Bilan energétique et hydrologique dans la couche superficielle pendant la saison de la mousson en Corée

6 
 
l’aire européenne on a vu une situation insolite: l’humidité du sol était très basse sur la plu-
part du territoire, à cause du manque de précipitations, et les températures du sol étaient très 
élevées en Italie nord occidentale. Les hautes températures et basses humidités sont des fac-
teurs déterminants pour la radiation nette, plus élevée que normalement, qui par conséquent 
entraîne des flux de chaleur sensible et latente plus élevés que d’habitude. En particulier, { 
cause de la basse humidité du sol, le flux de chaleur latente est resté égal ou plus bas que 
normalement, et par conséquent le flux de chaleur sensible a été beaucoup plus élevé que 
normalement. Ce facteur a déterminé l’excessif réchauffement de la basse atmosphère, dimi-
nuant encore l’évapotranspiration. Ce feedback positif a favorisé la présence de conditions an-
ticycloniques persistantes tout le trimestre. 
Cet exemple montre qu’il est nécessaire de connaître les valeurs de l’humidité dans le sol et 
les flux de chaleur turbulents pour expliquer les phénomènes météorologiques ou climatolo-
giques. Malgré cela, il n’y a que peu de senseurs pour mesurer l’humidité du sol et les flux de 
chaleur turbulents dans le monde. De plus, l’humidité dans le sol est variable et elle peut as-
sumer de différentes valeurs dans le même terrain. Les satellites pourraient être utilisés, mais 
beaucoup d’eux voient l’eau en atmosphère, alors que la déduction du contenu superficiel 
d’humidité de satellites spécifiques est encore au stade préliminaire, et en tout cas elle ne 
fournit pas le mesures des flux turbulents. C’est pourquoi on utilise des modèles numériques 
pour fournir les groups de données d’humidité et température dans le sol et de flux de chaleur 
sensible et latente. 
Mon travail de thèse se développe dans le cadre d’une collaboration d’un projet international 
d’échange ASEM et MAE (Ministère Affaires Extérieurs) et le but de ma thèse a été de déter-
miner, évaluer et analyser les allures typiques des bilans énergétiques (flux turbulents de cha-
leur sensible et latente) et hydrologiques (précipitation, évapotranspiration, écoulement et 
drainage) dans la couche superficielle. Comme le nombre de mesures directes utilisables est 
pas seulement fragmentaire et exigu, mais aussi insuffisamment flexible pour l’analyse de 
type climatologique, j’ai utilisé la méthodologie CLIPS (climatologie des paramètres superfi-
ciels), déjà utilisé au passé en Europe: on prend les données des stations météorologiques, 
créant des jeux de données avec des valeurs continues par l’interpolation des données, et on 
exécute un modèle de type SVAT, dont on peut se fier, pour calculer les paramètres dans la 
couche superficielle. Dans mon travail de thèse j’ai utilisé LSPM (Land Surface Process Model, 
Cassardo et al., 1995), un modèle SVAT unidimensionnel diagnostique qui traite avec particu-
lier regard même l’estimation des paramètres caractérisants le sol et la végétation et le calcul 
7 
 
des températures et humidités dans le sol, et je me suis concentrée sur la période de la mous-
son estivale en Corée du Sud. A la fin des simulations, j’ai vérifié quelques paramètres calculés 
par LSPM en les comparant avec les mesures expérimentales disponibles. J’ai fait des gra-
phiques des valeurs moyennes journalières et j’ai évalué statistiquement les différences. 
Ce travail est important soit pour le Département de Physique Générale de Torino «Amedeo 
Avogadro», parce que j’ai appliqué un modèle italien créé { Torino utilisant les données ty-
piques d’un climat de mousson, soit pour la Corée du Sud, parce que personne n’avait jamais 
fait un travail sur cet argument et aucunes cartes, telles que celles que j’ai réalisé, n’étaient 
disponibles jusqu’{ maintenant. 
Les parties qui composent ma thèse peuvent être divisées en quatre blocs: 
 ξ la première partie décrit les caractéristiques et les équations qui gouvernent 
l’atmosphère et la couche limite atmosphérique; 
 ξ la deuxième partie décrit le modèle LSPM; 
 ξ la troisième section est dédiée aux opérations de préparation des données (‘pre-
processing’): en particulier les opérations de densification, correction et interpolation 
des données de façon de les rendre aptes à être lues par le modèle LSPM; 
 ξ la quatrième et dernière partie est dédiée { l’utilisation du modèle pour les simula-
tions, au commentaire des cartes bidimensionnelles sur le territoire Coréen des va-
leurs moyennes mensuelles de quelques paramètres clé et des graphiques de leurs al-
lures moyennes journalières. 
En particulier j’ai tout d’abord estimé qu’il est opportun d’introduire quelques concepts sur la 
physique de l’atmosphère et les principales équations; dans le deuxième chapitre j’ai introduit 
la couche limite planétaire, avec ses caractéristiques principales, parce que celle-ci est la 
couche atmosphérique où les variables étudiées dans ma thèse ont été mesurées; puis j’ai ap-
profondi les équations pour le mouvement turbulent dans le troisième chapitre, avec réfé-
rence en particulier aux paramètres de stabilité et à la théorie de la similarité de Monin-
Obukhov. Dans le quatrième chapitre j’ai inséré une section regardante le bilan hydrologique 
et le bilan radiatif sur la surface terrestre et une partie regardante la couche sub-superficielle 
du sol et ses caractéristiques, analysant aussi la conduction hydrique et thermique dans le sol. 
Dans le cinquième chapitre j’ai introduit la théorie du modèle LSPM. Je me suis attardée en 
particulier sur le flux radiatifs, de quantité de mouvement et de chaleur sensible et latente, 
distinguant entre les surfaces végétées et non végétées. Les arguments conclusifs du chapitre 
sont le cycle de l’eau, l’analyse du bilan superficiel pour les différentes couches du sol et le 
8 
 
transfert de chaleur dans le sol. Le sixième et le septième chapitre regardent, respectivement, 
le traitement préliminaire des données des simulations en Corée du Sud et la vérification de la 
fiabilité du modèle, surtout par l’analyse graphique et statistique des valeurs observées et si-
mulées. Dans le septième chapitre, enfin, j’ai produit et commenté les cartes moyennes men-
suelles de quelques variables significatives (radiation solaire et nette, flux de chaleur sensible 
et latente, température et humidité de la surface du sol) sur le territoire Coréen. 
9 
 
Chapitre 1 
L’ATMOSPHERE 
 
1.1 INTRODUCTION 
L’atmosphère de la Terre est un composé de gaz, constitué surtout par le nitrogène et 
l’oxygène, dont le propriétés sont définies jusqu’{ quelques centaines de kilomètres de hau-
teur, et auquel les principes et les procédés de la physique s’appliquent. 
Si on va de la Terre vers l’espace, les explorations interplanétaires nous disent qu’on 
n’observe pas de discontinuité dans la distribution de la matière, donc l’atmosphère terrestre 
se présente comme une densification locale de l’atmosphère interplanétaire plutôt que 
comme un élément particulier de la Terre. 
Pour l’analyser de différents points de vue, l’atmosphère est souvent divisée d’après des clas-
sifications liées à des propriétés physiques: parmi celles-ci, la plus utilisée concerne l’allure de 
la température en fonction de la hauteur, reportée dans le tableau 1.1, où les noms des 
couches atmosphériques, leur épaisseur moyenne et l’allure de la température sont indiqués. 
La température est une moyenne dans le temps et dans l’espace. 
 
 
Figure 1.1 - Allure de la température en atmosphère en fonction de la hauteur 
10 
 
Voyons brièvement les généralités de ces couches. 
 
1.1.1 Troposphère 
La caractéristique principale de la troposphère est la diminution de la température avec la 
hauteur. La rapidité avec laquelle la température diminue en fonction de la hauteur est dite 
lapse rate. La valeur moyenne du lapse rate dans la troposphère est d’environ 0.65 °C/100 m, 
avec des écart des valeurs moyennes saisonnières qui peuvent atteindre ± 0.3 °C/100 m pour 
une localité donnée. La troposphère est la siège des brouillards, des plus importants types de 
nuages et des activités orageuses; de plus, la partie prévalente de la masse atmosphérique est 
concentrées en elle (du 75% aux moyennes et hautes latitudes au 90% aux basses latitudes). 
En outre la troposphère peut être divisée en: 
1. troposphère inférieure ou couche limite («boundary layer»), dont on parlera après, qui 
s’étend de la surface terrestre à 1-1.5 km environ; 
2 troposphère moyenne, de 1-1.5 à 6-7 km; 
3 troposphère supérieure, de 6-7 km jusqu’{ la tropopause. 
 
Nom de la couche Limite inférieure [km] Limite supérieure [km] Allure de T(z) 
Troposphère 0 10 décroissante 
Tropopause 10 30 constante 
Stratosphère 30 48 croissante 
Stratopause 48 53 constante 
Mésosphère 53 75 décroissante 
Mésopause 75 90 constante 
Thermosphère 90 120 croissante 
Thermopause 120 800 - 
Exosphère 800 infinite - 
 
 
Tableau 1.1 - Division de l’atmosphère d’après ses caractéristiques thermiques 
 
Le régime des vents est caractérisé, près de la surface, par une drastique réduction, due sur-
tout { la friction, du module de la vitesse, qui s’annule au sol et dans une mince couche { lui 
adjacent. Au dessus de cette couche la vitesse du vent varie, { l’intérieur du Boundary Layer 
11 
 
(BL), d’abord vite, puis plus lentement (profil logarithmique). Une notable caractéristique, liée 
{ l’augmentation du module de la vitesse du vent avec la hauteur, est la correspondante varia-
tion de direction (spiral de Ekmann). Au dessus du BL, le variations du vent avec la hauteur 
sont dues principalement aux gradients horizontaux de température; comme les tempéra-
tures les plus élevées sont observées dans les régions équatoriales et subtropicales, alors que 
les températures les plus basses sont observées dans les régions polaires, sous l’influence du 
gradient horizontal de température la composante occidentale du vent tend { s’intensifier 
avec la hauteur, alors que la composante orientale tend { s’affaiblir. Comme aux moyennes la-
titudes les courants occidentaux prévalent sur ceux orientaux au dessus du BL, on a le résultat 
que la vitesse du vent augmente avec la hauteur. Puisque de considérables différences hori-
zontales de température sont présentes entre les masses d’air, comme il se passe en corres-
pondance de zones frontales bien prononcées, dans la troposphère et la stratosphère se déve-
loppent les ainsi dits courants a jet; il s’agit de zones de vents forts, relativement limitées dans 
le sens transversal et notablement étendues longitudinalement; plus élevée est la différence 
de température entre les masses d’air, l{ où se manifeste le courant a jet dans la zone frontale 
de transition, plus élevée est la vitesse du vent le long de l’axe du jet. 
La troposphère est le lieu de la vie: toutes les plantes et tous les êtres vivants vivent en elle, 
utilisant quelques-uns des gaz qui la composent. Déjà depuis les premiers lancements de bal-
lons-sondes au début du siècle on avait observé que la diminution de température avec la 
hauteur cessait { un certain point; d’abord il y avait une diminution moins prononcée et en-
suite la température se stabilisait, de façon de présenter une distribution isotherme. Cette ca-
ractéristique a été confirmée dans tous les successifs radiosondages: les couches atmosphé-
riques caractérisées par un lapse rate moyen nul ou négatif (température croissante avec la 
hauteur) constituent la stratosphère, qui s’étend de 11 { 50 km environ. La couche de transi-
tion entre la troposphère et la stratosphère, dont l’épaisseur varie entre quelques centaines 
de mètres et 1-1.5 km, est dite tropopause; { travers d’elle le lapse rate varie de 0.6 { 0.8 
°C/100 m, dans la partie inférieure, à zéro ou même à des valeurs négatives dans la partie su-
périeure.