Accroître l'approvisionnement en eau douce pour assurer durablement la sécurité mondiale de l'eau à grande échelle

Dec 07, 2023

Rapports scientifiques volume 12, Numéro d'article : 20262 (2022) Citer cet article

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Alors que des parties importantes du globe sont déjà confrontées à une importante pénurie d'eau douce, les besoins en eau douce devraient augmenter afin de soutenir l'augmentation de la population mondiale et la croissance économique, et de s'adapter au changement climatique. Les approches actuelles pour relever ce défi, qui a le potentiel d'entraîner des résultats catastrophiques pour les besoins de consommation et la croissance économique, reposent sur l'augmentation de l'utilisation efficace des ressources existantes. Cependant, la disponibilité des ressources en eau douce diminue rapidement en raison de la surexploitation et du changement climatique et, par conséquent, il est peu probable qu'elle réponde durablement aux besoins futurs, ce qui nécessite de repenser nos solutions et les investissements associés. Nous présentons ici une rupture audacieuse par rapport aux approches existantes en établissant la viabilité d'une augmentation significative de l'eau douce grâce à la capture de l'air humide au-dessus des océans. Nous montrons que l'atmosphère au-dessus des océans à proximité de la terre peut produire une quantité substantielle d'eau douce, suffisante pour soutenir de grands centres de population à travers le monde, en utilisant des structures conçues de manière appropriée. En raison de l'approvisionnement pratiquement illimité en vapeur d'eau des océans, cette approche est durable face au changement climatique et peut transformer notre capacité à répondre aux problèmes actuels et futurs de sécurité de l'eau. Cette approche est envisagée comme transformatrice dans l'établissement d'un mécanisme pour assurer durablement la sécurité de l'eau douce aux générations présentes et futures qui soit économiquement viable.

Le manque d'accès adéquat à l'eau douce dans de vastes régions du globe1,2 pose un grand défi pour notre époque qui nécessite une solution audacieuse et immédiate. Les approches actuelles pour relever ce défi, principalement en réduisant et en gérant la demande, s'avèrent inadéquates3, car la croissance démographique et économique absorbe rapidement toute capacité créée grâce à ces mesures4,5,6,7. Le recyclage et la réutilisation de l'eau ont connu un succès notable8, mais ont intrinsèquement une évolutivité limitée car ils sont fondamentalement limités par l'approvisionnement disponible9,10. Les solutions efficaces pour augmenter l'offre sont actuellement limitées, ou elles sont pratiquement inexistantes puisque toutes les ressources sont exploitées au-delà de la capacité durable ou diminuent rapidement en raison du changement climatique. Par exemple, les eaux souterraines sont extraites bien au-delà des taux renouvelables, et la nappe phréatique baisse à un rythme alarmant dans les régions où l'eau douce est le plus nécessaire11. Le manteau neigeux et les glaciers qui servent de châteaux d'eau s'amincissent ou reculent sous l'effet du changement climatique, la fonte des neiges se produisant plus tôt au printemps qu'auparavant12. Les régions qui sont déjà limitées en eau le deviennent de plus en plus à mesure que les changements climatiques aggravent la pénurie en raison de la réduction des précipitations, de l'augmentation de l'évaporation ou des deux13. Les options pour répondre à ce besoin accru par le transport à partir de régions éloignées deviennent également de moins en moins viables en raison d'une diminution de la disponibilité de l'eau dans les régions sources. Le sud-ouest des États-Unis est un exemple convaincant de ces défis où le niveau d'eau dans les réservoirs du fleuve Colorado a diminué au cours de la dernière décennie, atteignant des niveaux extrêmement bas au cours de l'été 2021, menaçant à la fois les ressources en eau et les systèmes électriques14,15. De nombreux exemples de telles influences en cascade existent dans le monde16,17,18,19.

Une solution potentielle pour augmenter radicalement l'approvisionnement en eau douce est de puiser dans les sources océaniques pratiquement illimitées. Bien que le dessalement offre une telle technologie, il a rencontré d'importantes préoccupations environnementales et, par conséquent, n'a pas été adopté comme solution évolutive pour répondre aux problèmes mondiaux de sécurité de l'eau, bien que son rôle dans la satisfaction des besoins d'une grande population dans plusieurs régions critiques régions du globe ne peuvent être sous-estimées20,21. Le dessalement n'est pas seulement énergivore ; il crée également de la saumure concentrée et d'autres sous-produits qui créent des défis environnementaux importants avec le coût de l'élimination22,23. Ici, nous établissons la faisabilité d'une approche alternative pour puiser dans les sources d'eau océaniques d'une manière économiquement viable et respectueuse de l'environnement. Nous montrons que la méthode proposée est évolutive en ce sens qu'elle peut être mise en œuvre pour répondre aux besoins d'une population arbitrairement grande, et qu'elle est pratique dans le cadre de scénarios climatiques futurs en ce qu'elle rend plus d'eau disponible dans un climat plus chaud, fournissant ainsi un outil important pour développer la résilience face au changement climatique.

Notre approche proposée consiste à capturer la vapeur d'eau de l'atmosphère juste au-dessus de la surface de l'océan et à transporter l'air chargé d'humidité vers les terres proches où sa condensation peut fournir de l'eau douce (Fig. 1). Les environnements proches de la surface au-dessus de l'océan ont une humidité élevée, dont les variations quotidiennes et saisonnières sont principalement déterminées par la température de la surface océanique et celle de l'air au-dessus. Le premier détermine la capacité d'évaporation de l'océan, tandis que le second détermine la capacité de rétention d'humidité saturée de l'atmosphère. Les variations de ces températures, et donc de l'humidité de l'atmosphère, sont largement déterminées par la variation du rayonnement solaire et des vitesses du vent. L'objectif de cet article est de montrer que pour les zones du globe soumises à un stress hydrique proches des océans, la disponibilité de l'humidité dans la colonne atmosphérique près de la surface rend non seulement viable une génération importante d'approvisionnement en eau douce, mais offre une approche évolutive pour traiter les défis de la sécurité de l'eau. Étant donné que cette humidité dans l'atmosphère résulte de l'évaporation naturelle de l'eau océanique, aucun sous-produit nocif pour l'environnement n'est attendu. Essentiellement, notre approche imite le processus physique naturel du cycle hydrologique par lequel l'humidité évaporée de l'océan est transportée vers l'intérieur des terres, se refroidit et se condense pour ensuite tomber sur la surface terrestre sous forme de précipitations, sauf que nous proposons de concevoir la voie par laquelle le l'humidité évaporée se déplace, contrôlant ainsi l'emplacement où l'eau est rendue disponible grâce à une condensation contrôlée.

Illustration schématique de notre approche proposée pour capturer l'humidité au-dessus de la surface de l'océan et la transporter vers les terres proches pour améliorer la sécurité de l'eau. Le flux d'humidité évaporée sous forme de vapeur d'eau dans l'atmosphère au-dessus de l'océan peut être capté par une prise d'eau conçue de manière appropriée comme conceptualisé à droite, transporté en phase vapeur à travers un conduit et condensé sur la terre comme illustré à gauche pour obtenir de l'eau fraîche. eau. Le flux d'humidité augmente doucement avec l'altitude en raison d'un vent horizontal plus élevé, offrant la possibilité de concevoir des surfaces de captage verticales. L'apport peut être conçu pour optimiser l'apport d'humidité en tenant compte de la direction du vent dominant et de sa variation avec l'altitude et le temps. Un compresseur peut augmenter l'efficacité de la collecte de la masse d'air humide à l'admission. Comme l'illustre la figure, l'énergie renouvelable (éolienne ou solaire) peut alimenter l'admission, le transport et la condensation de l'air humide. Nous nous attendons à ce que la prise d'eau soit située à plusieurs kilomètres au large pour assurer un prélèvement d'eau libre suffisant de manière isotrope autour de la prise d'eau. [Figure créée à l'aide d'Adobe Photoshop, pas à l'échelle].

Nous démontrons la viabilité de cette approche proposée en calculant la quantité d'humidité extractible disponible dans la colonne atmosphérique proche de la surface au-dessus de l'océan. Nous montrons ensuite qu'une « surface de captage » verticale de 210 m de large et 100 m de haut, correspondant approximativement à la surface projetée verticalement d'un grand navire de croisière, peut fournir un volume suffisant d'humidité extractible pour répondre aux besoins quotidiens en eau potable d'environ 500 000 habitants. personnes, en moyenne. Ces dimensions sont choisies arbitrairement et mises en œuvre ici uniquement pour illustrer que le volume potentiel d'eau extrait peut être important. Nous nous attendons à ce que la mise en œuvre réelle englobe une variation significative de ces dimensions en fonction des conditions locales dominantes et en fonction des besoins et des analyses coûts-avantages associées. Notre objectif ici est uniquement d'établir qu'un volume d'humidité suffisamment important peut être obtenu grâce à l'approche proposée dans les conditions dominantes, ce qui est suffisant pour répondre à la demande en eau d'une grande population. Nous examinons ensuite comment cette capacité peut être affectée par le changement climatique. Ceci est important car un investissement dans une telle infrastructure servira la population pendant des décennies, et nous visons à garantir que sa capacité ne se dégradera pas avec le temps. Étant donné qu'une telle infrastructure n'a pas encore été construite, nous proposons également quelques réflexions sur la structure des coûts de construction et d'exploitation de ces installations afin qu'elles soient compétitives avec les usines de dessalement opérationnelles existantes. Étant donné que nous sommes confrontés à de graves pénuries d'eau douce dans des parties importantes du globe, notre objectif est que l'option proposée ici serve principalement à augmenter les capacités existantes de manière durable, mais dans certains cas, elle peut servir à désengager des pratiques non durables.

Nous calculons d'abord la quantité d'eau disponible dans une colonne atmosphérique comme la vapeur d'eau intégrée s'écoulant à travers une colonne verticale dans la sous-couche de surface de l'atmosphère de hauteur h qui fait 1 m de large à un endroit donné. En raison de la non-linéarité de sa variation à travers la colonne verticale, celle-ci est calculée comme la somme des flux d'humidité à travers des couches horizontales discrètes, comme illustré à la figure S1. Le flux d'humidité moyen (MF, kg/m2s ou équivalent litres/m2s), qui est la vitesse à laquelle la masse d'eau en phase vapeur se déplace horizontalement par unité de surface verticale par unité de temps, est calculé comme le produit de la moyenne horizontale vent (U), l'humidité spécifique (q) et la densité de l'air (\(\rho _a\), supposées égales à 1,12 kg/m324). En raison de l'influence de la rugosité de la surface, la vitesse du vent est la plus faible près de la surface et augmente avec l'altitude. L'humidité spécifique est la plus élevée près de la surface, qui sert de source d'humidité, et diminue avec l'altitude. L'effet net est que le flux d'humidité dans l'atmosphère augmente généralement avec l'altitude, car la vitesse du vent plus élevée surmonte la réduction de l'humidité avec l'altitude (Figure S1). Cela peut être mis à l'échelle linéairement dans l'horizontale pour n'importe quelle largeur, w (210 m dans notre illustration), pour fournir une estimation raisonnable du flux d'humidité pour la hauteur considérée h.

L'emplacement des 14 sites d'étude au-dessus de l'océan le plus proche d'un centre de population dominant est représenté sur une carte du stress hydrique (au centre). La variation du flux d'humidité à travers une colonne atmosphérique de 10 à 110 m au-dessus du niveau moyen de la mer est également indiquée pour chacun des emplacements. Les courbes de niveau et le graphique linéaire illustrent le changement du flux d'humidité quotidien en fonction de la hauteur et de la distribution mensuelle de la vapeur d'eau disponible, respectivement. Pour chaque emplacement, les moyennes mensuelles (en rouge) du flux d'humidité (en millions de kg/m/jour) sont superposées au flux d'humidité quotidien (en milliers de kg/m2jour) à travers la colonne verticale (en bleu). Variabilité spatio-temporelle du flux d'humidité (en milliers de kg/m2jour) et du flux d'humidité intégré (en millions de kg/m2/jour). Les tracés représentent la moyenne sur 30 ans (1990 à 2019) obtenue à partir des données ERA5. [Figures créées à l'aide du script Python et composées avec Microsoft Publisher 365 V2207].

Pour déterminer si la quantité d'humidité atmosphérique pouvant être capturée est suffisante pour une solution appropriée basée sur l'infrastructure, nous examinons la quantité de flux d'humidité qui a été historiquement disponible à divers endroits dans le monde. Nous utilisons les données ERA5 sur une période de 30 ans allant de 1990 à 2019, qui sont disponibles pour les grilles modèles de taille 0,25° × 0,25°. Nous utilisons les points de grille qui sont complètement au-dessus des environnements côtiers mais les plus proches des masses terrestres pour calculer le volume de flux d'humidité en fonction de l'altitude, comme nous le voyons sur la figure S1 (voir la section Méthodes pour plus de détails sur le calcul du flux d'humidité). Nous supposons que toute infrastructure conçue pour capter l'air humide sera nécessairement placée à une certaine hauteur au-dessus de la surface de l'océan pour la protéger des variations du niveau de la mer et des vagues. Par conséquent, nous ignorons les 10 premiers mètres au-dessus de la surface et calculons le flux d'humidité quotidien en fonction de l'altitude. Nous illustrons la variation quotidienne et mensuelle à travers une sous-couche atmosphérique de 100 m de haut (10 m à 110 m au-dessus du niveau de la mer) pour 14 emplacements sélectionnés, comme illustré à la Fig. 2. Ces emplacements, sélectionnés pour représenter les variations climatiques, sont proches de centres de population élevés situés à proximité des océans dans les régions du monde en situation de stress hydrique. Comme prévu, ils se trouvent dans les régions subtropicales des hémisphères nord et sud, où se trouvent les plus grandes zones arides et semi-arides. La localisation des sites est disponible dans le tableau S1. L'humidité spécifique moyenne à proximité des villes sélectionnées varie entre 9 et 20 g/m\(^3\), tandis que la température moyenne annuelle varie entre 14 °C et 30 °C. Bon nombre des sites sélectionnés ont une température de l'air modérée à élevée et un taux d'humidité moyen à élevé.

La figure 2 montre le flux d'humidité le long de la verticale et le flux d'humidité mensuel moyen intégré pour la sous-couche de surface de 100 m de haut de l'atmosphère en utilisant les 30 années de données ERA-5. En général, à l'échelle de temps quotidienne, le flux d'humidité augmente légèrement avec l'altitude à tous les endroits, conformément à l'explication fournie précédemment. La moyenne mensuelle est plus élevée pendant les mois d'été comme on pouvait s'y attendre et offre la meilleure opportunité de capter l'humidité, avec une moyenne sur 30 ans dans l'hémisphère nord comprise entre 0,60 et 1,45 million de litres/m/jour. En général, les quatre mois d'été (juin-septembre) peuvent fournir entre 40 % et 55 % du flux d'humidité intégré total annuel dans l'hémisphère nord. Parmi ces localités, le pic le plus important a été observé près de Chennai en Inde, dans le golfe du Bengale, en raison de l'effet de mousson. En outre, le flux d'humidité intégré minimum a été observé aussi bas que 0,3 million de litres/m/jour pendant les mois d'hiver dans la mer Tyrrhénienne près de Rome en Italie. Le point critique à retenir est que la quantité d'eau potentielle disponible pour la capture a une variabilité saisonnière due aux variations du rayonnement solaire, de la température et d'autres conditions météorologiques. La disponibilité de l'eau est maximisée pendant les périodes les plus chaudes de l'année, lorsque la demande humaine en eau est également la plus élevée.

Nous notons que l'apport d'eau potentiel annuel à travers tous les emplacements est du même ordre de grandeur, même s'il existe une gamme de variabilité spatiale et temporelle dans le flux d'humidité à travers ces emplacements. La variation saisonnière de l'apport en eau n'est pas préoccupante. Bien que la variabilité saisonnière du flux d'humidité soit évidente sur la figure 2, même l'apport le plus faible de flux d'humidité au fil des saisons a le potentiel de produire suffisamment d'eau pour soutenir une population importante. La capacité de stockage créée par les réservoirs peut être un moyen efficace d'atténuer la saisonnalité et de fournir un rendement constant pour l'utilisation. La découverte illustre que les régions côtières avec un stress hydrique plus élevé s'alignent sur un plus grand potentiel pour résoudre le problème en capturant l'humidité des environnements atmosphériques océaniques proximaux. Pour un taux de consommation moyen de 300 litres/habitant/jour25, nous constatons que la quantité d'eau produite par une seule installation de 210 m de large et 100 m de haut peut répondre aux besoins de 0,34 à 0,69 million de personnes sur les sites sélectionnés avec une moyenne d'environ 0,5 million de personnes. Nous constatons également que l'ensemble des besoins en eau potable de la population existante dans ces communautés côtières peut être satisfait par une poignée de structures conçues de manière appropriée (tableau 1). Le rendement annuel en eau allant d'un minimum d'environ 37 milliards de litres à un maximum de plus de 78 milliards de litres est suffisant pour répondre aux besoins des centres de population côtiers avec moins de dix installations, Karachi au Pakistan étant une exception en raison de sa population extrêmement nombreuse. Notons que l'eau produite peut aussi être utilisée à des fins non potables, comme pour répondre à des besoins agricoles ou industriels. Nous n'utilisons l'eau potable que pour offrir une interprétation significative du volume potentiel d'eau disponible. Nous supposons également que si cette eau est utilisée en conjonction avec des sources déjà existantes, elle peut augmenter l'approvisionnement en eau douce pour une population beaucoup plus importante.

Pour aller au-delà des 14 emplacements sélectionnés utilisés pour illustrer la faisabilité de l'approche proposée, nous avons délimité une bande de 200 km au-dessus des océans adjacents aux terres le long des côtes mondiales. Nous avons comparé de la même manière l'apport potentiel annuel en eau d'une sous-couche atmosphérique de surface de 210 m de large et 100 m de haut. Les zones d'apport en eau le plus élevé à partir d'une moyenne sur trente ans le long des continents sont représentées sur la figure 3. Pour une grande partie de l'Asie, de l'Europe et de l'Amérique du Nord, on peut obtenir un apport en eau annuel d'environ 10 milliards de litres. La partie nord de l'Amérique du Sud, l'est de l'Afrique du Sud et le nord-est de l'Australie peuvent fournir un apport annuel en eau supérieur à 60 milliards de litres. Ces résultats sont importants car ils démontrent qu'il existe un potentiel important d'obtention d'eau douce à travers les océans à proximité des côtes des régions en situation de stress hydrique. L'eau peut également être transportée sur de longues distances à l'intérieur des terres pour satisfaire ou augmenter des besoins critiques. Par conséquent, ces infrastructures n'ont pas besoin d'être situées à proximité des centres de population, et leur emplacement peut être déterminé par d'autres objectifs sociétaux significatifs.

Variabilité spatiale de l'apport en eau le long de la région délimitée près du large de 200 km à travers le monde. Les couleurs représentent l'apport d'eau potentiel annuel en milliards de kg. La sortie correspond à une prise hypothétique de 100 m de hauteur et 210 m de largeur. [Figures créées à l'aide du script Python et composées avec Microsoft Publisher 365 V2207].

Pour s'assurer que la faisabilité établie ici, sur la base des données historiques, reste valable pour un changement climatique futur, nous examinons la tendance du flux d'humidité sous deux scénarios de changement climatique comme le montre la Fig. 4. Nous considérons le scénario SSP126, qui est le plus scénario optimiste, et le scénario SSP585, qui représente la limite supérieure de la gamme de scénarios de réchauffement dans la littérature. Nous voyons que dans les deux scénarios SSP126 et SSP585, le flux d'humidité intégré moyen annuel jusqu'à l'an 2100 à tous les emplacements ne diminue pas. Pour le scénario SSP585, il augmente partout, alors que, pour le scénario SSP126, il reste plat pour le golfe Persique près de Doha et Abu Dhabi et la mer Rouge près de La Mecque. Sur la base de cette analyse, nous concluons que l'apport en eau de l'atmosphère ne devrait pas diminuer et que la trajectoire future du flux d'humidité se situera probablement entre la trajectoire obtenue pour les scénarios SSP126 et SSP585, en fonction du changement climatique réalisé.

Projection du flux d'humidité intégré sur 14 sites sélectionnés obtenue à partir de la sortie du modèle CESM2 WACCM. La valeur intégrée du flux d'humidité est exprimée en millions de kg par jour par m de largeur d'une colonne atmosphérique de 10 m à 110 m au-dessus du niveau de la mer. La ligne rose indique l'estimation historique du flux d'humidité intégré moyen annuel de 1990 à 2019 à l'aide des données ERA5 ; la ligne bleue est le flux d'humidité intégré pour le scénario SSP585 de 2020 à 2100, et les lignes vertes sont la projection du flux d'humidité intégré pour le scénario SSP126 de 2020 à 2100. Les deux derniers sont obtenus à l'aide du modèle de circulation globale CESM2-WACCM ( GCM). En raison de l'inadéquation entre la résolution spatiale des deux ensembles de données, certains emplacements présentent des transitions rapides. [Figures créées à l'aide du script Python et composées avec Microsoft Publisher 365 V2207].

Nous déterminons le pourcentage de variation du flux d'humidité intégré moyen pour deux périodes correspondant à 2020 à 2059 et 2060 à 2099 pour le comparer à la moyenne de 1990 à 2019 pour les scénarios SSP126 et SSP585 pour les 14 sites sélectionnés (comme nous le voyons dans Figure S2 dans le matériel supplémentaire). En moyenne, dans le scénario SSP585, le flux d'humidité intégré augmente d'environ 4 % et 16 % entre 2020 et 2059 et entre 2060 et 2099, respectivement. L'augmentation maximale en pourcentage se produit dans l'ouest de l'océan Indien près de Durban en Afrique du Sud, et l'augmentation minimale en pourcentage se produit dans la mer Rouge près de La Mecque. Nous avons analysé le pourcentage d'augmentation correspondant de l'humidité spécifique près de la surface et de la vitesse du vent pour étudier plus en détail comment le flux d'humidité intégré pourrait réagir au changement climatique. L'augmentation moyenne de l'humidité spécifique proche de la surface des sites sélectionnés est de 9 % et 25 % au cours de 2020 à 2059 et de 2060 à 2099 dans le scénario SSP585. Nous avons observé une tendance à la hausse constante de l'humidité spécifique à tous les emplacements. L'augmentation de la surface de la mer et de la température atmosphérique due au réchauffement climatique entraîne une augmentation de la vapeur d'eau dans l'atmosphère, entraînant une augmentation de l'humidité. En effet, lorsque l'atmosphère se réchauffe, la pression de vapeur saturante augmente suivant l'équation de Clausius-Clapeyron. Au-dessus de l'océan, cela se traduit par plus d'humidité dans l'atmosphère. D'autre part, les variations en pourcentage de la vitesse moyenne du vent de surface montrent une tendance opposée. En moyenne, la vitesse du vent diminue d'environ 5 % au cours de 2020 à 2059 et de 2060 à 2099 dans les scénarios SSP126, et de 5 % et 7 % au cours de 2020 à 2059 et de 2060 à 2099 dans les scénarios SSP585, respectivement. L'augmentation projetée du niveau d'humidité près de la surface et la diminution du champ de vent prévu suggèrent que le changement projeté du flux d'humidité intégré est dominé par la thermodynamique et n'est pas entraîné par le vent. Les résultats contribuent à notre évaluation selon laquelle le rendement en eau de l'évaporation océanique serait une approche durable même sous le climat futur.

Pour évaluer la région source de l'évaporation océanique, nous avons calculé le fetch au vent et l'empreinte 2D qui contribuent à l'apport de flux d'humidité à chacun des emplacements sélectionnés. Le fetch et la zone d'empreinte varient en fonction de la vitesse, de la direction et de la stabilité atmosphérique du vent26. L'étendue spatiale du fetch au vent correspondant à une contribution de 90 % du flux d'humidité variait principalement de 20 à 40 km à travers les sites, représentant le même ordre de grandeur que celui indiqué dans les figures S3 et S4. Le fetch au vent augmente de manière non linéaire en fonction du flux d'humidité. Pour une contribution de 50 % à 70 % du flux, les statistiques de fetch au vent sont inférieures à 20 km sur tous les sites sélectionnés (Figure S4). La zone d'empreinte est bien inférieure à 500 km2 (Figure S5). Le golfe Persique près de Doha, au Qatar, et d'Abu Dhabi, aux Émirats arabes unis, connaissent une plus grande zone d'empreinte au vent et de flux. Ces résultats montrent que l'échelle spatiale du captage de la vapeur d'eau est petite par rapport à l'échelle du bilan hydrique régional. Cette analyse indique que l'étendue de l'océan qui contribue à l'apport en eau est relativement petite et n'aura pas d'impact sur la disponibilité de l'humidité dans l'atmosphère dans le contexte de la circulation régionale et mondiale.

Environ \(5,21\fois 10^{17}\) litres d'eau s'évaporent de la surface de la terre (y compris la surface des océans, les plans d'eau intérieurs, le sol et les plantes) chaque année27. Sur les 14 emplacements, la quantité totale de vapeur d'eau extraite chaque année par le système conçu proposé sera d'environ \(7,8\fois 10^{11}\) litres, soit environ 0,0015 % de l'eau totale évaporée à l'échelle mondiale. De plus, nous notons que la plupart des événements de précipitation sont le résultat de l'humidité provenant de vastes zones qui sont sensiblement éloignées de l'emplacement des précipitations. Par exemple, les rivières atmosphériques, les systèmes de mousson et les systèmes convectifs à mésoéchelle ont tous des régions sources qui sont des ordres de grandeur plus grandes que celles associées à l'extraction du système de capture d'humidité proposé ici et reposent sur l'humidité dans toute la colonne de la couche limite qui est verticalement plus grande. d'un ordre de grandeur par rapport à la hauteur de la structure envisagée ici. Cet argument appuie en outre la conclusion selon laquelle l'approche proposée pour la capture de l'humidité n'aura pas d'impact sur la circulation atmosphérique et les régimes de précipitations sous le vent.

Après avoir établi qu'il y a et qu'il y aura suffisamment d'humidité dans la colonne atmosphérique au-dessus des océans à proximité des régions côtières, en particulier autour des régions du globe en situation de stress hydrique, nous abordons maintenant la question de la faisabilité financière de la construction d'une telle infrastructure. Puisqu'il n'existe pas de telles structures, nous ne nous demandons pas combien coûtera la construction d'une telle infrastructure, mais quel modèle de coût rendra possible sa construction et son exploitation. En d'autres termes, peut-on caractériser la borne supérieure de la structure des coûts comme étant compétitive avec les technologies actuelles en supposant que le coût marginal de l'eau n'augmente pas ? Nous supposons que le coût de construction d'une installation de collecte et de condensation de la vapeur atmosphérique est de 600 millions de dollars américains, soit environ celui de la construction d'un grand navire de croisière ou d'une plate-forme pétrolière. Nous supposons en outre que la facilité est amortie sur une période de 30 ans avec un taux d'intérêt actuel de 3,75 %. Nous supposons également un coût opérationnel actuel de 175 000 $ par jour avec un taux d'inflation de 2,06 %, la moyenne aux États-Unis au cours des 20 dernières années. En supposant que 500 000 personnes bénéficient d'une telle installation, le coût annuel de construction est de 67 dollars par bénéficiaire et le coût annuel de construction et d'exploitation de l'installation est de 241 $ par bénéficiaire (voir le tableau S2 dans le matériel supplémentaire et le fichier Excel associé dans le matériel supplémentaire en ligne pour les détails du calcul). En termes de volume d'eau, cela se traduit par un coût annuel de 2,20 $ par 1000 litres d'eau qui est compétitif avec le coût de production des usines de dessalement. Cependant, même après plusieurs décennies d'amélioration technologique, les usines de dessalement ont des effets environnementaux associés à l'élimination des déchets. Le processus de dessalement produit un résidu nettement plus chaud et plus salé que celui de l'intrant. Ce résidu est rejeté dans la mer, où il augmente le niveau de salinité et devient préjudiciable à l'écologie marine28,29. En revanche, nous pensons que le processus décrit ici pour capturer la vapeur d'eau qui s'évapore naturellement au-dessus de l'océan, la transporter et la condenser pour produire de l'eau liquide n'aura pas d'impact environnemental significatif en termes de génération de sous-produits.

Grâce à cette recherche, nous avons établi que la capture de l'humidité sur les surfaces océaniques est une solution réalisable pour de nombreuses régions du monde en situation de stress hydrique. L'apport en eau estimé des structures proposées pourrait atténuer les besoins en eau douce des grands centres de population des régions subtropicales. La moyenne et la fourchette de l'apport en eau établissent la faisabilité de l'approche proposée pour assurer la sécurité de l'eau, à la fois dans le climat actuel et futur. Ce concept proposé pourrait être utilisé comme substitut ou pour compléter la production d'eau douce tout au long de l'année dans les zones ayant accès aux masses d'eau côtières ou transportée vers des sites intérieurs éloignés, contribuant ainsi à atténuer la pénurie d'eau tout en préservant les écosystèmes et l'environnement. Nous notons que le concept proposé d'utilisation de l'humidité atmosphérique pour la production d'eau potable est notablement différent des articulations précédentes qui incluent la production d'eau sur terre par refroidissement radiatif30,31,32,33,34,35,36,37,38, refroidissement actif par vapeur cycle de réfrigération à compression39,40,41,42,43,44,45,46,47,48 ou refroidissement thermoélectrique49,50,51,52,53 et méthode desséchante40,54,55,56,57,58,59,60, 61,62,63,64,65. Ces solutions alternatives ne sont pas évolutives pour répondre de manière significative aux problèmes de pénurie d'eau, car la quantité de flux d'humidité disponible dans l'atmosphère sur la terre est considérablement plus faible que sur les grandes sources océaniques. Dans la mesure du possible, de petites îles dans les océans pourraient également servir de sites pour nos installations proposées, ce qui pourrait entraîner une réduction des coûts, à condition que l'humidité et les champs de vent soient principalement déterminés par la masse d'eau environnante et non par la masse continentale. La solution proposée est évolutive, a des coûts environnementaux négligeables et augmente la capacité dans des conditions climatiques plus chaudes. Nos estimations de l'apport en eau sont basées sur l'hypothèse que toute l'humidité transportée par le vent ambiant peut être extraite. Nous pensons que si l'aspiration/compresseur est utilisé, la perte d'efficacité pendant le processus d'admission et de transport peut être surmontée. Nous pensons également que le coût énergétique de cette entreprise ne sera pas lourd car l'humidité qui est capturée est déjà évaporée par l'énergie solaire, et des approches efficaces peuvent être déployées pour obtenir des processus de condensation efficaces.

Nous avons utilisé les données quotidiennes ERA-5 avec une résolution de \(0,25^{\circ } \times 0,25^{\circ } \) sur les océans en raison de leur concordance avec une gamme de mesures observées66,67. Nous utilisons des données de surface pour 1990 à 2019 à 10 m d'altitude pour la vitesse du vent et à 2 m d'altitude pour la température de l'air, la température du point de rosée, le flux de vapeur instantané, le flux de chaleur sensible en surface, la vitesse de frottement et la pression atmosphérique en surface. Selon la convention de signe d'ERA-5, les flux verticaux descendants sont positifs. Les données sur l'humidité spécifique ne sont pas facilement disponibles à partir des données ERA-5 sur des niveaux uniques, et nous avons donc estimé l'humidité spécifique quotidienne sur 2 m à partir de la température du point de rosée et de la pression atmosphérique de surface en utilisant la formulation thermodynamique humide68. La pression de vapeur saturante calculée à partir de la température du point de rosée dans l'équation de Clausius-Clapeyron représente la pression de vapeur réelle comme indiqué dans l'équation. (1)69. Nous obtenons l'humidité spécifique à 2 m à partir de la dépendance entre la pression de vapeur réelle et l'humidité spécifique, comme indiqué dans l'équation. (2)69.

Ici, e est la pression de vapeur réelle à la température T ; \(L_v\) est la chaleur latente de vaporisation ; \(T_d\) est la température du point de rosée ; \(R_v\) est la constante de gaz spécifique pour la vapeur d'eau (461,5 J/kg/K) ; q est l'humidité spécifique à 2 m ; et \(P_a\) est la pression atmosphérique à la surface à 2 m. Pour l'estimation du flux d'humidité dans les scénarios de changement climatique, nous avons utilisé les données du modèle GCM CESM2-WACCM avec le membre d'ensemble r1i1p1 avec une résolution horizontale de 1\(^{\circ } \times \)1\(^{\circ } \) du CMIP6. CESM2 est choisi car il contient une représentation améliorée des téléconnexions avec ENSO et Madden-Julian Oscillation, réduit les biais de forçage nuageux à ondes courtes et une plus grande sensibilité au climat. En outre, CESM2 possède un meilleur accord avec la tendance observée de l'accumulation mondiale de carbone terrestre70. WACCM a été sélectionné car cet ensemble de données contient les variables requises pour calculer le flux d'humidité. SSP126 (combinant SSP1 et RCP2.6) et SSP585 (combinant SSP5 et RCP8.5) sont choisis comme scénarios de changement climatique pour calculer le flux d'humidité et l'apport potentiel d'eau douce pour l'avenir. SSP126 représente à la fois un réchauffement climatique optimiste et des défis d'atténuation minimaux, tandis que SSP585 représente la même chose pour le scénario pessimiste71.

Le flux d'humidité est défini comme la vapeur d'eau traversant une unité de surface verticale par unité de temps. Le flux transporté par le vent moyen contribue au flux d'humidité moyen, et le flux transporté par les tourbillons contribue à la composante turbulente du flux d'humidité. Le vent horizontal moyen domine principalement le transport d'humidité par advection, et par conséquent, nous avons considéré le flux d'humidité par advection moyen et ignoré la composante turbulente. Le flux d'humidité est obtenu comme la moyenne du produit de la densité de l'air (\(\rho \)), de l'humidité spécifique (q) et de la vitesse du vent (u), comme indiqué dans l'équation. (3). Nous avons divisé la colonne verticale de 100 m en bandes de 10 m de haut et avons additionné le flux d'humidité (\(m_i\)) pour chaque bande (i) pour obtenir le flux d'humidité intégré moyen (IMF) pour la hauteur de la couche, comme indiqué dans l'équation. (4). Nous supposons que le flux d'humidité calculé pour une largeur unitaire peut être simplement mis à l'échelle pour des largeurs plus petites car il n'y a pas de données pour capturer la variation horizontale dans les résolutions du modèle climatique :

Ici, \( \overline{ q_iU_i} = \overline{ q_i}\overline{U_i} + \overline{q_i^{'} U_i^{'}}\). Ici, \(\overline{ q_i}\overline{U_i}\) et \(\overline{q_i^{'}U_i^{'}}\) sont la composante moyenne et turbulente du flux d'humidité cinématique. \(m_i\) est le flux d'humidité en kg d'eau/m2s pour la couche \(i^{th}\) dans la sous-couche de surface de l'atmosphère, \(\rho _a\) est la densité de l'air spécifiée à 1,12 kg /m3, \(q_i\) est l'humidité spécifique et \(U_i\) est le vent horizontal qui est obtenu à partir des composantes zonales (u) et méridiennes (v) comme \(U_i=\sqrt{u^2_i+ v^2_i}\); w est la largeur de l'entrée du système hypothétique de récupération de la vapeur d'eau. Le rendement annuel potentiel en eau (APWY) est simplement le produit du flux d'humidité intégré (IMF) par unité de largeur, de la largeur du système de collecte de vapeur d'eau (w) et du nombre de secondes dans une année entière comme nous le voyons dans l'équation. (5).

Pour le calcul du flux d'humidité pour chaque bande entre les hauteurs \(z_{j+1}\) et \(z_j\), la vitesse du vent et les profils d'humidité spécifiques sont obtenus à partir de la relation de profil de flux invoquée à partir de la théorie de similarité de Monin-Obukhov24,72 comme indiqué dans les équations. (6) et (7), qui supposent une homogénéité horizontale et un affaissement nul :

Étant donné que les hypothèses d'homogénéité horizontale et de subsidence nulle sont valables pour l'atmosphère au-dessus de grandes masses d'eau, le flux d'humidité dans l'atmosphère au-dessus des masses d'eau marines suivrait les relations de similarité. Ici, \(u_*\) est la vitesse de frottement, \(d_o\) est la hauteur de déplacement (0,001 m), \(\Psi _h\), \(\Psi _v\) et \(\Psi _m\) sont la fonction de profil de flux pour la chaleur, la vapeur d'eau et la quantité de mouvement qui varie en fonction de la stabilité de la couche atmosphérique, \(a_v\) ou \(a_h\) est le rapport de la diffusivité turbulente et de la viscosité turbulente dans des conditions neutres, pour la vapeur d'eau et la chaleur respectivement et k est la constante de von Kármán. La stabilité de la couche atmosphérique est obtenue à partir de la longueur de stabilité d'Obukhov, L24, comme indiqué dans l'équation. (8). La longueur d'Obukhov est positive pour une stratification atmosphérique stable et négative pour une stratification atmosphérique instable et devient presque infinie dans la limite de la stratification neutre :

Ici, L est la longueur de stabilité en mètres, E est le flux d'évaporation instantané (kg/m2s), H est le flux de chaleur sensible (J/m2s) et \(T_a\) est la température atmosphérique à 2 m d'altitude. Nous calculons le flux d'humidité quotidien moyen de 1990 à 2019 pour chacune des grilles sélectionnées. Les régions ont été extraites à l'aide du fichier de formes de polygones des plans d'eau marins du monde pour la période climatique historique et future. Pour l'analyse historique du flux d'humidité, nous générons une série chronologique annuelle représentative moyenne du flux d'humidité à partir de 30 années consécutives de sorties de 1990 à 2019. La moyenne spatiale des grilles donne une série chronologique représentative du flux d'humidité quotidien pour les zones sélectionnées. En outre, nous calculons le flux d'humidité intégré moyenné spatialement pour les périodes climatiques historiques et futures pour chacune des régions sélectionnées afin de comparer le flux d'humidité pour les zones sélectionnées à travers le monde. Les champs quotidiens ont ensuite été moyennés aux valeurs moyennes mensuelles et annuelles. L'humidité spécifique et la vitesse du vent ont été récupérées à une résolution quotidienne à partir du modèle CMIP6 sélectionné pour analyser le pourcentage de changement dans les décennies à venir.

La surface océanique qui contribue au flux capté par l'apport est appelée empreinte de flux, et son étendue maximale dans la direction au vent est la récupération du flux au-dessus des océans. Le fetch et l'empreinte changent de manière dynamique et augmentent avec la hauteur de la structure d'admission, la stabilité atmosphérique et la direction du vent. Nous avons estimé le fetch et l'empreinte de flux associés au sommet de l'ouvrage de prise (110 m d'altitude), qui correspond à l'étendue maximale. Ces informations nous aident à estimer à quelle distance du rivage le plus proche nous devons aller pour localiser la structure de prise d'eau afin de nous assurer que la zone terrestre dans l'empreinte ne réduira pas le flux d'évaporation.

Ici, nous calculons les climatologies d'empreinte en utilisant la paramétrisation du modèle de prédiction d'empreinte bidimensionnelle développé par Kljun et al.26, qui considère l'impact des composantes zonales et méridiennes du vent, de la rugosité de surface et de la stabilité atmosphérique. Kljun et al. ont établi la paramétrisation sur la base du modèle stochastique de dispersion des particules lagrangiennes rétrogrades26. Cette paramétrisation est valable pour une large gamme de conditions de stabilité et de hauteurs de mesure sur l'ensemble de la couche limite planétaire. Pour une atmosphère au-dessus des surfaces océaniques, la longueur de rugosité de surface est très petite. La stabilité thermique atmosphérique pour un tel environnement est fortement affectée en raison des variations de température de l'air. Le modèle d'empreinte de flux, qui suppose la stationnarité sur la période d'intégration (résolution quotidienne) et l'homogénéité horizontale de l'écoulement, fournit l'étendue de l'empreinte de flux bidimensionnelle dans les directions au vent et transversales à un moment donné.

Nous avons utilisé ce modèle FFP comme une fonction sur une boucle dans notre code Python pour estimer les climatologies de l'empreinte de flux en utilisant l'ensemble de données ERA-5 pour chaque jour sur 30 ans (1990-2019) pour chacun des 14 sites sélectionnés. Les statistiques mensuelles moyennes du fetch au vent et de la surface de l'empreinte ont ensuite été calculées à l'aide des résultats des climatologies d'empreinte quotidiennes. Lors de l'estimation de l'extraction de l'empreinte de flux bidimensionnelle, nous définissons un ensemble de contours (r) pour délimiter les zones sources jusqu'à un certain pourcentage de contribution de flux. Nous estimons le fetch au vent correspondant à 50%, 70% et 90% de contribution du flux d'humidité observé par la surface de captation de la prise d'eau. Nous utilisons la limite supérieure pour notre étude comme une contribution de 90 % du flux d'humidité, car la contribution diminue lentement au-delà de ce point. Étant donné que le fetch est la distance à partir de la surface de capture de l'admission, il augmente à mesure que le pourcentage de contribution augmente. Nous avons utilisé le diagramme 'Fetch rose'73 suivant les fonctions de densité de probabilité de Weibull comme outil graphique pour donner une vue succincte de la façon dont le fetch pour la contribution de flux de 90 % est généralement distribué et orienté sur les sites sélectionnés. Il décrit la distance et la direction qui contribuent au flux d'humidité observé à la prise d'eau. Nous obtenons également la variation saisonnière de la zone d'empreinte du flux, montrant les statistiques des zones sources dynamiques qui contribuent à 90% du flux dominant.

Pour étudier le fetch au vent et l'empreinte du flux, cette étude a nécessité des données météorologiques telles que la vitesse moyenne du vent au sommet de la structure d'admission, la hauteur de la couche limite, la longueur de Monin-Obukhov, l'écart type des fluctuations de vitesse latérale, la vitesse de frottement, la direction du vent et la hauteur de mesure, qui est l'élévation maximale de la surface de capture dans ce cas. La direction du vent a été calculée à l'aide des composantes zonales et méridiennes des données de vent comme mentionné dans74. Nous adoptons une convention selon laquelle un vent du nord est 0\(^{\circ }\). La valeur quotidienne de l'écart-type des fluctuations de vitesse latérale a été calculée à l'aide des données horaires de la composante méridienne du vent (v) de l'ERA-5. Nous avons utilisé les données de hauteur de la couche limite de l'ERA-5. Il est calculé à partir de la méthode du nombre de Richardson en vrac, qui convient aux conditions de couche limite convective et stable. L'équation (8) est utilisée pour calculer la longueur de Monin-Obukhov qui représente l'état de la structure de stabilité atmosphérique. Nous avons maintenu la valeur de la hauteur de déplacement, d, à zéro car nous avons affaire à l'atmosphère au-dessus de la surface de l'océan. La hauteur de mesure est calculée comme (z − d), où z = 110 m qui est l'élévation du sommet de la surface de captage de la prise. L'utilisation des données d'entrée du modèle d'empreinte de flux 2D de Kljun et al.26 fournit les courbes de niveau dans le système de coordonnées cartésiennes (x et y) pour le pourcentage particulier de l'empreinte en entrée. Sci-kit, une bibliothèque de traitement d'images basée sur l'algorithme de Douglas-Peucker, a été utilisée pour obtenir le grand et le petit axe du modèle d'ellipse créé à partir du point de contour de x et y. Le grand axe représente la distance d'extraction dans la direction au vent à partir de la prise installée du système de collecte de vapeur d'eau. La zone délimitée par les points de contour de l'empreinte est la zone d'empreinte obtenue à partir de la documentation sci-kit.

Les données horaires ERA-5 sur des niveaux uniques ont été utilisées pour effectuer les analyses présentées dans cette étude. Les données sont accessibles au public ici : http://bit.ly/3ENBxbT.

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Cette recherche a été soutenue par l'Université de l'Illinois, la chaire Lovell du département de génie civil et environnemental, le programme de recherche universitaire du département des sciences de l'atmosphère, et partiellement soutenue par la subvention NSF EAR-1331906. Les auteurs remercient le Centre européen pour les prévisions météorologiques à moyen terme (ECMWF) d'avoir rendu l'ensemble de données de réanalyse librement accessible. Les auteurs remercient également l'équipe ESRI d'avoir rendu accessibles les données du fichier de formes sur les frontières terrestres et les régions océaniques du monde. Les auteurs remercient le Dr Leila Hernandez Rodriguez, maintenant chercheuse postdoctorale au Lawrence Berkeley National Laboratory (LBNL), US Department of Energy, concernant l'analyse de l'empreinte du flux et la conceptualisation du concept du diagramme "Fetch Rose".

Département de génie civil et environnemental, Université de l'Illinois à Urbana-Champaign, Champaign, Illinois, États-Unis

Afeefa Rahman & Praveen Kumar

Département des sciences atmosphériques, Université de l'Illinois à Urbana-Champaign, Champaign, Illinois, États-Unis

Praveen Kumar et Francina Dominguez

Prairie Research Institute, Université de l'Illinois à Urbana-Champaign, Champaign, Illinois, États-Unis

Praveen Kumar

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L'approche présentée ici a été conçue par PK, et la direction de recherche établie par PK et FDAR a mené les analyses en consultation avec PK et FDAR et PK a rédigé conjointement le manuscrit en consultation avec FD

Correspondance avec Praveen Kumar.

Les auteurs ne déclarent aucun intérêt concurrent.

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Réimpressions et autorisations

Rahman, A., Kumar, P. & Dominguez, F. Augmenter l'approvisionnement en eau douce pour assurer durablement la sécurité mondiale de l'eau à grande échelle. Sci Rep 12, 20262 (2022). https://doi.org/10.1038/s41598-022-24314-2

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Reçu : 04 avril 2022

Accepté : 14 novembre 2022

Publié: 06 décembre 2022

DOI : https://doi.org/10.1038/s41598-022-24314-2

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