Couche limite atmosphérique

Circulation atmosphérique avec et sans la friction : résultat la spirale d'Ekman

On appelle aussi la couche limite de frottement, couche logarithmique de surface, car le profil vertical du vent peut y être modélisé par une variation logarithmique en fonction de la hauteur à partir de la surface. Cette loi logarithmique donne de bons résultats sur les 100 premiers mètres de l'atmosphère (à partir de la surface). Au-dessus de 100 mètres jusqu'au sommet de la couche limite atmosphérique, une loi en puissance est plus précise (pour une atmosphère neutre)[5]. Ainsi le profil dans la couche d'Ekman est souvent exprimé comme[6] :

${\displaystyle {\text{à }}z=0:\quad A{\frac {\partial u}{\partial z}}=\tau ^{x}\quad {\text{and}}\quad A{\frac {\partial v}{\partial z}}=\tau ^{y},}$

Où:

• ${\displaystyle \ \tau ^{x}}$ et ${\displaystyle \ \tau ^{y}}$ sont les composantes de cisaillaiment du tenseur de contraintes de la surface ;
• ${\displaystyle \ \tau }$, est le champ de vents à la surface considérée ;
• ${\displaystyle \ u_{g}}$ et ${\displaystyle \ v_{g}}$ sont les vents géostrophiques dans les directions ${\displaystyle \ x}$ et ${\displaystyle \ y}$ avec ${\displaystyle \ z\to \infty :u\to u_{g},v\to v_{g}.}$.

Les représentations simplifiés de la couche limite de frottement évoquées dans cet article sont basées sur l'hypothèse que l'atmosphère est neutre (c.-à-d. qu'un changement aléatoire d'altitude d'une particule d'air n'augmentera ni ne diminuera la poussée d'Archimède que cette particule reçoit des autres particules). L'hypothèse que l'atmosphère est neutre est acceptable lorsque le vent moyen à 10 m de hauteur dépasse 10 m/s : le mélange par turbulence l'emporte sur l'instabilité de l'atmosphère[5].

Variation quotidienne de la composition de la couche limite planétaire convective.

Si la masse d'air dans la couche limite planétaire peut être rendue instable par réchauffement du sol, la flottabilité positive à la surface se traduit par une énergie potentielle de convection disponible qui crée une instabilité thermique et génère ainsi une turbulence supplémentaire, parfois même importante :

• Pendant la journée, le sol se réchauffe et l'augmentation de température se transmet depuis la couche de surface vers l'inversion de température (couche stable) au sommet de la couche limite atmosphérique. Le processus de transfert est convectif ce qui produit des turbulences vigoureuses donnant une couche bien mélangée au-dessus de la couche de surface et en même temps fait croître l'épaisseur de la CLA (image ci-contre)[4]. L'effet de la turbulence diurne est d'égaliser la température potentielle et d'obtenir un rapport de mélange constants dans la couche mélangée. Le mélange est souvent le plus intense de 1 à 2 heures après le midi solaire[8].

Au-dessus de la couche de mélange, la couche stable (inversion de température de 100 à 200 m d'épaisseur) sous l'atmosphère libre, devient une zone d'entraînement d'air de cette dernière où on retrouve de forts gradients verticaux de température et d’humidité qui peuvent inhiber ou amoindrir la formation de nuages convectifs[8]. Si la température potentielle de la couche mélangée peut égaler ou dépasser celle de couche stable au sommet de la CLA, des nuages de types cumulus à extension plus ou moins forte se formeront et le sommet de la CLA deviendra la base de ces nuages[10].

• Vers le coucher du soleil, la turbulence se dissipe et la couche mélangée, au-dessus de la couche de surface, se transforme en une couche résiduelle dont l’état moyen initial est celui de la couche mélangée avec stratification quasi neutre[11].

• Pendant la nuit, la couche de surface devient stable par contact avec la surface refroidie par radiation et s'épaissit[4]. Le vent près du sol s’affaiblit généralement. Cependant, dans la couche résiduelle, le vent peut être accéléré jusqu’à des vitesses super-géostrophiques, un phénomène appelé courant-jet de bas niveau. La turbulence est alors sporadique dans la couche limite atmosphérique, causée par des instabilités dynamiques de cisaillement des vents dans la CLA[11].

Lorsque l'air est stable, la flottabilité est négative à la surface ce qui atténue la turbulence et se traduit par une énergie d'inhibition de la convection. La couche limite atmosphérique stable est alors uniquement influencée par la turbulence mécanique créée par le cisaillement du vent entre le sol et le sommet de la CLA. Par conséquent, cette turbulence ne peut exister avec un vent nul en atmosphère libre. C'est le cas typique d'une stratification de température soit par perte radiative en surface la nuit ou une inversion de température qui se produit quand une masse d'air chaud surplombe une masse plus froide (situation hivernale, au-dessus de la mer, zone de brouillard d'advection, subsidence sous un anticyclone, etc.).

Nuages convectifs au sommet de la couche limite (tireté rouge) par temps ensoleillé.

• Dans la vie courante, on peut se souvenir que les rotors d'éoliennes sont placés le plus haut possible au-dessus du sol pour profiter d'un vent suffisamment fort, leur puissance étant environ proportionnelle au cube de la vitesse du vent[1] ;
• Le réchauffement diurne se passant près du sol, la couche limite planétaire forme un « bouchon » qu'il faut vaincre pour générer des nuages convectifs de la famille des cumulus (cumulus, cumulus congestus et cumulonimbus). En effet, le sommet de la couche limite est le plus souvent associé avec le niveau de condensation par ascension (NCA) et la base des nuages. Le niveau de convection libre (NCL), qui détermine le début de la convection et l'extension verticale d'un nuage convectif, peut cependant être légèrement plus élevé (voir : Détermination de la base des cumulus)[8]^,[10]. La coïncidence entre la base des nuages et le sommet de la CLA est cependant tributaire d'une masse d'air normalement humide, dans une région plus aride, les nuages pourrait se former à plus haute altitude que la CLA (le NCA étant difficile à atteindre) ;
• Le refroidissement nocturne mène à la formation de brouillards en surface et de nuages de type stratus ou stratocumulus au sommet[8] ;
• Lors de la rencontre de deux masses d'air, il se produit un mélange ou un remplacement de l'une par l'autre qui débute en surface. Cependant, une masse d'air dont la couche limite atmosphérique est très stable est très dense et est difficile à déplacer. Il arrive ainsi souvent que les masses plus chaudes et donc moins denses, vont glisser au-dessus de masses plus froides comme c'est le cas à l'avant d'un front chaud ou dans un brouillard d'advection[8] ;
• La grande hauteur des cheminées d'usine doit être vue comme une tentative d'émettre les polluants à un niveau où les vents sont plus forts dans la couche limite atmosphérique. Dans un cas très stable, le panache de fumée est canalisé à cette hauteur mais dans un cas instable, il peut se mélanger dans toute la couche et même revenir vers le sol (voir Modélisation de la dispersion atmosphérique). Si la couche est mince, comme en hiver, la fumée peut être éjectée en atmosphère libre où elle demeurera sauf si en aval elle est réintroduite dans une couche limite plus épaisse et turbulente[8].

• Richard Wilson (trad. Gérard Ancellet), Une introduction à la physique de la couche limite planétaire, Institut Pierre-Simon-Laplace, coll. « Parcours dynamique & Environnement », 2019, 82 p. (lire en ligne [PDF])

• Hadjira Schmitt-Foudhil, « Météorologie de la couche limite atmosphérique » [PDF], Module environnement atmosphérique et qualité de l'air, sur https://www.cerea-lab.fr/, Centre d'enseignement et de recherche en environnement atmosphérique, 19 mars 2012 (consulté le 26 octobre 2019).