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en relief complexe. Application aux épisodes de pollution particulaire des vallées alpines.

Yann Largeron

To cite this version:

Yann Largeron. Dynamique de la Couche Limite Atmosphérique stable en relief complexe. Application

aux épisodes de pollution particulaire des vallées alpines.. Océan, Atmosphère. Université de Grenoble,

2010. Français. �tel-00606115�

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Eole Dotorale : Terre Univers Environnement

Spéialité : Oéan, Atmosphère, Hydrologie

Présentée etsoutenue publiquement par

Yann Largeron

le26 novembre 2010

Dynamique de la Couhe Limite

Atmosphérique Stable en relief omplexe

Appliation aux épisodes de pollution partiulaire

des vallées alpines

Direteurs de thèse :

ChantalStaquet(Prof.Univ. de Grenoble)

Jean-Pierre Chollet (Prof.émérite Univ. de Grenoble)

Jury :

Joan Cuxart Rapporteur Univ. Baléares, Palma

PhilippeDrobinski Rapporteur LMD - Eole Polytehnique, Paris

Sandrine Anquetin Présidente LTHE, Grenoble

ValeryMasson Examinateur CNRM- Météo Frane, Toulouse

Bertrand Carissimo Examinateur CEREA, Paris

Chantal Staquet Examinateur LEGI,Grenoble

Jean-Pierre Chollet Examinateur LEGI,Grenoble

Thèsepréparée au seindu

L'étude seonentre sur l'analysede la dynamiquede la Couhe Limite Atmo-

sphériquestableethivernaleen vallée,notamment dansdessituationsonduisantà

desépisodesdepollutionpartiulaire. L'analyseesteetuéeàpartirdesimulations

numériques de typeLES etde mesuresloales.

Dansunepremièrepartie,onétudielesventsatabatiquesprenantnaissanesur

lespentesdesvalléesenaissées.Onmontrequ'ilssontinstationnaires,inhomogènes

etturbulents,queleurdiusivitéturbulenteévoluequadratiquementavelenombre

deFroudeetdéroîtavelastratiationambiante.Ons'intéresseensuiteauhamp

d'ondesinternes généréparesvents.Ontrouvequesafréquenene dépend quede

la stratiation et est indépendante des aratéristiques des vents qui lui donnent

naissane.

Dans une seonde partie, on s'intéresse au système de vents de vallées et aux

inversions thermiquesdansles vallées Grenobloises.Lesonditions météorologiques

onduisant auxépisodesde pollution sont étudiéesetleur lien aveles méanismes

préédentsest expliité.Onmontre que esépisodessedéroulent toujours dansun

ontexte antiylonique, sont induits par la présene d'une inversion et que leur

évolution estliée à elledesrégimes de temps.Pendant esépisodes, lesystèmede

vents loal est toujours similaire, indépendant du régime synoptique et onstitué

de vents thermiques,dont l'organisation spatialeest gouvernéepar lagéométrie du

site. Ces ourants sont ontenus dans la ouhe d'inversion qui persiste pendant

toute la durée de l'épisode et n'est pasdétruite si l'énergie solaire est insusante.

Le seuilénergétiqueorrespondant est misen évidene.

Mots lés : CouheLimite Atmosphérique,Inversions thermiques,Ventsata-

batiques,Cirulations envallée, Ondesinternes, Qualité de l'air, Simulations LES.

Abstrat

The study is fousing on the dynamis of the stably-stratied Atmospheri

Boundary Layer in wintertime in valleys, espeially during situations leading to

P M 10

^{pollution peaks.Theanalysis ismadebymeans ofLES-like numerial simu-}

lationand loalmeasurements.

Inarstpart, westudy the katabatiwindsreated overtheslopesofa narrow

valley.We show that they areintermittent and turbulent and that their turbulent

diusivity is proportionnal to the square of a Froude number, and dereases with

theambientstratiation. We alsostudy the internal wave eldgenerated bythese

winds and nd that its frequeny depends only on the stratiation and seems to

be independent oftheharateristis ofits soure.

In a seond part, we study the valley wind system and the thermal inversions

whihourbywinteronditionsinthevalleysoftheGrenoblearea.Meteorologial

onditions leading to pollution episodes in the Grenoble valleys are also studied

and their link with the previous mehanisms is explained. We show that these

episodestakeplaeduringantiylonionditions,areinduedbythermalinversion

and that their evolution is linked to that of the weather regimes. During these

episodes, we show that the loal winds system is always the same, independent

of the synoptial regime and onsists of thermally-driven winds, whose spatial

organization is ontroled by the geometry of the site. These urrents are onned

into a thermal inversion, whih persists during the whole episode, and is however

not destroyedduringthe dayifthe solar energyisnotsuient.Theorresponding

energy treshold ishighlighted.

Key words : AtmospheriBoundaryLayer,Temperature inversions,Katabati

winds, Valley-windsystems,Internalwave eld,Airquality,LES numerial simula-

tions.

Mesremeriementsvonttoutd'abord(sanssurprise)àChantalStaquetetJean-

PierreChollet,mesdireteursdethèse.AChantal,enpartiulierpourm'avoirdonné

l'opportunité de partiiper à toutes les onférenes, éoles d'été et workshops que

je souhaitais, de déouvrir l'importane deséhanges internationauxen matière de

siene et les enjeux des ommuniations sientiques, et pour m'avoir ouvert les

yeuxsurlaréalitédumonde delareherhe.A Jean-Pierre pour sapréseneetson

aideyompris après sondéparten retraite;pour sesreleturesdu présent rapport

ainsiquepoursesonseilssurl'utilisationdesdiversodesdealulsetlenumérique

en général.

Meri auxrapporteursetauxmembresdujurypour avoirévaluémontravailet

lue manusritdansle détail.

Meri également àCharles Chemelpour sonaide etsonassistane, quiontjoué

un rle déterminant dans l'orientation de ma thèse et sans qui j'aurais renontré

enore plus de diultés que je n'en ai renontré... Meri aussi pour ses onseils

sientiques ettehniquesélairés ainsique sonaueilhaleureuxen Angleterre.

Mes remeriements vont ensuite à toute l'équipe de support informatique de

MesoNHàMétéo-FraneetauLaboratoired'AérologiedeToulouse,enpartiulierà

ChristineLACquim'afournidesinformationsetdesonseilstrèsutilesetpréieux,

maisaussià Juan Esobar pour son assistaneinformatique et pour tout letravail

qu'il eetuepour maintenir etmettreà jour leodeMesoNH.

Meri à l'ASCOPARG-COPARLY et en partiulier à Eri Chaxel et Isabelle

Riosquiontprisde leurtempspourouvrirdespossibilitésdeollaboration entrele

LEGIetl'agene dequalité de l'air.

Meri également àMétéo Frane etàSylvain Bigotde l'Institutde Géographie

Alpine,pourm'avoirpermisd'aéderaux(malheureusement rares)mesuresmétéo

de larégion Grenobloise.

Meri à la région Rhne-Alpes et au Cluster de Reherhe en Environnement,

pouravoir nanéette étudeetpermis saréalisation.

Meri aussiaux organisateurs (pour leurtravail) etauxpartiipants(pour leur

bonne humeur et/ou leur amitié) : d'ERCA 2008, de la

14 ^eme

^{CMM à Vanouver}

(2008),delasessionABLdel'EoledesHouhes(2008),d'ICAM2009àRastaat,de

l'EGU2009à Wien,duWorkshopWavesandInstabilities de Porquerolles (2009),

desstagesde formationMesoNH (2007et2010).

le CIESpour laqualité des stagesde formation qu'il organise, Rihard Montvoisin

pour son inititation très enrihissante à l'esprit ritique et la zététique, Mar

Legrand, pour m'avoir transmis la foi du onstrutivisme et tous les autres

responsables etformateurs du CIES. Meri également à Philippe Séhet, de l'INP,

qui m'a permis d'intervenir àl'ENSE3 plutt qu'à l'ENSGI...

Sur un plan plus personnel, je tiens à remerier eux (et elles!) qui ont eu

une inidene plus forte sur ma vie que mon travail de thèse et ont ontribué

à mon bon équilibre mental au ours de es années. En partiulier, meri au

GMUC 1

sans qui es trois ans n'auraient pas eu la même saveur! Notamment

meri à Thomas, Olivier, Grisou, Céline.H, Prez, Céline.G, Mikael, Diane, Stefan,

Marmiton, Guénolé, Thomas.P etles autres... Meri à voustous pour es instants

d'amitié divers etvariés!

Meriégalement àtouseuxquim'ont aompagnédansmesvadrouillesautour

du monde. En partiulier meri à Benjamin, Aubry, Nio, Thom et Olivier. Tous

esmoisdevoyagesave vousfontpartiedemesmeilleurssouvenirsdeesquelques

années!

Ennje nesaurais jamaisassezremerier Aude,quim'aompagnedanstoutes

lesironstanes,nourritmesrêves,faitresplendirmes ambitionsetmesprojetsles

plusfousparsonamouretmedonnelaforede roireàtoutequej'entreprends...

1

Introdution générale 1

Contexteetmotivations . . . 1

Artiulation générale . . . 3

I Eléments de physique atmosphérique 5 1 Eléments de météorologie 7 Introdution. . . 7

1 Le systèmeatmosphérique :Struture, éhelles, omportement . . . . 8

2 Cirulation synoptique . . . 13

3 Couhe Limite Atmosphérique (CLA) . . . 15

4 Bilanthermiquedu sol . . . 19

Conlusion . . . 21

2 Dynamique atmosphérique en zone de montagne 23 Introdution. . . 23

1 Modiation del'éoulement synoptiquepar lerelief . . . 24

2 Système devents devallée . . . 27

3 Inversion thermique . . . 29

Conlusion . . . 34

3 Modélisation numérique de l'atmosphère 37 Introdution. . . 37

1 Lesmodèles atmosphériques . . . 38

2 LesodesARPS etMesoNH . . . 41

3 Lesmodèles de solde ARPS etSURFEX . . . 44

Conlusion . . . 46

II Dynamique de la Couhe Limite Atmosphérique Sta-

ble et Hivernale d'une vallée enaissée 49

4 Vents atabatiques, instationnarités et ondes internes 53

Introdution. . . 54

1 Méthodologie . . . 56

2 Ventsatabatiques . . . 59

3 Champ d'ondes de gravitéinternes . . . 64

4 Etude de sensibilité . . . 71

DisussionetConlusion . . . 75

5 Quantiation du mélange turbulent dans les vents atabatiques 79 Introdution. . . 80

1 Mélange turbulent :onsidérations théoriques . . . 81

2 Méthodologie . . . 86

3 Struturedynamique etturbulente duvent atabatique. . . 89

4 Quantiation du mélangeturbulent . . . 91

5 Modèlisationde ladiusivité . . . 96

DisussionetConlusion . . . 101

De la modélisation simplifiée aux situations réalistes 105 III Dynamique de la Couhe Limite Atmosphérique Sta- ble et Hivernale des vallées Grenobloises 107 Objet de l'étude 109 6 Pollution partiulaire et stabilité atmosphérique 113 Introdution. . . 114

1 Le site Grenoblois etses stations demesures . . . 115

2 Analyse destempératures . . . 118

3 Détermination des épisodesstables . . . 119

4 Détermination des épisodesde pollutionaux

P M 10

^{. . . . . . . . . . 123}

5 Stabilité etpollutionpartiulaire . . . 125

6 Météorologiedes épisodes . . . 127

Conlusion . . . 133

7 Système de vents de vallées pendant les épisodes de pollution 135 Introdution. . . 136

1 Desription dessimulations . . . 137

2 Dynamique noturne généraledes5 épisodes. . . 140

3 Système de ventsde valléesur leomplexe Grenoblois . . . 146

4 Inuenede l'éoulement synoptique . . . 149

5 Quantiation du déouplage CLA/TL . . . 152

8 Struture spatiale de la CLA et des ourants thermiques 159

Introdution. . . 160

1 Conguration numérique . . . 161

2 Stratiationde laCLA enouhes vertiales . . . 167

3 Struturehorizontale dela CLA. . . 177

4 Struturespatiale desourants thermiques . . . 180

5 Zonesde reirulation,de stagnation etdeventilation . . . 185

Conlusion . . . 190

9 Formation, destrution et persistane des inversions thermiques 193 Introdution. . . 194

1 Evolutiontemporelledu forçagethermique delaCLA . . . 196

2 Intensiation noturne de l'inversion. . . 199

3 Rédution diurnede l'inversion . . . 204

4 Evolutionde l'inversionau oursd'une journée . . . 208

5 Evolutionde l'inversionau oursd'unépisode . . . 213

6 Persistane etdestrution de l'inversion:Modèle énergétique . . . . 217

Conlusion . . . 227

Conlusion générale et Perspetives 229 Conlusion générale . . . 229

Perspetives . . . 233

Annexes 236 A Analyse de l'épisode

P 10

²³⁹ B Evolution synoptique au ours d'un épisode 243 C Analyse de sensibilité numérique 247 Introdution. . . 247

1 Sensibilité auxonditions initiales. . . 247

2 Sensibilité àlarésolution vertiale . . . 251

3 Disussion:Conditions d'unereprésentation réaliste . . . 257

Conlusion . . . 265

D Champs de vents des 5 épisodes stables 267

E Comparaison mesures/simulation de l'intensité de l'inversion 275

Bibliographie 279

Contexte et motivations

Contexte limatique

Sur le territoire Européen, limatiquement marqué par diverses inuenes

(oéanique, ontinentale, méditerrannéenne et artique), les zones de montagnes

onstituent souvent des enlaves dans lesquelles le limat ontraste ave elui des

plainesontiguës([Guiter,1975℄).Lestendaneslimatiquessontalorsnuanéespar

le relief et l'altitude, mais également par les spéiités géographiques et géomor-

phologiquesloales.Suivantl'expositionauxventsdominants,oul'isolement ontre

les perturbationsatmosphériques, learatère mirolimatique peut êtrefort.

Spéiités atmosphériques loales

Cespartiularitéslimatologiquespuisentleurexistenedanslaréurrenesurle

longterme de phénomènesphysiquesloaux, totalement induitspar les spéiités

topographiquesdessitesonsidérés.Dufaitdudéouplageavelahautetroposphère

etlesrégimesde ventsrégionaux, lesvalléesenaisséessubissentsouvent l'inuene

de vents thermiques générés loalement, qui donnent naissane à des irulations

auseindesbassesouhesdeleuratmosphère(généralement appelléessystème de

vents de vallées).

Dansesvallées,laonvexitéorographique engendreuneplusgrandeabsorption

durayonnement solaire parle solquesurun site deplaine (à lamême latitude),et

donuneplusforteaumulationdel'énergiethermiquereçueauoursdelajournée

(f [Hawkes, 1947℄). Inversement, la nuit, l'énergie thermique est plus failement

perdueen vallée qu'en plaine. Celàrésulte en des ontrastes thermiques plus forts

danslesvallées.Aleurtour,esontrastesgénèrentdesirulationsatmosphériques

entrelesvalléesetles plainesquionstituentuneautrespéiitédeesrégions.La

dynamiqueatmosphériqueestalorsplussensibleenvalléequ'enplaineauxvariations

duuxsolaire,etparonséquentauxylessaisonniers.Ainsi,l'évolutionjournalière

de la struture atmosphérique dans les vallées est très dépendante de la saison (f

[Whiteman,2000℄) : en hiver, notamment, l'inuene du refroidissement noturne

peutperdurer toute lajournée.

Outre les irulations thermiques, ette plus grande sensibilité thermique in-

ouhes, générateurs de forte stabilité atmosphérique. Les mouvements vertiaux

sont alors onsidérablement réduits. L'inuene du relief réduisant diretement les

éhanges horizontaux,l'air aainsitendane àstagner dansdesouhesonentrées

près du sol, lors de es périodes de stabilité (qui se produisent essentiellement la

nuit, ouertaines journées de lapériode hivernale).

Inuene sur la qualité de l'air

Pour desraisons indépendantes deesonsidérations limatiques, ledéveloppe-

ment de notre ivilisation a onduit à une forte industrialisation des prinipales

vallées des Alpes, historiquement lieux de prédiletion des ativités métallurgique,

minière eténergétique, etpossédant un fort potentiel d'attration touristique. Par

ailleurs, en zone de montagne, les réseaux routiers se onentrent essentiellement

dans les vallées où le tra est souvent dense. Les soures d'émissions polluantes,

eten partiulier d'émissions de partiulesnes, ysont don nombreuses. Fréquem-

ment,esémissionsseombinent àdesphénomènesde stagnationdesmassesd'air.

Les onentrations atteintes sont alors élevées, généralement bien plus quesur des

sites deplaine omportant destaux d'émissionsidentiques.

Cesfortesonentrationsdepartiulesnesontpassansposerdeproblèmessani-

tairessérieux.Lespartiulessonteneetonstituéesdemultiplesespèeshimiques,

aussidiversesquesouvent potentiellement noives.Certaines(entreautres :Hydro-

arbure Aromatique Polyylique et métaux lourds, régulièrement présents dans

l'atmosphère) ont unpouvoirtoxique,etonstituentdesanérigènesoumutagènes

avérés pour l'homme et pour les éosystèmes([Boetta et al.,1997℄). Deplus, une

grande partie de es partiules ont une très faible taille, inférieure à

10µm

^{(on les}

appellealors

P M 10

^{2)voireinférieureà}

2.5µm

^{(onlesappellealors}

P M 2 . 5

^).Leurpe-

titdiamètreleurpermetdes'introduiredanslesystèmerespiratoirejusqu'auniveau

desbronhioles,oùs'eetuentdiretementleséhangessanguins.Leurassimilation

par l'organismeestdonrapideetleureetsurlasantéàmoyenetlongtermepeut

s'avérer (très) néfaste (aners, maladies ardiovasulaires ou respiratoires, f par

ex. [Pope III etal., 2002℄).

Le aratère ritique de e problème est par ailleurs augmenté par des eets

aérodynamiques:esontpréisémmentespartiulesdeplusfaibletaillequirestent

le plus longtemps en suspension dans l'air, du fait de leurfaible massequi ralentit

onsidérablement les proessus de sédimentation. Parallèlement, espartiules très

nes(

P M 2.5

^{) sont également elles émisesen plusgrand nombrepar les} industries, ar lesplus suseptiblesd'éhapper auxdispositifs de ltrage...

Motivations de l'étude

La ompréhension desméanismes physiques assoiés à la ouhe limite atmo-

sphérique stable représente don un enjeu soiétal important : e sont es méan-

ismes quionditionnent fondamentalement l'aumulation ouladispersiondespol-

2

AbbréviationdePartiulateMatterofdiameter

d < 10µm

^.

luants. Ladétermination deleurinuene surletransportetlemélangedesparti-

ules estnotamment ruiale pour tous lesmodèles opérationnels de prévisionde la

qualité del'air (parex. [Seaman, 2000℄).

Audelàdeleurrlesurleomportementdelapollutionloale,lareprésentation

orretedeesphénomènesloauxdanslesmodèlesdeprévisionsmétéorologiquesou

limatiques est également d'importane majeure (par ex. [Rotah etZardi, 2007℄).

Les résultats opérationnels sont en eet sensibles à la paramétrisation de es

partiularitésatmosphériquesàl'éhelle d'unevalléepuisqu'ilsontribuent defaçon

onséquente auxbilansénergétiques etturbulents plusglobaux.

La présente étude s'insrit dans e ontexte et se onentre sur l'analyse des

diérentsproessusphysiquesàl'oeuvredanslaCouhe LimiteAtmosphériquesta-

ble en vallée. En partiulier, l'intérêt est porté sur la période hivernale, dans des

ongurationstrèsstablesonduisantàdesépisodesdepollutionaux

P M 10

^.Notons

toutefois qu'auun ouplage ave les aspets himiques ne sera onsidéré. L'étude

estuneontributionàlaompréhensiondediérentsphénomènes,etreposesurune

analysedesprinipaux méanismesàl'oeuvredanslaouhelimitestablehivernale

desvalléesalpines, à savoir:

1. Lesventsatabatiques,prenantnaissanesurlespentesdesmontagneslors

de leurrefroidissement noturne.

2. Lesondes internesgénéréespar esventsatabatiques.

3. Lessystèmes de vents de valléeset deirulations inter-vallées.

4. Lesinversions thermiquesnoturnes et/oupersistantes.

5. L'inuenedes onditions synoptiquessurlasituation dequalitédel'air

(déduitede mesuresde onentration en

P M 10

^).

Dansette étude, esdiérents phénomènesphysiques sontanalyséspar lebiaisde

simulations numériques de type LES réalisées ave les odes de aluls ARPS et

MesoNH,ouramment utiliséspour e typede problématique dansla ommunauté

sientique.

Artiulation générale

Leprésentrapportomprend3parties,quipeuventêtreluesdefaçonindépendante:

1. Dans la partie I, des onsidérations de physique atmosphérique et de

météorologie générale sont rappelées (hapitre 1), puis les spéiités atmo-

sphériquesdansleszonesdereliefsontrésuméesdanslehapitre2.Lehapitre

3présenteles outilsd'analyseretenus (odesdealuls méso-éhelles, utilisés

en modeLES).

2. Danslapartie II,nousanalysonsdesphénomènesde petites éhelles 3

(turbu-

lene,ondes) dansunevalléeenaissée de topographie idéalisée.

3

Detypemiro-

β

^etmiro-

γ

(lassiationd'[Orlanski,1975℄)

Nous portons une attention partiulière auxvents atabatiquesprenant nais-

sane surles pentesd'unevalléeidéalisée, ainsiqu'au hamp d'ondesinternes

généré par es vents dans toute la ouhe stable de la vallée (hapitre 4). Le

taux de turbulene engendré par les vents atabatiques est quantié dans le

hapitre 5.

3. Enn, la partie III s'intéresse à des phénomènes d'éhelles moins nes 4

(de

l'ordre de ladimension de la vallée,voire d'éhelles synoptiques) sur le om-

plexeorographique de larégion Grenobloise,imbriquant plusieurs vallées.

L'analyses'axe surdiérents phénomènes:

(a) Les onditions météorologiques loales et synoptiques onduisant aux

épisodes de pollution partiulaire des vallées Grenobloises sont étudiées

dansle hapitre 6.

(b) Le lien entre esépisodes de pollution etles méanismes de irulations

loales est expliitédansle hapitre 7.

() Le système de vents de vallées est étudié au hapitre 8. On détermine

ainsi un régime de irulation inter-vallées et la stratiation vertiale

qui en résulte.

(d) Enn, lehapitre 9portesurlesinversionsthermiquesquiprennentnais-

sane par onditions hivernales et étudie leur évolution (intensiation,

persistane, destrution).

4

Detypemeso-

γ

^àmeso-

α

([Orlanski,1975℄)

Eléments de physique

atmosphérique

Eléments de météorologie

Sommaire

Introdution . . . 7

1 Lesystèmeatmosphérique:Struture,éhelles,omporte- ment . . . 8

1.1 Struturedel'atmosphère . . . 8

1.2 Ehellesatmosphériques . . . 9

1.3 Stabilitéatmosphérique . . . 10

1.4 Loisdeomportementdel'atmosphère. . . 12

2 Cirulation synoptique . . . 13

2.1 Spéiitésdesmoyenneslatitudes . . . 13

2.2 Régimesdetemps . . . 13

2.3 Systèmesdépressionnaireset antiyloniques . . . 14

3 Couhe LimiteAtmosphérique (CLA) . . . 15

3.1 Turbuleneatmosphérique. . . 15

3.2 Evolutionnythémérale . . . 16

3.3 CouheLimiteConvetive . . . 17

3.4 CouheLimiteStable . . . 18

4 Bilanthermique dusol . . . 19

4.1 ForçagethermiquedelaCLA . . . 19

4.2 Continuitédesux . . . 19

4.3 Evolutionthermiquedusol . . . 20

4.4 Fluxdesurfae . . . 20

Conlusion . . . 21

Introdution

Ce hapitre synthétise quelques éléments fondamentaux de météorologie dy-

dans les mouvements du uide atmosphérique : éhelle globale, éhelle synop-

tique, méso-éhelle, miro-éhelle (parex. [MIlveen,1992℄,[Malardel,2005℄).Puis,

il dérit la irulation troposphérique et ladynamique de la Couhe Limite Atmo-

sphérique. Enn, quelques onsidérations sur l'évolution énergétique de la surfae

seront rappelées.

1 Le système atmosphérique : Struture, éhelles, om-

portement

1.1 Struture de l'atmosphère

Sidespartiulesoudesmoléulessubissent enorel'attration terrestrejusqu'à

10000kmaudessusdusol(etpeuventêtreonsidéréesommeappartenantauxtrès

hautesouhesioniséesdel'atmosphère),ononsidèreengénéralquel'atmosphèrea

uneépaisseurde100km(s'arrêtantàlalignedeVonKarmanaudessusdelaquelleon

peut négliger les eets atmosphériques non magnétiques, f [Labitzke et al.,1985℄,

[JustusetJeries, 1995℄). Néanmoins,

99%

^{de sa masse est ontenue dans les 30}

premiers kilomètres. Ainsi, sonextension vertiale représente environ

1%

^{du rayon}

terrestre.

En un point donné du globe, les aratéristiques de l'atmosphère varient forte-

mentlelongdelavertiale.L'attrationterrestrediminuant ave l'altitude,lapres-

sionatmosphérique diminueexponentiellementàmesurequel'on s'éloignedusol.Il

enestdemême pourladensitédel'air. Latempérature évoluequantàelledefaçon

omplexe selon leshéma de lagure1.1([Malardel, 2005℄).

Onvoitapparaîtrediérentesouhes(oustrates)danslesquelleslatempérature

estparfoisroissanteavel'altitude, parfoisdéroissante,modiantradialement les

propriétésphysiquesdesouhesorrespondantes.Onnommeesouhes,parordre

de proximitédu sol:Troposphère, Stratosphère,Mesosphère, Thermosphère.

La troposphère est laouhe danslaquelle les phénomènes météorologiques ap-

paraissent et sont exlusivement ontenus. Dans la troposphère, la température a

tendane à déroître ave l'altitude. Elle est elle même divisible en 2 sous-ouhes

dont les propriétés sonttrès diérentes :

LaCouheLimite Atmosphérique(quenousnoterons CLAdanstoutela

suite), près dusol. Sonextension estgénéralement omprise entre 1et4 km.

Ellesedénitommelaouhe diretement inuenéeparlasurfae(frition,

réhauement/refroidissement, eets liés au relief, et.) sur une éhelle de

temps inférieure à une journée et dans laquelle les ux vertiaux de haleur

et de quantité de mouvement sont signiatifs. Dans la CLA, les soures de

turbulene thermiques et dynamiques sont du même ordre de grandeur. On

est ainsidansunesituation de onvetion thermiquenaturelle.

LaTroposphèreLibre(que nousnoteronsTL danstoutelasuite),justeau

dessus.Elles'étendenmoyenne jusqu'à11kmaudessusduniveau delamer.

Fig. 1.1 Struture vertiale shématique de l'atmosphère (orrespondant à une

moyenne temporellede l'étatatmosphérique).

dela ombinaisondeseetsde rotationet dehauage.

1.2 Ehelles atmosphériques

Les phénomènes atmosphériques se produisent sur une large gamme d'éhelles

d'espaeetdetemps,delairulationglobale quis'étendsurtoutelaironférene

de la Terre jusqu'aux tourbillons de tailles entimétriques. Chaque type de iru-

lation peut être dérite à l'aide de son extension horizontale et sa durée de vie

approximative.

La gure 1.2, extraite de [Chemel,2005℄, montre ette gamme d'éhelles

ainsi queles lassiations lassiques orrespondantes ([Stull,1988℄, [Pielke,1984℄,

[Orlanski,1975℄, [ThunisetBornstein, 1996℄). Les systèmes antiyloniques et dé-

pressionnaires sont ainsi d'éhelle synoptique (dite aussi régionale ou maro), les

systèmesde ventsdevalléesrelèvent delaméso-éhelle tandis quelaturbuleneou

les ondesinternes sont de l'ordrede lamiro-éhelle.

Dans la présente étude, on s'intéressera surtout à la méso et à la miro-éhelle

(extension inférieure à 20 km, et jusqu'à quelques mètres; sur des durées variant

de 1 minute à quelquesjours).Quelques onsidérations d'éhelle synoptique seront

Fig. 1.2 Classiationdes éhellesatmosphériques. D'après[Chemel,2005℄.

1.3 Stabilité atmosphérique

1.3.1 Gradient adiabatique

En physique, on dénit le gradient adiabatique

γ _adiab

^{omme la variation de la}

températureabsolueparunitéd'altitudedansunemassed'airn'ayantauunéhange

de haleurave sonenvironnement.Cegradient adiabatique varieen fontion dela

pression atmosphérique loaleetdel'humidité,lavariationave letauxd'humidité

pouvant être forte.

On dénit alors le gradient adiabatique se orrespondant à une atmosphère

omplètementexempted'humidité.Ilvautthéoriquement

γ _adiab ^sec = −9.8 ^o C/km

^(par

ex. [Houghton, 2002℄). On dénit également le gradient adiabatique humide sat-

uré qui varie entre

−5 ^o C/km

^et

−8 ^o C/km

^{ave des valeurs typiques prohes de}

γ _adiab ^humide = −6.5 ^o C/km

^.

1.3.2 Température potentielle

Endynamiquedel'atmosphère,pouromparerlatempératurededeuxpartiules

uides situéesàdesaltitudes diérentes(voiredansdesonditionsmétéorologiques

diérentes), on utilise le onept de température potentielle plutt que la simple

Latempérature potentielle d'unepartiuleuideestpardénitionla température

absolue qu'aurait ette même partiule uide sielle était ramenée adiabatiquement

au niveau de la mer. Ainsiles températures potentielles sont toujours omparables

entreelles. Onlanote

θ

^{etonla alulepar :}

θ = T

P 0

P

R a /c p

(1.1)

où

P 0

^{est la pression standard au niveau de la mer (}

1013.25

^hPa),

P

^{la pression}

statiqueloaledelaparelled'air,

R _a

^{laonstantedesgazparfaitset}

c _p

^laapaité

aloriquemassique àpression onstantede l'air.

1.3.3 Stabilité statique

Si une masse d'air est au repos, sastabilité va dépendre uniquement des eets

de ottabilité. Lorsqu'une petite perturbation s'applique sur une partiule uide

dansune atmosphère stratiée (ie où latempérature varie ave l'altitude),la fore

de ottabilité qui s'exere sur ette partiule peut onstituer une fore de rappel

dirigée vers la position d'équilibre initiale : l'équilibre est don stable; ou alors

engendrer uneaélérationdumême signequeledéplaement delapartiule,elle-

iontinuant à s'éloignerde saposition d'équilibre :l'équilibreest alors instable.

Pour estimer si nous sommes dans une situation de stabilité ou d'instabilité, il

sut d'évaluer le gradient vertial de température potentielle. On montre que

([Delmas etal., 2005℄):

1. Lorsque

∂θ

∂z < 0

^,ona instabilité.

2. Lorsque

∂θ

∂z > 0

^{,ona stabilité.}

3. Lorsque

∂θ

∂z = 0

^{,ondira que}l'atmosphère estneutre.

1.3.4 Fréquene de Brünt-Vaïsälä

Dans tout le présent rapport, pour quantier la stabilité statiqued'une ouhe

atmosphérique,nousutiliserons parfois

∂θ

∂z

^{etparfoislafréquenede Brünt-Vaisälä}

ambiante quis'exprime omme:

N 0 = r g

θ 0

∂θ

∂z

^(1.2)

où

g

^est l'aélération de lagravité et

θ 0

^une température potentielle de référene (que nous prendrons égale à la température potentielle au niveau du sol). Cette

fréquenequantielafréquened'osillationd'unepartiuled'air autourdesaposi-

tiond'équilibre,dansunenvironnement stablement stratié,lorsque ettepartiule

d'air subit uneperturbation.Elle n'est dénie quelorsque

∂ _z θ > 0

^.

1.4 Lois de omportement de l'atmosphère

Leomportement dynamiquedel'atmosphèreestainsilassiquementreprésenté

parleséquationsrégissantlathermodynamiqueetlaméaniquedesuides.Leuide

atmosphériquevériealorslaformulationEulériennedeséquationsdeNavier-Stokes

([Navier, 1823℄) suivantes(par ex[Malardel, 2005℄):

1. La loi deonservation de lamasse(dite aussiloide ontinuité) :

∂ρ

∂t + div(ρ. − →

U ) = 0

^(1.3)

où

−

→ U

^{estlavitessede l'air et}

ρ

^{est samassevolumique.}

2. La loi deonservation delaquantité de mouvement danslerepèretournant :

∂ρ − → U

∂t + div(ρ − → U ⊗ − →

U ) = −2ρ − → Ω ∧ − →

U + ρ − → g − ∇p + µ △ − →

U

^(1.4)

où

−

→ g

^est l'aélération de lapesanteur,

⊗

^{représente le produit tensoriel,}

− → Ω

est le veteur de rotation terrestre,

p

^{la pression et}

µ

^{la visosité dynamique}

de l'air.

3. La loi de onservation de l'énergie, dite aussi premier prinipe thermody-

namique :

∂ρc p T

∂t + div(ρc _p T − →

U ) = Dp

Dt + λ △ T + div − → r + φ + δQ

^(1.5)

où

c _p

^{est la apaité aloriquede l'air,}

T

^satempérature,

λ

^{sa ondutivité}

thermique,

−

→ r

^{le uxde haleur radiatif,}

φ

^{la haleur dissipée par frottement}

visqueuxetenn

δQ

^{lesautres soures}diabatiques(liéesauxhangements de phases de l'eau).

4. A estroisloislassiquess'ajouteune équation d'état :

p

ρ = rT

^(1.6)

où

r

^{représentela onstante desgaz pour l'airse et vaut}

r = 287J/kg/K

^.

5. Aeséquationsviennents'ajouteruneéquationdeonservationpourhaune

desphases de l'eau.

L'ensembledeeséquationsdéterministespermetdeprévoirl'évolutiondesvariables

prinipales (

−

→ U

^,

ρ

^,

T

^et

p

^{ainsique lesdiérents rapportsde mélangedesphases de}

l'eau).

Dansleadre de lasimulationnumérique deséoulements atmosphériques, une

approximation fréquemment utilisée est l'approximation anélastique. Elle onsiste

en une simpliationde l'équationde ontinuité de laforme:

w ∂ρ

∂z + ρdiv( − →

U ) = 0

^(1.7)

L'évolution de la massevolumique liée à l'élastiité du uide n'est alors plus prise

en ompte. Celà revient à négliger l'évolution temporelle loale de

ρ

^{ainsi que ses}

variations assoiées à des mouvements horizontaux (on dit qu'on ltre les ondes

aoustiques).L'équation de ontinuiténe prendalors enompte quel'eet deom-

pression duuidelorsque elui-isubit desdéplaements vertiaux.

2 Cirulation synoptique

La irulation générale orrespond à la irulation qui s'établit à l'éhelle du

globe. Les mouvements atmosphériques à ette éhelle onstituent la réponse au

forçage radiatif : des irulations se mettent en plae entre les zones d'exédents

énergétiques (régions tropiales) et les zones déitaires (ples). Cette irulation

originellementimaginéeparl'astronomeHadleyestbiendéritedans[Jereys, 1926℄,

[Lorenz, 1967℄, [Lorenz, 1970℄ ou [Lorenz, 1991℄. A l'éhelle de quelques entaines

(voire milliers) de kilomètres, et sur des périodes de l'ordre de la semaine, ette

irulation générale est fortement modulée dans l'espae et dans le temps. Nous

appelleronsirulation synoptique lairulation quien résulte.

2.1 Spéiités des moyennes latitudes

Auxmoyenneslatitudes(zonesentre

35 ^o

^et

70 ^o

^{delatitudeNordetSud),lavari-}

abilitéatmosphérique estplusgrandequesurleresteduglobe.Cetteaugmentation

de la variabilité est imputable au aratère ondulatoire desirulations spéiques

de ette zone.

Dans ette zone, les isobares et les isothermes ne sont pas parallèles, e qui

aratériseunéoulementbaroline.Leventmoyenestd'Ouestàtouteslesaltitudes

(maximumprèsde latropopause,dansunourantappeléjet-stream) et lapression

en moyenne zonale est plus élevée du té tropial que du té polaire. C'est par

ailleurs la région du globe où les variations méridiennes de températures sont les

plusfortes.

La onjontion de es spéiités dans ette zone baroline induit une iru-

lation assoiée à des ondes quasi-stationnaires (de température, de pression et de

vent) d'une longueur d'onde de l'ordre de la moitié de la ironférene du globe

à es latitudes (deux zones d'anomalies négatives de pression sur les oéans et

deux zones d'anomalies positives sur les ontinents, dans l'hémisphère Nord, f

[Malardel,2005℄).

2.2 Régimes de temps

En fait, es ondulations ont une omposante non-stationnaire basse fréquene.

Cettevariabilitébasse-fréqueneorrespondàequelesmétéorologuesappellentles

régimes de temps ([Barnston etLivezey,1987℄, [Mihelangeli etal., 1995℄), que les

(NAO), fpar ex[Rogers,1984℄

1

.

La variabilité suprasynoptique (ieltrant les périodesinférieures à10 jours) de

la pression révèle que l'atmosphère des moyennes latitudes osille ave des péri-

odes aratéristiques entre diérents états qui onstituent des modes d'osillation

de l'atmosphère à ette éhelle. Selon ette vision,les régimes de temps orrespon-

dent alors aux états de lairulation synoptique ayant lemaximum de probabilité

d'ourene([Kimoto etGhil, 1993a℄et[KimotoetGhil, 1993b℄).Unelassiation

lassique aboutit àdistinguer 4régimes detemps surl'AtlantiqueNordetl'Europe

de l'Ouest([Plaut etSimmonnet,2001℄ ou[Cassou,2004℄):

1. Le régimeAtlantiqueRidge, ditde dorsale.

2. Le régimede bloage.

3. Le régimed'antiyloneGroënlandais,orrespondant aussiàlaphasepositive

de laNAO.

4. Le régimezonal, orrespondant aussià laphasenégative delaNAO.

La gure 1.3 illustre la struture spatiale sur l'Atlantique Nord du géopotentiel à

700 hPapendant esquatrerégimes de temps pour lapériode hivernale.

La durée despériodespendant laquelle l'atmosphère stagne dans un régime de

temps est relativement irrégulière et l'alternane des régimes se fait de manière

quasi-haotique 2

(dixit [Malardel, 2005℄). Les reherhes réentes montrent néan-

moins qu'il existe des voies de transition préférentielles d'un régime à un autre

([Vautard, 1990℄,[Kondrashov etal., 2003℄, [Kondrashovet al.,2007℄).

2.3 Systèmes dépressionnaires et antiyloniques

Danslapratique,ettevariabilitésynoptiqueestassoiéeàdessystèmesnuageux

qui s'enroulent dans lesens trigonométrique dansl'hémisphère Nord et orrespon-

dent àdesperturbations barolines (généréespar instabilitébaroline). Chaqueper-

turbationestenfaitunentredépressionnaire etdeuxentres dépressionnairessont

généralement espaésd'un entre antiylonique, ieoùla pressionestplus élevée.

Cetype deperturbationest lassiquement appelée onde baroline etsepropage

vers l'est (tout omme le ux zonal moyen) après avoir pris naissane sur le bord

Ouest desoéans ([Houghton, 2002℄).

En fait, es perturbations barolines ont une durée de vie typiquement

plus ourte que les régimes de temps (

< 10

^{jours) et sont onsidérées}

omme des modulations plus haute fréquene de es régimes de temps, dues

à des non-linéarités dynamiques ([Mihelangeli etal., 1995℄, [Vautardet al.,1988℄,

[VautardetLegras, 1988℄).

En Europe de l'Ouest, la majeure partie des phénomènes météorologiques, et

notammentdeleuralternane, estdueàl'alternanedeesperturbations(assoiées

1

L'indexNAOannuelaratérisantlemodededominanedesrégimesdetempsauoursd'une

annéespéique.

2

Comportement responsable d'une bonne part de l'inertitude des prévisions numériques à

Fig. 1.3Struturespatiale dugéopotentiel à700 hPa surl'AtlantiqueNordpour

haun des4régimes de temps,pour lapériode hivernale (novembre àmars), issue

d'uneanalysesur40hivers(1958-1998).Gauhe:Anomaliedegéopotentiel.Droite:

Champ de géopotentiel. Pourentage entre parenthèses : fréquened'ourene du

régime.

AR:régimededorsaleatlantique;BL:régimedebloage;GA:régimed'antiylone

Groënlandais;ZO:régime zonal. Extrait de[PlautetSimmonnet, 2001℄.

à un temps nuageux ou pluvieux) et des périodes antiyloniques (assoiées à des

onditions plusalmes etgénéralement àdes périodesdebeauxtemps).

3 Couhe Limite Atmosphérique (CLA)

Dans ette setion, nousdérivons lesaratéristiques lassiquesde laCLA sur

solplat (etsur lesontinents).

3.1 Turbulene atmosphérique

LaCLAestlelieudeisaillementsdevitesses,quipeuventengendrerl'apparition

de strutures tourbillonnaires. On a alors aaire à un éoulement turbulent. Dans

spatiales et temporelles. Ils sont par ailleurs irréguliers et peuvent être onsidérés

omme aléatoires. Même si la dynamique reste déterministe 3

, sa prévisibilité est

fortement miseendéfaut, arelle implique uneonnaissane inniment préisedes

onditionsinitialessil'onsouhaitedérireonvenablementtouteslesstruturestour-

billonnaires demiro-éhelle ([Lesieur, 1999℄).Uneapproheouranteonsistealors

àdéomposerleséhellesdumouvement,enérivanthaquevariableatmosphérique

sous laforme :

α = α + α ^′

^(1.8)

où

α

^{représente laomposante} grande-éhelle (formellement lehampltré au sens de la Simulations des Grandes Ehelles, f hapitre 3) de la variable

α

^{, et}

α ^′

^la

utuation petite-éhelle orrespondante. L'éoulement est alors approhé par sa

desription grande-éhelle et on modélise l'inuene des petites éhelles en intro-

duisant unnouveau terme dansleséquations de Navier-Stokes (fhapitre 3).

Ondénit par ailleursl'énergieinétiqueturbulente par unitéde masseomme

lasomme

T KE = 1/2

u ^′2 + v ^′2 + w ^′2

.LeséquationsdeNavier-Stokespermettent

d'érire uneéquationde transportpouretteénergie inétiqueturbulente,quidans

le asquasi-stationnaire,serésumeà ([Garratt,1994℄):

S + B + T + D = 0

^(1.9)

où

S

^{estuntermedeprodutiondeturbulenepar}isaillement,

B

^{untermedepro-}

dution/destrutiondeturbulenepareetsdeottabilité,

T

^{untermedetransport}

etderedistribution del'énergieturbulente,et

D

^untermededissipationvisqueuse.

Lesdeuxsouresdeprodutiondeturbulenesontdonméanique(isaillement)

et thermique (ottabilité) et leur ratio est un nombre aratérisant l'origine de la

turbulene. On l'appelle nombre deRihardson deux :

Ri _f = (g/θ) w ^′ θ ^′ u ^′ w ^′ ∂ _z u + v ^′ w ^′ ∂ _z v

(1.10)

qu'on peutaussiériresouslaforme du nombre de Rihardson de gradient :

Ri g = (g/θ) ∂ _z θ (∂ _z u) ² + (∂ _z v) ²

(1.11)

3.2 Evolution nythémérale

Commeleforçagethermiquedusolévolueauoursd'unylejournalier,leterme

deottabilitéévolueaussisur

24h

^{.Lejour,leseetsdeottabilitésont}générateurs de turbulene et d'instabilité statique, la nuit, ils sont destruteurs de turbulene

et générateurs de stabilité statique. La gure 1.4 adaptée de [Stull,1988℄ montre

l'évolutiondelastruture delaCLAauoursd'unylejournalier,surunsolplat.

3

Au sensLaplaien du terme,ie si l'on onnait à un instant donnéles vitesses etl'énergie

interneentout point del'éoulement, iln'existequ'uneseule distributiondevitesseetd'énergie

Fig. 1.4 Shématisation de l'évolution iradienne de la struture de la CLA.

Extrait de[Delmas etal., 2005℄, adaptéde [Stull, 1988℄.

En journée, une ouhe thermiquement instable et onvetive se développe à

ause duhauage par lesol (

w ^′ θ ^′ > 0

^{),donnant naissane à uneouhe mélangée}

danslaplus grandepartie de laCLA.

La nuit, lerefroidissement du sol donne naissaneà une ouhe thermiquement

stabledanslesplusbassesouhes(

w ^′ θ ^′ < 0

^{).Larégionsituéeaudessusonstituant}

la ouhe résiduelle, 'est à dire le lieu d'un délin de la turbulene induite par la

onvetion réée enjournée.

Ceylejournalierestplusmarquésurlesontinentsquesurlesoéans, àause

de laplus grande inertie thermiquedes masses d'eau. Il est également plus intense

enétéqu'enhiveràausedelaplusforteintensitédurayonnementsolaire,résultant

en une ouhe onvetive plus épaisse en journée. Par ailleurs, il est moins net en

situation dépressionnaire ou lorsque laouverture nuageuse estimportante, du fait

de l'inueneradiative que lesnuagesexerent.

Près du sol, on distingue une ouhe de surfae de faible épaisseur. Lorsque

les eets de ottabilité sont négligeables (ie que la CLA est neutre), la on-

trainte de isaillement y est approximativement onstante et le prol de vitesse

moyenne suit en première approximationun prol logarithmique([Garratt, 1994℄).

[MoninetObukhov, 1954℄étendentlemodèledeouhede surfaeauxasdeCLA

non-neutre, en prenant notamment en ompte lavariation vertiale desuxturbu-

lents.

3.3 Couhe Limite Convetive

Lorsqu'elle est pleinement développée (en n d'après-midi dans les onditions

omportelastruture suivante([Garratt,1994℄):

1. Unesous-ouhedesurfaedanslarégion

z < |L|

^(où

L

^{représentelalongueur}

de stabilitéde [MoninetObukhov, 1954℄),danslaquellelathéoriede Monin-

Obukhovs'applique.

2. Parfois une ouhe de onvetion libre dans la région

|L| < z < 0.1h

^(où

h

représente lahauteurde laCLA)

3. Une ouhe onvetive mélangée dans la majeure partie de la CLA (

0.1 <

z/h < 1

^{). Cette ouhe mélangée est alors aratérisée par un fort mélange}

turbulent,de grandesvaleursdelavitesseturbulentevertiale, defaiblesgra-

dientsvertiauxdetempératurepotentielleetdevitesse,unuxdehaleurqui

déroitlinéairementavel'altitude,etunehauteurdeCLAquiroitrégulière-

ment à mesurequela journéeavane(tant queleSoleiln'est pasouhé).

4. Une zone d'interfae ave la TL, souvent appelée zone d'entrainement ou in-

version d'altitude dominéepar les eetsd'entrainement, stableetd'épaisseur

pouvant parfoisatteindre une proportion non négligeable de laCLA (jusqu'à

50%

^).

La CLA onvetive peut atteindre 1 à 2 km d'épaisseur aux moyennes latitudes.

Elle est aratérisée par des ellules onvetives (dans la partie de ouhe limite

mélangée) deplusieurs entainesdemètresde hauteur,de formespolygonalesd'en-

viron1à3kmd'extensionhorizontale([Shmidt etShumann, 1989℄).LaCLAon-

vetive estsouvent assimilée à saseule partie mélangée.

3.4 Couhe Limite Stable

La ouhe limite noturne omporte typiquement (dans les saisons les plus

haudesde l'année) deuxsous-ouhes :

1. Une ouhe limitestableaussiappelée inversionde basses ouhes.

2. Une ouherésiduelleentrelesommetde laouhe limitestableetl'inversion

d'altitude (interfae ave la TL). Dans ette ouhe résiduelle, la turbulene

onvetive delajournéedélineenenvironune heuredanslapériodede tran-

sition dusoir (après leouherdu Soleil).Cette ouhe reste quasi-neutre ou

devient légèrement stableau oursde lanuit.

ContrairementàlaCouheLimiteConvetive,laCouheLimiteStablenepeutêtre

assimilée à unsystèmeen étatquasi-stationnaire. Auun état stationnairen'est at-

teintauoursdelanuit.Lahauteurdeetteouhed'inversionaugmented'environ

15 − 20m/h

^{. Elle atteint une épaisseur typiquede quelques entaines de mètres en}

n de nuit, etune intensitépouvant atteindre

∆θ = 10 − 15K

^{([Garratt, 1994℄).}

La ottabilité agit ommeun puits de turbulene et engendre don des faibles

niveaux de turbulene. Les eets radiatifs deviennent aussi importants que les ef-

fets turbulents voire dominants. Les ux de haleurs turbulents y sont négatifs et

laouhestable.Lastabilitépermetparailleurslapropagationd'ondesinternesqui

perturbent lesaratéristiques turbulentes.

Cetteouhe stableestégalement aratériséepar laprésened'unjetdebasses

ouhes, potentiellement engendréparosillationsinertielles(pouvantdonnerlieuà

des vents supérieurs au vent synoptique au niveau du sommet de la ouhe stable

plusieurs heuresaprèsleouherduSoleil).Cejetdebasses-ouhesestnéanmoins

très inuené par les eets atabatiques dus à la pente du relief, même lorsqu'elle

est faible ([Lettau, 1967℄, [Banta et al.,2004℄). Plus de détails seront donnés dans

lehapitre suivant.

4 Bilan thermique du sol

4.1 Forçage thermique de la CLA

L'atmosphère étant transparente aux longueurs d'ondes visibles, la quasi-

intégralité du ux solaire la traverse sans la réhauer (en fait, seule une faible

partdee rayonnement solaireestabsorbé parertaines moléulesmulti-atomiques

ou par les nuages). Le uxsolaire atteint alors le sol. Une petite partie de e ux

est diretement rééhi en fontion de l'albédo du sol, et la grande majorité est

absorbée par lasurfae. Le sol interagit alors ave la CLA en la réhauant ou en

larefroidissant.La soured'énergie estdonleSoleil, maislesolsert derelaispour

ette énergieetonstitue levéritable forçagethermique delaCLA.

4.2 Continuité des ux

A l'interfae sol-atmosphère (soit sur une ouhe inniment mine d'inertie

nulle), l'ensemble des ux de haleur pénétrant vers le sol ompense les ux sor-

tant dusol.Ona alors (parex. [Noilhan etPlanton,1989℄):

R ^↓ _SW + R ^↓ _LW = R ^↑ _SW + R ^↑ _LW + H + LE + G

^(1.12)

où

R ^↓ _SW

^{est leux solaire reçuau sol,}

R ^↓ _LW

^{est leuxinfrarouge émis par l'atmo-}

sphèreetreçuausol,

R ^↑ _SW

^{estlaportionduuxsolairerééhiparlesol,}

R _LW ^↑

^estle

uxinfrarougeémispar lesol 4

,

H

^{estle uxde haleur sensible,}orrespondant à l'éhange de haleur diretave les basses ouhes de l'atmosphère par diusion

etturbulene,

LE

^{est leux de haleur latente,} orrespondant àla quantité de haleur perduepar hangement de phase (pour évaporerl'eau du sol,notamment)

et

G

^{est le ux de haleur aumulée dans le sol,} orrespondant à un uxde ondution danslesol.Par ailleurs, onappelle ux radiatif netlaquantité :

R _N = R ^↓ _SW + R ^↓ _LW − R ^↑ _SW − R ^↑ _LW

^(1.13)

orrespondant au bilandesuxéhangés par rayonnement.

4

Lesindies

SW

^et

LW

orrespondentàShortWaves(visibles)etLongWaves(infrarouges).

Ainsi, lebilan de uxsurles 4modesd'éhangesde haleur s'érit:

R _N − H − LE − G = 0

^(1.14)

4.3 Evolution thermique du sol

Préisons que l'équation préédente ne suppose pas qu'il y ait une évolution

stationnaire de la température du sol mais traduit simplement une ontinuité du

ux thermique. Le sol n'est quant àlui (quasiment)jamais en équilibre thermique

puisqu'il subit un forçage variable : leyle diurne. L'évolution de la température

de surfae dusol estgouvernéepar leuxabsorbé par lesol:

∂T s

∂t = C T G = C T (R N − H − LE)

^(1.15)

où

C _T

^{estlaapaité thermiquedu solet}

T _s

^satempérature de surfae.

4.4 Flux de surfae

Onnote

F _s

^leuxsolaire.

R ^↓ _SW

^{serésumeauuxsolaireet}

R ^↑ _SW

^{luiestpropor-}

tionnel viaun oeient d'albédo

α

^.

R ^↑ _LW

^est généralement modéliséà l'aidede la loi de Stefan:

R ^↑ _LW = εσT _s ⁴

^où

ε

^est l'émissivité infrarouge du sol (entre 0 et1 et dépendantdel'état desurfae)et

σ

^{estlaonstantede}Stefan-Boltzmann.

R ^↓ _LW

^est

en revanhe issu de l'intégration sur toute la ouhe atmosphérique des émissions

infrarouges desmoléules d'air etdes nuages.

Ainsi,

R _N

^{s'érit :}

R N = F s (1 − α) − εσT _s ⁴ + R ^↓ _LW

^(1.16)

Le uxde haleur sensible

H

^estgénéralement éritsous laforme:

H = ρc _p CV (T _s − T _a )

^(1.17)

où

C

^{représente un oeient de trainée,}

V

^{est la vitesse du vent juste au dessus}

du sol,et

T a

^la température de l'airjuste audessusdu sol.

Enn,

LE

^{estleproduitdelahaleurlatentede}vaporisationdel'eau(

L

^)etdutaux

d'évaporation

E = ρCV (q sat (T s ) − q a )

^où

q

^{est le taux d'humidité dans les basses}

ouhes et

q _sat

^{le taux d'humidité du sol à} saturation. On déompose souvent e uxen un uxvenant dusol,etdesuxissus delavégétation. Onéritalors :

LE = L (E _s + E _tr + E _r )

^(1.18)

où

E s

^et

E r

^sontletauxd'évaporationàpartirdusoletdelavégétationrespetive- ment,et

E _tr

^{estliée à la}transpirationde lavégétation. Il faut toutefoisajouter les transferts thermiques latents assoiés aux autres hangements de phase lorsqu'ils

ont lieu :sublimationde laneige oude laglae,par exemple.

Du point de vue de la CLA, les transferts ave le sol se font essentiellement au

travers duux

H

^{.Le uxinfrarougejoue quant à luiun eetimportant lorsqu'ily}

a uneouverture nuageuse, equi n'est pasleasde guredanslaprésenteétude.

Dans laCLA, on onsidère que

H

^{est laondition aux limites des ux}turbulents.

Ona alors :

w ^′ θ ^′ | 0 = H

ρc _p T _a /θ _a ≈ H

ρc _p

^(1.19)

où

w ^′ θ ^′ | 0

^{représente la valeur du ux de haleur turbulent en surfae, et}

θ _a

^{est la}

température potentielle de l'airjuste audessusdu sol.

Conlusion

Dansehapitre,nousavonsvulesprinipalesaratéristiquesdeladynamique

atmosphérique auxmoyenneslatitudes, surlesrégionsontinentales etsursolplat.

Nousavonsvuqueettedynamiqueimpliqueune largegamme d'éhelles. Dans

la suite de ette étude, nous nous intéresserons à ertaines spéiités de l'éhelle

synoptique(systèmesantiyloniquesetrégimes de temps desmoyenneslatitudes),

maissurtout à laméso etla miro-éhelle.

La desription lassique de l'évolution de la CLA montre un yle journalier

marquésursolplat,laCouheStableNoturneétantmoinsbiendériteetmodélisée

quelaCouhe LimiteConvetive de journée.

Nousverronsdanslehapitresuivantquelaprésenedereliefmodiefortement

es aratéristiquesetinsisterons surles spéiitésliées auxvallées, sur lesquelles

nousnousfoalisons dansetteétude.

Dynamique atmosphérique en

zone de montagne

Sommaire

Introdution . . . 23

1 Modiation de l'éoulementsynoptiquepar lerelief . . . . 24

1.1 Fateursinuençantleséoulementsforés . . . 24

1.2 AélérationpareetVenturi . . . 24

1.3 Déviationparlerelief . . . 25

1.4 Canalisationparlerelief. . . 26

2 Système de ventsde vallée . . . 27

2.1 Ventsdepentes thermiques . . . 27

2.2 Ventsdevallée . . . 27

3 Inversionthermique . . . 29

3.1 Dénition etaratérisation . . . 29

3.2 Evolutionjournalièred'uneinversiondevallée. . . 31

3.3 Méanismesdeformation/destrution . . . 33

Conlusion . . . 34

Introdution

La présene de montagnes modie sensiblement la dynamique atmosphérique.

Les éoulements atmosphériques assoiés aux zones de montagne peuvent être de

deuxtypes:

1. Des éoulements forés par le relief, lorsque les vents à grande éhelle sont

modiés ouanaliséspar lerelief omplexe.

2. Des systèmes de vents propres aux montagnes, générés loalement par les

entreleszonesdemontagnesetlesplaines.Cesventssontgénéralementappelés

ventsthermiques.

Dans laréalité,esdeux typesd'éoulementssont toujours ombinés dansune er-

tainemesure.Cehapitre déritlesaratéristiquesdeesdeuxtypesd'éoulement.

1 Modiation de l'éoulement synoptique par le relief

1.1 Fateurs inuençant les éoulements forés

Lorsque le vent synoptique s'approhe d'une région montagneuse, il peut être

foréàpasseraudessus desmontagnesouautour.Ilpeutêtreanalisédansdesval-

lées,destalwegsorographiquesouàtraversdesols.Ilpeutégalement resterbloqué

par lerelief. Ceomportement dépenden faitde 3fateurs(f[Whiteman, 2000℄):

1. La stabilitéde lamassed'air.

2. La vitessede lamassed'air.

3. Les aratéristiquestopographiques de lazonede montagne.

On aratérise alors le omportement à l'aide d'un nombre adimensionnel

prenant en ompte es 3 fateurs. En général, on utilise un nombre de Froude

([Poulos etal., 2000℄, [Pouloset al.,2007℄)déni par:

F r = U

N H

^(2.1)

où U est la omposante de la vitesse perpendiulaire à la haine de montagne, N

la fréquene de Brunt-Vaisala, etH la hauteur moyenne de la haine de montagne

onsidérée.

1.2 Aélération par eet Venturi

Un éoulement stationnaire de uide inompressible suit le théorème de

Bernoulli, dont la prinipale appliation pratique est l'eet Venturi : Lorsqu'un

éoulementsubit unrétreissement delasetiondepassagequis'oreà lui,elui-i

aélèreetvoitsapressiondiminuerauniveaudelaonstrition.Dansl'atmosphère,

lethéorèmedeBernoullis'appliquemalarl'airestompressibleetl'éoulementest

instationnaire. Néanmoins,dans ertaines onditions (notamment à petite éhelle),

il expliqueertaines variationsdu hampde vent etdepression([Malardel, 2005℄):

Lorsquel'éoulementestanaliséàtraversunol, lerétréissement delasetion

depassageinduitparexemple uneaélération(fgure2.1).Cetteaélérationest

toutefois modiée par ladiérene de pression entre lazoneamont etlazoneaval,

pouvant être ampliée ou atténuée (allant même parfoisjusqu'à un phénomène de

bloagedelamasse d'air d'untéduol), f[Whiteman,2000℄.

Demême,lorsquel'éoulementpasseaudessusdesmontagnes,ilsubitengénéral

une aélération au niveau desrêtes. La forme de lamontagne joue ependant un

Fig.2.1Canalisationdel'éoulementàtraversunol.Illustrationdel'eetVenturi

(extraitde [Whiteman,2000℄.

etune forme triangulaire).Elle induit parfoisdes reirulationslorsque lerelief est

brusquement variable([Whiteman,2000℄).

Enn, par onditions stables,l'éoulement ontournant une montagneisolée est

aéléré surlesbords(là oùl'éoulement esttangent au relief, f[Justus, 1985℄).

L'orientationdelavitesseduventparrapportàlahaînedemontagneinuepar

ailleurssurl'aélérationinduite(maximalelorsquel'éoulementestperpendiulaire

àlahaineouquelahaineestorientéedefaçononaveparrapportàl'éoulement,

f [Justus, 1985℄).

1.3 Déviation par le relief

Plus la stabilité est importante, plus l'éoulement a tendane à ne pas s'élever

maisau ontraire à ontourner les obstales ouà être analisé.

Toutefois, l'éoulement réel ne suit pas néessairement soit l'un soit l'autre de es

omportements (élévation ou ontournement) : Une masse d'air peut être divisée

en deux, lapartie supérieures'éoulant au dessusde lamontagne, l'autre partie la

ontournant ([Etling, 1989℄). Toutela gamme deomportementsintermédiaires est

don possible (élévation et ontournement).

1.3.1 Elevation de la masse d'air

Silahaînedemontagneestlongue,quelaomposanteduventperpendiulaireà

ladiretiondeettehaîneestforte,quelamassed'airestinstable,neutreoufaible-

ment stable (

F r & 1

^{), l'éoulement a tendane à passer au dessus des montagnes.}

Deux typesdephénomènes peuvent alors générés :

1. Des ondes orographiques. Elles peuvent elles-mêmes être de deux types :soit

sepropager vertialement etêtre présentes en haute altitude au dessus de la

montagne (ondes internes de type mountain waves); soit rester onnées à

une ertaine altitude etêtre présentes surde longues distanes en avalde la

montagne (ondesinternes de type trapped lee-waves).

2. Desventsdepentes(quipeuventjouerunrleimportantdanslalimatologie

(a) Assoiés à un apport d'air froid. C'est notamment le as du Bora dans

lesrégionsadriatiques (Slovénie, Croatie) ([Grisogono etBelu²i¢,2009℄).

(b) Assoiésàunapportd'airhaudetse.Onlesappelle alorsFoehn. C'est

par exemple le as du Chinook ([Garriott,1892℄) sur les ans Est des

Montagnes Roheuses oudu Santa Anaen Californie ([Raphael, 2003℄).

1.3.2 Contournement de la haine de montagne

Silahaine demontagneesthaute, étroiteou orientée parallèlement àl'éoule-

ment,que levent estfaible ou quel'air esttrès stable(

F r ≪ 1

^), l'éoulement a en revanhe tendane à ontourner les montagnes.

Dans l'hémisphère Nord, le ontournement a alors tendane à s'eetuer par la

gauhe.

1.4 Canalisation par le relief

Les vallées et bassins profonds peuvent parfois être protégés du vent. Dans de

nombreux as, en revanhe, les talwegs orographiques, valléesou ols sont souvent

soumis à deforts vents.

Souvent, es vents analisés sont engendrés par des diérenes de pression,

soit d'éhelle synoptique (assoiées à des systèmes antiyloniques et dépression-

naires), soit résultant de diérene de température de part et d'autre du relief.

L'éoulement s'oriente alors des hautes pressions vers les basses pressions ou dans

la diretion s'en approhant le plus lorsque le relief fait partiellement obstale

([Whiteman etDoran, 1993℄).

Un autre méanismedit de analisation forée ontraint l'éoulement dans une

vallée à suivre l'axe de elle-i (f gure 2.2). Cet éoulement foré implique un

transfert de quantité de mouvement vertial, des régions hautes en altitude (au

dessusdurelief,oùlevent synoptiquen'est pasmodiéparelui-i)verslesrégions

plus bassesdanslesquellesl'éoulement estanalisé ([Whiteman etDoran, 1993℄).

Fig. 2.2 Shématisation du phénomène de analisation forée de l'éoulement

(extrait de[Whiteman,2000℄).

LeMistraletlaTramontanesontdesexemplesdeventsanalisés,respetivement

dans la vallée du Rhne et entre le Massif Central et les Pyrénées. En Europe,

euxsontégalementdetypeFoehn.Lamajoritésontaussipartiellementatabatiques,

iealimentés par deseetsloaux (fsetion2).

2 Système de vents de vallée

Dans les zones de montagnes où le relief est omplexe, le omportement de

la CLA dière de elui dérit dans le hapitre 1 ar l'inlinaison du sol modie

sensiblement ladynamiquequiadopte alors unestruture spéiqueà esrégions.

2.1 Vents de pentes thermiques

Au ontrairedesventsdetypeFoehnouBora(qui sontd'originessynoptiques),

nousparlerons de vents de pentes thermiques pour parler desventsgénérés loale-

mentsurlespentes.Unerevuedesprinipauxmodèlesdeventsdepentesestdonnée

par exemple par [Seran, 2006℄.Ces vents de pentessont de deuxtypes:

1. Les vents anabatiques. Ilssont produits la journée, lorsque le sol est haué.

L'air près du sol devenant moins dense va semettre à s'élever. La diérene

de pression engendrée par la diérene de température entre les ouhes les

plus près des pentes et les ouhes d'air plus éloignées va ensuite plaquer

l'éoulement asendant ontrelespentes. Lesanabatiques sont ainsidesvents

remontant lespentes, en journée.

2. Les vents atabatiques. Ils onstituent lephénomène inverse. La nuit, omme

laapaitéthermiquedusoletsonémissivitéinfrarougesontplusgrandesque

elles de l'air, le solva se refroidir plusrapidement que l'air. Dee fait, il va

refroidir les ouhes d'air prohes du sol par diusion thermique, et elles-i

devenantplusdenses,vonts'éoulerverslebas,parallèlement àlapente.Con-

trairementauxventsanabatiques,pourlesventsatabatiques,legradienthor-

izontal de pression n'est pasnéessairement un élément moteur (elà dépend

delaongurationdelapente)etpeutmêmeêtrenégligeable([Mahrt, 1982℄).

Leshapitres4 et5 duprésent rapportsefoalisent surles vents atabatiques.

2.2 Vents de vallée

A l'éhelle d'une vallée, es ventsthermiques engendrent une irulation spéi-

que, ommelemontre lagure2.3([Defant, 1949℄, [Defant, 1951℄).

1. Enmilieudematinée(g2.3B),lesventsanabatiquesseformentsurlespentes

de part etd'autre de lavallée. Par ontinuité, ils boulent sureux mêmes et

engendreune subsideneau dessusduentrede lavallée(formant uneellule

onvetive à l'éhelle delavallée).

2. Silefonddevalléeestinliné(oudemanièreéquivalente,silavalléeestouverte

surune plained'unté),ungradientdepressionseréeentrelapartie haute

etlapartiebassedelavallée(ouentrelavalléeetlaplaine),etuneirulation