Loading AI tools
Couche inférieure de la troposphère directement en contact avec la surface De Wikipédia, l'encyclopédie libre
La couche limite atmosphérique (CLA), également connu sous le nom de couche limite planétaire (CLP) ou couche limite de frottement[N 1], est en météorologie la partie la plus basse de la troposphère dont le comportement est directement influencé par le frottement avec une surface planétaire. Sur Terre, elle répond généralement aux changements du forçage radiatif de surface en une heure ou moins. Dans cette couche, des quantités physiques telles que la vitesse d'écoulement, la température et l'humidité présentent des fluctuations rapides (turbulence) et le mélange vertical est intense[1]. Au-dessus de la CLA se trouve l'atmosphère libre, là où le vent est approximativement géostrophique (parallèle aux isobares), tandis que dans la couche limite, le vent est affecté par la traînée superficielle due au frottement avec le relief et s'oriente en travers des isobares vers les pressions plus basses.
L'épaisseur de cette couche limite atmosphérique varie entre 50 m et 3 km, selon la stabilité de l'air et la rugosité de la surface, la moyenne étant de 1 000 à 1 500 m[2],[3]. Au-dessus de la couche limite atmosphérique (formée d'une couche de surface et de la couche d’Ekman) s’étend ce que l’on appelle l’atmosphère libre (sous-entendu « libre de l’influence du sol », mais pas de l’influence de la force de Coriolis ou autres) : Plus on s’élève au sein de l’atmosphère libre plus le vent s’approche (en force et direction) du vent géostrophique.
L'étude des échanges de matière, d'énergie et de mouvement se produisant au sein de la couche limite atmosphérique joue un rôle important dans la mise au point des modèles de prévision numérique du temps. La paramétrisation des échanges horizontaux et verticaux, selon les conditions de stabilité de l'air, sert à déterminer le type et la formation de nuages, des précipitations, ainsi que la structure verticale des vents à chaque instant de la prévision, la surface terrestre constituant l'une des limites physiques où la vitesse et les mouvements verticaux doivent être nuls[1].
La couche limite atmosphérique (ou planétaire) est la partie inférieure de la troposphère en contact avec la surface de la Terre. Elle est souvent turbulente et est coiffé d’une couche d’air stable ou d’une inversion de température[4]. La couche peut être divisée en deux parties[1],[3] : La couche de surface où se fait sentir uniquement le freinage dû à la surface et la couche d’Ekman où se font sentir à la fois le freinage dû à la surface et la force de Coriolis :
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] :
Où:
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].
L'épaisseur de la couche limite atmosphérique suit la variation diurne de température dans la couche de surface, particulièrement dans la sous-couche rugueuse, variation qui n’est pas observée dans l'atmosphère libre[7]. Elle exhibe de fortes variations quotidiennes, synoptiques (3 à 5 jours) et saisonnières[8]. Elle est induite par les flux de quantité de mouvement, d’énergie et de constituants résultant de l’interaction turbulente avec le sol. Cette interaction turbulente résulte des instabilités dynamiques et thermiques qu’induit la présence du sol. La variation diurne de l’énergie cinétique turbulente (ECT) est un estimateur de l’intensité de la turbulence qui est particulièrement intense durant la journée[9]. L'épaisseur de la couche limite atmosphérique va dépendre de[8] :
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 :
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.).
Dans l'image de gauche ci-dessous, on peut voir un diagramme Skew-T où sont pointées les données de températures et de point de rosée dans la couche limite planétaire sous l'inversion à 850 hPa. La température et le point de rosée sont constants, suivants la ligne de 20 °C. Dans une telle situation toute particule déplacée dans la CLP demeure à sa nouvelle altitude ou revient vers le point initial (air stable ou neutre).
Dans l'image de droite, La température et le point de rosée varient avec l'altitude sous l'inversion à 650 hPa mais la première suit ligne rouge de température potentielle constante et la seconde la ligne constante de rapport de mélange. Dans ce cas un particule d'air soulevé est instable et continuera de monter jusqu'à l'inversion. Si le réchauffement au sol se poursuit, l'air se mélangera dans la CLP et la ligne de température augmentera vers la droite pour dépasser celle de l'inversion. De même, la ligne de point de rosée continuera vers le haut le long de la ligne de rapport de mélange. Lorsque les deux se rejoindront, au-dessus de la CLA/CLP, il y aura formation de nuages convectifs.
On remarque sur la bordure droite des deux images que les vents sont indiqués par des barbules vertes à divers niveaux de la CLP/CLA. La direction et la force du vent changent avec l'altitude et deviennent stables dans l'atmosphère libre au-dessus de l'inversion.
La stabilité de la couche limite planétaire et de son extension verticale a de grands effets sur le type de nuages, les vents près du sol, la turbulence et la distribution de l'humidité et des polluants dans l'atmosphère. On y retrouve la plupart des éléments à méso-échelle qui mènent au déclenchement de la convection profonde et une bonne partie des éléments qui mènent aux systèmes à l'échelle synoptique.
La paramétrisation de la couche limite est donc primordiale dans la mise au point des modèles de prévision numérique du temps et climatique. Les nuages dans la couche limite ont une influence sur les alizés, le cycle hydrologique et les échanges d'énergie.
Seamless Wikipedia browsing. On steroids.
Every time you click a link to Wikipedia, Wiktionary or Wikiquote in your browser's search results, it will show the modern Wikiwand interface.
Wikiwand extension is a five stars, simple, with minimum permission required to keep your browsing private, safe and transparent.