Couche limite atmosphérique Micrométéorologie Équations du mouvement turbulent Équations primitives Air sec Approximations Approximation anélastique Approximation de Boussinesq Équations de Boussinesq Équations de Reynolds Équations qui gouvernent le mouvement turbulent • Identification des équations de la couche limite • Approximations – L ’air est un gaz parfait – approximation de Boussinesq – air sec Équation de Navier Stokes dui dV Ti d Gi dV dt V V dui Ti Gi dt xi Tenseur de stress T1 11 12 13 T2 21 22 23 T3 31 32 33 ij p ij ij Symétrie du tenseur de contraintes 21 12 13 23 .x 3 13 22 23 21 11 x1 x2 12 r T d 2 21 12 0 21 12 S Forces de surface dues à la viscosité -F U1 A B F U2 Tenseur de viscosité ui u j ij x j xi 2 u ij 3 x Équation de mouvement dui Ti Gi dt xi dui 2ui 2u p 2 Gi dt xi x 3 xi x Si on est dans le référentiel local, non inertiel u 1 2 u u g 2 u p u u t 3 II IV III I V VI La première loi de la thermodynamique du q pd q dh dp Pour un gaz parfait q c p dT dp Dans le cas d ’un processus adiabatique p0 T p Rd c pd q 0 La première loi de la thermodynamique Rd T q c p dT dp c p dT dp p q dT Rd dp c pd T T c pd p Rd + p0 c pd T p d dT Rd dp T c pd p d 1 dq S dt T c pd dt T La première loi de la thermodynamique d S dt condensation solidification condensation solide S -evaporation fonte sublimation convergence des flux radiatifs dissipation d'énergie cinétique divergence des flux radiatifs par le mouvement moléculare dissipation de chaleur par diffusion moléculaire Lp E v 1 2 * u v v Q t cp c p VI I II II IV V Équations primitives Conservation de la quantité de mouvement : u 1 2 u u g 2 u p u u t 3 II IV III I VI V ui ui 2ui u 1 p uj i 3 g 2 ijk j uk 2 t xj xi x j 3 x j x III I IV II V VI Équations primitives Équation de conservation d ’énergie Lp E v 1 2 * u v v Q t cp c p VI I II II IV V * Lp E Q v v v 1 j uj 2 t x j x j c p x j c p 2 Équations primitives Définition de température potentielle p0 v Tv p R cp Équation d ’état : p Rd Tv mv v q m air Tv T 1 0.61q c p c pd 1 0.84q Équations primitives Équation de continuité : d u 0 dt u j 0 t x j u j d 0 dt x j Équations primitives Équation de continuité pour n ’importe quelle quantité scalaire de concentration c: c u c c 2 c Sc t c c 2c uj c 2 Sc t x j x j Équations primitives Équation de continuité pour la substance eau : mv q m qT qT 2 q SqT uj q 2 t x j x j air Vapeur d ’eau q q 2 q Sq E uj q 2 t x j x j air air mL qL m Eau liquide qL qL uj t x j SqL E air air Équations primitives On a 9 équations à 9 inconnues p v u,v,w vitesse densité pression température potentielle virtuelle Tv q température virtuelle quantité de vapeur d ’eau par unité de masse qL quantité d ’eau condensée par unité de masse Approximations Dans un premier temps on considèrera les équations pour l ’air sec. Le terme de divergence radiative est négligeable, puisqu ’on ne considère que l ’air sec… (???) ui ui 2ui u 1 p uj i 3 g 2 ijk j uk 2 t xj xi x j 3 x j x u j d 0 dt x j 2 uj 2 t x j x j 7 équations et 7 inconnues p0 T p p d Rd T Rd c pd Approximations : approximation anélastique – L ’état thermodynamique de l ’atmosphère dans la couche limite s ’écarte peu d ’un état de base qui est hydrostatique et adiabatique – Le nombre de Match (v/c) est petit, c ’est-à-dire, les variations spatiales et temporelles de la pression sont petites devant la pression elle-même Approximations : approximation de Boussinesq – Approximation anélastique + – L ’échelle verticale des mouvements est petite devant l ’épaisseur effective de l ’atmosphère : hypothèse de convection peu profonde (shallow water) Approximation de Boussinesq • La viscosité moléculaire, = , est constante • La conductivité thermique moléculaire = est constante. • |1 / b|<<1, où best la densité de l ’état de base (adiabatique et hydrostatique) et 1 est la perturbation de cet état de base (1 = - b). • La chaleur générée par les contraintes visqueuses peut être négligée dans l’équation thermodynamique. • Le rapport |T1 / Tb|<<1, où Tb est la température de l ’état de base (adiabatique) et T1 est la perturbation de cet état de base (T1 = T - Tb) . • |p1 / pb|<<1, où pb est la pression de l ’état de base (hydrostatique) et p1 est la perturbation de cet état de base (p1 = p - pp). • L’échelle verticale du mouvement est petite par rapport à l ’échelle de l ’hauteur de l ’atmosphère. Équations de Boussinesq ui ui 1 2ui 1 p1 uj g i 3 2 ijk j uk 2 t x j b b xi x j u j x j 0 2 uj 2 t x j x j p d Rd T p0 T p Rd c pd p0 1000 mb Équations qui gouvernent le mouvement turbulent • Expansion de la dérivé totale en tendance locale et advection • Décomposition de Reynolds • Application de la moyenne de Reynolds aux équations • Utilisation de l ’équation de continuité pour mettre les termes en forme de flux Équations de Reynolds ui 0 xi ui 0 xi ui u 1 p1 1 uj i i3 g 2ijk j uk t x j b xi b x j ui u u j i x j ui ui t xi xi xi Tb g d z c pd p b Rd T p0 T p b 1 Rd c pd pb b g z 7 équations et 16 inconnues ... p pb p1 b cst 0 b cst 0 cst cst Paramètres d ’échelle de la couche de surface Dans l ’atmosphère u w'u ' z z z Les flux turbulents moyens de surface sont utilisés comme paramètres d ’échelle dans la couche de surface _____ 0 u ' w' (quantité de mouvement) _____ QH c pd 0 ' w' (chaleur) _____ E 0 q' w' (humidité) Échelles de vitesse, température et humidité dans la couche de surface Les flux turbulents dans la couche de surface sont pratiquement constants (varient moins de 10 %). On les utilise pour définir des échelles de grandeur caractéristiques de la couche de surface : Vitesse de friction _____ 2 , , 1 2 _____ 4 , , u* u w v w Échelle de température *sl _____ , , s w u* Échelle d‘ humidité q*sl _____ , , s wq u* QH w , u* w u , , , 1 2