Haut PDF Modélisation de cisaillements de vent et assimilation de données dans la couche limite atmosphérique

Modélisation de cisaillements de vent et assimilation de données dans la couche limite atmosphérique

Modélisation de cisaillements de vent et assimilation de données dans la couche limite atmosphérique

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Modélisation de cisaillements de vent et assimilation de données dans la couche limite atmosphérique

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4.2.2 Le lidar vent Le terme lidar est un acronyme pour LIght Detection And Ranging. C'est un appareil permettant de mesurer la distance d'un objet par l'utilisation d'un laser (télémètrie laser). Il est constitué d'un émetteur laser et d'un récepteur à photons. La technologie lidar est apparue dans les années 70 avec la généralisation de la technologie laser. L'évolution de celle-ci a permis de mettre au point des lasers qui émettent le même train d'onde pendant une certaine durée : ce sont des lasers dits cohérents. Les lidars sont utilisés surtout dans des applications de métrologie mais aussi dans le domaine de la physique de l'atmosphère où l'émission cohérente permet de déduire la fréquence Doppler et ainsi la vitesse de déplacement de la cible (voir partie 4.2.1). Ils sont utilisés sur diérents types de plate-forme. Embarqué sur des plateformes satellites pour, par exemple, générer une cartographie précise de la surface (système GLAS du satellite ICEsat), pour éval- uer l'impact radiatif des nuages et des aérosols sur la climatologie à long terme (mission CALIPSO pour Cloud Aerosol Lidar and Infrared Pathnder Satellite Observations) ou encore prochainement pour observer le vent, globalement et à haute fréquence (projet ADM-AEOLUS pour 'Earth Explorer Atmospheric Dynamics Mission'). Ils peuvent être embarqués à bord d'avions pour détecter les turbulences et les cisaillements [Targ et al., 1996]. Finalement, ils peuvent aussi être utilisés au sol en position xe avec un système de balayage horizontal à diérentes élévations (WindTracer ® de Lockheed Martin ou le WindCube de Leosphere).
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Etude du brouillard en zone côtière par modélisation des processus physiques de la couche limite atmosphérique : cas du Grand Casablanca (Maroc)

Etude du brouillard en zone côtière par modélisation des processus physiques de la couche limite atmosphérique : cas du Grand Casablanca (Maroc)

Lors de l’étude climatologique, l’algorithme de classification objectif développé a classé quelques événements de brouillard dans la catégorie des types indéterminés. Ces événements méritent plus d’investigations dans les conditions de leur formation. En fait, les stations météorologiques synoptiques sont dotées actuellement des moyens de mesure instantanée des paramètres météorologiques conventionnels. Ainsi, il serait judicieux d’affiner l’étude climatologique en utilisant une base de données à haute résolution temporelle et plus précis. En fait, dans cette étude, la précision de la mesure de la vitesse du vent était de 1m.s −1 et la visibilité ainsi que le plafond nuageux étaient estimés par l’observateur. De plus, l’extension du domaine géographique (600km x 600km) ainsi que l’augmentation des points de mesures pourraient aider à mieux cerner le phénomène sur la partie nord-ouest du Maroc. Ceci sera de grande utilité pour améliorer notre connaissance sur le brouillard en vue d’améliorer sa prévision même pour des domaines autre que l’aéronautique.
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Simulation numérique et assimilation de données variationnelle pour la dispersion atmosphérique de polluants

Simulation numérique et assimilation de données variationnelle pour la dispersion atmosphérique de polluants

ce qui entraˆıne un ralentissement du vent dans la couche de surface. – La diffusion turbulente y est quasiment toujours instable (surtout en hiver et la nuit) du fait du ph´enom`ene d’ˆılot de chaleur urbain : la ville a des capacit´es plus grandes pour emmagasiner la chaleur, ce ` a quoi peut s’ajouter l’effet du chauffage. La r´esolution tri-horaire des donn´ees m´et´eorologiques ne permet pas de d´ecrire fid`e- lement l’´evolution journali`ere de la couche de limite atmosph´erique. On peut s’interroger sur la validit´e d’une description des processus m´et´eorologiques toutes les trois heures avec une r´esolution spatiale d’environ un degr´e comme c’est le cas pour les donn´ees du CEPMMT disponibles. Il serait int´eressant d’avoir une comparaison avec une m´et´eo ` a l’´echelle r´egionale pour quantifier les erreurs introduites par cette approximation, mais ce point d´epasse le cadre de notre travail.
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2012 — Vers une résolution numérique du vent dans la couche limite atmosphérique à micro-échelle avec la méthode de simulation des grandes échelles (LES) sous OpenFOAM

2012 — Vers une résolution numérique du vent dans la couche limite atmosphérique à micro-échelle avec la méthode de simulation des grandes échelles (LES) sous OpenFOAM

RÉSUMÉ À l’aide de modélisation mathématique avancée de la turbulence et de ressources informatiques modernes, une amélioration des simulations numériques des écoulements atmosphériques est envisageable. Un avancement significatif dans ce domaine aurait un impact positif sur la recherche en énergie éolienne. Afin d’y contribuer, le présent ouvrage propose de s’attarder sur la conception d’un solveur numérique micro-échelle basé sur la méthode des Simulations aux Grandes Échelles (LES) avec loi de paroi à l’aide du progiciel à code source libre OpenFOAM. Des conditions atmosphériques neutres avec frontière rigide ou avec inversion de température potentielle comme frein à la progression verticale de la couche limite, un terrain plat, un fluide incompressible, une approximation de la flottabilité par Boussinesq et une turbulence horizontalement homogène sont les hypothèses de travail. Pour y parvenir, un réaménagement important du code est proposé. De nouvelles conditions frontières de vitesse et de température potentielle, un terme source dédié à satisfaire les lois de paroi et une modification à l’algorithme de résolution PISO permettant de stabiliser la couche d’inversion de température potentielle ont entre autres été créés. Grâce à ces ajouts, le nouveau solveur conçu est en mesure d’obtenir un comportement moyen proche de la similarité de Monin-Obukhov lorsque les simulations se retrouvent dans la Zone de Haute Précision. Il se démarque par sa capacité à résoudre des cas en présence de stratification thermique tout en conservant une forte compatibilité avec les différentes librairies de la distribution officielle d’OpenFOAM. Lorsque comparé avec d’autres solveurs d’organisations professionnelles (notamment MC2), les résultats obtenus sont prometteurs. Il est néanmoins recommandé de poursuivre le raffinement du code. Il est estimé qu’un renforcement plus stricte du couplage de résolution vitesse-pression-température et qu’une correction de la discrétisation linéaire des opérateurs différentielles du champ de vitesse en région proche-paroi amélioreraient davantage la qualité des simulations.
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2016 — Simulation de la couche limite atmosphérique sur un couvert forestier en terrain avec orographie

2016 — Simulation de la couche limite atmosphérique sur un couvert forestier en terrain avec orographie

complètement développé en milieu forestier. Au bord de la couverture forestière, le profil de vitesse présente un point d’inflexion au voisinage du sommet de la forêt (voir figure 1.5). Dans la zone 1 (voir figure 1.5), la vitesse du vent est faible près de la paroi et augmente légèrement lorsqu'on se déplace verticalement vers le sommet de la forêt. Le profil de vitesse présente un point d’inflexion qui disparaît en aval du couvert forestier. Lee (2000) présente une synthèse bibliographique sur le comportement et la modélisation de l’écoulement de la CLA sortant de la forêt. En aval de la forêt, il est possible d'observer une zone de recirculation sur la plaine. Lee (2000) indique que cette zone de recirculation est souvent détectée sur la plaine lorsque la clairière est petite et que le vent est fort et/ou que l’indice de surface foliaire (LAI) est élevé. Cassiani et al. (2008) montrent que, lorsque l'indice de surface foliaire (LAI) augmente, la vitesse du vent négative près du sol devient très intense, la taille de la zone de recirculation s’accroît et l’écoulement du vent devient semblable à celui observé sur une marche (voir figure 1.6).
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Assimilation de données et couplage d'échelles pour la simulation de la dispersion atmosphérique en milieu urbain

Assimilation de données et couplage d'échelles pour la simulation de la dispersion atmosphérique en milieu urbain

4.3 Mod´ elisation de l’´ ecoulement et de la dispersion au-dessus de la canop´ ee urbaine 4.3.1 Mod´ elisation de l’´ ecoulement atmosph´ erique La mod´ elisation de l’´ ecoulement au-dessus de la canop´ ee urbaine a pour objectif de d´ eterminer la dispersion des polluants dans l’atmosph` ere ext´ erieure. Elle permet ´ egalement d’estimer certains param` etres n´ ecessaires ` a la mod´ elisation des ph´ enom` enes de transport de polluants dans la canop´ ee urbaine. Cet ´ ecoulement atmosph´ erique est mod´ elis´ e avec la th´ eorie de similitude de Monin-Obukhov comme un ´ ecoulement de couche limite sur une surface rugueuse. La sous-couche de rugosit´ e au- dessus de la canop´ ee urbaine est n´ eglig´ ee. Cette repr´ esentation est globalement adapt´ ee pour les environnements o` u la surface est relativement plane et homog` ene. Il convient de noter que la densit´ e de bˆ atiments varie dans les environnements urbains. De mˆ eme, plusieurs types de surface sont pr´ esents dans les milieux urbains (bˆ atis, v´ eg´ etation, cours d’eau, etc ...). De plus, les environnements urbains peuvent ´ egalement ˆ etre caract´ eris´ es par la pr´ esence de relief (par exemple une colline). Aussi, la mod´ elisation de l’´ ecoulement dans l’atmosph` ere ext´ erieure constitue une simplification de la r´ ealit´ e et est essentiellement adapt´ ee aux environnements urbains plats avec une densit´ e de bˆ atiments relativement importante et uniforme. Le mod` ele SIRANE suppose ´ egalement que cet ´
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Evaluation d'un modèle de couche limite atmosphérique 3D dans un cas homogène: application à une parcelle agricole de soja

Evaluation d'un modèle de couche limite atmosphérique 3D dans un cas homogène: application à une parcelle agricole de soja

a déjà permis de quantifier l’effet de l’irrigation sur les variables climatiques notamment la température de l’air et de poser un certain nombre d’interrogations sur les répercussions que peut avoir cet effet sur les rendements des cultures, ceux-ci étant dépendants de la température qui agit sur la phase de croissance de la végétation. Les rendements sont généralement estimés à partir de modèles dits « modèles de cultures » qui nécessitent en données d’entrée, entre autres, les données climatiques. Celles-ci sont le plus souvent mesurées dans des stations météorologiques situées sur des surfaces standards et qui sont plus au moins éloignées des parcelles cultivées. La représentativité de ces stations climatiques et des données qu’elles fournissent sont fortement liées à leur environnement et ne prennent généralement pas en compte les conditions climatiques des parcelles cultivées. De fait, des méthodes ont été utilisées pour pouvoir « approcher » les conditions climatiques de la parcelle à partir de postes météorologiques. Il s’agit particulièrement de l’approche de Brown et Gillespie (1991) qui a consisté à estimer le vent, la température et l’humidité au-dessus d’une parcelle agricole en prenant en compte la hauteur de la végétation, l’albédo et l’indice foliaire 6 . La principale hypothèse de cette approche réside dans l’homogénéité horizontale de l’atmosphère (approche 1D) à un certain niveau au-dessus de la parcelle agricole et la station météorologique (100 m, environ). Bien que cette méthode ait été validée par ses initiateurs, elle reste un outil préliminaire propre aux conditions dans lesquelles elle a été mise au point et mérite donc une analyse approfondie par le biais de la connaissance de l’environnement
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Etude de la couche limite atmosphérique côtière durant ESCOMPTE 2001. Evaluation et amélioration des performances d'un radar UHF.

Etude de la couche limite atmosphérique côtière durant ESCOMPTE 2001. Evaluation et amélioration des performances d'un radar UHF.

lesquelles s’appuie l’ensemble de ces travaux. La seconde partie est consacrée aux radars profileurs de vent UHF et à l’ensemble des études méthodologiques menées pour améliorer les performances de ces instruments. Dans le chapitre 3, le principe général de fonctionnement de ces instruments est présenté, ainsi que les caractéristiques techniques du radar UHF Degrewind PCL1300 sur lequel s’appuie toute cette étude. Une meilleure investigation des propriétés turbulentes de la CLA passe par une bonne détermination des termes du bilan de l’énergie cinétique turbulente (ECT) avec ces instruments. Des améliorations ont été apportées à des méthodes existantes de mesure du taux de dissipation de l’ECT et de flux de quantité de mouvement, et une méthode de restitution des flux de chaleur sensible est également proposée à partir d’hypothèses sur le bilan de l’ECT. Le résultat de ces méthodologies, qui ont été testées et comparées à des données aéroportées in situ collectées durant la campagne TRAC-98, est donc ensuite présenté dans le chapitre 4. Enfin, une méthode de restitution de champs tridimensionnels avec un réseau de profileurs de vent développée par Campistron (1997), a été adaptée pour l’étude du transport et de la diffusion de polluants à partir de trajectographies de particule d’air. Cette méthode a été testée et validée sur des données de la campagne ESCOMPTE-2001 et appliquée à un cas d’étude de pollution. Elle est présentée dans le chapitre 5.
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Cycle atmosphérique du mercure dans des zones reculées de l’Hémisphère Sud : cas de la couche limite marine subantarctique et du continent Antarctique

Cycle atmosphérique du mercure dans des zones reculées de l’Hémisphère Sud : cas de la couche limite marine subantarctique et du continent Antarctique

2.1.3.1 Interface air-écosystèmes terrestres Différentes études ont montré que la réduction de Hg(II) en Hg(0) au sein des sols est favorisée par les UV-B et, dans une moindre mesure, par l’activité microbienne (Moore and Carpi, 2005; Choi and Holsen, 2009; Fritsche et al., 2008). L’évasion de Hg(0) des sols vers l’atmosphère est favorisée par des températures élevées et l’existence de turbulences atmosphériques (vent et friction de surface) (Carpi and Lindberg, 1997; Poissant and Casimir, 1998; Gustin et al., 2002), et dépend des caractéristiques du sol (composition, teneur en eau, pH) (Yang et al., 2007; Kocman and Horvat, 2010; Lin et al., 2010a). Par ailleurs, la matière organique présente dans les sols, de par sa capacité à former des complexes stables avec Hg(II), limite la réduction de Hg(II) et les réémissions de Hg(0) (Skyllberg et al., 2006; Yang et al., 2007). De même, la présence de végétation limite les réémissions de Hg(0) par les sols (Carpi et al., 2014). Par ailleurs, le rôle de la végétation comme source ou puits de mercure est toujours source de débat au sein de la communauté scientifique (Zhu et al., 2016). Les émissions de Hg(0) par la végétation ont longtemps été représentées dans les modèles comme une fonction du taux d’évapotranspiration (p. ex. Xu et al., 1999; Bash et al., 2004; Gbor et al., 2006; Shetty et al., 2008). Des études récentes ont cependant suggéré que le flux de Hg(0) à l’interface air-végétation est bidirectionnel et que la végétation peut être un puits net de mercure (Ericksen et al., 2003; Stamenkovic et al., 2008; Hartman et al., 2009). Les fractions de mercure réémis vers l’atmosphère après photo-réduction et de mercure assimilé biologiquement et accumulé au sein des plantes demeurent inconnues (Zhu et al., 2016). Une étude récente suggère que l’incertitude sur le flux de Hg(0) des écosystèmes terrestres vers l’atmosphère provient en grande partie de l’incertitude sur les échanges à l’interface air-plante (Agnan et al., 2016). D’après diverses études de modélisation, le flux de Hg(0) des écosystèmes terrestres vers l’atmosphère varierait entre -1300 et 3500 Mg an -1 (Holmes et al.,
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Etude de la couche limite atmosphérique côtière durant ESCOMPTE 2001. Evaluation et amélioration des performances d'un radar UHF.

Etude de la couche limite atmosphérique côtière durant ESCOMPTE 2001. Evaluation et amélioration des performances d'un radar UHF.

Une méthode originale de détermination des flux de quantité de mouvement a été testée en y intégrant des mesures télédétectées caractéristiques d’échelles turbulentes de dimensions infé- rieures au volume de résolution du radar. Les résultats de cette méthode sont difficiles à évaluer. En effet, les conditions météorologiques au cours des journées étudiées n’étaient pas idéales pour mener cette étude, en raison de la faiblesse de l’instabilité dynamique. D’ailleurs, une ana- lyse spectrale des mesures aéroportées a montré que suivant les échelles turbulentes intégrées dans le calcul des flux de quantité de mouvement leurs valeurs peuvent énormément varier et de façon aléatoire. Une autre étude serait donc préférable pour évaluer les performances de cette méthode. Par exemple, il serait intéressant de vérifier la relation de proportionnalité entre les flux de quantité de mouvement et les gradients des composantes du vent lors d’épisodes de vent violent avec de forts cisaillements verticaux de vent (comme le Mistral durant ESCOMPTE- 2001).
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Modélisation de la turbulence atmosphérique en vue de l'étude du chargement aérodynamique des structures soumises aux effets du vent

Modélisation de la turbulence atmosphérique en vue de l'étude du chargement aérodynamique des structures soumises aux effets du vent

afin d’´etudier l’action a´erodynamique du vent sur les ouvrages de g´enie civil. L’analyse d´evelopp´ee est bidimensionnelle et doit permettre d’identifier les principaux m´ecanismes qui interviennent lorsque le vent aborde transversalement une structure ´elanc´ee, non profil´ee. L’approche consiste `a assimiler le vent `a un ´ecoulement de fluide incompressible r´egi, dans la couche limite atmosph´erique, par les ´equations de Navier-Stokes et `a repr´esenter la turbulence `a l’aide d’un mod`ele du premier ordre, de type k-epsilon. Les principaux param`etres pris en compte sont la rugosit ´e des sols, la topographie, la pr´esence d’obs- tacles et le d´eveloppement de grosses structures tourbillonnaires. Le probl`eme est trait´e avec le code de calcul par ´el´ements finis CASTEM 2000, dans lequel des proc´edures sp´ecifiques, telles des fonctions de paroi rugueuse, ont ´et´e implant´ees. Des calculs de validation montrent que le mod`ele k-epsilon standard est incapable de mod´eliser des ´ecoulements instationnaires sur des sites non homog`enes, en pr´esence de tourbillons organis´es, alors que le mod`ele RNG k-epsilon, plus ´elabor´e, est adapt´e `a ce type d’´ecoule- ments complexes. Ce dernier mod`ele est donc utilis ´e pour ´etudier les ph´enom`enes rencontr´es lorsqu’une rafale aborde une structure ´elanc´ee. Pour cela, les fonctions indicielles de l’effet rafale de diff´erentes sections sont calcul´ees. Plusieurs comportements sont identifi´es. Une relation est ´etablie entre la forme de ces fonctions et la cr´eation de poches de d´ecollement ou de grosses structures tourbillonnaires dans le sillage de l’obstacle. Dans le cas des sections non profil´ees, les limitations de l’approche quasi-statique sont mises en ´evidence. Dans ce cas, on sugg`ere de prendre en compte les effets de la turbulence g´en´er´ee par la structure elle-mˆeme, au travers de fonctions d’admittance modifi´ees.
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Etude et paramétrisation de la turbulence et des nuages de couche limite

Etude et paramétrisation de la turbulence et des nuages de couche limite

L'entraînement sommital est donc un des processus clés dans les couches limites convectives. Plusieurs études ont montré que celui-ci était dû à des eets thermiques couplés au cisaillement de vent existant entre la couche limite et l'atmosphère libre. Carson and Smith [1974], à l'aide d'un modèle simple de thermique, initient les pre- mières idées sur le processus d'entraînement au niveau de l'inversion. Ils établissent une représentation schématique de l'entraînement. Celui-ci serait dû aux thermiques les plus puissants qui atteignent l'inversion. Le cisaillement de vent aurait pour eet de renforcer l'entraînement. Sullivan et al. [1998] étudient, à l'aide de LES, l'en- traînement dans les couches convectives sèches. Ils montrent que la représentation schématique de Carson and Smith [1974] est valide et que les thermiques jouent un rôle crucial dans le processus d'entraînement en haut de la couche limite. Les ther- miques induisent, en eet, un fort mouvement rotationnel sur le côté du thermique permettant l'inclusion d' une poche d'air de l'atmosphère libre dans la couche limite. Ces poches d'air seront ensuite mélangées dans la couche limite par les mouvements turbulents. Ce processus est donc basé sur une conservation de la masse entre la couche limite et l'atmosphère libre. La masse d'air de la couche limite apportée par le thermique à l'atmosphère libre sera aussitôt remplacée dans la couche limite par de l'air provenant de l'atmosphère libre. Ce concept est fondamental dans la modélisation atmosphérique des couches limites sèches mais aussi nuageuses [Betts et al., 1993] et a été un point important de développement des modèles ces dernières années.
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Paramétrisation de la turbulence atmosphérique dans la couche limite stable

Paramétrisation de la turbulence atmosphérique dans la couche limite stable

2000a CLA : Couche Limite Atmosph´erique CNRM : Centre National de Recherches M´et´eorologiques DEAR : longueur de m´elange de Deardorff 1980 DELT : longueur g´eom´etrique de la maille D[r]

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Variabilité de la réfractivité dans la couche limite atmosphérique par observation radar

Variabilité de la réfractivité dans la couche limite atmosphérique par observation radar

Titre : Variabilité de la réfractivité dans la couche limite atmosphérique par observation radar. Mots clés : Réfractivité, radar, variabilité, humidité, turbulence Résumé : L'observation de la variabilité de l'humidité dans les basses couches de l'atmosphère peut être réalisée en passant par la mesure du paramètre thermodynamique appelé réfractivité. Les radars météorologiques peuvent mesurer les changements de réfractivité dans la couche limite de l'atmosphère en exploitant la phase des signaux de retour des cibles fixes situées aux alentours. La cartographie de ce paramètre a été mise en place à plusieurs reprises lors de campagne de mesures aux Etats-Unis et en Europe, ce qui a démontré qu'elle est maintenant possible dans un rayon de 30 km autour du radar, avec une résolution temporelle de 15 minutes et une résolution spatiale de 5 km. . Un travail de simulation fait par Besson et al. 2012, à l'origine fait pour étudier les sources d'erreur de repliement de la phase, a permis de montrer que la variabilité de la réfractivité augmente considérablement notamment pendant les après-midi et l'été. Depuis trois ans, le travail mené au LATMOS et à Météo-France a consisté à étudier la possibilité de mesurer les fluctuations à l'échelle hectométrique dans l'atmosphère en utilisant la variabilité de la réfractivité. La première étape de ce travail, basée sur un jeu de données issues des réseaux opérationnels de Météo- France (stations automatiques et radar de Trappes) a permis d'établir un lien clair entre les variabilités à 5 minutes, de la réfractivité radar, et de la réfractivité in- situ.
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Processus turbulents dans la couche limite atmosphérique pendant la transition d'après-midi

Processus turbulents dans la couche limite atmosphérique pendant la transition d'après-midi

2.5 Les questions posées par la transition de fin d’après-midi Lors de la description de l’évolution diurne de la CLA (§2.2), il a été vu que la transition d’après-midi suscite un grand nombre de questions et de difficultés concep- tuelles et pratiques. La transition d’après-midi, passage entre les conditions convectives de milieu de journée et le régime stable nocturne, dure plusieurs heures. Dès lors que le soleil franchit le zénith, l’énergie solaire diminue progressivement jusqu’au coucher du soleil et la turbulence au sein de la CLC perd de son intensité. Il devient alors difficile de prédire l’avenir de la couche limite turbulente bien développée, lorsque les flux en surface ne parviennent plus à la maintenir. De plus, la CLC en fin d’après-midi est gouvernée par un équilibre entre des forçages faibles : les effets du rayonnement, d’en- traînement, de subsidence ou d’advection entrent désormais en compétition avec les flux en surface ou le cisaillement de vent (Vilà-Guerau de Arellano, 2007; Angevine, 2008; Pietersen et al., 2015). D’autres difficultés associées à cette période proviennent du fait que la turbulence semble devenir anisotrope et que l’hétérogénéité horizontale devient importante. Il apparaît alors qu’un certain nombre de définitions telles que l’épaisseur de la couche limite, l’entraînement ou les profils verticaux des flux, deviennent diffi- ciles à établir. Les lois d’échelle permettant la normalisation des paramètres en régime convectif ne sont également plus valides. D’autres questions importantes que soulève la transition d’après-midi s’articulent autour de la décroissance de la turbulence convec- tive. La décroissance de l’ECT est un paramètre important à bien maîtriser car il entre en compte dans les paramétrisations et l’équation de l’évolution temporelle de l’ECT permet la fermeture du système d’équations de Boussinesq. Aussi, de nombreux pilotes de planeur, deltaplane et de parapente ont observé la présence de mouvements verti- caux d’environ 1 m s −1 , s’étendant sur plusieurs kilomètres en fin de journée (Aupetit, 1989). La raison de la présence de ces grandes échelles n’est pas claire, puisque cela va à l’encontre de la théorie classique de la turbulence, selon laquelle l’énergie cascade de manière très progressive à travers des tourbillons aux échelles de plus en plus pe- tites, jusqu’à être détruite par les processus visqueux. Une meilleure compréhension de ce phénomène est importante pour la représentation des processus dans la paramétri- sation, dans les normalisations où les échelles entrent en jeu et influe également sur le transport des polluants et autres espèces en traces, qui ne se fait pas de la même manière si les scalaires restent dans des petites structures.
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Améliorations aux paramétrages de la couche limite atmosphérique en Arctique dans le modèle canadien de prévision GEM

Améliorations aux paramétrages de la couche limite atmosphérique en Arctique dans le modèle canadien de prévision GEM

Le flux de chaleur latente simulé est nettement surestimÉ' durant l'été (environ six fois trop intense).. En implémentant la fonction de stabilité dérivée durant la [r]

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Modélisation et assimilation de données en océanographie

Modélisation et assimilation de données en océanographie

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Paramétrisation de la couche limite atmosphérique convective et représentation du cycle diurne des nuages dans un modèle de climat.

Paramétrisation de la couche limite atmosphérique convective et représentation du cycle diurne des nuages dans un modèle de climat.

24 CHAPITRE 1. INTRODUCTION pour être réalistes. Cet équilibre entre réalisme et simplicité est un enjeu majeur pour les modélisateurs. Depuis une dizaine d’années, l’équipe “modélisation” du Laboratoire de Météorologie Dynamique (LMD), porte un effort tout particulier sur l’amélioration des paramétrisations physiques du modèle de circulation générale LMDZ. Cela concerne toutes les composantes de la physique du modèle : la prise en compte des aérosols (Quaas et al., 2004; Dufresne et al., 2005), l’effet des montagnes (Lott et Miller, 1997), des ondes de gravité (Lott et al., 2005), et tout particulièrement le bloc “couche limite-convection- nuages”. Plusieurs avancées ont été effectuées sur ce dernier thème, avec notamment l’introduction dans la version standard de LMDZ du schéma de convection profonde d’Emanuel (1991) à la place de celui de Tiedtke (1989), ou encore celle du schéma de nuages de Bony et Emanuel (2001) à la place de celui de Le Treut et Li (1991). Parallèlement à cela, les paramétrisations continuent d’être développées. Un schéma plus physique de la diffusion turbulente (Yamada, 1983) a été introduit en option en plus de celui de Louis (1979). De plus, un nouveau schéma de couche limite sèche a été développé par Hourdin et al. (2002) pour se superposer au schéma diffusif. Ce schéma prend en compte de façon plus réaliste les structures de la couche limite, en représentant explicitement l’existence de cellules convectives d’une hauteur comparable à celle de la couche limite. Des modifications importantes ont également été ap- portées au schéma de convection profonde d’Emanuel (1991). Elles concernent notamment la question du déclenchement de la convection profonde et de la fermeture du système d’équations (Cheruy et al., 2000). Une paramétrisation est également en développement pour représenter les poches froides qui se forment sous les systèmes convectifs et qui sont à l’origine des fronts de rafale (Grandpeix et Lafore, 2007). Cette thèse entre dans ce cadre de l’amélioration des paramétrisations, avec notamment le déve- loppement d’une nouvelle paramétrisation des nuages de couche limite basée sur la paramétrisation de Hourdin et al. (2002). Une des contraintes fortes, mais aussi un des intérêts de ce travail, vient de la nécessité de développer une paramétrisation qui ne doit pas seulement fonctionner dans un cadre uni- dimensionnel ou pour des cas particuliers, mais qui doit être intégrée dans un GCM et produise des résultats pertinents pour toutes les situations rencontrées sur le globe. Nous reviendrons donc en détails sur les paramétrisations du modèle LMDZ4 au fil des chapitres, et sur la description des améliorations apportées au cours de cette thèse.
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Couche limite turbulente sur paroi rugueuse : étude expérimentale et modélisation

Couche limite turbulente sur paroi rugueuse : étude expérimentale et modélisation

2.3. Méthode par éléments discrets rugueux 2.3.1. Introduction, principe général La méthode éléments discrets trouve ses racines dans les travaux de Schlichting ( 1937 ), qui a noté que la présence de rugosités induit un blocage de l’écoulement et une augmentation des transferts de quantité de mouvement et de chaleur à la paroi. Il a également remarqué que les effets aérodynamiques des rugosités sur l’écoulement peuvent être modélisés par un coefficient de traînée dans l’équation de quantité de mouvement. L’idée de cette méthode est de parvenir à prendre en compte l’effet des rugosités sans résoudre explicitement l’écoulement autour de celles- ci. Pour ce faire, une homogénéisation de l’écoulement par tranches horizontales est effectuée si bien que seuls les effets moyens (par tranche) des rugosités sont considérés dans cette approche. Ce processus d’homogénéisation entraîne l’apparition de nouveaux termes dans les équations du mouvement. Ces derniers, décrits par la suite, nécessitent une fermeture. Les premiers modèles par éléments discrets, conçus dès le début des années 1960, reposent notamment sur l’ajout de manière ad hoc de ces termes dans les équations, sans justification (voir Aupoix ( 2016 ) pour un rapide inventaire de ces modèles ou Glikson ( 1996 ) pour une description plus précise). Dans cette partie, on présente uniquement les formulations de cette approche obtenues de manière formelle. La première, communément appelée formulation standard, repose sur l’application d’un bilan de conservation sur un volume de contrôle pour un écoulement de couche limite. La seconde consiste quant à elle à appliquer une moyenne de volume aux équations RANS du mouvement, permettant l’extension de la méthode aux solveurs Navier-Stokes. Par la suite, l’approche par éléments discrets rugueux sera notée DERM (Discrete Element Roughness Method) afin d’éviter toute confusion avec la méthode portant la même appellation dans le domaine des matériaux granulaires notamment ( Cundall et Strack , 1979 ).
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