Couche Limite Atmosphérique

Couche Limite Atmosphérique
CHAUSSET Pierre & CARRET Romain
Cours d’Olivier THUAL
2016/2017
1/37

Synthèse planches de cours : 4
La couche limite atmosphérique 4
Système d’équations, stratification et instabilité 5
Quelques nombres importants 6
Article 1 : Flux et Dispersion en zone urbaine 7
Introduction 7
Echelle de la ville et échelle de la région 7
Cisaillement et profil de vent 7
Turbulence urbaine 9
Bilan énergétique de la surface urbaine 9
Effets de l’humidité urbaine 9
Caractéristiques de dispersion urbaine 10
Echelle du quartier 10
Caractéristiques de l’écoulement 10
Contrainte de cisaillement 10
Profil de vitesse moyenne 10
Intensité turbulente 11
Caractéristique de dispersion 11
Echelle de la rue 12
Ecoulement et dispersion 12
Turbulence produite par le trafic 12
Conclusion 13
Article 2 : Turbulence in plant canopies (John Finnigan 2000) 13
Introduction 13
Contexte de l’analyse 13
Caractéristiques de la turbulence en canopée 14
Structures tourbillonnaires cohérentes en canopée 15
Hypothèse de la couche de mélange 16
Fines structures turbulentes 18
Bilan d’énergie cinétique turbulente 18
Conclusion 19
Synthèse module de cours : Mountain Waves and Downslope Winds : 20
Introduction 20
Ondes de montagnes 20
Ondes verticales 21
Vents descendants 21
Rotors 22
Ondes piégées 22
Climatologie 22
Vents descendants 23
Vent de Foehn 23
2/37

Vent de Bora 23
Formation des ondes orographiques 24
Nombre de Froude 25
Prévisions : Modèles de prévision du temps numériques (NWP) 25
Comparaison de 2 modèles : 26
Simulation d’un écoulement de CLAT sur une série de gratte-ciels 27
Cas stable 30
Cas instable 32
Comparaison des rendus TKE 36
Conclusion 37
3/37

Synthèse planches de cours :
La couche limite atmosphérique
Le terme de couche limite atmosphérique est utilisé pour désigner la partie de la
troposphère qui subit une influence en retour de la surface terrestre, à la fois
dynamiquement (écoulement du fluide) et thermiquement (car la variation diurne dûe
au soleil est perceptible). Sa hauteur est de l’ordre de 103m et elle se décompose
en plusieurs sous-couches.
Crédits : B.Legras - La couche limite atmosphérique
On rencontre ainsi, dans l’ordre croissant de hauteur :
- La sous couche visqueuse où la vitesse de frottement est l’échelle
caractéristique de la vitesse (proximité du bord : vitesse moyenne et
fluctuations nulles). Elle est de l’ordre du centimètre.
- La couche rugueuse, où la dissipation par frottement est importante dû aux
obstacles rencontrés par le vent (eau, bâtiments, végétation, reliefs). Son
épaisseur varie en fonction de la hauteur de l’obstacle rencontré : de
plusieurs centimètres à plusieurs dizaines de mètres pour les grands reliefs.
4/37

- La couche de surface, où les effets de cisaillement du vent sont dominants
devant la force de Coriolis et où la température diminue avec l’altitude. Son
épaisseur peut atteindre la centaine de mètres.
- La couche d’Ekman, où il y a équilibre entre les forces de frottement et la
force de Coriolis. La couche d’Ekman est la dernière sous-couche qui
compose la couche limite atmosphérique, on admet alors que la vitesse à son
sommet est égale à Ug, la vitesse géostrophique. Cette vitesse est celle du
vent géostrophique qui souffle parallèlement aux isobares à haute altitude,
grâce à l’équilibre suscité.
Au dessus de la couche limite atmosphérique on rencontre l’atmosphère libre qui
finit de délimiter la troposphère.
Les échanges de température et d’humidité ont entre la surface et l’atmosphère ont
lieu dans la couche limite atmosphérique. Quelques exemples d’application sont
donnés dans le cours : dispersion de polluants, éolien, météorologie, thermique des
bâtiments, approche des aéroports par les avions…
Système d’équations, stratification et instabilité
Les équations utilisées pour modéliser la couche limite atmosphérique sont les
équations de conservation de la masse et de la quantité de mouvement.
L’écoulement est permanent et le fluide est pris comme étant incompressible.
De plus, compte tenu de la grande étendue verticale des problèmes considérés, on
raisonne en température potentielle Θ et non en température absolue T. Cette
température est celle que l’air aurait si on le ramenait adiabatiquement à une
pression standard de 1000 hPa. Du fait de l'importance des variations verticales de
densité pour les effets de flottabilité, celle-ci n’est pas prise constante dans le terme
de gravité : en découlent les équations de Boussinesq.
5/37