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L’îlot de chaleur urbain de surface
Objectifs de l’étude de la température de surface
La température de surface est un élément important du bilan d’énergie. Elle est fortement influencée par le bilan radiatif et conditionne les échanges tur-bulents et la température de l’air dans les basses couches de l’atmosphère. Sa mesure est très fréquemment intégrée dans les études instrumentales du bilan d’énergie comme par exemple dans l’étude pionnière de Nunez et Oke (1977) où elle était mesurée par des thermocouples installés à la surface. Les mesures satellitaires ont très vite été perçues comme une opportunité importante de multiplier les études d’ICU (Rao, 1972). Cette méthode, en comparaison avec les méthodes classiques d’étude de l’ICUC, offrait l’avantage d’accéder à une bonne représentation de la variabilité spatiale de la température de surface. Les images satellitaires, notamment dans l’infrarouge thermique, offraient un nombre de points de mesure synchrones sur l’ensemble d’une agglomération (Roth et al., 1989) qu’il était difficile de s’offrir par ailleurs. Une des potentia-lités de l’étude de la température de surface est d’accéder à l’aide de modèles de surface à une estimation de la température de l’air près de la surface telle qu’elle est mesurée par les réseaux d’observation ou encore d’estimer le flux de chaleur sensible (Voogt et Oke, 1997).
Problèmes méthodologiques d’étude de l’ICU de surface
La surface urbaine est un élément complexe. Pour simplifier, et sans tenir compte de la végétation ou des sols nus qui peuvent être présents en ville, trois éléments de surface sont à distinguer : les routes, les murs et les toits. Ces trois éléments s’organisent en rues canyons dont l’orientation par rapport au soleil est variable. C’est la description retenue dans le modèle TEB (Masson, 2000). A cette complexité s’ajoute une variabilité importante des matériaux ur-bains dont certains ont des émissivités faibles et des capacités de réflexion du rayonnement infrarouge, comme les matériaux métalliques. On peut ajouter aussi la pente des toits qui induit des éclairements différents entre les deux versants d’un même toit. Dès lors, se pose le problème de la représentativité de la mesure de la température de surface par le système de mesure retenu. C’est une des limites soulignées par Roth et al. (1989) pour les mesures faites depuis les satellites et qui peut être étendue aux systèmes de mesure aéroportés. Dans leur étude, Roth et al. (1989) estiment que les mesures faites par satellite au nadir (AVHRR) sont fortement influencées par les toits qui ont une variabilité thermique plus forte que d’autres éléments de la surface urbaine. Le champ de vue au nadir d’un instrument n’intègre qu’une très faible proportion de murs. Cependant les mesures satellitaires ou aéroportées avec un autre angle de visée sont soumises à d’autres problèmes de représentativité comme les effets directionnels. L’éclairement des façades de bâtiments est fonction de la position du soleil. Il en résulte des différences de températures entre les façades (Nunez et Oke, 1977). Ainsi selon l’angle de vue d’un capteur en visée oblique et la posi-tion du soleil, la mesure peut échantillonner des façades dont la température n’est pas représentative de l’ensemble du paysage urbain. Les écarts peuvent atteindre 7 K comme l’ont montré Lagouarde et al. (2004). Cet effet est appelé anisotropie directionnelle et il est renforcé en milieu urbain par la présence de matériaux réflectifs dans l’infrarouge.
Voogt et Oke (1997) ont procédé à une estimation de la température de sur-face dite complète. Ils ont mis en place un dispositif de mesure qui leur permet-tait d’avoir accès à la température de surface des toits et du sommet des arbres par un système aéroporté, à la température de la route et des murs par des mesures réalisées à partir d’un camion. Ils ont ainsi échantillonné un quar-tier de Vancouver (Canada). Ensuite la température de surface complète a été calculée en pondérant la température des surfaces élémentaires (toits, route, murs en tenant compte de leur orientation) en fonction de la surface qu’elles occupaient dans le paysage urbain complet. Grâce à l’estimation de cette tem-pérature de référence, ils montrent que les mesures en visée nadir depuis un moyen aéroporté surévaluent la température de surface le matin et le midi et sous-évaluent la température de surface la nuit. Parmi les autres angles de visée possibles, la vue vers le sud –donc regardant des murs orientés vers le nord– est la plus proche de la température de surface complète. En disposant d’informations complémentaires sur la géométrie de la zone étudiée comme la surface complète (incluant la surface des murs et des pentes des toits) et la surface horizontale, ils arrivent à calculer à partir de la température au nadir un bon estimateur de la température de surface complète.
Résultats sur l’îlot de chaleur urbain de surface
Les premières études sur l’ICU de surface se sont focalisées sur des compa-raisons avec l’ICUC qui était déjà significativement décrit à la fin des années 70 (Oke, 1982). Bärring et Mattson (1985) réalisent ainsi des mesures simultanées de la température de la route et de l’air lors de trajets automobiles. Ils mesurent également le long des trajets le facteur de vue du ciel de la route. Les résultats de leur étude montrent une variabilité spatiale de la température de surface de la route de micro-échelle fortement corrélée avec la variabilité du facteur de vue du ciel à la même échelle (cette corrélation est également observée par Eliasson (1992)). Le long de ce même trajet, les variations de la température de l’air sont lissées et interviennent sur des échelles plus grandes. Cette différence de comportement entre la température de surface et la température de l’air est également observée par Bourbia et Awbi (2004) ou Eliasson (1996a). Cette der-nière observe pendant la période de refroidissement nocturne, une variation significative de la température de surface de la route (−2 K) entre une intersection et un point éloigné de 70 m de l’intersection alors qu’aucune variation de la température de l’air n’est observée. Stoll et Brazel (1992) se sont intéressés aux liens entre la température de l’air et la température de surface mesurée à partir de moyens aéroportés sur une échelle comparable à celle de l’empreinte au sol d’une mesure de température de l’air. Leurs conclusions montrent qu’aucune relation simple ne peut être envisagée et que les effets d’advection à micro-échelle sont la norme en milieu urbain. Même en utilisant leur température complète, Voogt et Oke (1997) aboutissent aux mêmes résultats. L’objectif d’es-timation de l’ICUC à partir de mesures de la température de surface demande encore des travaux de recherche, d’autant plus que l’estimation du flux de cha-leur sensible avec cette température et une mesure de la température de l’air par la méthode Bulk n’est pas concluante (Voogt et Grimmond, 2000).
L’îlot de chaleur de surface a été observé depuis les satellites. Roth et al. (1989) ont mené une étude sur quatre villes nord-américaines (Vancouver, Seattle, Washingthon, Los Angeles) avec les images AVHRR. Ils observent que l’ICU en surface est plus intense le jour et pendant les périodes chaudes et ensoleillées et que la variabilité de température est plus forte le jour. Il pointe parmi les limites de son étude le fait que les vues satellitaires sur-échantillonnent les toits dont les caractéristiques sont différentes des murs : faible albédo, faible inertie thermique et un facteur de vue du ciel proche de l’unité. En com-binant plusieurs sources d’information (images AVHRR et SPOT HRV), Dousset et Gourmelon (2003) étudient l’îlot de chaleur sur Paris. Elles observent que l’îlot de surface peut atteindre 7 K en fin de nuit (0330 UTC). Le jour ce sont les zones asphaltées avec une faible présence de végétation comme les centres commerciaux ou les aéroports qui apparaissent les plus chauds. Cependant ces images, tout comme celle de Roth et al. (1989) ne sont pas corrigées des ef-fets d’anisotropie directionnelle qui peuvent être significatifs (Lagouarde et al., 2004). Un autre type d’approche est proposé par Gallo et al. (1993). Ils montrent que les variations de l’indice NDVI (Normalized Difference Vegetation Index) sont plus corrélées aux variations de température de l’air que ne le sont les va-riations des températures de surface estimées depuis un satellite. Ils proposent donc une courbe pour la relation entre les variations de NDVI et celle de l’ICUC
à partir d’études sur une vingtaine de villes américaines. Pour chaque diffé-rence de 0.1 dans le NDVI, une différence de 0.9 K est attendue. Cette méthode présente tout de même des limites : elle n’est pas valable l’hiver ou dans des zones arides où la plupart de la végétation se situe en ville grâce à l’irrigation. De plus, il est sans doute difficile d’extrapoler ces résultats à d’autres types de villes que les villes nord-américaines.
Les zones urbaines et l’humidité
Un excès urbain d’humidité la nuit
Lorsque l’on considère la concentration de vapeur d’eau atmosphérique comme mesure de l’humidité, un excès urbain d’humidité est décrit la nuit par la plu-part des études qui se sont intéressées aux variations d’humidité entre les zones urbaines et les zones rurales. L’écart de pression partielle de vapeur d’eau peut varier entre 1 et 7 hPa environ (pour les cas les plus extrêmes), soit entre 0.6 g kg−1 et 4.3 g kg−1. Cette caractéristique des zones urbaines est ob-servée pour des villes des moyennes latitudes, des villes côtières, des villes en région aride, ou encore des villes des régions tropicales (voir tableau 1.1). Les valeurs de l’excès urbain d’humidité la nuit varient selon les saisons. Pour les régions tropicales, Jauregui et Tejeda (1997) observent que les écarts sont plus faibles voire insignifiants pour la saison sèche. Pour les régions des moyennes latitudes, Unger (1999) note que l’excès urbain d’humidité s’intensifie pendant la période de janvier à août alors qu’il diminue de septembre à décembre. Hol-mer et Eliasson (1999) observent des excès d’humidité plus intenses les étés anormalement chauds et secs. La plupart des études mentionnent par contre que l’humidité relative est plus faible dans les zones urbaines et que le phéno-mène d’excès urbain d’humidité est bien corrélé à l’ICU (Hage, 1975, Holmer et Eliasson, 1999, Mayer et al., 2003). Richards (2004) conclut sur le fait qu’il y a moins de rosée en ville qu’à la campagne. En ville, la formation de rosée est très locale et dépend fortement du facteur de vue du ciel, de la nature des matériaux et de l’isolation des bâtiments (Richards et Oke, 2002).
Une situation variable le jour
Le jour, les différences d’humidité entre les zones urbaines et les zones ru-rales varient selon les saisons et les sites d’études. Du printemps à l’automne et pour les villes des moyennes latitudes, l’atmosphère des zones urbaines est plus sèche à la fois pour le contenu en vapeur d’eau et pour le contenu en hu-midité relative. Par contre, pendant l’hiver, un excès urbain d’humidité est ob-servé avec des valeurs plus faibles que pendant la nuit. Pour la ville de Mexico, le même type de comportement est observé par Jauregui et Tejeda (1997) : pen-dant la saison humide, la ville est plus sèche le jour et pendant la saison sèche, les écarts sont insignifiants. Pour les villes dont l’environnement est aride, la zone urbanisée est en toute saison plus sèche que son environnement (Ade-bayo, 1991, Unger, 1999).
Convergence associée à l’îlot de chaleur
Par analogie aux phénomènes de brises thermiques côtières, l’existence d’une convergence associée à l’ICUC a été très vite conceptualisée et étudiée. (Chand-ler, 1965) se centre sur le cas de Londres mais aussi sur le cas de Leicester Chandler (1961). Il observe que l’intensité de la convergence et de l’ICUC sont corrélées et ainsi, il enregistre des convergences plus importantes la nuit. Ces résultats sont contredits par plusieurs études sur Saint Louis. Shreffler (1978) estime la convergence à 2,2 10−4s−1 en journée et 9,1 10−5s−1, la nuit. En analysant plus en détail quelques cas, il note (1979) que la convergence est toujours plus intense le jour alors que l’ICU est à son niveau le plus faible du cycle diurne mais que les conditions sont instables et convectives et fa-vorisent les échanges verticaux. La nuit, par contre, il note que la conver-gence est plus faible alors que l’ICU est à son niveau le plus fort mais que les conditions à l’échelle régionale et notamment en zone rurale sont stables. Des analyses de mesures aéroportées au dessus de Saint Louis par Wong et Dirks (1978) confirment l’existence de convergence associée aux champs ther-modynamiques. Enfin, plus récemment, Eliasson et Holmer (1990) observent à Göteborg une convergence associée à l’ICU sur une couche de 40 à 70 mètres et avec une extension de 10 à 13 kilomètres. Dans tous les cas cités ci-dessus, la convergence estimée est très faible et il n’est plus possible de l’extraire des observations pour un vent supérieur à 3 m s−1. Des études numériques ont également souligné l’existence de ce phénomène de faible ampleur (Lemonsu et Masson, 2002) qui peut avoir des conséquences sur la redistribution des pol-luants entre la zone urbaine et les zones rurales qui l’entourent. Dans le cas des villes côtières, ces phénomènes s’associent avec les brises marines (Caris-simo et al., 1996, Martilli, 2003). Les parcs de grandes dimensions semblent également générer des écoulements en leur périphérie (Eliasson et Upmanis, 2000).
Les processus conduisant à l’îlot thermodyna-mique urbain
En suivant chronologiquement la démarche de la recherche sur le climat urbain, la première étape de ce manuscrit a consisté à décrire ses caractéris-tiques. Les modifications du climat à l’échelle urbaine sont donc principalement nocturnes et plus intenses en conditions anticycloniques et de ciel clair. Elles concernent la température dans les rues, la température de la surface et dans les premières centaines de mètres au-dessus du sol. L’humidité est également affectée par l’urbanisation. Le deuxième temps consiste à rechercher les pro-cessus physiques qui conduisent à la mise en place de ces phénomènes. Dans la mesure où il s’agit de phénomènes de surface ou des basses couches de l’atmosphère, les échanges d’énergie et de matières sont les processus élémen-taires à caractériser pour un paysage urbain. Une application de l’acquisition de ces connaissances est la mise en place d’une modélisation numérique adap-tée pour ces échanges afin, soit d’affiner une prévision du temps pour une zone urbaine, soit d’étudier l’impact d’un aménagement sur le micro-climat local.
Conceptualisation du bilan d’énergie en ville
Le bilan d’énergie d’une surface est l’équation qui traduit l’équilibre entre les sources et les puits d’énergie. Pour une surface plane et homogène pour la-quelle les éléments rugueux ont de faibles dimensions, le bilan d’énergie s’éta-blit à travers une surface plane à l’interface sol-atmosphère et s’écrit : Q∗ =QH +QE+QG (1.1).
– Q∗ est le flux de rayonnement net, toutes longueurs d’onde confondues, reçu par la surface. Rigoureusement, il s’agit d’une densité de flux et s’ex-prime en W m−2. C’est un terme généralement source et il est compté positivement lorsque la surface gagne de l’énergie (typiquement le jour) et négativement lorsqu’elle en perd (typiquement la nuit). Il se décompose de la manière suivante : Q∗ = K↓ −K↑ +L↓ −L↑ où K↓ et K↑ sont respective-ment les flux globaux dirigés vers le bas et vers le haut et L↓ et L↑ sont les flux (montants et descendants) dans l’infrarouge.
– QH et QE sont respectivement les flux turbulents de chaleur sensible et de chaleur latente (de même que pour Q∗, il s’agit rigoureusement de den-sité de flux). Ce sont généralement des termes puits. Par convention, ces termes sont comptés positivement lorsque le transfert d’énergie qu’ils re-présentent est dirigé de la surface vers l’atmosphère.
– QG est le flux de conduction dans le sol (rigoureusement, ce terme est encore une densité de flux). En journée, c’est un terme puits alors que la nuit il s’agit d’un terme source qui compense les pertes radiatives. On le compte négativement lorsqu’il s’agit d’un transport vers la surface (donc vers le haut) et positivement lorsque qu’il s’agit d’un transport vers les couches plus profondes du sol.
En ville, la surface est loin d’être plane et homogène et les éléments rugueux sont de grandes dimensions. L’équation (1.1) s’applique à chacune des facettes de la surface (route, toit, façades) dont les orientations sont multiples mais elle n’est pas applicable à l’échelle d’un paysage ayant les dimensions d’un îlot ou d’un quartier par exemple. Un cadre répondant à ces échelles a été proposé par Oke (1988) et récemment modifié par Offerle et al. (2005). Le paragraphe sui-vant présente de manière détaillée la démarche de ces auteurs afin de clarifier l’interprétation du bilan d’énergie qu’ils établissent.
Rayonnement montant : l’effet de la géométrie et des matériaux urbains
Les rayonnements montants sont principalement affectés par la géométrie et les propriétés radiatives des matériaux urbains.
Le rayonnement global
L’étude pionnière de Nunez et Oke (1977) montre, par le biais de mesures, l’importance des réflexions qui peuvent avoir lieu dans le canyon urbain à cause de son agencement tridimensionnel. Ils constatent ainsi un second pic de rayonnement global incident en fin de jour-née pour un capteur pointant vers l’est, c’est la réflexion du mur orienté vers l’ouest éclairé à cette période de la journée. Ces phénomènes de réflexion con-fèrent à la surface urbaine un albédo plus faible que des surfaces planes équivalentes. Par le biais de mesures, Aida (1982) montre que l’absorption du rayonnement global d’un canyon urbain d’un rapport d’aspect de 1 est environ 20% plus forte qu’une surface plane du même matériau. Aida et Gotoh (1982) construisent un modèle numérique intégrant les réflexions multiples (direct et diffus) dans le canyon et qui reproduit les résultats obtenus au cours de la modélisation physique (Aida, 1982). Aida et Gotoh (1982) montrent que, même avec des albedos de surface uniformes pour les différents éléments du canyon, l’albedo décroit au fur et à mesure que la fraction occupée par les canyons augmente. Arnfield (1982) met en place le même type de modèle numérique et l’applique sur une ville réelle (Colombus, Ohio). Il conclut que l’albedo croît radialement depuis le centre ville vers les banlieues. Sur la base de ces études et de quelques autres, Oke et Cleugh (1987) proposent pour l’albedo en milieu urbain des valeurs comprises entre 0.10 et 0.27 avec une moyenne à 0.15.
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Table des matières
1 Le micro-climat urbain : état des lieux des connaissances
1.1 L’îlot thermodynamique urbain
1.1.1 L’îlot de chaleur urbain dans la canopée
1.1.1.1 Définition et méthodes d’observations
1.1.1.2 Variabilité temporelle
1.1.1.2.1 Un phénomène nocturne
1.1.1.2.2 Un phénomène sensible aux conditions météorologiques et aux variations saisonnières
1.1.1.3 Variabilité spatiale
1.1.2 L’îlot de chaleur dans la couche limite
1.1.2.1 Méthode d’observation
1.1.2.2 Le jour
1.1.2.3 La nuit
1.1.3 L’îlot de chaleur urbain de surface
1.1.3.1 Objectifs de l’étude de la température de surface
1.1.3.2 Problèmes méthodologiques d’étude de l’ICU de surface
1.1.3.3 Résultats sur l’îlot de chaleur urbain de surface
1.1.4 Les zones urbaines et l’humidité
1.1.4.1 Un excès urbain d’humidité la nuit
1.1.4.2 Une situation variable le jour
1.1.4.3 Formation de l’îlot urbain d’humidité la nuit
1.1.4.4 Et dans la couche limite
1.1.5 Convergence associée à l’îlot de chaleur
1.2 Les processus conduisant à l’îlot thermodynamique urbain
1.2.1 Conceptualisation du bilan d’énergie en ville
1.2.2 Grandeurs caractérisant un paysage urbain
1.2.3 Le bilan radiatif
1.2.3.1 Rayonnement incident : l’effet de la couche limite urbaine
1.2.3.1.1 Le rayonnement global incident 6 G. Pigeon
1.2.3.1.2 Le rayonnement atmosphérique infrarouge
1.2.3.2 Rayonnement montant : l’effet de la géométrie et des matériaux urbains
1.2.3.2.1 Le rayonnement global
1.2.3.2.2 L’infrarouge
1.2.3.3 Le bilan net au sommet de la canopée
1.2.3.4 Bilan sur la contribution radiative à l’îlot de chaleur
1.2.4 Le flux turbulent de chaleur sensible
1.2.4.1 Méthode de mesure
1.2.4.2 Caractéristique au dessus d’une zone urbaine
1.2.5 Le flux de chaleur latente
1.2.5.1 Définition
1.2.5.2 Méthode de mesure
1.2.5.3 Caractéristiques au dessus d’une zone urbaine
1.2.6 Le terme de stockage
1.2.6.1 Définition
1.2.6.2 Méthode de mesure
1.2.6.3 Ordre de grandeur et évolution caractéristiques
1.2.6.4 Cause de perturbations en comparaison avec un environnement rural
1.2.7 L’advection
1.2.7.1 Définition
1.2.7.2 Caractéristiques
1.2.8 Le flux de chaleur anthropique
1.2.8.1 Estimation du terme anthropique par inventaire de la consommation d’énergie
1.2.8.1.1 Evaluation de l’apport de chaleur par le trafic
1.2.8.1.2 Evaluation de la consommation d’énergie par les sources fixes
1.2.8.1.3 Evaluation du dégagement de chaleur par le métabolisme
1.2.8.2 Estimation du terme anthropique à partir de mesure du bilan d’énergie
1.2.8.3 Résultats sur le flux anthropiques
1.2.8.3.1 Ordre de grandeur des différentes sources
1.2.8.3.2 Variabilité spatiale
1.2.8.3.3 Variabilité temporelle
1.3 Conclusion de l’état des lieux des connaissances
1.3.1 Bilan des processus conduisant à l’îlot de chaleur dans la canopée
1.3.2 Objectifs de la thèse
2 Variabilité spatio-temporelle de l’îlot thermodynamique urbain à Marseille
2.1 Présentation de la campagne CLU-ESCOMPTE
2.2 Présentation de l’article
3 Impact de la brise marine sur la mesure du bilan d’énergie en centre ville de Marseille
4 Le flux de chaleur anthropique sur Toulouse
4.1 La campagne CAPITOUL
4.1.1 Objectifs de la campagne
4.1.2 Dispositif expérimental et stratégie d’observation
4.2 L’îlot thermodynamique à Toulouse
4.3 Estimation du flux anthropique pendant CAPITOUL
4.4 Evaluation de la paramétrisation du flux anthropique dans TEB sur une période hivernale
4.4.1 Le modèle TEB
4.4.2 Caractéristiques de la simulation
4.4.3 Résultats
Conclusion
Références bibliographiques
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