Hadley Flux de mousson
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site étudié. Durant les premières heures suivant le lever du soleil, l’épaisseur de la couche limite reste pratiquement constante. L’énergie thermique fournie par le sol provoque un réchauffement de l’air ambiant et la destruction de la stabilité de la couche limite stable créée au cours de la nuit.
En fin de matinée et début d’après-midi, la convection s’intensifie et s’élève en altitude et la couche limite se développe rapidement sous l’influence du chauffage à la surface en fonction de la stabilité verticale. Puis son développement ralentit jusqu’à un état quasi-stationnaire quelques heures avant le coucher du soleil. Peu avant le coucher du soleil, lorsque l’air en surface refroidit et que le flux de c haleur à l a s urface du s ol déc roît, l es ef fets c onvectifs s ’amenuisent et l es t hermiques disparaissent. Il en résulte une décroissance de l a turbulence atmosphérique. Les caractéristiques thermodynamiques des basses couches restent assez proches de c elles de l a couche mélangée en fin de j ournée : i l s ’agit de l a c ouche r ésiduelle. S ous l ’effet du r efroidissement du s ol, l e développement de la couche limite convective cesse et une couche stable nocturne se développe à la surface dans le bas de la couche résiduelle. Au lever du jour, le gradient de température au sol redevient instable et la couche de surface stable disparaît au profit de la couche limite convective.
Le comportement de la couche limite atmosphérique est donc sensible aux conditions de surface et aux phénomènes se produisant à ses limites : sa base (la couche de surface) et son sommet qui est défini par la zone d’entraînement en période convective marquant le début de l a troposphère libre.
Figure 1-17: Evolution typique de la stabilité de la couche limite au cours de la journée (Source : Dominique Lambert, d'après R.B. Stull, 1988).
1.4.2 En terrain complexe
Sur un terrain où les caractéristiques de la surface changent sur une échelle plus petite que la hauteur de la couche limite convective (dans les régions montagneuses et sur les côtes), le
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développement et l’extension verticale de la couche limite convective peuvent être très inhomogènes. Sur une île comme celle de la Réunion, où son relief tourmenté se jette dans l’océan, les paramètres entrant en jeu dans le développement de la couche limite sont très nombreux :
• Les versants des reliefs ont des inclinaisons et des orientations différentes et sont soumis à des effets d’ombrage différents selon la présence d’un autre relief à leur proximité.
• La hauteur de la végétation et sa teneur en eau varient considérablement entre la côte exposée au vent et la côte abritée du vent ainsi que selon l’altitude.
• Les di fférences de r ugosité entre les différents c ouverts végétaux m odifient la t urbulence de surface et les flux de chaleur dans la couche de surface, etc.
• Des brises de toutes natures (cf. §1.3.2) peuvent se développer.
Ce s ont a utant d e p aramètres q ui c omplexifient le cycle c lassique d e la couche lim ite d écrit p lus haut. Il n’existe donc pas de théorie générale sur le développement de la couche limite convective en t errain c omplexe, c haque r égion gé ographique po ssédant s es pr opres c aractéristiques et particularités. Seules les expériences de terrain visent à d éterminer au cas p ar cas l es spécificités de la couche limite. Dans le cas de la Réunion, au travers de la campagne ECLAIR (chapitre 3), on s’est donc attaché à essayer de caractériser le comportement de la couche limite sur cette île volcanique.
1.4.3 Méthodes d’exploration de la couche limite atmosphérique
De toute évidence, les campagnes de mesure intensives in situ peuvent aider à mieux comprendre l’évolution d e la s tructure d e la c ouche li mite a tmosphérique. T outefois, la C LA ob servée in situ reste très dépendante des contraintes imposées par le site et des conditions extérieures.
Généralement, on discerne les mesures directes des mesures par télédétection. Les premières sont réalisées au m oyen d e cap teurs p lacés d ans l e milieu (b allons cap tifs, r adiosondages, m âts instrumentés, s tations m étéorologiques, ou a vions in strumentés). L es s econdes u tilisent le s modifications su bies p ar l es car actéristiques d ’ondes d iverses en i nteraction avec l ’atmosphère.
Parmi ce lles-ci, on distingue les mesures pa r t élédétection a ctive ( émission d’une o nde pa r u n dispositif et réception de l’écho de cette onde renvoyée par le milieu sondé, ex : radar, lidar, sodar) et l es m esures pa r t élédétection pa ssive ( réception d’ une o nde é mise pa r l e m ilieu, o u transmise par celui-ci mais émise par une source naturelle supposée constante, ex : r adiomètres, photomètres). La technique de télédétection apporte l’avantage de fournir une information complète c ontinue da ns l e t emps, i ntégrée s ur l a l igne de v isée o u bi en r estituée s elon un p rofil vertical.
Pour m ieux a ppréhender l a dynamique à pet ite échelle a u niveau de l ’île, l ’OPAR s ’est do nc do té entre autres d’un lidar aérosol ultraviolet (Fig.1-18) et d’un radar UHF profileur de vent (Fig. 1-19) qui o nt s ervi de s upports in strumentaux da ns cette ét ude. C es i nstruments de m esure o nt ét é acquis respectivement en octobre 2008 et avril 2009.
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Figure 1-18: Lidar Aérosols UltraViolet de l'OPAR.
Figure 1-19: Radar UHF profileur de vent de l'OPAR.
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Impact des circulations sur le transport de polluants