modlisation des retombées.pdf

Mthodes pour lvaluation et la prventiondes risques accidentels

(DRA-006)

-12

Dispersion atmosphrique(Mcanismes et outils de calcul)

Ministre de lEcologie et du Dveloppement Durable

Direction des Risques Accidentels

D c e m b r e 2 0 0 2

INERIS-DRA-2002-25427

-12

Dispersion atmosphrique(Mcanismes et outils de calcul)

INERIS

Ce document comporte 61 pages

DIRECTION DES RISQUES ACCIDENTELS

D c e m b r e 2 0 0 2

DISPERSION ATMOSPHERIQUE INERIS-DRA-2002-25427

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Le prsent document forme un ensemble indissociable. Il ne peut tre utilis que de manire intgrale.

PAGE DE VALIDATION

DISPERSION ATMOSPHERIQUE

Rdaction initiale

Auteurs Qualit Date Emargement

J.C Couillet Ingnieur Unit PHEN 2002 Sign

Dans le cadre de la procdure gnrale qualit de lINERIS et en respect du paragraphe 14.2 du manuelqualit, ce document a fait lobjet de relectures et dun contrle par des vrificateurs

Vrificateur final Qualit Date Emargement

O. Salvi Dlgu scientifique 2002 Sign

Approbateur Qualit Date Emargement

B. Faucher Directeur DRA 2002 Sign

Autres personnes ayant particip la relecture du document :

Y. MOUILLEAU

S. DUPLANTIER

J.M. LACOME

E. BERNUCHON


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PREAMBULE

Le prsent document a t tabli :

au vu des donnes scientifiques et techniques disponibles ayant fait lobjet dunepublication reconnue ou dun consensus entre experts,

au vu du cadre lgal, rglementaire ou normatif applicable.

Il sagit de donnes et informations en vigueur la date de ldition du document, le 30Septembre 2002.

Le prsent document comprend des propositions ou recommandations. Il na en aucun caspour objectif de se substituer au pouvoir de dcision du ou des gestionnaire(s) du risque oudtre partie prenante.


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TABLE DES MATIERES

1 OBJECTIF ET DOMAINE DAPPLICATION ................................................................................... 4

1.1 OBJECTIF ET CONTEXTE......................................................................................................................... 41.2 DOMAINE DAPPLICATION...................................................................................................................... 4

1.2.1 Rappels succincts sur le phnomne ........................................................................................... 51.2.2 Dmarche observe..................................................................................................................... 5

2 MCANISMES PHYSIQUES ............................................................................................................... 6

2.1 CONDITIONS DE REJET ........................................................................................................................... 62.1.1 Etat physique initial du polluant................................................................................................. 62.1.2 Ractivit avec latmosphre (stabilit chimique) ...................................................................... 62.1.3 Cas particulier des particules ..................................................................................................... 72.1.4 Mode dmission ......................................................................................................................... 72.1.5 Dplacement du nuage................................................................................................................ 92.1.6 Dilution du nuage - Entranement dair ................................................................................... 102.1.7 Echanges thermiques ................................................................................................................ 13

2.2 CONDITIONS MTOROLOGIQUES ........................................................................................................ 142.2.1 Structure de latmosphre......................................................................................................... 142.2.2 Echelle des mouvements atmosphriques ................................................................................. 162.2.3 Structure de la turbulence atmosphrique petite chelle ....................................................... 192.2.4 Stabilit atmosphrique et conditions mtorologiques............................................................ 23

2.3 ENVIRONNEMENT ................................................................................................................................ 252.3.1 Effets mcaniques...................................................................................................................... 252.3.2 Effets thermiques....................................................................................................................... 31

3 MODLISATION................................................................................................................................. 35

3.1 CONTEXTE........................................................................................................................................... 353.1.1 Essais en grandeur relle.......................................................................................................... 353.1.2 Essais chelle rduite............................................................................................................. 363.1.3 Outils de calcul ......................................................................................................................... 363.1.4 Dtermination des effets sur la sant humaine ......................................................................... 37

3.2 MODLES NUMRIQUES....................................................................................................................... 383.2.1 Modles gaussiens .................................................................................................................... 383.2.2 Modles intgraux..................................................................................................................... 503.2.3 Modles tri-dimensionnels ........................................................................................................ 543.2.4 Avantages et inconvnients ....................................................................................................... 573.2.5 Autres types de modles : Modles simplifis ........................................................................... 57

RFRENCES................................................................................................................................................ 58


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1 OBJECTIF ET DOMAINE DAPPLICATION

1.1 OBJECTIF ET CONTEXTE

Depuis lanne 2000, le Ministre en charge de lEnvironnement (anciennement Ministrede lAmnagement du Territoire et de lEnvironnement devenu Ministre de lEcologie etdu Dveloppement Durable) finance un programme dtudes et de recherches, intitul Recueil des mthodes utilises lINERIS dans le domaine des risques accidentels (DRA-006).

Lobjet de ce programme est de raliser un recueil global formalisant lexpertise delINERIS dans le domaine des risques accidentels. Ce recueil sera constitu de diffrentsrapports consacrs aux thmes suivants : les phnomnes physiques impliqus en situation accidentelle (incendie, explosion,

BLEVE)

lanalyse et la matrise des risques,

les aspects mthodologiques pour la ralisation de prestations rglementaires (tude dedangers, analyse critique..)

Chacun de ces documents reoit un identifiant propre du type -X afin de faciliter lesuivi des diffrentes versions ventuelles du document.

In fine, ces documents dcrivant les mthodes pour lvaluation et la prvention des risquesaccidentels, constitueront un recueil des mthodes de travail de lINERIS dans le domainedes risques accidentels.

1.2 DOMAINE DAPPLICATION

Le prsent rapport, baptis "-12" prsente la dmarche adopte par lINERIS pour ltudede la dispersion atmosphrique, un des sujets retenus dans le thme phnomnesphysiques cit ci-dessus.

Il sinscrit dans une dmarche de dissmination et de valorisation du savoir-faire delINERIS auprs des pouvoirs publics, des industriels et du public.


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1.2.1 RAPPELS SUCCINCTS SUR LE PHENOMENE

La dispersion atmosphrique caractrise le devenir dans le temps et dans lespace dunensemble de particules (arosols, gaz, poussires) rejetes dans latmosphre.

Lmission dun produit latmosphre peut revtir un caractre :

soit chronique, avec des missions latmosphre plus ou moins continues oupriodiques dans le temps. Les rejets sont les sous-produits indsirables de toute activithumaine, par exemple, les gaz d'chappement des voitures, les fumes d'usines, dechauffages urbains ou toute forme de pollution diffuse (mission de gaz issu d'unedcharge...).

soit accidentel, avec des missions latmosphre ponctuelles dans le temps, nondsires comme la fuite d'une cuve ou un dgagement de fumes d un incendie.

Ce rapport traite des mcanismes de dispersion atmosphrique en situation accidentelle.Dans ce cadre, la connaissance des mcanismes de dispersion atmosphrique peutsappliquer dans plusieurs contextes :

lors dune tude des dangers, la ralisation dune tude de dispersion atmosphriquepermet d'envisager a priori, titre prvisionnel, les risques potentiels dune installationindustrielle ;

lors d'un rejet accidentel, la modlisation de la dispersion atmosphrique permetd'valuer les mesures prendre en temps rel ;

en situation post-accidentelle, lanalyse des conditions de dispersion dans latmosphrepeut permettre de mieux comprendre le droulement et les consquences de cesaccidents.

Il sagit ici la fois didentifier les mcanismes physiques intervenant dans la dispersionatmosphrique dune substance, et de prsenter les principales mthodes destimation de ladispersion atmosphrique dun produit et en particulier celles relatives aux outils dersolution numrique.

En amont la modlisation de la dispersion atmosphrique dune substance, il convientgnralement de quantifier un terme source , cest--dire de caractriser le rejet de lasubstance tudie vers lair en termes de dbit, temprature, tat physique... Ltude desmcanismes physiques relatifs aux termes sources et ltude des mthodes dvaluationassocies nest pas traite dans ce document et doit faire lobjet dun document spcifique.

Ce rapport traite de la phase aval, cest--dire des mcanismes de dispersion atmosphriqueet des outils de modlisation associs.

1.2.2 DEMARCHE OBSERVEE

La dmarche adopte pour le prsent rapport consacr ltude du phnomne de la dispersion atmosphrique est dcrite ci-aprs :

chapitre 2 : Mcanismes physiques ;

chapitre 3 : Modlisation.


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2 MECANISMES PHYSIQUES

Les conditions de dispersion atmosphrique dun produit vont dpendre de plusieursparamtres :

les conditions de rejet (nature du nuage de produit, mode dmission...) ;

les conditions mtorologiques (champ de vent, de temprature...) ;

lenvironnement (nature du sol, prsence dobstacles, topographie...).

Diffrents processus dont limportance relative dpend des conditions de rejet, entrent enjeu et agissent simultanment ou successivement. Ces diffrents mcanismes physiques sontprsents dans cette partie.

2.1 CONDITIONS DE REJET

2.1.1 ETAT PHYSIQUE INITIAL DU POLLUANT

Avant dtre rejetes dans latmosphre, les substances sont stockes dans des citernes, dessphres, des bouteilles, des containers, des fts... Les substances peuvent se trouver sous laforme :

dun gaz (sous pression ou non),

dun liquide (rfrigr ou non),

dun gaz liqufi.

Pour les deux derniers cas, les rejets vont donner lieu une mission diphasique pouvantconduire la formation dune nappe.

Pour diverses raisons, ces produits peuvent tre relchs dans lenvironnement. La rupturedu confinement va entraner des phnomnes variables selon le produit considr, le type destockage, limportance et la position du point de rejet.

2.1.2 REACTIVITE AVEC LATMOSPHERE (STABILITE CHIMIQUE)

Dans la plupart des cas, les produits rejets sont des produits inertes ou stables (lemonoxyde de carbone, par exemple), cest--dire ne subissant pas ou peu detransformations ou daltration dorigine chimique en contact avec latmosphre.

Lorsque des produits ractifs primaires (typiquement le dioxyde de soufre SO2, les oxydesdazote NOx) sont mis, les transformations chimiques sont gnralement ngliges pourdes priodes dtude de lordre de quelques minutes, voire quelques heures, comme celapeut tre le cas en risque accidentel1. Ces produits sont alors traits comme des produitsinertes ou stables.

1 Dans le domaine du risque chronique, les mcanismes de dispersion sont tudis sur des priodes de tempsplus grandes, il devient alors ncessaire de prendre en compte ces transformations chimiques. De la mmefaon, pour les polluants secondaires issus de la pollution primaire comme lozone et le benzne, il convientde faire appel des modles munis de modules chimiques.


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2.1.3 CAS PARTICULIER DES PARTICULES

Les produits mis peuvent aussi se trouver sous forme de particules (poussires...). Dans cecas, il convient demble de tenir compte de linfluence des effets de la pesanteur pouranalyser les possibilits de dpt ventuel.

A cet gard, il est gnralement admis que lorsque les particules ont un rayon moyeninfrieur 5 m, elles se comportent comme un gaz.

En revanche, les particules ayant un rayon suprieur 5 m sont soumises la forcegravitationnelle non ngligeable [Hanna et. al., 1982b]. La force gravitationnelle agit surces particules en mme temps que les autres forces de transport et de dispersion etlorsqu'elle devient prpondrante, la particule peut se dposer sur le sol.

2.1.4 MODE DEMISSION

Parmi les types de rejet l'atmosphre, on distingue les rejets instantans des rejetscontinus.

a- Rejet instantanLa ruine consiste en la rupture totale du confinement entranant un relchement immdiat etinstantan de la totalit du contenu.

Les rejets de type instantan sont principalement caractriss par la quantit mise latmosphre et la pression de la capacit au moment de la rupture (clatement). Cettedernire peut tre diffrente de la pression de stockage dans certains cas.

Lors d'un rejet instantan de gaz, en l'absence d'obstacle de taille significative proximit,l'extension initiale du nuage est relativement isotrope2. Il en rsulte un volume gazeuxsphrique, ou semi-sphrique si l'mission a lieu au niveau du sol (voir la Figure 1).

Figure 1 : Rejet instantan dun produit

2 Dont les proprits physiques sont identiques dans toutes les directions de lespace.


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b- Rejet continuLa fuite continue se produit partir dune conduite ou dune cuve de stockage ou delmission par une chemine dextraction.

La fuite va principalement dpendre des conditions de stockage au moment de la fuite maisaussi de la taille, de la gomtrie et de la hauteur de lorifice de fuite.

A partir de ces donnes, il est possible destimer un terme-source (dbit, vitesse,temprature... du rejet).

Pour un rejet partir dun rservoir, le dbit varie gnralement dans le temps puisquedurant la vidange du rservoir, la quantit de produit stock diminuant, la pression de fuites'attnue dans le temps.

Le panache est dans la plupart des cas de forme allonge (voir la Figure 2).

Figure 2 : Rejet continu dun produit

c- Dtermination du type de rejetPlusieurs critres permettent de diffrencier les rejets instantans des rejets continus.

Hanna [Hanna, 1982a] propose de comparer la dure d'mission du rejet la dure detransfert. La dure de transfert est dfinie comme la dure moyenne ncessaire au produitpour migrer de la source d'mission vers le point considr. Cette dure de transfert, note t,peut tre estime par le rapport :

uxt

avec :

x : distance entre la source et le point considr ;

u : vitesse du nuage.

Si la dure du rejet est quatre fois suprieure au temps de transfert au point dobservation, lerejet est admettre comme continu [UIC, 1995].

Dautres modles retiennent comme critre le ratio entre la largeur et la longueur du nuage.Si ce ratio est plus grand quune valeur limite, le rejet est qualifi dinstantan [Witlox,2000].


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2.1.5 DEPLACEMENT DU NUAGE

Plusieurs mcanismes participent au dplacement et la dilution du nuage avec uneintensit diffrente et variable selon lvolution des caractristiques du nuage.

pour des rejets de grande vitesse, la quantit de mouvement va tre prdominante dansles premiers instants, puis va tre rduite avec les effets dentranement de lair et dufrottement du sol.

Tout rejet est mis avec une certaine quantit de mouvement dpendant de sesconditions de stockage. Ainsi, plus la pression de stockage est grande, plus la quantitde mouvement du nuage est initialement importante.

Pour un rejet continu non dirig directement vers le haut ou vers le bas, cette quantitde mouvement va transporter le nuage de gaz vers lavant.

Pour un rejet instantan, cette quantit de mouvement est suppose tre distribue toutautour du centre du nuage. Elle participe donc son expansion, mais ne contribue pasde ce fait au dplacement du nuage.

Quand le nuage est en contact avec le sol ou atteint une couche dinversion detemprature (voir le chapitre 2.2.4.5 Conditions dinversion de temprature), lacomposante verticale de la quantit de mouvement est transforme en composantehorizontale, ce qui se traduit par une augmentation de la largeur du nuage.

si le nuage est plus dense que lair, leffet des forces de gravit est leffet le plus fort ;

Si le nuage est plus lourd que lair, il va seffondrer sur le sol ce qui va gnrer de laturbulence, entraner de lair et changer sa section transversale circulaire en une ellipsetronque. Le sol exerce alors une force de frottement sur les zones du nuage qui sont encontact, ce qui diminue la quantit de mouvement du nuage (voir le chapitre2.1.6.3. Densit du gaz).

si le nuage au sol a une densit suffisamment petite par rapport celle de lair alors lenuage peut dcoller du sol ;

enfin, la quantit de mouvement va tre perdue progressivement du fait delentranement de lair et de lventuel frottement du nuage avec le sol, et mesure quela densit devient proche de celle de lair, leffet li la turbulence atmosphriquedevient le plus important, entranant en permanence de lair dans le nuage. Le nuage estentran par le vent.


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2.1.6 DILUTION DU NUAGE - ENTRAINEMENT DAIR

Plusieurs sources de turbulence vont entraner de lair dans le nuage et le diluer.

2.1.6.1 QUANTITE DE MOUVEMENT INITIALE JET TURBULENT

En fonction des conditions de stockage, le nuage peut avoir une quantit de mouvementimportante au dbut du rejet. La diffrence entre la quantit de mouvement du nuage etcelle de lair environnant provoque une turbulence importante, lorigine dun tauximportant dentranement dair favorisant la dilution du rejet.

On parle alors de jet turbulent. Les caractristiques du jet dpendent de la quantit demouvement du gaz mis.

Labsence de prise en compte de ce phnomne peut conduire une surestimation desvaleurs de concentration dans latmosphre.

2.1.6.2 CISAILLEMENT DU CHAMP DE VENT

Si le nuage monte ou descend, alors il cisaille le champ de vent horizontal. La diffrenceentre la quantit de mouvement du nuage et de lair produit des tourbillons favorisant lemlange de lair dans le nuage.

2.1.6.3 DENSITE DU GAZ

Gaz dense

Lorsque le gaz est plus dense que lair, il est qualifi de gaz lourd . Ce type de rejet estrencontr lors des fuites :

dun produit rejet temprature ambiante de masse volumique plus importante quecelle de l'air (propane, chlore, phosgne...) ;

dun produit plus lger que l'air temprature ambiante, mais rejet une tempratureassez faible pour que sa masse volumique soit suprieure celle de l'air. Lors de sadispersion, le nuage de gaz voit sa masse volumique diminuer du fait de sa dilution avecl'air ambiant et de son rchauffement ;

dun arosol. La phase condense provoque par sa seule prsence une augmentationconsidrable de la masse volumique globale du mlange. En outre, le changement dephase intervenant lors de la dispersion avec lvaporation des gouttelettes de liquidemaintient le nuage une temprature voisine de la temprature d'bullition du produit.La densit du rejet reste de ce fait suprieure celle de lair. A titre dillustration, cestle cas de rejets de gaz liqufis tels lammoniac, le chlore...

de produits qui en raction avec lair vont engendrer par ractions chimiques denouveaux produits qui augmentent plus ou moins localement la densit du nuage(exemple du monoxyde d'azote ragissant avec l'oxygne de l'air pour donner dudioxyde d'azote plus dense que l'air).

Lorsque la densit du gaz rejet est plus grande que celle de latmosphre, les forces degravit influencent de faon importante la dispersion du nuage.

A proximit du rejet, la force de gravit est lorigine dun mouvement densemble vers lesol et lexpansion verticale du nuage est rduite. En contact avec le sol, le nuage se rpand,poursuit son effondrement ce qui favorise son dveloppement transversal.


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La dilution du nuage sopre sur la face suprieure du nuage et sur les faces latrales. Sur laface suprieure, les changes sont assurs par les mouvements de turbulence delatmosphre et grce la turbulence induite par la diffrence de vitesse entre latmosphreet le nuage.

Enfin, il stablit sur les faces latrales du nuage une recirculation interne favorise parltalement du nuage au sol mesure de son effondrement. Ce comportement est illustr parla Figure 3 ci-aprs avec la reprsentation de coupes disoconcentrations 1%, 6%, 11% et16% relatives la modlisation de lessai n18 de Thorney Island avec le modle Mercure -Gaz lourds [Riou, 1989].


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Figure 3 : Dispersion dune bouffe de gaz dense [Riou, 1989]


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Gaz lger

Lorsque le gaz est moins dense que lair, il est qualifi de gaz lger . Ce type de rejetconcerne les fuites :

dun produit rejet temprature ambiante de masse volumique moins importante quecelle de l'air (hydrogne...) ;

dun produit moins lger que l'air temprature ambiante, mais rejet une tempratureassez importante pour que sa masse volumique soit plus petite que celle de l'air(exemple des fumes dincendie). Lors de sa dispersion, le nuage de gaz voit sa massevolumique augmenter du fait de sa dilution avec l'air ambiant et de son refroidissement.

Si la densit du gaz est suffisamment faible, leffet des forces dArchimde3 est susceptiblede favoriser lascension du nuage de gaz.

Si la vitesse ascensionnelle est suffisante, le frottement des bords du nuage aveclatmosphre lors de lascension peut favoriser la dilution (apparition de turbulence sur lesbords du nuage). Enfin, le cur du nuage plus lger que la priphrie peut slever plusrapidement avec pour consquence un accroissement de la surface de contact entrelatmosphre et le gaz. Tous ces phnomnes sont susceptibles de favoriser la dilution dunuage [Proust, 1999].

Gaz neutre (ou passif)

Le gaz est qualifi de gaz neutre , lorsque le gaz :

na pas de quantit de mouvement,

a la mme densit que lair,

a la mme temprature que lair.

Ce type de rejet est rencontr lors des fuites dun gaz de mme densit que lair ou trsdilu quelle que soit sa densit ltat pur.

Le gaz neutre n'apporte aucune perturbation mcanique l'coulement atmosphrique et vase disperser du fait de la seule action du fluide porteur, lair. Le dplacement et la dilutiondu gaz vont alors dpendre du vent et de la turbulence atmosphrique dorigine mcaniqueou thermique.

2.1.7 ECHANGES THERMIQUES

Outre les effets mcaniques, les effets thermiques jouent un rle significatif sur la dilution.Pour des gaz dont la temprature est trs diffrente de celle de lair et du sol, les changesthermiques vont acclrer la dilution par convection thermique.

3 Les forces dArchimde sont les forces de pression hydrostatiques qui sexercent sur un corps plac dans unfluide et soumis au champ de pesanteur terrestre.


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2.2 CONDITIONS METEOROLOGIQUES

Les phnomnes mtorologiques prendre en compte dpendent de la dimension dudomaine tudi. Dans la majorit des cas traits dans le domaine du risque industriel,lchelle spatiale ne dpasse pas quelques kilomtres (au plus une dizaine) et celle de tempsquelques minutes, quelques heures. Le suivi du nuage de polluant se fera alors dans lacouche limite atmosphrique.

2.2.1 STRUCTURE DE LATMOSPHERE

Les proprits de latmosphre vont jouer un rle plus ou moins moteur dans la dispersiondun produit.

Dans le cadre du risque accidentel, les phnomnes lis la dispersion dun produit ne seproduisent que dans la couche infrieure de latmosphre, dite couche limiteatmosphrique, de quelques centaines de mtres dpaisseur (au plus 1 2 km) dans laplupart des cas.

Dans ce domaine, il importe donc de connatre , en particulier, la structure de lcoulementdu vent et du champ des tempratures qui vont tre caractriss par deux paramtresfondamentaux :

le gradient vertical de vitesse ;

le gradient vertical de temprature.

Ces gradients vont particulirement tre influencs principalement par deux mcanismesphysiques :

dune part, les effets de frottement de lair sur le sol. Ces effets dpendent desconditions orographiques4 locales ;

dautre part, les changes de chaleur entre le sol et latmosphre. Ces changes vontvarier avec le cycle diurne, les conditions mtorologiques et la nature du sol.

4 Relatif lagencement des reliefs terrestres.


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Selon la localisation gographique, ces mcanismes vont tre plus ou moins actifs et vontjouer sur lpaisseur de la couche limite atmosphrique. Celle-ci va dpendre de la rugositdu sol mais aussi de la mtorologie (ensoleillement, nbulosit...). Ainsi, la couche limiteatmosphrique peut tre dcompose en deux parties avec (voir la Figure 4) [Turbelin G.,2000] :

Figure 4 : Dcomposition de la couche limite atmosphrique

Une couche de surface dont lpaisseur est de l'ordre de quelques diximes del'paisseur de la couche limite atmosphrique (soit entre une centaine de mtres les joursde vent fort et quelques mtres les nuits claires et par vent faible).

La force de cisaillement et les flux de chaleur y sont supposs quasiment constants enfonction de laltitude. Le principal moteur du flux radiatif est le rayonnement solaire.

La distribution verticale de temprature (stratification thermique de lair) induit aussides mouvements verticaux des masses dair chauffes et refroidies proximit du sol.

Le vent rsulte de lquilibre entre les forces de pression5, et les forces de frottement(les effets de la force de Coriolis sont, dans cette zone, ngligeables) et de lastratification thermique de lair.

5 Les forces de pression proviennent des inhomognits de pression dues lchauffement ingal de lair.Elles sont perpendiculaires aux isobares et diriges des hautes pressions vers les basses pressions.


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Le profil vertical de la vitesse du vent est perturb du fait du frottement de lair sur lesol. La prsence dobstacles ou de discontinuits va modifier la trajectoire du vent. Lacouche de surface est donc une zone fort gradient de vitesse de vent.Au sein de la couche de surface, il est possible de distinguer dans la partie infrieure, lasous-couche rugueuse. Lpaisseur de cette zone varie de moins dun mtre (en mer) quelques dizaines de mtres (dans les zones fortement urbanises). Du fait de laprsence des lments de rugosit dans cette zone, lcoulement de lair est fortementturbulent, non homogne et instationnaire. Cette zone est souvent caractrise par unerugosit globale homogne une longueur relie la nature du recouvrement.

Une couche dite de transition surmontant la prcdente et s'tendant jusqu' la limitesuprieure de la couche limite atmosphrique.

La force de cisaillement et flux de chaleur y dcroissent avec laltitude et deviennentngligeables au sommet de la couche.

Le champ de vent rsulte de lquilibre entre les forces de pression6, les forces defrottement et la force de Coriolis7 ainsi que de la stratification thermique de lair. Cettedernire provoque une rotation de la direction du vent travers la couche (spiraledEkman) vers la direction du vent gostrophique propre latmosphre libre.

Plus haut en altitude, dans latmosphre libre, les forces de frottement nont plusdeffet, le vent rsulte uniquement de lquilibre entre les forces de pression et la forcede Coriolis. Le vent dit gostrophique, est uniforme, horizontal et trs peu turbulent.

Au niveau des rseaux d'observation mtorologique, ce sont les caractristiques du ventsynoptique qui sont disponibles. Le vent synoptique est observ sur une zone considrecomme non influence par la topographie ou encore l'occupation du sol. Il caractrise leflux atmosphrique de grande chelle. La vitesse du vent synoptique est mesure 10 m au-dessus de la surface du sol.

2.2.2 ECHELLE DES MOUVEMENTS ATMOSPHERIQUES

La vitesse moyenne du vent joue deux rles dans le processus de diffusion : lun dans letransport du produit, lautre dans sa diffusion.

La vitesse instantane du vent reflte la nature turbulente du vent. Elle se dcompose en unepartie moyenne et une partie fluctuante (ou turbulente) alatoire :

la vitesse moyenne est une quantit qui traduit la force du vent en un point delespace sur des priodes de temps qui varient entre 10 minutes et une heure pour que lersultat ne soit sensible ni aux fluctuations lentes, ni aux variations rapides du vent ;

6 Les forces de pression proviennent des inhomognits de pression dues lchauffement ingal de lair.Elles sont perpendiculaires aux isobares et diriges des hautes pressions vers les basses pressions.

7 La force de Coriolis est perpendiculaire la vitesse du vent, oriente vers sa droite dans lhmisphre Nord,du fait de la rotation de la terre.


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la partie fluctuante du vent est une fonction alatoire qui reprsente les fluctuationsturbulentes de la vitesse autour de sa moyenne. Ces fluctuations sont dcritesstatistiquement (carts types, densits spectrales, par exemple).

Le vent est un coulement turbulent dair, constitu dune multitude de tourbillons de taillesdiverses, imbriqus les uns dans les autres, les petits tant transports par les plus gros, eux-mmes transports par le mouvement densemble.

Lcoulement de lair atmosphrique est donc constitu dune large gamme dcoulementsinterdpendants caractriss par des tailles allant du millimtre au millier de kilomtres[Crabol et al., 1999].

Chaque phnomne atmosphrique est identifi par son extension horizontale et par sadure de vie (ces deux paramtres sont fortement corrls).

De ce fait, la vitesse du vent en un point donn de lespace, prsente de fortes variationsplus ou moins irrgulires en termes damplitudes et de frquences diffrentes.

Les mouvements grandes chelles (chelles synoptiques) ont une taille suprieure lacentaine de kilomtres. Ces mouvements ont des priodes variant :

de 1 an, du fait des variations saisonnires ;

4 jours avec les variations associes aux perturbations qui traversent une rgiondonne ;

et 24 heures, tant donnes les variations journalires, et les phnomnes thermiquesjour-nuit.

Les mouvements petites chelles ont une taille infrieure au kilomtre et ont une durede vie de quelques minutes au maximum (micro-chelles). Ils sont lis la turbulence etsont gnrs, dans la couche limite atmosphrique, par la prsence dobstacles ou par larugosit des sols.

A cette chelle, lcoulement dair turbulent est constitu dune multitude de tourbillons detailles diffrentes, emports par le mouvement densemble8.

_ Des mouvements de tailles intermdiaires (meso-chelles) assurent la transition entre lesprcdents. Entre les petites et les meso-chelles, on distingue parfois des chelles ditessub-meso.

8 [Hunt (1992)] prcise quil existe des vortical eddies qui sont des zones fort rotationnel transportes defaon alatoire dans lcoulement, et des structural eddies , qui sont des tourbillons plus localiss lis auxproprits particulires de lcoulement.

En anglais, le vocable eddies dsigne les structures tourbillonnaires lies aux coulements turbulents,tandis quun autre vocable, vortex , dsigne de faon plus gnrale tous les mouvements de rotation defluides autour dun axe central. Cette distinction na pas dquivalent en franais ou, dans les deux cas, levocable tourbillon est utilis.


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Le Tableau 1 donne une correspondance approximative entre la taille moyenne desmouvements atmosphriques, les priodes qui leur sont associes.

Taille [km] 10-3 10-2 10-1 1 10 102 103 104

Priode 1 s 10 s 1 min 10 min 2 h 15 h 7 j 10 j

Echelles Micro-chelles Mso-chelles Grandes chelles

Tableau 1 : Echelles des mouvements atmosphriques [Atkinson, 1995]

Paralllement, une analyse spectrale permet de retrouver lchelle des fluctuations delcoulement de lair (voir la Figure 5) [Crabol,1999].

Figure 5 : Spectre nergtique de la vitesse du vent

Les pics du spectre montrent dans quelle mesure les tourbillons participent effectivement lnergie turbulente. On retrouve les tendances explicites prcdemment avec :

le pic relatif une priode denviron 100 heures traduisant les variations de vitesse duvent associes aux passages successifs de cyclones et danticyclones ;

le pic relatif une priode denviron 12 heures traduisant laugmentation de la vitessedu vent dans la journe et sa diminution durant la nuit ;

le pic relatif une priode comprise entre 10 s et 10 min traduisant la turbulence depetite chelle.

Pour ltude de la dispersion de produits, dans la couche limite atmosphrique, seules lesinformations concernant la structure des mouvements de petites chelles (micro-chelles)sont pertinentes. A cette chelle, la forme du spectre dpend fortement de la stratificationthermique de latmosphre.


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2.2.3 STRUCTURE DE LA TURBULENCE ATMOSPHERIQUE A PETITE ECHELLE

La turbulence atmosphrique petite chelle a deux origines distinctes :

la premire dorigine thermique , due la distribution de temprature danslatmosphre ;

la seconde dorigine mcanique gnre par le cisaillement du vent en contact avecle sol.

Les conditions mtorologiques ne vont jouer que sur laspect thermique de la turbulenceen influenant le gradient vertical de temprature.

2.2.3.1 TURBULENCE DORIGINE THERMIQUE

Le mcanisme sous-jacent la turbulence dorigine thermique est le suivant. Un volumedair lmentaire dplac adiabatiquement9 vers le haut se dtend du fait de la baisse depression et par consquent se refroidit.

Lair sec se refroidit de 0,98C pour une lvation de 100 m (gradient de ladiabatiquesche). Lair satur en eau se refroidit de 0,55C pour une lvation de 100 m (gradient deladiabatique sature).

Lvolution de la temprature de latmosphre avec laltitude peut scarter de cesconditions (comme le montre la Figure 6) :

si le gradient de temprature de latmosphre est infrieur au gradient thermique deladiabatique alors tout volume dair dplac vers le haut a, avant quilibre thermique,une temprature plus leve que lair qui lentoure. La masse volumique du volumelmentaire est plus petite que lair qui lenvironne et continue de ce fait de se dplacervers le haut. Latmosphre favorise alors les dplacements de gaz et peut tre qualifiedinstable ;

si le gradient de temprature de latmosphre est suprieur au gradient thermique deladiabatique alors tout volume dair dplac vers le haut a, avant quilibre thermique,une temprature plus petite que lair qui lentoure. La masse volumique du volumelmentaire est plus importante que lair qui lentoure et tend se dplacer vers la bas sa position initiale. Latmosphre ne favorise alors pas les dplacements de gaz et peuttre qualifie de stable.

9 Sans changes de chaleur avec lextrieur.


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0

50

100

150

200

250

300

-2 -1.5 -1 -0.5 0 0.5 1 1.5 2

Gradient thermique [C]

Alti

tude

[m]

Adiabatique sature

Adiabatique sche

Atmosphre stable Atmosphre instable

Figure 6 : Comparaison entre le gradient de temprature de latmosphreet le gradient thermique de ladiabatique

Des phnomnes dinversion de temprature peuvent aussi survenir se traduisant par uneaugmentation de la temprature avec laltitude puis une baisse.

2.2.3.2 TURBULENCE DORIGINE MECANIQUE

Lorsque le nuage est en contact avec le sol, les effets de rugosit dus la nature de lasurface crent une zone de turbulence linterface dorigine mcanique.

La notion de rugosit sous-entend que les lments (vgtation...) qui la dfinissent, sontbeaucoup plus petits que la taille du nuage.

Si ces lments sont de taille comparable celle du nuage, ils doivent tre considrscomme des obstacles qui gnrent des perturbations beaucoup plus importantes que laturbulence de petite chelle (tourbillons, zones de recirculations, brise). Cet aspect esttudi au chapitre 2.3 Environnement.

2.2.3.3 DEGRE DE STABILITE DE LATMOSPHERE

Nombre de Richardson [Richardson, 1920]

Comme indiqu prcdemment, selon limportance dun type de turbulence par rapport lautre, latmosphre peut tre stable, neutre ou instable. Le degr de stabilit

atmosphrique peut tre caractris en comparant le gradient vertical de temprature z au

gradient de temprature adiabatique .


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Cette comparaison seffectue gnralement au moyen du nombre de Richardson degradient, qui intgre la fois le paramtre li au gradient de temprature et celui li la

vitesse du vent :2i

zU

zgR

avec :

0R i traduisant une atmosphre instable ;

0R i , une atmosphre neutre ;

0R i , une atmosphre stable.

Longueur de Monin-Obukhov [Monin-Obukhov, 1954]

La longueur de Monin-Obukhov permet aussi de qualifier limportance relative de laturbulence mcanique et de la turbulence convective, une altitude donne. Elle est donnepar :

qkgTCU

L p3

*

avec :

: masse volumique de lair [kg/m3] ;

U* : vitesse de frottement [m/s]. Cette vitesse est gale avec , force de

cisaillement de vent au sol ;

Cp : chaleur massique de lair pression constante [J/kg.K] ;

T : temprature de lair [K] ;

g : constante de gravit [9,81 m/s2] ;

k : constante de Von Karman [0,4] ;

q : flux moyen de chaleur dans la direction verticale [W/m].

Ainsi, lorsque :

q=0, L , le gradient vertical de temprature est adiabatique ;

q0, le gradient vertical de temprature est positif et latmosphre stable ;

q>0, L


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Classification de Pasquill

Une classification de la stabilit atmosphrique peut tre effectue au travers des classes dePasquill [Pasquill, 1974] qui varient de A F, de latmosphre la plus instable la plusstable.

Les classes de stabilit peuvent tre associes des conditions mtorologiques donnes(voir le Tableau 2).

JOUR NUITVitesse duvent 10 m

Rayonnement solaire incident Nbulosit

[m/s] Fort Modr Faible entre 4/8 et 7/8


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Enfin, Doury fait appel seulement deux classes de stabilit :

les conditions de diffusion normale (DN). Cette situation est celle existant le jour, ou lanuit avec des vitesses de vent suprieures 3 m/s ;

les conditions de diffusion faible (DF). Cette situation est celle existant la nuit avec desvitesses de vent infrieures 3 m/s.

2.2.4 STABILITE ATMOSPHERIQUE ET CONDITIONS METEOROLOGIQUES

2.2.4.1 MECANISMES GENERAUX

Il est intressant dexaminer les phnomnes mtorologiques qui peuvent amenerl'atmosphre s'loigner des conditions d'adiabatiques.

Durant la journe, par temps clair, la rpartition verticale des tempratures est proche del'adiabatique ou suprieure en raison du fort rchauffement du sol par le soleil. Aprs lecoucher du soleil, le sol se refroidit rapidement et refroidit par rayonnement les trs bassescouches de l'atmosphre. Par vents faibles, le refroidissement peut gagner un niveau de plusen plus lev mais toutefois limit quelques centaines de mtres au-dessus du sol, ce quidtermine une stabilit considrable des basses couches de l'atmosphre. Deux heures aprsl'aube environ, la chaleur du soleil brise l'inversion.

La capacit qu'a le sol de perdre ou d'emmagasiner de la chaleur par rayonnement peut doncagir de faon trs nette sur la rpartition verticale des tempratures. Or, les proprits derayonnement du sol peuvent varier dans de larges limites suivant sa nature et sa couverturevgtale. Les sols nus absorbent et perdent la chaleur rapidement. Par contre, les gains etpertes de chaleur se font de faon modre pour les sols o la vgtation est dense ethumide. Un sol couvert de neige par exemple est plus favorable la formation et lapersistance d'inversions thermiques qu'une rgion verdoyante ou boise.

La couverture nuageuse peut galement contribuer la stabilit des basses couches del'atmosphre en interceptant le rayonnement solaire direct et diffus et en mettant sonrayonnement propre de grandes longueurs d'ondes. En particulier, dans le cas d'une couchenuageuse continue et basse, le rayonnement de celle-ci peut neutraliser les effets de laturbulence dus au rayonnement du sol. La Figure 8 illustre les mcanismes dabsorptiondes rayonnements solaires dans la couche limite atmosphrique.

Figure 8 : Absorption du rayonnement solaire dans la couche limite atmosphrique


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La Figure 8 montre que les nuages rflchissent 25 27% des rayons du soleil, tandis quelatmosphre absorbe elle seule 16%. Environ 7% des radiations sont rflchies parlatmosphre mme sans nuage. Le reste (environ 50%) va directement au sol, ce dernier neretournant que 3 5 % de ce quil reoit.

2.2.4.2 CONDITIONS DE STABILITE NEUTRE

Par vent fort ou par vent modr et ciel couvert :

des transferts importants de quantit de mouvement ont lieu dans la couche limiteatmosphrique ;

le gradient vertical de temprature z tend vers le gradient de temprature adiabatique

;

le nombre de Richardson est nul. La stabilit atmosphrique est qualifie de neutre .

Les rugosits de surface telles que les arbres, les btiments, les irrgularits topographiquesconditionnent alors notablement lcoulement au voisinage du sol. Dans ces conditions, laturbulence produite est essentiellement dorigine mcanique.

Pour des vents faibles, la turbulence dorigine thermique prdomine va influencer defaon apprciable la stabilit atmosphrique.

2.2.4.3 CONDITIONS DE STABILITE INSTABLE

Au cours dune journe ensoleille, avec des vents faibles, le sol schauffe parrayonnement beaucoup plus rapidement que lair. Le gradient de temprature verticalngatif est infrieur au gradient de temprature adiabatique. Le nombre de Richardson estalors ngatif. Des tourbillons convectifs apparaissent introduisant une instabilit qui atendance amplifier les mouvements verticaux. La stabilit atmosphrique est qualifie dinstable .

2.2.4.4 CONDITIONS DE STABILITE STABLE

Au cours dune nuit claire, avec des vents faibles, le sol se refroidit par rayonnement plusrapidement que les couches dair adjacentes. Le gradient de temprature vertical estsuprieur au gradient de temprature adiabatique. Les transferts turbulents sont faibles,particulirement dans la direction verticale. Le nombre de Richardson est alors positif. Dansces conditions, latmosphre est stable.

2.2.4.5 CONDITIONS DINVERSION DE TEMPERATURE

En fin de journe, mesure que le soleil se couche, le sol se refroidit plus rapidement queles couches dair adjacentes. A proximit du sol, le gradient de temprature vertical estsuprieur au gradient de temprature adiabatique. Par contre, plus en altitude, les couchesdair sont plus froides mesure que lon slve (gradient de temprature vertical ngatifinfrieur au gradient de temprature adiabatique) du fait des conditions rencontres au coursde la journe. Latmosphre est donc stable prs du sol et instable plus haut en altitude.

En dbut de journe, mesure que le soleil se lve, le sol se rchauffe davantage et plusrapidement que les couches dair adjacentes. A proximit du sol, le gradient de temprature


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vertical est infrieur au gradient de temprature adiabatique. Par contre, plus en altitude, lescouches dair sont plus chaudes mesure que lon slve (gradient de temprature verticalngatif suprieur au gradient de temprature adiabatique) du fait des conditions rencontresau cours de la nuit. Latmosphre est donc instable prs du sol et stable plus haut enaltitude.

Ces deux dernires situations sont qualifies dinversion de temprature .

2.3 ENVIRONNEMENT

La dispersion atmosphrique dun produit est influence par loccupation du sol, la foisdans le champ proche avec la prsence dobstacles isols (btiments industriels,lotissements...), mais aussi dans le champ lointain avec lexistence daccidentstopographiques (valles, falaises, collines, buttes ...). Ces lments perturbent le champ devent de faon mcanique.

Par ailleurs, les ventuelles discontinuits de recouvrement du sol vont tre loriginedeffets thermiques propres modifier le champ de vent avec la formation de mcanismesde brise.

2.3.1 EFFETS MECANIQUES

Les obstacles et les accidents topographiques perturbent la trajectoire du vent et modifientles caractristiques moyennes et turbulentes de lcoulement de lair. Ces modificationssont, naturellement, fonction de la taille et de la forme des obstacles topographiquesrencontrs par le vent.

Lorsque les irrgularits au sol sont de faible taille par rapport celle du nuage, lesperturbations quelles engendrent, affectent de faon globale la dispersion du nuage.Lhypothse dun terrain idalement plat et de rugosit uniforme est gnralement bienadapte cette problmatique.

Dans le tableau ci-aprs, des valeurs de rugosit sont donnes pour quelques typescaractristiques de surface.


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Dsignation courante Exemple Rugosit (m)

Terrain plat Aroport 0,03

Terrain agricole Plaine avec arbres disperss 0,1

Zone d'habitat dispers Maisons parpilles 0,3

Zone rsidentielle Sites industriels sans obstaclesimportants, forts

1

Zone urbaine Ville, sites industriels avebtiments importants

3

Tableau 3 : Valeurs typiques de rugosit

Ceci tant, lorsque des obstacles de la taille du nuage existent, que le recouvrement du solnest pas uniforme ou que la topographie est accidente, les mcanismes de dispersion sontplus complexes et rellement propres aux caractristiques du site.

A titre dillustration, il est intressant danalyser la perturbation induite par ces lments surle champ de vent au travers de trois cas gnraux avec :

un site prsentant un changement de rugosit ;

un site avec une topographie accentue ;

un site avec un obstacle.

2.3.1.1 CHANGEMENT DE RUGOSITE

Si la nature du sol prsente une discontinuit et que la hauteur de rugosit passebrusquement de la valeur z1 z2, alors la structure du vent se trouve profondmentperturbe en aval du changement de rugosit (voir la Figure 9) [Turbelin G., 2000].

La perturbation engendre est fonction de limportance relative des longueurs z1 et z2, avantet aprs la discontinuit.


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Figure 9 : Ecoulement sur une surface rugosit variable [Turbelin, 2000]

Ainsi, laval immdiat de la discontinuit, on va distinguer (voir la Figure 9) :

une zone situe loin de la surface, dans laquelle les proprits du vent sont toujoursrelies aux paramtres caractristiques de la surface amont u1 et z1 ;

une zone dpaisseur , appele couche limite interne, dans laquelle le profil desvitesses est affect par la discontinuit.

Cette couche limite interne est constitue :

dune zone dpaisseur situe prs du sol, appele sous-couche interne, dans laquellelcoulement est en quilibre vis a vis des nouvelles conditions aux limites ;

dune zone de transition dans laquelle les vitesses passent du profil amont (loin du sol)au profil de la sous-couche interne (prs du sol).

et sont des fonctions croissantes.

Enfin, loin en aval de la discontinuit, lcoulement retrouve un quilibre et les vitessessalignent sur les caractristiques de la surface en aval dpendant de u2 et z2.

2.3.1.2 TOPOGRAPHIE ACCENTUEE

Un coulement qui aborde transversalement une colline subit une ascendance le long duversant au vent puis une descente le long du versant sous le vent. Au niveau du sommet,une zone de dpression et de survitesse se forme, tandis quau pied du versant au vent, lairest ralenti (voir la Figure 10) [Turbelin G., 2000].


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Le rapport entre la vitesse moyenne incidente et la perturbation de vitesse au sommet estappel rapport fractionnaire de survitesse. Ce paramtre est proportionnel la pentemoyenne de lobstacle LH .

Quand la pente est faible, on distingue :

une couche interne, dans laquelle les perturbations sont principalement lies auxtransferts turbulents ;

une couche externe, dans laquelle ils sont ngligeables ;

et une zone de sillage, situe en aval de la topographie, dans laquelle la turbulence estimportante.

Si la pente ou la rugosit augmente fortement, une zone de recirculation se forme au pied duversant au vent et modifie les valeurs des survitesses. Pour certaines valeurs critiques durapport LH , lcoulement dcolle immdiatement aprs le sommet puis se recolle en aval.La structure de lcoulement dans la poche de dcollement est trs complexe et influencelensemble des caractristiques du vent.

Figure 10 : Ecoulement au-dessus dune colline [Turbelin, 2000]

Plus particulirement, sagissant de la dispersion dun panache de produit, lexpriencepermet dadmettre que :

en atmosphre instable ou neutre, le panache suit les variations du relief. Cela revient considrer quen tout point de laxe du panache, la distance verticale est constante,gale la hauteur effective initiale du rejet ;

en atmosphre stable, le panache reste horizontal et contourne le relief si la hauteur decelui-ci est suprieure la hauteur effective du rejet.


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2.3.1.3 OBSTACLE

La perturbation du champ de vent par la prsence dobstacles isols (constructions, haies...)va dpendre :

de la gomtrie et des dimensions de lobstacle ;

de son tat de surface ;

des caractristiques du vent incident ;

de lenvironnement proche.

Figure 11 : Ecoulement en prsence dun obstacle isol [Turbelin, 2000]

La complexit des coulements autour dobstacles isols peut tre illustre par lcoulementautour dun btiment de forme cubique (voir la Figure 11) [Turbelin G., 2000] :

au niveau des parois de lobstacle, se forment des couches limites qui se sparent et serattachent, crant des zones de recirculation ;

au niveau de la rencontre de lcoulement dcoll et du sillage, se forme une couchefortement cisaille ;

au niveau de la face au vent, se forme un coulement descendant qui, la rencontre dusol, forme un rouleau tourbillonnaire. Ce rouleau se dplace en aval en contournantlatralement lobstacle, formant des tourbillons dit en fer cheval.


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Relativement la dispersion dun produit, on peut observer :

1) en amont de lobstacle :

laccroissement de la concentration ;

laugmentation du temps dexposition ;

la prsence de zones de recirculation ;

2) en aval de lobstacle :

la dcroissance de la concentration ;

laugmentation du temps dexposition ;

la diminution de la largeur du nuage ;

lhomognit verticale de la concentration.

La vitesse du vent et la densit du gaz rejet jouent des rles particulirement importants.Ainsi, plus le vent est fort et le gaz lger, moins la prsence de lobstacle se fait sentir.

Les mcanismes de dispersion peuvent tre considrs comme dgags de linfluence detout obstacle au sol des distances suprieures 10 fois la dimension caractristique de cetobstacle dans la direction du vent, ou 2,5 fois perpendiculairement cette direction lafois dans le plan horizontal et dans le plan vertical (voir la Figure 12) [Hug, 1975].

Figure 12 : Influence dun obstacle sur lcoulement du vent [Hug, 1975]

Pour un observateur loign, les turbulences induites par un btiment proche de la sourceengendrent une dilution initiale du rejet peu prs homogne dans le sillage de lobstacle.Le rejet peut alors tre considr comme ayant des dimensions initiales non nulles, delordre de celle de lobstacle.

En termes de consquences, si le gaz rejet avait t toxique, en amont de lobstacle, lesconcentrations sont plus importantes et le temps dexposition plus grand, la situation seserait bien videmment aggrave. En aval de lobstacle, la concentration est moinsimportante mais il faut souligner que laugmentation du temps dexposition ne permet pasde conclure des effets de dose plus faibles dans tous les cas.

Par ailleurs, si le nuage dborde sur les cts de lobstacle, il faut parfois redouter laformation de filets de nuage forte toxicit (la concentration en amont tant plusimportante) de chaque ct de la zone du sillage de lobstacle.


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Dans le cas dun gaz explosible, la prsence de lobstacle dans le champ trs proche faitchuter la concentration en aval de lobstacle ce qui risque daugmenter pour certains gazsensiblement le volume explosible cette distance. De plus le passage de lobstacle gnreune turbulence non ngligeable dans le nuage, ce qui revient le brasser. Ces deuxconsquences peuvent dans de nombreux cas gnrer une explosion pouvant tre encoreamplifie par la prsence de lobstacle.

2.3.2 EFFETS THERMIQUES

Les mcanismes mis en vidence dans ce chapitre sont relatifs aux phnomnes dits debrise. La dfinition qui en est donne ci-aprs est issue du "Dictionnaire du climat" Editions Larousse - Troisime dition, 1986.

Brise n.f. Vent caractre local ou rgional et alternance diurne, qui s'tablit proximitdes lacs, des mers, dans les rgions montagneuses, prs des villes, etc., et qui rsulte desdiffrences de temprature dans les basses couches de l'atmosphre.

Le terme brise est utilis la fois comme un synonyme de vent faible et pourdsigner un courant d'origine thermique. Dans le premier cas, il est surtout employ dans lanavigation maritime, o l'on distingue, en fonction de la force du vent, cinq types de brisecorrespondant aux niveaux 2 6 de l'chelle de Beaufort. Dans la deuxime acception, labrise (ou brise thermique) est un vent gnr par un gradient de pression horizontal. Cegradient rsulte des rchauffements et des refroidissements diffrencis des diversessurfaces (terre, eau, prairie, fort, immeubles...). Ces contrastes thermiques dpendent de lanature des surfaces et/ou de l'exposition des reliefs au soleil. Les littoraux. les campagnes,les montagnes et mme les villes peuvent tre l'origine de ces courants thermiques dontles deux plus importants sont les brises de terre et de mer (ou de lac), dites briseslittorales , et les brises de valle et de montagne, dites brises orographiques .

2.3.2.1 INFLUENCE DE LA PRESENCE D'UNE ETENDUE D'EAU PHENOMENES DE BRISELITTORALE

Au cours d'une journe, la terre se rchauffe plus rapidement que la mer. Sur la terre unebasse pression s'tablit localement propice un coulement d'air de l'tendue d'eau (mer,lac) vers la terre. Ce phnomne est appel brise de mer (voir la Figure 13).

Air chaud montant Air froid descendant

Terre

Brise de mer

Figure 13 : Mcanisme conduisant une brise de mer


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La nuit, c'est le phnomne inverse qui se produit. La terre perd sa chaleur plus rapidementque la mer. Un gradient de pression et de temprature s'tablit lorsque la terre devient plusfroide que la mer. Une zone de basse pression se cre alors sur la mer l'origine d'uncoulement d'air de la terre vers la mer appel brise de terre (voir la Figure 14).

Terre

Air froid descendant

Air chaud montant

Brise de terre

Figure 14 : Mcanisme conduisant une brise de terre

Au crpuscule, il se produit souvent une priode calme, les tempratures sur terre et sur mertant plus ou moins gales.

La brise de terre est en gnral moins forte que la brise de mer du fait d'une diffrence detemprature entre la terre et la mer moins importante la nuit.

L'effet des brises de mer et de terre s'tend sur quelques centaines de mtres quelqueskilomtres prs des ctes. Les lacs engendrent parfois un phnomne analogue, mais avecune extension et une intensit gnralement plus limites.

Sous les latitudes tempres, les brises apparaissent surtout en t lorsque le vent l'chellesynoptique ne les contrarie pas. Lorsque ce vent souffle dans la mme direction que la brise,on peut enregistrer une acclration locale du vent (le vent rsultant tant la somme desdeux flux).

2.3.2.2 INFLUENCE D'UNE PENTE PHENOMENES DE BRISE DE PENTE

Le relief peut tre l'origine d'un rgime de vent particulier, dit brise de pente.

La brise de pente est due la diffrence de temprature entre le sol inclin d'un relief et l'airlibre au mme niveau. Durant le jour, sous l'influence du rayonnement solaire, le sol serchauffe plus vite que l'air libre. L'air qui se trouve directement au contact du sol tend donc s'lever le long de la pente tandis que l'air libre s'affaisse : c'est la brise montante ouanabatique (voir la Figure 15).

Figure 15 : Brise montante


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La nuit, le sol refroidit l'air qui se trouve en contact avec lui. cet air, devenu plus lourds'coule le long de la pente : c'est la brise descendante ou catabatique (voir la Figure 16).

Figure 16 : Brise descendante

2.3.2.3 INFLUENCE D'UNE VALLEE

L'influence des valles sur la circulation du vent est assez caractristique. Plusieursmcanismes interviennent sur les circulations locales du vent.

Tout d'abord, les phnomnes de brise de pente se retrouvent ici naturellement du fait de lanature mme des valles (pentes de chaque ct).

Ainsi, dans la journe, le fond des valles et les versants directement exposs au soleil(adrets) se rchauffent plus que les versants l'ombre (ubacs). L'air proche du sol serchauffe au contact des adrets et tend s'lever le long de ces pentes, donnant naissance un vent de pente ascendant ou anabatique.

La nuit, les pertes du sol par rayonnement infrarouge sont importantes. L'air de surfacedevient plus froid et donc plus lourd que l'air ambiant et il s'coule par gravit vers la valledonnant naissance un vent de pente descendante ou catabatique (Voir la Figure 17).

Figure 17 : Brises dans une valle


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Les conditions locales (topographie, forme des valles, exposition...) jouent de faonvidente un rle majeur dans l'intensit des brises orographiques.

Ces mcanismes interagissent avec le champ de vent gnral. A l'chelle rgionale et locale,les reliefs canalisent les flux et sont la cause d'acclrations ou de ralentissements des vents.L'influence du champ de vent gnral est maximale lorsqu'il souffle dans l'axe de la valle,ce qui accrot d'ailleurs sa vitesse du fait de la rduction de la section de passage offerte l'coulement, par les limites de la valle.

Lorsque le champ de vent gnral a une direction perpendiculaire l'axe de la valle, soninfluence sur la brise est rduite car sa vitesse dans la valle est fortement rduite.


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3 MODELISATION

3.1 CONTEXTE

La dispersion atmosphrique dun produit peut tre tudie selon diffrentes approches avec[Mouilleau, 1991b] :

la ralisation dessais en grandeur relle ;

la simulation sur maquette (hydraulique ou araulique) ;

lutilisation de codes de calcul mathmatiques.

Lemploi de modles numriques pour lvaluation de la dispersion atmosphrique dunproduit prsente de nombreux avantages par rapport des exprimentations : la rapidit del'tude et la possibilit d'envisager un grand nombre de cas.

Toutefois, les essais grande chelle ou sur maquette permettent aussi de connatre lesphnomnes modliser et par consquent de participer au dveloppement des outils decalcul.

Ce chapitre prsente tout dabord de faon synthtique lensemble de ces mthodes pour seconcentrer ensuite sur lutilisation des outils de calcul destins valuer la dispersionatmosphrique.

3.1.1 ESSAIS EN GRANDEUR REELLE

Les essais en grandeur relle peuvent tre raliss pour estimer la dispersion sur un sitedonn ou approfondir les connaissances sur certains mcanismes de dispersion.

Dune manire gnrale, ces essais sont relativement coteux du fait de limportance desmoyens dont il faut disposer (systmes dacquisition de donnes, systmes de rejet,quantits de gaz rejeter, main duvre, site disponible pour la ralisation de ces essais). Aces contraintes, il convient dajouter limpossibilit de matriser les situationsmtorologiques.

Des campagnes caractre plus fondamental ont t faites pour lessentiel en GrandeBretagne (Porton Down, Thorney Island, Maplin Sands...) et aux Etats Unis (China Lake,Desert Tortoise...). A titre dillustration, la campagne de Thorney Island reprsente 29 rejetsraliss pendant un an et demi. Cette campagne a permis de collecter plus de 8 500 000mesures par essai recueillies par environ 200 capteurs de concentrations, de vitesse, detemprature, de pression [CCPS, 1996 ; Lees].

Pour un certain nombre de ces sites de production, EDF a ralis des campagnes de traage lhexafluorure de soufre (SF6) pour valuer linfluence des conditions mtorologiques etdu relief sur la dispersion des gaz passifs.

Enfin, lINERIS a men entre 1996 et 1997, des essais exprimentaux destins mieuxapprhender la phnomnologie de la dispersion de lammoniac [Bouet, 1999].


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3.1.2 ESSAIS A ECHELLE REDUITE

Les essais chelle rduite se font gnralement sur une maquette place dans unesoufflerie ou une veine hydraulique. Lchelle de travail est en gnral de lordre du 1/50e.

Pour reprsenter un phnomne identique ce que lon observait dans la ralit, il fautsassurer de la conservation de grandeurs adimensionnelles de faon garder le mmesystme dquations pour les essais en grandeur relle et ceux chelle rduite.

3.1.3 OUTILS DE CALCUL

La modlisation numrique prsente a priori des avantages certains par rapport auxtechniques physiques que sont les essais in situ ou chelle rduite :

rapidit de ltude ;

possibilit denvisager un grand nombre de situations.

Lvolution des outils numriques de dispersion sest faite paralllement la capacit desordinateurs, mme si certaines techniques de calcul sophistiques ont des origines assezanciennes.

Les modles numriques de dispersion peuvent se ranger par ordre de complexit croissanteen trois principales familles :

les modles gaussiens ;

les modles intgraux ;

les modles CFD (Computational Fluid Dynamics).

Globalement, les deux premiers types doutils sattachent modliser la dispersion partirdquations paramtres et simplifies. Les temps de calcul sont courts, de lordre de laminute. Ils peuvent tre mis en uvre partir dun matriel informatique de type PC.

La troisime famille rsout directement le systme dquation dcrivant les mcanismesphysiques de la dispersion. Les temps de calcul sont plus longs, de lordre de lheure, voirede la journe. Ce type doutil fonctionne gnralement sous station de calcul.

Les premiers modles de dispersion utiliss sur ordinateur sont de type Gaussien. Leurorigine remonte aux travaux de Sutton (1932), de Pasquill (1961, 1974), de Gifford (1961,1968) et en France, de Le Quinio (1964, 1975) et de Doury (1977, 1986). Ces modlespermettent destimer la dispersion des gaz neutres ou passifs (de masse volumique trsproche de celle de lair).

Cette limitation sest vite avre inacceptable pour bon nombre dtudes faisant intervenirdes gaz dont la masse volumique tait sensiblement plus importante que celle de lair. VanUlden reprit en 1974, une mthodologie dj existante et cra le premier modle de typeintgral appliqu la dispersion des gaz lourds.

Laugmentation et la dmocratisation croissante des moyens de calcul ont permisdenvisager de rsoudre directement le systme dquations qui rgit rellement ladispersion du nuage. Cest ainsi que sont apparus depuis la fin des annes 70, les modles


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tridimensionnels permettant de simuler le comportement des nuages de gaz plus lourds quelair.

Un domaine dapplication maintenant en dveloppement est lintgration de ces outils dansdes systmes de surveillance et de prvision en temps rel.

3.1.4 DETERMINATION DES EFFETS SUR LA SANTE HUMAINE

Les modles dterminent les lieux de l'espace o une concentration donne est observe. Ilest donc possible, en premire approximation, de ne s'intresser qu' la distance maximalesous le vent de la source o une concentration donne est atteinte.

Toutefois, dune manire gnrale, quel que soit le phnomne considr (dispersion d'ungaz toxique ou inflammable), les consquences dun accident industriel sont entre autresquantifies en termes de distances limites en de desquelles il pourrait tre observ deseffets sur la sant humaine irrversibles et ltaux10.

Pour cela, dans le cas dun rejet de gaz inflammable, il faut apprcier :

la distance o est atteinte la limite infrieure dexplosibilit (LIE) ;

celle o est atteinte la limite suprieure dexplosibilit (LSE) ;

ainsi que la masse de gaz inflammable (concentration comprise entre la LIE et LSE)..

Lorsqu'une personne respire une atmosphre pollue par un produit toxique, les effetsauxquels on s'intresse habituellement sont dfinis comme tant l'apparition ( faibleprobabilit) de la ltalit, des malaises, de la toux...

Ces effets sont directement fonction de la concentration C et du temps t pendant lequel lesujet est expos cette concentration. Les effets varient bien videmment selon que lapersonne est un enfant ou un vieillard, ainsi qu'en fonction de son tat de sant ou de sesfacults d'accoutumance.

Aussi les courbes dans un plan (C, t) correspondant un effet donn sont-elles tablies pourune population reprsentative de l'ensemble des situations susceptibles de se produire.

Dans le plan Log (C), Log (t), ces courbes sont assimilables des droites et donc, effet Econstant, la concentration et le temps se trouvent pratiquement lis par une relation Cn.t = E.

Sur ces courbes, les coordonnes d'un point (C, t) reprsentent :

l'chelon de concentration C,

et le temps d'application t de cet chelon,

ncessaires pour que l'effet E se produise.

Cet effet se produira ds que Cn.t E.

En pratique lors d'un accident, un observateur n'est jamais soumis un chelon deconcentration constant dans le temps et il y a donc lieu d'intgrer les apports de chacun despas de temps pendant lesquels la concentration est suppose constante en calculant :

10 Les seuils de rfrence retenir pour les installations classes sont donns dans larrt du 22/10/2004 paruau J.O. du 19/12/2004.


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I C t dtn ( )

L'effet se produira si I E.

Les valeurs des variables E et n dpendent la fois du type deffet considr (apparition faible probabilit de la ltalit par exemple) et de la nature du produit toxique en cause.

3.2 MODELES NUMERIQUES

3.2.1 MODELES GAUSSIENS

3.2.1.1 GENERALITES

Un gaz passif va se disperser du fait de la seule action du fluide porteur, lair (voir lechapitre 2.1.6.3 Densit du gaz). Le transport et la diffusion du gaz vont alors dpendre duvent et de la turbulence atmosphrique dorigine mcanique ou thermique.

En considrant la diffusion molculaire ngligeable11 la diffusion turbulente homogne etisotrope et un champ de vent uniforme dans l'espace, la concentration de produit estsuppose suivre une distribution gaussienne le long des plans perpendiculaires la directiondu rejet (voir la Figure 18).

Figure 18 : Rpartition gaussienne de la concentration dans un panache de gaz passif [Turner, 1970]

3.2.1.2 DOMAINE DE VALIDITE

Le modle gaussien sapplique aux rejets de gaz passifs, le produit rejet doit donc avoir :

une densit peu prs gale celle de l'air (ou bien il est trs dilu) ;

11 La diffusion molculaire de 103 104 infrieure la diffusion turbulente.


39/61


une temprature identique celle de l'air ;

une vitesse initiale relative nulle.

De plus, les modles gaussiens sappuient sur un champ de concentration tridimensionnelgnr par une source ponctuelle.

La diffusion molculaire est nglige devant la diffusion turbulente, la vitesse du vent doitdonc tre dau moins 1 2 m/s. Dans la plupart des cas, le champ de vent est uniforme avecun profil vertical constant. Des outils plus labors peuvent considrer la variation de lavitesse du vent, de la temprature de lair et de la densit de latmosphre avec laltitude.Une couche dinversion de temprature peut parfois aussi tre prise en compte.

La turbulence atmosphrique est prise en compte par l'intermdiaire de classes de stabilit(voir le chapitre 2.2.3.3 Degr de stabilit de latmosphre).

Le terrain doit tre homogne et plat puisque la prsence de reliefs, d'obstacles (murs,btiments) introduirait des perturbations de l'coulement de l'air importantes. Aussi, defaon pratique, les rsultats sont valables au-del dau moins 100 m depuis le point de rejet.

Par ailleurs, au-del de distances de dispersion de lordre de la dizaine de kilomtres, lesrsultats ne sont plus valables car dautres phnomnes de turbulence et de diffusiondoivent tre considrs.

3.2.1.3 METHODES DE RESOLUTION

Rejet instantan

Dans le cas du rejet ponctuel et instantan dune masse de gaz M, la concentration C du gazdans latmosphre en un point (x,y,z) est de la forme :

2z

20

2z

20

2y

20

2x

20

zyx2

3 2)zz(

exp2

)zz(exp

2)yy(

2)utxx(

exp)2(

M)t,z,y,x(C

- C : concentration [kg/m3] ;

- M : masse de produit libr [kg] ;

-

0

0

0

zyx

:coordonnes de la source de produit [m] ;

-

zyx

: coordonnes du point o lon calcule la concentration [m] ;

- u : vitesse moyenne du vent [m/s] ;

- t : temps depuis lmission du gaz ;

-

z

y

x

: carts-types de la distribution gaussienne de la quantit M de gaz par rapport sa localisation

linstant t [m] ;


40/61


- : coefficient de rflexion au sol12

.

Rejet continu Modle bouffes

Pour modliser un rejet continu, il est possible de considrer lmission dune succession derejets instantans qui volueront de faon gaussienne.

Le rejet de dbit en fonction du temps Q(t) peut se dcomposer en n rejets instantans demasse iM tels que :

)tt(2

ttQM 1ii

i1ii

Le ime rejet instantan, indic i, est mis linstant ti et a une masse Mi. La concentration Cdu gaz dans latmosphre en un point (x,y,z) est alors de la forme :

2iz

20

2iz

20ni

1i 2iy

20

2ix

2i0

iziyix2

3i

2)zz(

exp2

)zz(exp

2)yy(

2)tt(uxx

exp)2(

M)t,z,y,x(C

- Mi : Masse du ime rejet instantan [kg] ;

- u : vitesse moyenne du vent [m/s] ;

- n : nombre de rejets instantans considrs ;

- ti : instant de fin dmission du ime rejet [s] ;

- ti-1 : instant de fin dmission du (i-1)me rejet et dbut dmission du ime rejet [s] ;

-

iz

iy

ix

: carts-types de la distribution gaussienne du ime rejet instantan de masse Mi par

rapport sa localisation linstant t [m] ;

- : coefficient de rflexion au sol.

12 Un terme de rflexion au sol peut tre pris en compte pour modliser la capacit de rflexion oudabsorption du produit sur le sol, leau ou les vgtaux. De faon vidente, ce phnomne est plus ou moinsaccentu suivant la nature du produit et lenvironnement. 0 : absorption totale et 1 : rflexion totalepour un sol non poreux avec un produit ne pouvant ragir avec ce sol ou la vgtation (un gaz comme lair surdu bton).


41/61


Rejet continu Modle panache

Si le rejet est continu (voir le chapitre 2.1.4 Mode dmission) et si la vitesse de vent estsuffisamment importante pour que le phnomne de diffusion dans la direction du vent soitngligeable devant le phnomne de convection, la concentration C du gaz danslatmosphre en un point (x,y,z) peut scrire :

2z

20

2z

20

2y

20

zy 2)zz(

exp2

)zz(exp

2)yy(

expu2Q)z,y,x(C

Calcul des carts types

Lutilisation des modles gaussiens impose donc la dtermination des carts-types [Doury ;Hanna, 1982b ; Pasquill, 1974 ; Turner, 1969].

A partir de campagnes de mesures sur des rejets de produits, des formules ont t tablies,donnant la valeur des carts-types en fonction :

de la distance dloignement de la source de rejet (Pasquill, Turner, Briggs, Hosker) ;

ou encore du temps de transfert (Doury).

Les carts types ont t cals pour des rejets relativement importants la source (auminimum de l'ordre de la tonne), et pour des distances de dispersion de l'ordre de la dizainede kilomtres au maximum.

Les carts types de la loi gaussienne dpendent :

de la distance la source ou de la dure de transfert ;

des caractristiques de la structure de latmosphre ;

et de la rugosit du site.

Corrlation de Pasquill-Turner

Les cart-types de Pasquill ont t dtermins pour les modles panache partir desmesures de Prairies Grass menes en Grande Bretagne, en 1960. Ces mesures ont tfaites sur un terrain plat, bien dgag, peu rugueux (de lordre de 3 cm).

En fonction des classes de stabilit atmosphrique de Pasquill (voir le chapitre 2.2.3.3Degr de stabilit de latmosphre), les valeurs des carts-types ont t formules enfonction la distance de la source (valable pour des distances suprieures 100 m etinfrieur 10 km).

Les valeurs des carts types y et z proposes par Pasquill correspondent des duresdchantillonnage de 10 minutes, et une hauteur de source qui nexcde pas les premirescentaines de mtres.

La relation pour calculer les carts type est de la forme :

cxa b

Les valeurs de a, b et c sont reportes dans les tableaux suivants pour respectivement y etz (x, y etz sont exprims en km).


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Stabilit atmosphrique(Pasquill)

a b c

A 0,215 0,858

B 0,155 0,889

C 0,105 0,903

D 0,068 0,908

E 0,05 0,914

F 0,034 0,908

0

Tableau 4 : Coefficients relatifs y


a b c

A 0,467 1,89 0,01

B 0,103 1,11 0

C 0,066 0,915 0

D 0,0315 0,822 0

E si x < 1 km 0,0232 0,745 0

E si x > 1 km 0,148 0,15 -0,126

F si x < 1 km 0,0144 0,727 0

F si x > 1 km 0,0312 0,306 -0,017

Tableau 5 : Coefficients relatifs z

Corrlation de Davidson

Pasquill est par ailleurs associ dautres auteurs (Turner, Gifford...) qui ont tabli desformules plus ou moins proches. Lune de ces formulations est celle de Davidson (90).

La relation de Davidson (90) pour estimer les carts types est de la forme :

xcbxa log.

Les valeurs de a, b et c sont reportes dans les tableaux suivants pour respectivement y etz (x est exprim en km et y, z en m).


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a b c

A 209,6 0,8804 -0,006902

B 154,7 0,8932 -0,006271

C 103,3 0,9112 -0,004845

D 68,28 0,9112 -0,004845

E 51,05 0,9112 -0,004845

F 33,96 0,9112 -0,004845

Tableau 6 : Coefficients relatifs y

Stabilit atmosphrique (Pasquill) a b c

A 417,9 2,058 0,2499

Pour plus de prcisions avec la classe Asi 0,10 < x < 0,45 km 310,4 1,773 0,1879

Pour plus de prcisions avec la classe Asi 0,45 < x < 3,1 km 453,9 2,117 0

B 109,8 1,064 0,01163

C 61,14 0,9147 0

D 30,38 0,7309 -0,032

E 21,14 0,6802 -0,04522

F 13,72 0,6584 -0,05367

Tableau 7 : Coefficients relatifs z

Corrlation de Briggs

Une autre corrlation des carts types base sur les essais de Pasquill est celle de Briggs.

La relation pour estimer les carts types est de la forme :

xcbxa log.

Les valeurs de a, b et c sont reportes dans les tableaux suivants pour respectivement y etz (x est exprim en km et y, z en m).


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y (m) z (m)

A 210001.0122.0 xx x20.0

B 210001.0116.0 xx x12.0

C 210001.0111.0 xx 210002.0108.0 xx

D 210001.0108.0 xx 210015.0106.0 xx

E 210001.0106.0 xx 10003.0103.0 xx

F 210001.0104.0 xx 10003.01016.0 xx

Tableau 8 : Coefficients relatifs y et z

Corrlation de Doury

Les cart-types de Doury ont t dtermins partir dun grand nombre de donnesexprimentales recueillies par Sandia Corporation, en 1966.

En fonction des classes de stabilit atmosphrique de Doury (voir le chapitre 2.2.3.3 Degrde stabilit de latmosphre), les valeurs des carts-types sont fonction du temps de transfertet de la stabilit atmosphrique.

La relation pour calculer les carts type est de la forme :Kh

hy )tA(Kz

zz )tA(

Les valeurs de Ah, Az, Kh et Kz sont reportes dans les tableaux suivants pourrespectivement y etz (t est exprim en s et y, z en m).

Diffusion normale (DN)

Ah AzTemps de transfert[s]

[m1/k/s] k= Kh ou Kz

Kh Kz

0 < t < 240 0,405 0,42 0,859 0,814

240 < t < 3 280 0,135 1,00 1,130 0,685

3 280 < t < 97 000 0,135 20,0 1,130 0,500

97 000 < t < 508 000 0,463 20,0 1,000 0,500

508 000 < t < 1 300 000 6,50 20,0 0,824 0,500

t > 1 300 000 2 105 20,0 0,500 0,500

Tableau 9 : Coefficients relatifs aux carts-types


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Diffusion faible (DF)

Ah AzTemps de transfert[s]

[m1/k/s] k= Kh ou Kz

Kh Kz

0 < t < 240 0,405 0,20 0,859 0,500

240 < t < 97 000 0,135 0,20 1,130 0,500

97 000 < t < 508 000 0,463 0,20 1,000 0,500

508 000 < t < 1 300 000 6,50 0,20 0,824 0,500

t > 1 300 000 2 105 0,20 0,500 0,500

Tableau 10 : Coefficients relatifs aux carts-types

3.2.1.4 LIMITATIONS ET CORRECTIONS POSSIBLES

Dfinition des carts-types relativement la structure turbulente de latmosphre

La pertinence dun modle gaussien dpend principalement dune estimation correcte descarts-types.

Les modles de type gaussien ne donnent pas ncessairement tous les mmes rsultats dufait des diffrentes approches retenues pour la dtermination des carts-types.

Aussi, certaines considrations relatives la caractrisation de la turbulence atmosphriquedoivent tre gardes en mmoire pour le choix de la paramtrisation des carts-types vis--vis du problme tudi.

Ainsi, le spectre de turbulence est dcrit par des formulations empiriques qui sappuient surdes considrations de similitude. Les lois de similitude prvoient que lnergie turbulenteaugmente avec la vitesse du vent. Lorsque la vitesse du vent tend vers zro, la thorie ditque la turbulence tend vers zro.

Nanmoins, les lois de similitude ne sappliquent pas des turbulences de grande chelle.Mme si la vitesse du vent tend vers zro, une turbulence rsiduelle constitue de bassesfrquences persiste dans latmosphre. Cette turbulence ne dpend pas de paramtreslocaux.

De ce fait, pour la turbulence de petite chelle, toutes choses gales par ailleurs, lorsque lavitesse du vent augmente, lnergie de mlange est plus importante, mais en contre-partie ilfaut moins de temps pour atteindre un point donn. Ces deux effets se compensent, sur unedistance de transfert donne, la diffusion reste la mme quelle que soit la vitesse du vent.Autrement dit, lcart-type de la rpartition du produit dpend de la distance de transfert etnon pas de la vitesse laquelle est parcourue cette distance.

Lorsque la turbulence de grande chelle prdomine, cest--dire dans le cas de distances detransfert importantes (la diffusion de nuage de grandes dimensions est rgie par desstructures importantes) ou des situations de vent faible (la turbulence de petite chelle estfaible), les carts-types dpendent de ce fait de faon vidente du temps de transfert et nonde la distance.


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Autrement dit, pour les temps de transfert courts, la turbulence de petite chelle joue un rlenon ngligeable. Par contre pour les temps de transfert importants, la turbulence de grandechelle, indpendante de la hauteur de rugosit, devient dominante.

Ainsi, dans la direction horizontale, le processus de diffusion comprend deuxphnomnes [Bakkum, 1997] :

la diffusion relative du produit autour du centre de masse de la bouffe (cas a) ;

la diffusion des centres de masse des bouffes de produit (cas b).

Selon la dimension de la bouffe, les hautes et basses frquences du spectre de turbulenceseront ou non actives sur la dispersion de la bouffe. Par ailleurs, lorsque la bouffe estdans un champ turbulent de dimension comparable celle de la bouffe, les deux processussont actifs (cas c).

Les carts-types sont fonction de la distance prs de la source et dpendent uniquement dutemps de transfert loin de la source. Pour des temps de transfert importants, lcart-typehorizontal devient indpendant de la stabilit atmosphrique car la turbulence de grandechelle prvaut.

Figure 19 : Dispersion dune bouffe de produits transporte par lair, dans trois conditions de turbulence[Bakkum et.

modlisation des retombées.pdf

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