1.2.3. DISPERSION

1.2.3.A. GRANDS PRINCIPES DE PROPAGATION

1.  INTRODUCTION

Le but est de faire comprendre les conditions de stabilité d'une masse d'air, en vue d'estimer rapidement le type de diffusion et pouvoir éventuellement divers modèles du  marché.

Il s'agit donc de présenter les échelles des mouvements atmosphériques, les notions de turbulences ; puis les conditions de stabilité ou d'instabilité seront expliquées, pour arriver ensuite à examiner les diverses formes de diffusion dans l'atmosphère.

Quelques phénomènes locaux influent à petite échelle seront abordés.

Ainsi l'on sera en mesure de définir quelques règles "réflexes " à connaître pour mieux appréhender un accident ou un risque chimique du point de vue  du météorologiste dans les conditions opérationnelles.

2.  NOTION D'ECHELLE EN METEOROLOGIE

Les mouvements de l'atmosphère existent à toutes les échelles (ou longueur d'onde).

La plus grande : les mouvements planétaires comme l'anticyclone des Acores, les grandes dépressions circulant dans l'Atlantique Nord (plusieurs milliers de kilomètres) ; à une échelle légèrement plus petite on trouve les cyclones tropicaux (+/- 1000 km) ; puis les perturbations (fronts), les gros systèmes orageux ; les gros nuages (cumulo-nimbus) qui sont des entités assez autonomes (jusqu'à plusieurs dizaines de kilomètres de diamètre) ; puis les systèmes de plus en plus petits, comme les trombes, les rafales, les tourbillons entraînant les feuilles d'arbres derrière les coins de bâtiment, et des mouvements à échelle de plus en plus réduite jusqu'à l'échelle moléculaire.

Les mouvements aux échelles les plus grandes intéressent directement les météorologistes qui essaient de les prévoir. Les plus petits (rafale et échelle inférieure) sont par contre imprévisibles actuellement. On ne peut  que connaître leur état "statistique moyen " : la température par exemple renseigne sur l'agitation moléculaire moyenne (cela en est même la définition en thermodynamique).

Pour la diffusion d'un nuage de polluant, nous nous placerons à une échelle intermédiaire : pour un nuage toxique en effet, la dilution est en général telle qu'au bout de plusieurs dizaines de kilomètres le nuage n'est plus très dangereux en général. Pour un nuage radioactif, par contre l'échelle des phénomènes à retenir peut être plus grande.

Quel est le lien entre ces diverses échelles, ou ces divers phénomènes qui semblent indépendants ?

L'énergie de l'atmosphère est concentrée sur toutes ces longueurs d'onde de façon continue (mais non homogène bien sûr). Les apports d'énergie et les dissipations se font à toute petite échelle. C'est par exemple la condensation d'une goutte d'eau qui va apporter de la chaleur latente à l'air, c'est le frottement sur un caillou qui va absorber de l'énergie cinétique, c'est le rayonnement du soleil qui échauffe localement, ...

Puis la turbulence "fondamentale " va regrouper tous ces petits quanta d'énergie et les "transporter " vers les longueurs d'onde plus grandes : ainsi le vent sur la mer ne fait que créer les toutes petites rides ; ces rides vont ensuite s'organiser progressivement, se regrouper pour former des vagues de plus en plus grandes ; c'est pourquoi les très grosses vagues n'apparaissent que longtemps après le début du vent. Une autre image de ce transfert serait dans l'adage "les petits ruisseaux font les grandes rivières ".

En général, comme indiqué plus haut, le météorologiste modélise globalement ces échanges avec une échelle (dite synoptique) pratiquement presque toujours supérieure à 10 kilomètres.

Ici, nous nous intéressons à l'échelle inférieure, vu les vitesses de diffusion (dilution).

3. NOTION DE TURBULENCE

Ce sont les mouvements à petite échelle qui vont brasser la masse d'air et permettre sa dilution. Les mouvements à plus grande échelle vont eux assurer son transport.

Une turbulence faible voudra dire que les transferts des petites vers les grandes longueurs d'onde ne se font que lentement. Les polluants resteront bien concentrés.

Une turbulence forte sera synonyme d'une plus grande dilution.

Quels sont les paramètres influant sur cette turbulence ?

·      le frottement avec le sol : il entraîne le brassage mécanique par "viscosité ".

·      la nature du sol : d'elle va dépendre le frottement, faible en cas d'herbe rase et de terrain plat, plus fort en cas de forêt, plus irrégulier  encore en cas de bâtiments, usines, agglomération...

·      l'échange de chaleur avec le sol : la densité de l'air variant avec la température, un sol plus chaud par exemple va entraîner l'ascension de petites particules d'air (plus légères) qui vont être remplacées par d'autres plus froides.

3.1. CLASSES DE TURBULENCES

La turbulence peut aussi être schématisée selon deux origines : mécanique (frottement) et thermique.

Un sol chaud, un vent fort, des bâtiments vont donc augmenter la turbulence et le brassage de la masse d'air, comme indiqué sur les schémas intitulés turbulences /rugosité.

Lorsque la turbulence est très faible, l'écoulement peut être qualifié de laminaire.

3.2. NOTION DE COUCHE LIMITE ATMOSPHERIQUE

C'est la "tranche " d'atmosphère dans laquelle les phénomènes décrits ci-dessus d'échange avec le sol sont les plus sensibles ; au-dessus, l'écoulement n'est que lentement influé par ce qui se passe au voisinage du sol : c'est l'atmosphère libre.

Cette couche limite a une épaisseur estimée de 500 à 1500 mètres. Au-dessus de cette couche on note peu de différences entre le jour et la nuit, la différence de rugosité du sol n'est pas sensible,...

Cette couche limite est plus épaisse l'été que l'hiver, les phénomènes radiatifs (échanges de chaleur) étant plus prononcés.

4. VARIATIONS DU VENT

Le vent varie en permanence : il est l'illustration même de la turbulence.

4.1. EN DIRECTION :

La direction du vent est fluctuante : une petite girouette est rarement stable. Elle suit les mouvements de l'air d'échelle supérieure à sa taille, en y apportant son inertie mécanique et des phénomènes dynamiques (sillage).

En général d'ailleurs, plus le vent est fort, plus ces mouvements sont rapides, importants et désordonnés.

Mais il y a en plus des variations de direction à toutes les périodes (correspondant à toutes les longueurs d'onde des mouvements atmosphériques) : changement de direction dominante d'un jour à l'autre, entre le matin et l'après-midi  en cas de brise côtière, et surtout, pour ce qui nous intéresse, fluctuations de l'ordre de 20 degrés (au minimum et en terrain plat) autour de la direction dominante avec des périodes inférieures à quelques minutes.

Ce sont ces fluctuations de directions qui amènent l'élargissement des zones menacées par les nuages de polluants. Cet angle de fluctuation de direction est fonction de la turbulence (plus faible en cas de faible turbulence, ...).

4.2. EN VITESSE :

On retrouve les mêmes fluctuations, avec les mêmes périodes, avec les mêmes origines, que pour la direction : c'est l'origine des rafales.

Et même en cas de vent "faible mais établi " et non "turbulent ", la vitesse du vent fluctue.

4.3 AVEC L'ALTITUDE :

Le frottement fait que la vitesse du vent est nulle au niveau du sol. La vitesse du vent va donc augmenter avec l'altitude, au fur et à mesure que l'influence du sol diminue. On adopte habituellement un profil logarithmique de croissance du vent ; au-delà de 50 mètres, en terrain plat et dégagé, le vent n'augmente plus que très lentement.

La forme du profil sera fonction de l'intensité du frottement, donc de la "rugosité " du sol. Elle sera aussi différente selon que l'écoulement est "presque laminaire " ou "très turbulent ".

C'est d'ailleurs pour ces raisons que les météorologistes ne s'intéressent qu'au vent moyen sur 10 minutes, en terrain plat et bien dégagé (rugosité faible) et à 10 mètres au-dessus du sol.

5. STABILITE / INSTABILITE

Nous avons vu que la turbulence a deux aspects : mécanique et thermique. C'est le vent qui va imposer la turbulence mécanique en fonction de la nature du sol.

C'est la structure de la masse d'air et la température du sol qui vont régler la turbulence thermique, selon que l'atmosphère sera "faible " ou "instable ", la dilution sera faible ou importante.

5.1. DEFINITION :

Une atmosphère sera dite "stable ", si une particule d'air écartée pour quelque raison que ce soit de sa position d'équilibre a tendance à y revenir, "instable " dans le cas contraire.

5.2. PRINCIPE :

Si on élève une particule d'une altitude dZ, elle va subir une chute de pression dP, et donc une chute de température dT (on suppose les transformations adiabatiques).

5.2.1. CAS STABLE :

Si la courbe d'état de l'atmosphère est telle que la particule est plus froide que le milieu environnant, elle sera plus lourde, et donc redescendra à son niveau de départ. De même si elle est déplacée vers le bas, elle sera plus chaude, donc plus légère et elle remontera. Dans ce cas on dit que l'atmosphère est stable.

5.2.2. CAS INSTABLE

L'atmosphère sera instable lorsque la particule d'air subissant une élévation sera plus chaude et plus légère  que le milieu environnant.

On voit donc que la stabilité va dépendre de la vitesse de la croissance de la température avec l'altitude, la limite étant la pente adiabatique. En réalité on distingue deux cas, selon que l'air est saturé en vapeur d'eau ou non : en effet, en cas de saturation, les phénomènes liés aux échanges de chaleur latente modifient la pente de cette courbe adiabatique.

            Air non saturé :

Décroissance plus rapide que - 1°/100 mètres = instabilité

Décroissance moins rapide que -1°/100 mètres = stabilité

            Air saturé :

Décroissance plus rapide que - 0.65°/100 mètres = instabilité

Décroissance moins rapide que -0.65°/100 mètres = stabilité

            Inversion :

On utilise ce terme lorsque la température augmente avec l'altitude (au lieu de diminuer usuellement) ; nous sommes dans ce cas en position de stabilité très forte.

            Isothermie :

Ce terme est employé lorsque la température ne varie pas avec l'altitude. C'est pour nous le début de la forte stabilité.

Instabilité absolue :

Lorsque la température décroît plus vite que l'adiabatique sèche.

Instabilité sélective :

Lorsque la décroissance est entre -0,65 et -1 degrés par 100 mètres.

5.2. CONCRETEMENT

On ne peut dire l'instabilité ne commence qu'à partir de telle ou telle valeur théorique : l'atmosphère est par essence même inhomogène (voir turbulence). Le gradient vertical n'est qu'un gradient moyen, ...

De plus, il faut pour rester très pratique, ne retenir que quelques valeurs caractéristiques.

Il est habituel, dans ces questions de diffusion de polluants de ne considérer que DEUX CLASSES de stabilité !

5.3. STABILITE

Température décroissant moins vite que -0.5° par 100 mètres (incluse  donc évidemment l'inversion). Ce cas est généralement appelé DIFFUSION FAIBLE.

5.4. INSTABILITE

Température décroissant plus vite que -0.5° par 100 mètres. C'est la DIFFUSION NORMALE.

6. DIFFUSION DE PANACHES ET STABILITE

Nous présenteront ici les formes visuelles de panaches de cheminées, éléments malheureusement facilement observables dans notre environnement. Il est évident que des nuages de gaz ont le même comportement.

L'illustration diffusion de panache présente les divers cas selon la structure de l'atmosphère :

·      une atmosphère stable donne des panaches restant très concentrés. La turbulence thermique est faible. De plus, le vent est faible, donc la turbulence mécanique l'est aussi.

·      une atmosphère instable élargit très rapidement les panaches : la turbulence à petite échelle entraîne le mélange des polluants avec l'air "pur " environnant.

Le schéma intitulé gradient thermique vertical et diffusion montre diverses possibilités, selon la hauteur des cheminées.

On voit bien qu'une couche d'inversion bloque la diffusion (vers le haut ou vers le bas).

6.1. SURHAUTEUR DE CHEMINEE

Un phénomène en limite de ce cours est quand même à signaler ; : la surhateur d'un panache.

Quelle que soit la structure de l'atmosphère, une fumée chaude commencera toujours par s'élever avant de s'étaler (sauf s'il s'agit d'un gaz très lourd). En effet la différence de température fait que le gaz  "polluant " est plus léger que l'air ambiant. Il va donc s'élever tant que les phénomènes mécaniques et thermiques ne l'auront pas ramené à la température de l'air.

Ces phénomènes dépendent un peu de la vitesse de sortie des gaz, mais surtout du débit de chaleur à "neutraliser " et de la vitesse du vent (qui règle les phénomènes turbulents d'échange).

Cette surhauteur est d'ailleurs très visible sur les fumées d'incendie de forêts.

Elle permet aussi à certaines fumées de dépasser les inversions de températures : par exemple, la cheminée de Gardanne (300 mètres) a une surhauteur de l'ordre de 150 mètres, ce qui lui permet de "crever " l'inversion tant que cette dernière ne dépasse pas 450 mètres, ce qui est très rare.

6.2. CONSEQUENCES OPERATIONNELLES POUR LES SAPEURS POMPIERS :

 Les explications théoriques ayant maintenant été données, il reste à voir si l'on peut, en arrivant sur les lieux d'un éventuel accident, estimer la structure de l'atmosphère, de façon à prévoir la nature de la diffusion (NORMALE ou FAIBLE) et donc l'étendue potentielle des zones menacées.

Pour cela nous allons voir dans quels cas l'atmosphère a de grandes chances d'être stable, sachant que dans les autres cas, elle sera considérée comme instable.

Le chapitre suivant  va donc présenter l'origine des inversions de température susceptibles de se produire dans les basses couches de l'atmosphère.