Haut PDF Paramétrisation de la turbulence atmosphérique dans la couche limite stable

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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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.

processus paramétrisés sont la turbulence de couche limite et la microphysique des nuages. Contraire- ment aux LES, en plus de la condensation et des précipitations, la prise en compte de la phase glace est importante pour la représentation des orages. De plus, les cellules convectives de la couche limite sont mal résolues, ce qui limite la bonne représentation des processus de couche limite si une paramétrisation des structures turbulentes de l’échelle du kilomètre n’est pas ajoutée à la paramétrisation de la diffusion turbulente. L’initialisation du modèle est un point délicat. Elle peut se faire par l’utilisation de champs 3D observés à des échelles fines. Les domaines utilisés permettent l’étude de cellules orageuses, mais aussi de fronts et de lignes de grain. Les CRM permettent d’isoler et d’étudier les processus relatifs à cer- tains phénomènes physiques. Par exemple, ils permettent d’étudier l’impact de la convection nuageuse sur la circulation grande-échelle (Guichard, 1995), ou encore d’analyser les processus de mélange entre des cumulus congestus et leur environnement (Carpenter et al., 1998). Ainsi, comme les LES, les CRM apportent un complément important par rapport aux observations. Les nuages sont résolus explicitement et une résolution spatiale et temporelle plus fine peut être obtenue. Les processus paramétrisés étant en grande partie les mêmes dans les CRM et les LES, ces deux types de simulation sont souvent effectuées avec le même modèle informatique, utilisé avec une résolution différente, et en activant des paramétri- sations différentes. Tout comme les LES, les résultats des simulations CRM doivent être analysés avec précaution, en combinaison avec des observations. Mais les CRMs peuvent aussi être utilisés dans des cadres idéalisés afin de mener des études de sensibilité.
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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

Nous voulons donc étudier plus en profondeur les diérences entre les simulations LES et les simulations 1D pour chaque cas d'étude. Dans l'article précédemment présenté [Pergaud et al., 2009], nous nous sommes attachés à décrire le comporte- ment de la nouvelle paramétrisation pour un cas de convection sèche issu de la campagne IHOP [Weckwerth et al., 2004], pour un cycle diurne de cumulus peu pro- fond issu du projet EUROCS\ARM. Pour permettre un traitement statistique, nous allons ici compléter ces deux cas d'étude par deux autres cas. Le premier correspond au développement d'une couche limite convective sèche sur le désert australien. Le jour 33 de l'expérience Wangara [Clarke et al., 1971] sera simulé. Les ux de sur- face, les prols initiaux et les forçages (vent géostrophique) sont prescrits et tirés directement de la campagne de mesures dont les résultats sont détaillés dans Clarke et al. [1971]. Le deuxième cas supplémentaire concerne l'expérience BOMEX (pour Barbados Oceanographic and Meteorological Experiment, Holland and Rasmusson [1973]) ayant eu lieu dans les Barbades. Des cumulus d'alizés, sous des conditions quasi-stationnaires non perturbées, ont été observés durant cette campagne et seront ainsi simulés en LES mais aussi en simulation 1D avec la nouvelle paramétrisation. Les prols initiaux, les forçages et les ux de surface sont aussi prescrits. La grille verticale possède 50 niveaux avec une maille de 40m jusqu'à 2000m pour le cas Wan- gara et 75 niveaux avec une résolution de 40m jusqu'à 3000m pour le cas BOMEX. Comme pour les cas IHOP et EUROCS\ARM, ces résolutions seront utilisées pour les LES et les simulations 1D.
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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.

Coastal zones are marked by sharp surface temperature and roughness change between land and sea. Convection and mechanical turbulence mix marine and continental air over land, and contribute to the formation of the ABL during the sea-breeze flow. The top of the ABL (Zi) grows from the coastline up to an equilibrium height inland. This “equilibrium height” corresponds to the height of the inland mixed-layer. The equilibrium height and the distance from the coast necessary to reach it, varied in different studies. An example of such variability is presented by Raynor et al. (1979). They analyzed 28 sea-breeze cases with intensive aircraft, towers and pilot balloons measurements. The equilibrium heights ranged from 480 to greater than 900 m and the distances from the coast at which they were reached, ranged from 5 to 40 km (sometimes greater). According to the thermal stability conditions over the sea, the ABL starts growing up at the shoreline either from zero-level (stable onshore flow) or from the height of the offshore boundary layer (neutral onshore flow). The impacts of stable and neutral sea-breeze flow on the ABL were largely studied ; Venkatram, (1986), Gryning and Batchvarova (1990) for the first ones and, Kallstrand and Smedman (1997) and Luhar (1998) for the seconds. Urban areas and complex coastal geography (ragged shoreline and mountains) also affect the ABL characteristics under sea- breeze circulation. For example, Cenedese and Monti (2003) showed that convergence due to the interaction between the urban heat island and sea-breeze flow, enhances Zi height. Bastin et al. (this issue) observed that the narrowing of the Durance valley accelerates and deepens the sea- breeze flow and increases ABL depth. Other studies focused on the interaction between the sea- breeze and the ABL characteristics in complex geography and urban areas (Melas et al., 1995; Levitin and Kambezidis, 1997; Batchvarova et al., 1999; Liu et al., 2001).
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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

La figure 2.1 représente l’évolution temporelle schématique de la CLA. Lors d’une journée de beau temps, le soleil réchauffe la surface terrestre et H et LE augmentent la flottabilité de l’air près de la surface, qui, par brassage adiabatique, permet la formation d’une couche limite convective (CLC). Celle-ci se développe donc dans la matinée jus- qu’à atteindre quelques centaines de mètres à quelques kilomètres en milieu de journée. Cette CLC est composée de trois couches observables sur un profil de température po- tentielle (Fig. 2.1). La couche de surface (CS) est directement en contact avec la surface : c’est la couche dans laquelle le profil de température potentielle (θ) est suradiabatique. Son épaisseur atteint environ 10 % de l’épaisseur de la CLA, soit typiquement une centaine de mètres. La turbulence y est générée par des gradients verticaux de tempé- rature et de vent, et contrôle les transferts d’énergie et de matière entre la surface et l’atmosphère. C’est dans cette couche d’air plus chaud que naissent les "thermiques", mouvements d’air ascendants transportant adiabatiquement la chaleur jusqu’au som- met de la CLA. Cette transformation adiabatique est à l’origine des profils neutres ou mélangés de température potentielle θ et d’humidité spécifique observés au-dessus de la CS. On parle de couche mélangée (CM). D’un point de vue dynamique, en milieu de journée, le vent y est relativement constant et décroît logarithmiquement dans la CS, jusqu’à s’annuler en surface. Au-dessus de la CM, le gradient positif de θ constitue la couche d’inversion (CI), aussi appelée la zone d’entraînement (ZE). Dans cette zone, de l’air de la troposphère libre (au-dessus de la CI) peut être entraîné dans la couche limite et est susceptible de modifier ses caractéristiques moyennes (Canut et al., 2010; van Heerwaarden et al., 2010) et même de modifier la turbulence au sein de la CS (Lohou et al., 2010; van de Boer et al., 2014). L’entraînement d’air au sommet de la CLA contribue au taux d’accroissement de la CLA et pourrait y contribuer jusqu’à 30 % (Garratt, 1992). On définit le taux d’entraînement β tel que :
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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

Le secteur éolien est en pleine expansion et la ressource éolienne n’est pas encore exploitée au maximum, d’où l’importance de mieux comprendre le comportement de la ressource vis- à-vis des changements climatiques et des changements de type de surface. Il existe plusieurs modèles pouvant reproduire adéquatement l’écoulement sur terrain d'orographie relativement simple, ou sur couverture forestière homogène horizontalement. Cependant, la complexité de l'orographie et l’hétérogénéité horizontale de la couverture forestière augmentent la complexité des phénomènes et l'intensité de la turbulence. Sur ce type de terrain, les modèles mathématiques deviennent moins précis et leurs solutions numériques nécessitent souvent d’énormes coûts de calcul. Dans le cadre de cette étude, seulement un état de stabilité neutre de la couche limite atmosphérique (CLA) est considéré. L’interaction de la ressource éolienne avec la forêt est examinée, en présence d’une orographie relativement complexe. La prédiction de l’écoulement de la CLA neutre en terrain avec orographie et couvert forestier présente plusieurs défis liés au coût numérique, au traitement des conditions aux frontières, ainsi qu’à l’adaptation de la calibration du modèle de turbulence.
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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

CHAPITRE 3 SIMULATION DES GRANDES ÉCHELLES 3.1 Simulation numérique Le régime turbulent est composé d’éléments d’échelles spatiales de différentes tailles, variant d’un extrême à l’autre. Quoique celles plus petites puissent se limiter à quelques millimètres de diamètre, leur rôle n’en demeure pas moins important puisqu’elles sont responsables de la dissipation énergétique de l’écoulement. Lorsqu’une problématique d’écoulement turbulent nécessite une solution numérique par discrétisation de ses différentes équations gouvernantes, la capture de ces échelles est essentielle pour reproduire la physique de la turbulence. Cette discrétisation nécessite logiquement un découpage de l’espace sous forme de maillage, ce qui implique que la plus petite maille (parfois appelé cellule) devra être inférieure ou égale en dimension au plus petit tourbillon présent dans l’écoulement. Puisque le domaine de cette simulation devra aussi être suffisamment grand pour contenir les plus grandes échelles, le nombre d’éléments du maillage serait approximativement de l’ordre du nombre de Reynolds de la simulation à la puissance 9/4 (Piomelli, 2001). En conditions atmosphériques, cela représente un nombre de mailles bien au-delà de la puissance de calcul informatique disponible à court et moyen terme.
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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

recorded at TNB in the absence of Hg(0)/O 3 depletion (Sprovieri et al., 2002). The intense oxidation of Hg(0) in summer (see section 5.1.3.1.2) and multi-day Hg(0) depletion events observed at DC in January/February (see section 5.1.3.1.2) are expected to result in the build- up of an inland atmospheric reservoir enriched in Hg(II) and depleted in Hg(0) in the summer. Due to strong katabatic winds flowing out from the Antarctic Plateau – generated by the negative buoyant force that develops in the stable cooled layer along the ice sheet slopes (Gallée and Pettré, 1998) –, a fraction of this inland atmospheric reservoir can be transported toward the coastal margin. The influence of the flows from the Antarctic Plateau on coastal locations varies depending on the location. As demonstrated by Parish and Bromwich (1987) and Parish and Bromwich (2007), the volume of air moving off inland Antarctica toward the coastal margin displays significant spatial variability due to the topographic slope and orientation of the underlying ice sheets. Northward transport of air from the plateau is enhanced in a few locations called confluence zones – e.g., the broad region upslope from the Ross Ice Shelf at 175° E and the area near Adélie Land at 142° E – but can be sporadically observed elsewhere explaining the aforementioned observations at NM, TR, or TNB. Monitoring atmospheric mercury at a coastal station situated close to a confluence zone could provide new insights regarding the extent of the transport of reactive air masses from the Antarctic Plateau. This topic is addressed in a companion paper (Angot et al., 2016a). The Antarctic continent shelters unconventional atmospheric pathways of mercury reactivity both in winter and in summer. Its role should be taken into account in the modeling of the global geochemical cycle of mercury.
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Influence de la couche limite convective sur la réactivité chimique en Afrique de l'Ouest

Influence de la couche limite convective sur la réactivité chimique en Afrique de l'Ouest

CHAPITRE 7 Conclusions et perspectives La représentation de la turbulence dans les modèles globaux ou régionaux est paramé- trée en raison de la petite échelle des processus turbulents comparativement aux mailles utilisées par les modèles. La variabilité spatiale des composés chimiques est ainsi négligée au sein d’une maille. L’hypothèse de mélange parfait et immédiat qui en découle, utilisée dans de tels modèles, conduit à des erreurs sur la réactivité chimique. L’objectif de ces travaux de thèse a été de quantifier l’impact du mélange turbulent d’espèces chimiques sur la réactivité chimique en couche limite convective d’Afrique de l’Ouest. Pour ce faire, le modèle atmosphérique de recherche Meso-NH a été utilisé pour réaliser des simulations à fine échelle couplées à un mécanisme détaillé de chimie atmosphérique incluant la réac- tivité en phase gazeuse et aqueuse. La fine résolution de la grille du modèle a été choisie pour représenter explicitement les thermiques spatialement et temporellement. L’identi- fication des thermiques se fait par une méthode d’échantillonnage conditionnel basée sur l’utilisation d’un traceur passif à décroissance du premier ordre. L’étude de l’impact des thermiques sur la redistribution d’espèces chimiques, mais aussi les conséquences sur la réactivité de OH, est réalisée dans deux environnements chimiques distincts. Le premier représente un environnement naturel influencé par des émissions biogéniques et le second simule un environnement urbain plus contrasté dominé par les émissions anthropiques de Cotonou (Bénin).
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Stabilité de l'intéraction onde de choc/ couche limite laminaire

Stabilité de l'intéraction onde de choc/ couche limite laminaire

Le buffet vu comme une instabilité globale Une interprétation du buffet comme résultant d’une instabilité globale a été proposée d’abord par Crouch et al. [31],[29] et [30] sur le profil naca12 puis sur l’OAT15A. Les résultats ont été confirmés sur ce dernier profil par Sartor et al. [107]. Une explication de l’analyse de stabilité globale sera faite dans le chapitre 4. Il est à noter qu’à la fois Crouch et al. [31] et Sartor et al. [107] ont eu besoin de prendre en considération les équations de fermeture RANS dans leur analyse pour trouver un mode instable (nous ferons plus tard référence à cette approche par le terme "approche complète"). Le spectre de stabilité globale obtenu par Crouch [29] pour le naca12 est montré dans la figure 2.13(a). On remarque la présence d’un mode initialement stable à une incidence de 3 ◦ qui devient instable à 3.1 ◦ et dont le taux d’amplification augmente pour 3.2 ◦ . On remarque que la fréquence du mode instable augmente avec l’incidence. L’amplitude du mode instable est montrée dans la figure 2.13(b). Ce mode est situé sur la couche de cisaillement après le choc, à l’intrados, et sur le choc. Ces résultats d’analyse de stabilité globale sont en bon accord avec les résultats expérimentaux de McDevitt [79] jusqu’à M = 0.8. L’analyse de stabilité prédit des modes stables à M = 0.8 alors que le buffet est toujours observé expérimentalement. Cette analyse est aussi valable pour des résultats URANS qui prédisent un champ stationnaire à ce nombre de Mach. Cet écart est probablement dû à des problèmes dans le calcul du champ de base, probablement du fait du modèle de turbulence. L’étude de Crouch et al. [31] montre aussi que le critère de Mabey [71] portant sur le nombre de Mach avant le choc ne semble pas être un critère valide. De même les visualisations des coefficients de friction des résultats RANS montrent une contradiction avec l’hypothèse de Pearsey et al. [91] qui prédit l’entrée en régime de buffet par l’apparition d’une bulle de séparation s’étendant du pied de choc au bord de fuite.
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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

limites latérales (généralement fournies par un autre modèle numérique de plus grande échelle) pour pouvoir eectuer une simulation numérique. Le modèle Méso-NH [Lafore et al., 1998] résout les équations non-hydrostatiques ané- lastiques de l'atmosphère. Il possède un ensemble varié de paramétrisations physiques pour simuler des écoulements à des échelles comprises entre 50 m et 100 km. Ainsi à très petite échelle les eets tri-dimensionnels de la turbulence doivent être décrits mais la convection est explicitement résolue alors qu'aux échelles synoptiques (> 10 km) les transferts turbulents sont essentiellement verticaux mais la convection profonde doit être paramétrisée. Les paramétrisations comme les processus de surface, le transfert radiatif ou la microphysique nuageuse en phase mixte sont moins dépendantes de la taille de maille horizontale. Par contre, en fonction des études considérées, la description de certains pro- cessus peut être complexiée ou simpliée. La discrétisation spatiale est faite en point de grille et le transport de la quantité de mouvement utilise un schéma centré d'ordre 4. L'intégration temporelle des équations utilise un schéma explicite qui nécessite des pas de temps assez petits pour assurer sa stabilité numérique. Un changement de coordon- née verticale proposé par Gal-Chen et Sommerville [1975] permet à la grille du modèle de suivre le relief près du sol. Concernant les conditions aux limites latérales, le modèle Méso-NH permet d'imbriquer des domaines de tailles diérentes par une méthode dite "two-way nesting" pour réaliser des descentes en échelle. Il permet également de calculer facilement des bilans de nombreuses variables, d'obtenir des rétro-trajectoires et des lâch- ers de particules.
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Les effets radiatifs 3D des nuages de couche limite : de leur simulation explicite à leur paramétrisation

Les effets radiatifs 3D des nuages de couche limite : de leur simulation explicite à leur paramétrisation

1.2.4 Particularité du rayonnement en surface Le rôle des nuages est crucial pour l’évolution du climat car ils ont le potentiel de modifier sévèrement les projections à long terme produites par les modèles. En dehors de la question climatique pure, d’autres problématiques sont concernées par la prévision du rayonnement incident en surface, fortement dépendant des conditions nuageuses. A des échelles y compris plus courtes que le cycle diurne, les surfaces continentales sont impactées par la présence de nuages ; en fonction de leur taux de couverture et de leur persistance, les températures des basses couches de l’atmosphère dans lesquelles nous vivons peuvent drastiquement baisser (le jour) ou augmenter (la nuit) par rapport à une condition de ciel clair (sans nuages). Les interactions nuages–rayonnement sont donc des processus fondamentaux pour la tem- pérature de surface et à deux mètres, des grandeurs clés pour les modèles de prévisions météorologiques. La connaissance des interactions nuages–rayonnement, la prévision et la climatologie de l’énergie radiative à la surface concernent également la conception et le main- tien des installations de surface comme les villes ou les systèmes énergétiques solaires. Pour optimiser les performances économiques et écologiques de tels systèmes, la communauté du rayonnement atmosphérique doit être capable de fournir des données climatologiques aux ingénieurs qui les conçoivent. D’autres informations peuvent également être pertinentes : une prévision fiable à différentes échéances afin de prévoir la production d’énergie solaire et d’optimiser sa distribution ; les incertitudes ou les “barres d’erreur” liées aux différents calculs de la chaine de prévision, depuis les nuages jusqu’au calcul de rayonnement ; les sensibilités de ces calculs à différents paramètres et hypothèses comme l’absorptivité des matériaux, les distributions de taille et d’espèce d’aérosols, la hauteur et la forme des bâtiments ou encore le réglage de l’inclinaison d’héliostats dans un concentrateur solaire. Ces idées sont quelque peu éloignées de la préoccupation climatique autour de laquelle s’est construite cette thèse, mais elles font partie du paysage et seront réévoquées au fil de ce document.
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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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Interaction entre un tourbillon longitudinal et une couche limite se développant sur un NACA0015

Interaction entre un tourbillon longitudinal et une couche limite se développant sur un NACA0015

L’objectif de cette étude est d’analyser expérimentalement l’interaction entre un tourbillon longitudinal isolé et une couche limite se développant sur un profil portant bi-dimensionnel de type NACA0015 pour des incidences faibles et autour du décrochage statique. Le travail a été réalisé en tunnel hydrodynamique à Reynolds 5 10 5 , le tourbillon est généré en amont par une aile elliptique de section NACA0020 et les campagnes de mesures ont été réalisées par LDV et PIV 3C/2D en ce qui concerne le champ de vitesse et par balance hydrodynamique en ce qui concerne les efforts globaux. Les résultats ont montré que la présence du tourbillon inhibe le phénomène d’hystérésis lors du décrochage statique du profil NACA0015, ceci étant associé à une modification notable des états de couche limite tant en valeur moyenne que fluctuante. En effet, pour les faibles incidences, la présence du tourbillon longitudinal modifie le gradient de pression, retarde de manière globale le décollement de la couche limite en ré-accélérant le fluide à la paroi. Pour les incidences plus élevées, on observe un ré-attachement de la couche limite dans la région d’inflow (zone d’apport de fluide rapide à la paroi). La dynamique de cet écoulement est analysée grâce aux quantités turbulentes dans le sillage du profil NACA0015 dans la zone d’inflow et par comparaison avec celles obtenues sans la présence du tourbillon.
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Influence de la stratification stable sur la turbulence atmosphérique : une contribution expérimentale

Influence de la stratification stable sur la turbulence atmosphérique : une contribution expérimentale

L’archive ouverte pluridisciplinaire HAL, est destinée au dépôt et à la diffusion de documents scientifiques de niveau recherche, publiés ou non, émanant des établissements d’enseignemen[r]

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ETUDE EXPERIMENTALE ET THEORIQUE DE LA COUCHE LIMITE ATMOSPHERIQUE ENAGGLOMERATION PARISIENNE

ETUDE EXPERIMENTALE ET THEORIQUE DE LA COUCHE LIMITE ATMOSPHERIQUE ENAGGLOMERATION PARISIENNE

Duynkerke, 1989, The Nocturnal Boundary Layer : Model Calculations Compared with Observations, Journal of Applied Meteorology, 28, 161-175.. Chan and M.A.[r]

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Paramétrisation des processus physico-chimiques de formation des nuages et étude de leurs impacts sur l'évolution de la composition chimique atmosphérique

Paramétrisation des processus physico-chimiques de formation des nuages et étude de leurs impacts sur l'évolution de la composition chimique atmosphérique

d’oxyder les COVs sont les radicaux OH, nitrate, sulfate, Cl 2 - et Br 2 - (Herrmann et al, 2000). 2.2. Chimie spécifique aux nuages mixtes L’existence de cristaux de glace dans les nuages introduit de nombreuses modifications microphysiques et chimiques par rapport aux nuages chauds. En effet, durant leur congélation par givrage ou par congélation homogène, les hydrométéores liquides sont amenés à céder une partie de leurs gaz dissous en vertu du fait que la solubilité dans la glace est souvent plusieurs ordres de grandeurs plus faible que dans l’eau. Des échanges d’espèces chimiques entre phases se produisent aussi lors du dépôt de vapeur, et de l’évaporation. La présence d’hydrométéores glacés dans un nuage modifie donc la distribution spatiale des espèces chimiques en modifiant les caractéristiques microphysiques du nuage ainsi que sa capacité précipitante. Les hydrométéores glacés modifient aussi la réactivité chimique atmosphérique, la glace agissant comme un piège momentané pour les espèces retenues. De plus, à la surface de la glace et à l’intérieur de cette dernière, des réactions particulières peuvent se produire. La figure (14), présente rapidement les mécanismes de croissance de la glace et les effets sur la chimie qui sont associés à ces mécanismes microphysiques selon Yin et al. (2002). Les paragraphes suivant décrivent plus précisément les effets sur la chimie associée à cette microphysique et les principaux travaux de mesure et de modélisation existant sur ce sujet. Finalement, l’incorporation des aérosols dans les hydrométéores glacés sera brièvement discutée puisque les espèces dissoutes provenant des aérosols jouent un rôle important dans la chimie en phase aqueuse.
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Instabilités bi-et tridimensionnelles dans une couche limite décollée compressible subsonique

Instabilités bi-et tridimensionnelles dans une couche limite décollée compressible subsonique

Instabilités bi- et tridimensionnelles dans une couche limite décollée compressible subsonique M. Merle a,b , U. Ehrenstein b , J-C. Robinet a a. Laboratoire DynFluid - Arts et Métiers ParisTech, 151 Boulevard de l’Hôpital, 75013 Paris b. IRPHE, UMR 7342 CNRS, Aix-Marseille Univ., F-13384 Marseille Cedex 13, France

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Etude de la limite d un problème de transmission sur une couche mince par la théorie des sommes d opérateurs

Etude de la limite d un problème de transmission sur une couche mince par la théorie des sommes d opérateurs

Problème limite Sous de bonnes hypothèses sur le comportement de la suite f quand ! 0, on montre que la suite (u ) converge dans L p ( ) vers une fonction u quand ! 0 généralisant les résultats obtenus, dans le cas hilbertien. On obtient de plus que u est solution forte d’un problème aux limites de type Ventcel. En exigeant plus de régularité sur f , on obtient notamment que u est une solution stricte d’un problème aux limites de type Ventcel.

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ETUDE DE LA COUCHE LIMITE MAGNETOHYDRODYNAMIQUE NON ISOTHERME AUTOUR D’UN CYLINDRE

ETUDE DE LA COUCHE LIMITE MAGNETOHYDRODYNAMIQUE NON ISOTHERME AUTOUR D’UN CYLINDRE

1 Introduction L’étude des écoulements magnétohydrodynamiques (MHD) est d’une grande importance compte tenu des diverses applications scientifiques et industrielles qu’on peut lui associer tels que la géophysique et l’astrophysique ou encore le génie métallurgique et les futurs réacteurs de fusion. Ces écoulements sont modélisés par un couplage des équations de Maxwell et de Navier Stokes. Comme dans la dynamique des fluide, en général, les calculs et les simulations numériques sont essentiels et permettent d’avoir les prédictions des résultats ce qui est d’une grande utilité devant la complexité de la réalisation des expérimentations. Il y a là deux fonds problèmes: la technologique concernant la réalisation de ce milieu magnétisé et la physique s'occupant d'étudier l'influence qui engendre sur les paramètres de l'écoulement dans un tel milieu. Physiquement, le plus intéressant de ces paramètres est le phénomène de décollement de la couche limite sur une paroi d'un corps immergé dans le fluide en écoulement.
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