζ peut également être évalué à l‘aide du nombre de Richardson, Ri. = � ��

� �� ^(1-10)

C‘est un nombre sans dimension qui a pour avantage de ne faire intervenir que les gradients. Cependant, il varie avec l‘altitude et se détermine expérimentalement. Une variante clé de ce paramètre est le nombre de « Richardson flux », qui permet de décrire les effets de la stratification sur la génération de turbulence. Il est de la forme suivante :

=

′ ′

′ ′

� �� ^(1-11)

où θ’v est la température virtuelle. L‘inconvénient du nombre de Richardson flux est la difficulté de connaitre les valeurs des flux. C‘est pourquoi, dans de nombreuses applications il lui sera préféré le nombre de « Richardson-bulk » qui n‘utilise que les valeurs moyennes (Stull 1988):

= � � + 0.61 �

� 2 (1-12)

où � = − , � = −0 0et � = − 0(Q, l‘humidité spécifique).

Le paramètre ζ peut être exprimé en fonction du nombre de Richardson-bulk. Deardoff (1968) propose une formulation simple négligeant les conditions de stabilité :

Dans le cas d‘une atmosphère instable, Grachev & Fairall (1997) suppose le coefficient C égal à 10. Dans le cas d‘une atmosphère stable, Businger et al. (1971) proposent :

≈_{1− α} ^× (1-14)

avec α≈5 un coefficient empirique (Dyer, 1974).

Le paramètre de stabilité permet d‘évaluer la turbulence atmosphérique pour établir le flux de diffusion turbulente des particules. Le déplacement des particules est régi par les processus d‘advection, de diffusion et de turbulence en fonction des conditions de stabilité de la couche limite atmosphérique.