Cours M2-ICE Weill 2007-La couche limite atmosphérique

La couche limite
atmosphérique
Micrométéorologie
Et turbulence

(1) La couche limite dite « dynamique » Elle est caractérisée par le freinage de l’écoulement atmosphérique près de la surface (continent ou océan) dans des conditions où les effets thermiques ne
sont pas considérées.
Du fait que le vent horizontal soit déterminé à partir des gradients horizontaux de pression et la rotation de la terre (paramètre de Coriolis f) et que le freinage au sol soit lié au vent et en particulier par le flux de quantité
de mouvement à la surface
On définit h= .3 U*/f hauteur de la couche limite dynamique
U* est la vitesse de frottement et représente le flux de quantité de mouvement
(stricto sensu -ρU*2)
Près de la surface <u’w’> u’ et w’ fluctuations de vitesse horizontale et Verticale par rapport aux moyennes respectives h=.3 U*/ f à 45 degrés de latitude U*=.5m/s f= 10-4 s-1
h= 1500 m Cela a-t-il un sens à l’équateur? Remarque près de la surface le vent horizontal U= (U*/k) Log (z/z0)
En l’absence de phénomènes diabatiques (neutralité θ(z)=cte)

Couche limite atmosph
Couche limite atmosphé
érique
rique
Par définition: portion d’espace terrestre au voisinage de la surface terrestre Dans laquelle les effets dynamiques et thermiques dus à cette surface Sont prépondérants Enjeux de la connaissance -Monde où l’on vit (biosphère) -Diffusion de contaminants atmosphériques naturels ou non ( ozone NOX particules etc..) -Milieu de propagation acoustique, optique et électromagnétique où se manifeste Une très rapide variabilité des variables d’état du fluide air Lieu des échanges entre deux surfaces et différents milieux (surface – air) Importance en astronomie (scintillations optiques dues à la turbulence)
Surface rugueuse
V freinage -u’ compensé par w’ tel qu’en moyenne -ρ<u’w’>= -ρU*2= flux de quantité de mouvement

(2) Couche limite « radiative » Se forme la nuit dans des conditions de ciel clair où le rayonnement IR de l’air et du sol conduit à la formation d’une inversion radiative (voir les processus de refroidissement radiatif dans l’infra-rouge en particulier Sasamori (1972)): Formation d’une couche stable statiquement près de la surface ( 50 à 1000
mètres) caractérisée par une inversion thermique ce qui limite les échanges avec « l’ atmosphère libre » là où le vent devient le plus souvent «géostrophique »
En fait au-dessus de l’inversion on retrouve après une transition le vent dominant qui est géostrophique à condition que l’on ne soit pas à l’équateur. Dans les conditions diabatiques le schéma de « frottement » lié à la rugosité du sol dans des conditions de neutralité doit être remanié
dans le gradient de θmélange entraîne un flux de
−<u’w’> <θ’w’>
z0θ (z) chaleur ( ρCP<θ’ w’> )
U

Flux atmosphérique à travers des surfaces: sol surface de la mer 1) Flux élémentaire d’un vecteur Vau travers d’une surface S
dS teta
dF= V.dS A
Avec n normale à la surface dF=A.n dS= IAI cos (teta) dS Sur une surface fermée rappel théorème de Gauss ∫sA.dS= ∫vdiv A dV
Selon le signe de la divergence >0 convergence l’écoulement va vers le volume Divergence >0 l’écoulement est divergent et s’écoule du volume vers l’extérieur