couche limite
Certes un grand nombre de facteurs d’ordre socio- économique interférent en agissant ou sur la sensibilisation de la population ou sur une augmentation du nombre de terrains dénudés très appréciés par la plante. La situation est donc relativement complexe. Toutefois, les conditions qui ont l’effet le plus immédiat sur les quantités mesurées de pollen, sont sans conteste, les conditions climatiques qui sont aussi responsables de la variabilité interannuelle des concentrations de pollen (Christin, 2003).
Outre les questions des sources actuelles, de l’envahissement par la plante de nouveaux territoires, phénomène qui devrait selon toutes vraisemblances augmenter dans un contexte de changement climatique au même titre que la toxicité associée à ces pollens et avec elle, les risques d’allergie, c’est l’impact des conditions atmosphériques sur les quantités de pollen mesurées dans l’air qui nous préoccupe. La trajectoire aérobiologique (fi gure 0.2) caractérisée par les trois principales phases de la vie « aérienne » du pollen (Gregory, 1973), à savoir l’émission, suivie du transport puis de la déposition, est sous l’infl uence directe et constante des conditions du milieu atmosphérique environnant et de plus grande échelle également. Différents facteurs météorologiques interviennent à différents moments du développement initial de la plante jusqu’à l’élimination de son pollen de l’air. Dans tous les cas, ils vont avec plus ou moins d’effet déterminer le devenir de la plante elle-même, de sa saison de croissance, de la quantité de pollen qu’elle va annuellement produire, ainsi que de la quantité qui
sera réellement émise dans l’air et durant quelle période de temps. Même si les facteurs météorologiques les plus infl uents de la spora pollinique sont en général la température moyenne quotidienne et les totaux journaliers de précipitations (Comtois, 1987), il n’en demeure pas moins qu’il est nécessaire de mettre en évidence, pour chacune des étapes de la trajectoire, le ou les facteurs météorologiques particulièrement infl uant dans un sens ou dans un autre. Il se peut aussi que ce soit la conjonction de plusieurs de ces facteurs qui soit déterminante. Etant donné que l’objectif de ce travail est de vérifi er la faisabilité de simuler de manière fi able un nuage de pollen d’ambroisie à partir d’un modèle numérique de climat régional, il est important de comprendre ce qu’il se passe dans la réalité au cours de cette trajectoire. Nous n’interfèrerons pas sur les conditions atmosphériques du modèle bien évidemment car celles-ci sont déjà déterminées avec une bonne fi abilité. En revanche nous comparerons des situations mesurées ou globalement observées sur le terrain avec les situations simulées et nous estimerons la fi abilité du modèle à reproduire l’observation pollinique. En effet, dans le MRCC tel que nous l’employons, nous prescrivons les sources de pollen. Nous n’intervenons en revanche pas du tout sur les conditions atmosphériques. Ce que le modèle nous offre donc est une image de l’effet de ces conditions sur des quantités prescrites de pollen. Cette section est donc d’une importance cruciale vis-à-vis de l’interprétation que nous ferons ultérieurement de nos propres résultats dans le chapitre 3.
Nous nous attardons à décrire les effets connus et recensés dans la littérature des principaux paramètres météorologiques à l’occasion des différentes étapes de cette trajectoire. Il est cependant préalablement nécessaire de cerner le milieu dans lequel nous travaillons. En effet, le pollen est émis par des plants d’au plus quelques centaines de cm de haut, dans une région atmosphérique appelée couche limite atmosphérique (CLA). Cette région de l’atmosphère présente des caractéristiques très spécifi ques, directement associées à la nature même de sa structure. Nous regarderons de même comment le milieu urbain interfère sur la décomposition de la CLA et donc infl uence la trajectoire aérobiologique.
2.1. Décomposition de l’atmosphère et rythmes de la CLA
Le pollen est émis à proximité de la surface dans la couche limite atmosphérique (CLA). Elle constitue la base de l’atmosphère. Son contact direct avec la surface terrestre lui confère son caractère. La connaissance de sa structure s’avère fort utile en vue de comprendre les effets des paramètres qui la composent et qui gouvernent ses rythmes sur la trajectoire aérobiologique et plus spécifi quement sur le transport du pollen.
L’atmosphère est un milieu hétérogène dans l’horizontale comme dans la verticale. De nombreuses modifi cations climatiques interviennent à différentes échelles spatio- temporelles. De ce fait, les capacités de l’atmosphère à transporter ou diluer du pollen varient continuellement dans le temps et dans l’espace. Elle a, en principe, une capacité énorme à disperser les quantités présentes, toutefois cette capacité peut varier selon le milieu à l’étude (type et structure de la surface) ou encore son propre état. Le découpage classiquement admis veut que dans la verticale, elle se décompose selon un certain nombre de couches horizontales superposées les unes sur les autres, toutes défi nies par des conditions de température et de pression spécifi ques. Une représentation schématique est proposée à la Figure 1.6. On peut dire que l’atmosphère se compose de 3 couches relativement chaudes qui se situent, pour l’une à proximité du sol la basse troposphère, pour l’autre entre 50 et 60 Km englobant une part de la haute stratosphère et de la basse mésosphère et enfi n la troisième, au-delà de 120 Km dans la thermosphère. Entre deux, se trouvent deux couches beaucoup plus froides. La zone la plus proche du sol constituant la troposphère englobe la CLA.
Figure 1.6 : Température de l’atmosphère (°C) en fonction de l’altitude (km). Source : http://fr.wikipedia.org/wiki/Atmosph%C3%A8re_de_la_Terre
La troposphère qui s’étire entre la surface terrestre et la tropopause située à environ 11 Km d’altitude mais dont l’altitude varie en fonction de la latitude, contient 79% du contenu gazeux de l’atmosphère de même que pratiquement toute la vapeur d’eau. Par ailleurs, la moitié du poids de l’atmosphère se situe dans les 5500 premiers mètres de celle-ci. C’est aussi dans la troposphère qu’ont lieu les principaux phénomènes climatiques et turbulents. Elle se caractérise par une décroissance de la température avec l’altitude d’environ 6.25°C par Km. La tropopause agit en quelque sorte comme un couvercle au-dessus de cette région directement infl uencée par la surface terrestre. Il s’agit d’une zone d’air plus chaud où la température demeure constante avec l’altitude. Elle a pour effet de limiter les échanges avec les couches supérieures. La troposphère se décompose elle-même en deux couches
d’air dominantes, l’une directement infl uencée par la surface et que l’on dénomme couche limite atmosphérique (CLA) et l’autre, appelée atmosphère libre qui la surplombe (Stull, 1989 ; Oke, 1987).
i. Couche limite atmosphérique
Nombreux sont les auteurs qui ont étudié cette région de l’atmosphère. Parmi eux nous pouvons citer ceux que nous avons retenus à savoir Oke (1987, 1997) et Stull (1989). Cette information est pleinement disponible, il n’est donc pas question d’en faire une répétition ici. Toutefois, nous jugeons que certains points sont nécessaires au regard de nos analyses ultérieures. Dans ce sens, nous accordons quelques pages à la description des principaux éléments et paramètres entrant dans le cadre de cette recherche. La couche limite atmosphérique est défi nie par Oke (1987) comme étant la partie inférieure de la troposphère, caractérisée par le bon développement d’une zone de brassage turbulent généré par la friction de l’atmosphère en mouvement sur la surface terrestre rugueuse (turbulence mécanique) de même que par le développement et l’ascendance d’éléments convectifs à partir de la surface terrestre échauffée (convection thermique). Ce processus de turbulence est à l’origine de la plus grande part de la chaleur de la CLA. Il en va de même de son contenu en eau. Cette caractéristique la rend particulièrement attrayante et complexe à la fois, au regard des processus de transport et de mélange qui vont pouvoir s’y produire. Elle est aussi défi nie par Stull (1989) comme étant la partie de la troposphère directement infl uencée par la présence de la surface terrestre et qui répond aux sollicitations de la surface avec une échelle de temps d’environ une heure. L’ensemble de la troposphère peut connaître des modifi cations sous l’effet de la surface mais cette réponse est relativement lente comparativement à ce qui se passe au sein de la CLA. C’est dans ce sens que Stull (1989) attribue à la CLA une échelle de temps de l’ordre d’une heure, ce qui ne signifi e pas que la CLA atteint l’équilibre dans ce lapse de temps mais bien que les modifi cations s’y font ressentir. Ces sollicitations de la surface englobent la traînée de friction, l’évaporation et l’évapotranspiration, le transfert de chaleur, les émissions polluantes et polliniques ainsi que les modifi cations liées à la présence du terrain. L’épaisseur de la couche limite varie donc dans le temps et l’espace allant de quelques centaines de mètres à quelques kilomètres. Cette notion de variation diurne est une des clés de la CLA. La présence de la surface est à l’origine de ces fl uctuations diurnes. Elles ne sont pas en effet générées par la radiation solaire directe mais bien par le fait qu’une partie de cette radiation est absorbée et réémise par la surface. Il est ici question de forçage radiatif. Environ 90% du rayonnement solaire est absorbé de la sorte.
diurnes dûs aux caractéristiques radiatives de la surface terrestre et à la périodicité des processus physiques tels le rayonnement. Sur les océans ou les grandes surfaces en eau, la structure de la CLA varie relativement peu dans le temps et dans l’espace, ceci du fait de l’inertie thermique de ces milieux qui inhibe les variations quotidiennes. La plupart des changements notables observables sur l’océan sont le fruit soit de mouvements verticaux d’échelle synoptique ou de méso échelle, soit de l’advection de masses d’air. Même dans de tels cas, lorsque l’équilibre est ensuite de nouveau atteint, la profondeur de la CLA n’a varié que de 10% sur 1000 Km (Stull, 1989). Nous pouvons par ailleurs remarquer sur la Figure 1.7 que peu importe la surface sous jacente, la CLA est toujours plus développée en zone de basse pression et inversement sous une haute pression.
Figure 1.7 : Représentation schématique des variations d’échelle synoptique (haute et basse pression). D’après Stull, 1989
C’est dans ces zones les plus minces que le ciel est normalement le plus clair voire accepte quelques nuages de beau temps. En zone de basse pression, la couche de mélange est beaucoup plus développée et l’on attribue généralement le sommet de la CLA à la base des nuages. La Figure 1.8 issue de Stull (1989) représente la variation diurne de la CLA en situation de haute pression. Dans ce cas de fi gure la structure est très claire et évolue au fur et à mesure de la journée et de la nuit. Trois sous divisions majeures apparaissent qui sont la couche de mélange, la couche résiduelle et la couche nocturne stable. En plus de ces trois principales subdivisions, une autre couche qui représente 10% de la CLA, est présente à tout moment du jour et de la nuit. Il s’agit de la couche de surface. Dans cette frange, très proche du sol, les fl ux turbulents de même que les stress tels le cisaillement ne varient que de 10% de leur magnitude (Stull, 1989). Au sein de cette bande d’atmosphère, une autre subdivision est possible qui ne considère cette fois que les quelques centimètres au-dessus du sol, il s’agit d’une portion de l’atmosphère dans laquelle la diffusion moléculaire est dominante pour le transfert des quantités de chaleur, mouvement et vapeur d’eau. On parle de couche laminaire de surface.
Figure 1.8 : Représentation schématique de la couche limite
atmosphérique et variation diurne. D’après Stull, 1989
ii. Couche de mélange
Il s’agit de la couche turbulente, généralement issue de la convection thermique. Il peut aussi arriver qu’elle soit associée à des régions de grands vents. Par source convective on entend, transfert de chaleur au-dessus d’un sol chaud et refroidissement radiatif à partir du sommet de la couche de nuage. La première situation génère des mouvements ascendants d’air chaud alors que la seconde induit de la subsidence d’air froid. Il peut arriver que ces deux processus aient lieu simultanément notamment lorsque qu’une masse d’air froide couverte de stratocumulus est advectée au-dessus d’une surface plus chaude. Même si dans cette couche de mélange la turbulence est surtout d’origine thermique, il n’en demeure pas moins qu’il existe aussi du cisaillement qui contribue à renforcer la turbulence. Quoiqu’il en soit cette couche se développe en fonction du réchauffement procuré à la surface par le rayonnement solaire. Environ une demi-heure après le levé du soleil, la couche turbulente commence à se développer. Elle se caractérise par un intense mélange et une situation statique instable. La profondeur maximale de cette couche de mélange est atteinte en fi n d’après midi. La turbulence intense qui la compose tend à mélanger chaleur, humidité et quantité de mouvement ainsi que polluants et pollen uniformément dans la verticale (Stull, 1989).
Elle se développe au cours de la journée par effet d’entraînement à son sommet grâce à une petite couche stable qui la sépare de l’atmosphère libre. Cette région de l’atmosphère plus stable est communément appelée zone d’inversion peu importe la magnitude de la stabilité. Lorsque l’on parle de hauteur de mélange (zi), on s’intéresse à la portion de l’atmosphère comprise entre la surface et la base de cette zone d’inversion. Au fur et à mesure que la journée avance et plus celle-ci est chaude, on voit se développer des thermales qui, à force de s’élever, fi nissent par atteindre leur niveau de condensation. Ce phénomène explique la présence de cumulus de beau temps. Inversement, un ciel fortement à moyennement couvert va induire une réduction de la vigueur des thermales. Dans ce cas, le développement vertical de la couche de mélange est moindre et voire
même peut perdre ses caractéristiques turbulentes et devenir neutre si le couvert est épais. Elle s’apparente alors à la couche résiduelle.
iii. Couche résiduelle
La journée se poursuit et environ ½ heure avant le couché du soleil, les thermales cessent leur activité (ceci en l’absence d’advection d’air froid). Le potentiel turbulent de la couche de mélange diminue. Il en résulte une couche d’air qui conserve les propriétés initiales de la couche de mélange pour les différentes variables physiques et de concentrations mais selon un état moyen. Cela signifi e qu’en l’absence d’advection nocturne, les particules émises durant la journée dans la couche de mélange et non déposées à la tombée de la nuit pourront se retrouver en suspension et perdurer pendant la nuit dans la couche résiduelle. Cette couche est dite neutre, c’est-à-dire que la turbulence y est de toute part égale. Ainsi, à l’image du panache de fumée, un nuage de pollen subsistant dans cette couche tend à se disperser de manière égale dans la verticale et l’horizontale, suivant une forme conique. Le lendemain matin, cette couche persiste un moment avant de se faire « rattraper » par la nouvelle couche de mélange. Un certain nombre de réactions de nature photochimique peuvent avoir alors lieu mais qui n’entrent pas dans le cadre de ce travail. C’est aussi à ce moment-là que se produit l’émission du pollen par l’ambroisie. La couche résiduelle, à la différence de la couche de mélange n’a aucun contact avec le sol. Elle chapeaute pendant la nuit la couche nocturne stable dont l’épaisseur évolue au cours de la nuit par « grignotage » de la base de cette couche résiduelle. Ainsi Stull (1989) précise que de ce fait la couche résiduelle n’est pas une couche limite au sens que l’on l’entend puisqu’elle n’est pas directement infl uencée par la surface et ne possède donc pas les propriétés physiques et dynamiques qui en découlent. Elle n’en demeure pas moins importante puisqu’elle est directement impliquée dans le devenir des particules émises au cours de la journée et demeurant en suspension.
iv. Couche nocturne stable
Au fur et à mesure que la nuit s’installe, une couche nocturne, stable, se développe correspondant en fait à la base de la couche résiduelle mais avec des caractéristiques infl uencées par les conditions de la surface. Elle se caractérise par une couche d’air stable présentant à l’occasion quelques épisodes épars de turbulence beaucoup plus légère. Il peut en effet arriver qu’en dépit du fait que le vent tombe en principe la nuit, des rafales se produisent à des vitesses de vent géostrophique que l’on appelle jet de bas niveau ou jet nocturne. Bien que la stabilité statique de l’air tende à supprimer la turbulence, ces jets génèrent des effets de cisaillement qui tendent à en créer. Le résultat est que la turbulence nocturne
est de nature plutôt brutale et brusque. Si la couche de mélange présente un sommet bien défi ni, celui de la couche nocturne stable ne l’est pas. Il se perd dans la base de la couche résiduelle. Si des polluants sont émis dans cette couche, le panache de fumée ou le nuage de pollen a tendance à s’étirer dans l’horizontal sans se disperser dans la verticale. Le pollen qui est émis ou plutôt qui se trouve piégé dans cette couche suit la trajectoire qui lui est attribuée par le vent dominant et sous l’effet de la gravité se retrouve rapidement au sol. Si une légère brise existe, elle peut en revanche dissiper ce panache latéralement suivant le sens dominant du vent. Par nuit calme et claire, cette couche peut se développer sur plusieurs mètres au-dessus de la surface et agit comme un couvercle qui maintient les particules en suspension les empêchant de gagner quelques tourbillons de turbulence à moins que certains phénomènes extrêmes de vent et d’échauffement des surfaces ne rompent la structure laminaire de cette couche d’air. Si cette couche laminaire est suffi samment forte pour empêcher tout échappement des pollens vers de plus hautes altitudes, on considère cette surface comme étant lisse du point de vue aérodynamique. En revanche, si des obstacles interviennent, on parle alors de couche rugueuse. Ainsi, la même surface peut présenter différents caractères de rugosité et ceci en fonction des conditions thermiques et de vent.
Cette description de la CLA est importante car toute la trajectoire aérobiologique se produit en son sein. Il est maintenant tout aussi important de caller dans le temps les différentes phases de cette trajectoire en accord avec les phases diurnes de la CLA. Un premier regard est portait sur l’émission et l’élimination du pollen. En effet, dans le cas des simulations effectuées, émission et déposition sont contrôlés par l’expérimentateur. L’impact des conditions atmosphériques générées par le modèle lui-même n’est donc pas déterminant au regard de la problématique de cette étude. Il n’en demeure pas moins qu’il est important de faire un état des connaissances sur la question dans le but d’envisager des améliorations futures de la prise en charge de ces deux phases par le modèle.