Couche limite atmosphrique Conditions frontires Flux de chaleur

Couche limite atmosphérique Conditions frontières

Flux de chaleur sensible versus flux de chaleur latente Au lieu de déterminer directement les flux de chaleur sensible et flux de chaleur latente à la surface en utilisant les coefficients de transport on peut les calculer en connaissant l ’énergie radiative nette à la surface. Cette énergie est l ’énergie disponible, qui vas être «dissipée» en forme de flux convectif (vers atm. ) de chaleur sensible, de chaleur latente et flux moléculaire de chaleur vers le sol

Méthode de Bowen On définit le rapport de Bowen par:

Méthode de Bowen Si on mesure les flux de droite et on connaît

Méthode de Bowen

Flux de chaleur sensible versus flux de chaleur latente Oke, Boundary Layer Climates Agassiz, B. C. (49 N), sol nu et humide Bilan d ’énergie (MJm-2/jour) Q* 18. 0 QH 2. 3 QE 13. 4 QG 2. 3 Température à la surface, à 0. 2 m de profondeur et dans l ’atmosphère à un distance de la surface de 1. 2 m. Termes dérivés = QE/QE QE/Q* 0. 17 rapport de Bowen 0. 75

Flux de chaleur sensible versus flux de chaleur latente : bilan d’énergie à la surface d’un lac séché. Oke, Boundary Layer Climates El Mirage, Californie (35 N) Desert. 10 -11 juin 1950.

Température dans en environnement désertique Oke, Boundary Layer Climates Sahara Central Desert.

Flux de chaleur sensible versus flux de chaleur latente Oke, Boundary Layer Climates Océan Q* QE QH Adv. Q Atlantique Indien Pacifique Moyenne 9. 4 9. 7 9. 8 9. 4 8. 2 8. 8 8. 9 8. 5 1. 0 0. 8 1. 0 0. 3 0. 1 0 0 0. 12 0. 09 0. 11 Moyenne annuel des components des flux énergétiques sur les océans. MJm-2/jour

Flux de chaleur sensible versus flux de chaleur latente Oke, Boundary Layer Climates Rothamsted, Angleterre (52 N) , 23 Juillet 1963 Champ d ’orge.

Flux de chaleur sensible versus flux de chaleur latente Oke, Boundary Layer Climates Thetford, Angleterre (52 N) , 7 Juillet 1971 Forêt de pins. Haney, C. B (49 N) , 10 Juillet 1970 Forêt de pins. Déficit en vapeur Facteurs contrôlant QH Haney, C. B (49 N) , 10 Juillet 1970 Forêt de pins. Déficit en vapeur 1) Disponibilité en énergie 2) Disponibilité en eau 3) Turbulence, ra 4) Activité végétale, rc

Méthode de Bowen Limitations de la méthode: dépend du temps L ’évapotranspiration est une fonction complexe de l ’age, du type et de la température des plantes, ainsi que de la disponibilité en eau

Méthode de Priestley - Taylor Dans cette méthode on applique la théorie K : les flux sont substitués par les gradients. Si l ’air est saturé, de l ’équation Clausius Clapeyron et de la définition d ’humidité spécifique

Méthode de Priestley - Taylor

Méthode de Priestley - Taylor

Méthode de Priestley - Taylor Limitations: a été négligé Les équations ont été obtenues en supposant que l ’air est en équilibre avec la surface d’eau (ou végétation sans mouillée)

Méthode de Priestley - Taylor améliorée Dans le cas où il y a de l ’advection, l ’air à la hauteur z n ’est pas saturée ce qui augmente le taux d ’évaporation

Méthode de Priestley - Taylor améliorée Dans le cas où il y a de l ’advection, l ’air à la hauteur z n ’est pas saturée ce qui augmente le taux d ’évaporation Advection : sous-saturation de l’air

Méthode de Priestley - Taylor améliorée Le coefficient tient compte des situations de sous saturation Dans le cas des surfaces bien irriguées : Dans le cas des régions plus arides :

Méthode de Priestley - Taylor amélioré D ’autres auteurs préfèrent additionner une correction A aux deux flux de chaleur

Méthode de Penman - Monteith Dans le cas où l’air et la surface ne sont pas nécessairement saturés Humidité relative de la surface ou de la végétation Humidité relative de l ’air proche de la surface Flux de vapeur d ’eau

Méthode de Penman - Monteith rp

Méthode de Penman - Monteith Limitations : 1) La hauteur de la voûte végétale 2) La densité du couvert végétal 3) Hauteur de déplacement 4) Longueur de rugosité 5) Réflectivité des plantes 7) Le type de végétation 8) La région occupée par les racines 9) Profondeur des réserves hydriques 10) conductance des sols 11) humidité du sol 12) résistance des stomates

Régime thermique du sol Facteurs influençant le régime thermique du sol Échanges énergétiques avec l’atmosphère : principalement les échanges radiatifs à la surface. Les flux radiatifs et turbulents déterminent la quantité d’énergie emmagasinée ou libérée par le système sol végétation La conduction est le mécanisme principal de transport de chaleur dans le sol

Conduction de chaleur dans le sol En régime permanent la loi de Fourier s’applique

Conduction de chaleur dans le sol 1) loi de Fourier 2) loi de conservation d’énergie pas de sources/puits de chaleur dans le sol présence de sources/puits de chaleur dans le sol

Capacité calorifique par unité de volume des sols Capacité calorifique par unité de volume : quantité de chaleur nécessaire pour élever la température de 1 K un mètre cubique de sol C= fs. Cs + fw. Cw+ fa. Ca Conductivité thermique kg= fsks + fwkw+ faka f: fraction volumétrique s: solide ; w: eau; a: air de Vries (1975)

Capacité calorifique par unité de volume des sols

Conductivité thermique Surface Sable sec Neige vieille neuve 0, 3 1, 9 2, 2 1, 0 0, 1 800 1260 1480 2090

Flux vers le sol Le flux est fonction du gradient de température entre la surface (Tg) et le sol. Si le flux n’est pas mesuré il faut le paramétrer: Paramétrage dans les modèles de circulation générale Modèle de sol à plusieurs couches Méthode «force restore»

Flux vers le sol : modèles de circulation générale Partition énergétique de l’énergie reçue: Le flux de chaleur vers le sol est proportionnel à la quantité d’énergie radiative nette à la surface Pourcentage du flux de chaleur sensible: Le flux de chaleur vers le sol est une fraction du flux de chaleur sensible

Flux vers le sol : modèles de circulation générale Pourcentage du flux de chaleur sensible: Le flux de chaleur vers le sol est une fraction du flux de chaleur sensible Le flux de chaleur est toujours dans la même direction que le flux de chaleur sensible. Est-ce que ceci est toujours vrai?

Sol à plusieurs couches : flux vers le sol et variation de température 3 D 1 D

Solution de l’équation de transfert de chaleur Conditions frontières Surface : En profondeur : Solution

Solution de l’équation de transfert de chaleur Profondeur d’atténuation d

Solution de l’équation de transfert de chaleur Physique du sol : A. Mermoud T. R. Oke, Boundary Layer Climates

Flux de chaleur transféré au sol

Méthode «force restore» Approximation: le sol est constitué de deux couches IR= Q*IR VIS=- Q*S VIS-IR= Q* G=-QG TG H= QH TM E= QE

Méthode «force restore» Paramétrage, Blackadar, 1976 TG VIS-IR= Q*s G=-QG H= QH E= QE TM

Méthode «force restore» Paramétrage, Blackadar, 1976