Processus de transport des polluants

Le transport des polluants dans la basse troposphère est fortement conditionné par les caractéristiques thermiques et dynamiques de la couche limite atmosphérique (CLA) qui correspond à la masse d’air comprise entre le sol et l’altitude où se produit la première inversion de température (Le Cloirec, 1998). Elle reçoit directement l’ensemble des émissions polluantes et elle est caractérisée par des phénomènes de turbulence et de convection, ce qui lui assure une grande capacité à brasser les masses d’air et assurer la dispersion et le transport des polluants.

Figure 1-6 : Evolution de la hauteur de la CLA au cours de la journée. (extrait du

Rapport de l'Académie des Sciences, 1993).

La CLA est séparée de l’atmosphère libre (plutôt troposphère libre) par une couche d’inversion thermique synoptique (cf. figure 1-6). Alors que la température dans la troposphère diminue normalement avec l’altitude, la couche d’inversion thermique se caractérise par une situation inverse, où la température augmente avec l’altitude. Elle empêche le mélange des masses d’air en contact avec le sol avec celles de l’atmosphère libre. Les polluants émis à la surface du sol peuvent difficilement franchir cette couche, qui peut alors agir comme un « couvercle », emprisonnant ces molécules. Sa hauteur moyenne change suivant les saisons et le type de relief. Elle varie ordinairement entre sur un intervalle de

plusieurs centaines de mètres, et admet généralement comme limite supérieure 2000 – 2500 m.

La CLA connaît une évolution au cours de la journée. La nuit, la surface terrestre se refroidit plus vite que l’atmosphère. Une couche d’inversion thermique nocturne, plus basse, se forme. Elle sépare une couche de mélange réduite d’une couche intermédiaire ou résiduelle sous-jacente dans laquelle les polluants peuvent rester piégés. Cette situation est dite «stable» et se maintient jusqu’au lever du soleil. La couche limite stable se rencontre essentiellement dans les milieux ruraux au cours de la nuit. L'activité anthropogénique des villes libérant suffisamment de chaleur contribue à un réchauffement de l’air et crée un contraste thermique important entre le milieu urbain et rural, appelé îlot de chaleur urbain ; la CLA se trouve ainsi en situation plus ou moins stable en milieu urbain.

De jour, le réchauffement croissant du sol est plus rapide que celui de l’atmosphère. Des mouvements ascendants d’air se développent par convection thermique et détruisent progressivement l’inversion nocturne. Ces mouvements se poursuivent et l’altitude de l’inversion thermique augmente, passant en état instable, jusqu’à atteindre vers le milieu de la journée la limite supérieure de la CLA.

Avec la descente du soleil sur l’horizon, les turbulences perdent en intensité et, dès la tombée de la nuit, l’inversion nocturne est rétablie.

En été, de jour, l'intensité des mouvements convectifs est accrue par rapport à l'hiver et se traduit par une hauteur plus importante de la couche de mélange.

Enfin, des modifications significatives des critères thermodynamiques des masses d’air peuvent être apportées par les caractéristiques locales d’un site telles que les propriétés du sol : le relief ou encore la couverture végétale. Les effets engendrés par les contextes locaux sont de deux ordres :

- influence dynamique, liée à la perturbation de l’écoulement des flux d’air selon la rugosité du terrain,

- influence thermique, due à des différences locales d’échauffement.

3.4.2. Transport horizontal

Dans le cas des transports horizontaux ou d’advection, il faut distinguer le transport à grande échelle ou longue distance, le transport à l’échelle synoptique et les régimes de vents particuliers, notamment les régimes de brises induits par les contrastes thermiques (par exemple entre la mer et la terre).

- la situation météorologique, en particulier le champ de pression partiellement responsable du champ de vent : Lorsqu’une situation dépressionnaire s’installe, on observe des vents forts, souvent associés à l’apparition de nuages et précipitations. Une forte dispersion des polluants est alors possible. Lorsque la situation s’inverse (situation anticyclonique), on observe des vents faibles sur une large région. Ce type de situation est donc naturellement favorable à une accumulation des polluants.

- la topographie telle que le relief, la nature et la rugosité de la surface d’écoulement : Une vallée peut ainsi canaliser certaines émissions, alors qu’une chaîne montagneuse peut les limiter. De plus, dans les vallées, le vent peut subir, dans les basses couches, une importante déviation et sa force peut être notablement modifiée (souvent une accélération). La végétation tient, elle aussi, un rôle majeur et en ville la nature et la forme des constructions sont susceptibles d’influencer les écoulements et les mouvements des polluants (rugosité du site).

Brise de mer et brise de terre :

Les brises de terre et de mer sont, lorsque le vent synoptique est nul, une circulation locale indépendante, étrangère aux circulations générale et régionale. C’est donc une circulation née sur place grâce à un phénomène local : la différence de température entre la surface de l’eau et la surface du continent.

Lorsque le soleil réchauffe la terre durant le jour, le réchauffement se fait rapidement sur la terre et très lentement à la surface de l'eau. Un gradient de température s'établit entre les deux zones. Sur la terre une basse pression locale se forme alors et l'air s'écoule ainsi de l'océan vers l'intérieur des terres, c'est la brise de mer (cf. figure 1.7). Ce déplacement d'air se produit car l'air chaud en montant au-dessus des terres provoque une baisse de pression. L'air de la mer vient alors sur les terres afin de compenser cette baisse de pression.

Figure 1-7 : Schéma synthétique de la formation d’une brise de mer et d’une brise de

La nuit c'est le phénomène inverse qui se produit. La terre perd sa chaleur plus rapidement que la mer. Un gradient de température s'établit lorsque la terre devient plus froide que la mer et il se crée une basse pression au-dessus de la surface de la mer. Afin de combler cette dépression, un écoulement d'air s'établit de la terre vers la mer. C'est la brise de terre (cf. figure 1.7).

Transport à longues distances

Les principaux parcours suivis par les masses d’air et entraînant le transport des polluants sur de longues distances se produisent principalement au niveau de la troposphère libre. A haute altitude, le transport est plus rapide et les températures sont plus basses ralentissant les réactions chimiques. Les polluants ont donc des durées de vie plus longues. Les polluants injectés dans la troposphère libre (par convection) ont donc des impacts à grande échelle. L’Est de la Méditerranée est influencé par des flux en provenance de l’Europe de l’Est (Afif et al., 2008 ; Saliba et al., 2007). Au Liban, une étude menée par Afif et al. (2008) sur le SO2 à Beyrouth a montré que 25% des masses d’air sur Beyrouth proviennent

d’Europe Centrale et d’Europe de l’Est entraînant une augmentation des teneurs du SO2

mesurées.