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Absorption, diffusion et atténuation du rayonnement solaire dans l’atmosphère
L’atmosphère est un milieu absorbant et diffusant pour le rayonnement solaire, qui interagit avec les constituants de celle-ci. Ces interactions sont provoquées par les gaz comme le dioxygène ou le diazote, mais aussi par la vapeur d’eau et les aérosols. La propagation du rayonnement est perturbée par deux phénomènes : l’absorption et la diffusion, dont les intensités dépendent de plusieurs facteurs comme l’angle d’incidence du rayonnement solaire, les propriétés physico chimiques, microphysique et optique des matériaux qui interagissent avec ce rayonnement et la longueur d’onde de celui-ci, ?.
L’absorption
Lorsqu’un rayonnement électromagnétique monochromatique d’intensité incidente I0 traverse un milieu absorbant d’épaisseur ?? , l’intensité I en sortie du milieu est :
? = ?0 − ??
où ?? est la fraction absorbée par la tranche dr :
?? = ?????0??
où, ????, est le coefficient d’absorption du milieu. ???? est homogène à l’inverse d’une longueur et est généralement exprimé en m−1 . Pour une épaisseur finie et homogène ?, une intégration simple donne :
? = ?0?⁻???? ?
La diminution de l’intensité du rayonnement suit une loi exponentielle qui correspond à la loi de Beer-Lambert.
L’absorption se produit lorsque le rayonnement modifie l’état d’énergie de la matière du milieu traversé. Ces états d’énergie discrets correspondent aussi bien aux niveaux d’énergie des électrons dans les atomes, que leur énergie vibrationnelle, leur vitesse intrinsèque, l’énergie vibrationnelle des molécules qui composent les aérosols et leur vitesse intrinsèque. L’absorption est fortement dépendante de ?. une simulation numérique de la distribution spectrale du rayonnement solaire au sommet de l’atmosphère (en rouge) et au niveau du sol (en bleu). L’absorption du rayonnement solaire dans l’atmosphère est principalement causée par les molécules présentes dans l’atmosphère comme O2, H2O, CO2 ou O3.
La diffusion
Lorsqu’une particule est dans le chemin optique d’un rayonnement électromagnétique, elle peut perturber la propagation de ce dernier en déviant la trajectoire d’un photon. Soit un rayonnement électromagnétique monochromatique d’intensité incidente I0 dont la section est infiniment petite. Ce rayonnement forme un pinceau et traverse un milieu diffusant d’épaisseur ?? . En sortie du milieu diffusant, l’intensité I s’écrit :
? = ?0 − ??
Les aérosols
Les aérosols sont des suspensions de très petites particules ou de gouttelettes dans l’air troposphérique (la couche de l’atmosphère s’étalant de la surface à une dizaine de kilomètres d’altitude) ou stratosphérique (jusqu’à une cinquantaine de kilomètres d’altitude). Les origines des aérosols sont multiples ; elles peuvent être:
– naturelles comme les embruns marins, les poussières d’origine désertique, les cendres volcaniques ou les pollens ;
– anthropogènes – liées à l’activité humaine – comme les particules fines, les résidus de combustion des moteurs thermiques, ou le carbone noir issu de la combustion de matières organiques.
Ces particules ont des impacts directs ou indirects sur le climat de la planète et la vie à sa surface. Dans la vie quotidienne, on connaît les aérosols par l’intermédiaire des particules fines (Bernstein et al., 2004; World Health Organization & Scovronick, 2015). La santé humaine est fortement altérée par la présence de ces particules fines ou ultrafines généralement anthropogènes, comme les particules émises par les moyens de transport, que nous sommes amenés à respirer dans les zones densément peuplées (Pope & Dockery, 2006).
Les aérosols peuvent être classés suivant différentes propriétés, comme leur origine (naturelle ou anthropogène), leur composition (minérale, organique, sulfurée, embrun), leur diamètre moyen (PM2.5 pour des particules dont le diamètre est inférieur à 2,5 µm et PM10 pour un diamètre inférieur à 10 µm) et la taille des particules (Boucher, 2012).
On évalue la taille des particules par leur diamètre. La distribution statistique des tailles des particules peut être représentée comme une fonction de la quantité de particules, de la surface ou du volume de ces aérosols. On peut distinguer les aérosols en plusieurs classes suivant leur taille en trois modes par ordre croissant: mode fin (dit aussi d’Aitken), mode d’accumulation et mode grossier .
Les aérosols désertiques
Les aérosols désertiques proviennent des zones désertiques comme le Sahara, la péninsule arabique, le désert de Gobi en Asie ou le désert Mojave en Amérique du Nord (Prospero, 2002). Ils représentent 40% des émissions d’aérosols troposphériques (Andreae, 1995) et sont caractérisés par une distribution de taille correspondant au mode grossier (d’Almeida & Schütz, 1983). Leur principale source est le Sahara (Andreae, 1995; Prospero, 2002; Engelstaedter et al., 2006) qui se situe dans le champ de vue des satellites Meteosat. Les aérosols désertiques interagissent en diffusant et en absorbant le rayonnement solaire. Ils perturbent le profil de température de l’atmosphère, la couverture nuageuse, empêchent la dissipation nocturne par rayonnement thermique et contribuent à l’effet de serre (Sokolik & Golitsyn, 1993; Kaufman et al., 2005; Bernstein et al., 2007; Boucher, 2012). Ces interactions dépendent de la composition chimique des aérosols qui est, elle-même, fonction de leur zone d’origine (Sokolik et al., 1993, 1998; Sokolik & Toon, 1999; Lafon et al., 2006; Moosmüller et al., 2012; Formenti et al., 2014). Le transport et le dépôt des aérosols désertiques provenant du Sahara sont essentiels à la fertilité de la forêt amazonienne et de l’océan atlantique (Swap et al., 1992; Bristow et al., 2010). Certaines études tendent à montrer le lien entre la fréquence et l’intensité des cyclones dans l’océan atlantique et la présence et la quantité d’aérosols désertiques dans l’atmosphère au-dessus de l’océan (Lau, 2007; Lau & Kim, 2007; Lin et al., 2015).
Les propriétés optiques observables des aérosols
L’épaisseur optique des aérosols
Les aérosols désertiques atténuent le rayonnement solaire dans l’atmosphère. On observe cette atténuation par la mesure du rayonnement solaire incident au sol ? qui est comparé au rayonnement solaire incident au sommet de l’atmosphère ?0, ce qui permet de déduire l’épaisseur optique des aérosols ? en connaissant l’épaisseur de l’atmosphère (120 km, Anderson et al., 1986).
Dans le cas des aérosols, la dépendance à ? est fortement liée à la taille relative des particules vis-àvis de ?. Cependant, à cause de l’absorption, il existe une dépendance de l’atténuation du rayonnement qui est due aux espèces chimiques qui constituent les aérosols. Certains matériaux absorbent certaines longueurs d’onde ou une partie du spectre de rayonnement du soleil. Les composés de fer, par exemple, absorbent une partie du rayonnement bleu. Les spectres d’absorption peuvent être déterminés par l’étude des compositions typiques des aérosols (Sokolik et al., 1998; Sokolik & Toon, 1999; Drame et al., 2015).
Pour caractériser ces propriétés, des échantillons sont régulièrement collectés lors de campagnes de mesures in situ (Petzold et al., 2009; Kandler et al., 2009; McConnell et al., 2010; Ryder et al., 2013; Banks et al., 2013) soit par des moyens aéroportés lors des épisodes de forte concentration en aérosols atmosphériques, soit directement au sol dans des sites proches des lieux d’émission présumés. Ces échantillons sont ensuite analysés en laboratoire et leurs propriétés optiques d’absorption et de diffusion servent à alimenter des bases de données comme HITRAN(HIghresolution TRANsmission molecular absorption database) (Rothman et al., 2013), GEISA (Gestion et Etude des Informations Spectroscopiques Atmosphériques) (Jacquinet-Husson et al., 2011) ou OPAC (Optical Properties of Aerosols and Clouds) (Hess et al., 1998).
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Table des matières
Chapitre I. Introduction
Contexte
Objectif scientifique
Méthodologie et organisation de la thèse
Choix de l’approche pour la simulation d’images satellites
Choix de l’approche pour l’estimation des capacités de MTG/FCI à détecter les aérosols
Organisation de la thèse
Chapitre II. Aérosols désertiques, Observation
Introduction
Absorption, diffusion et atténuation du rayonnement solaire dans l’atmosphère
L’absorption
La diffusion
L’atténuation
L’épaisseur optique
Albédo de diffusion simple
Les aérosols
Les aérosols désertiques
Les propriétés optiques observables des aérosols
3.2.1. L’épaisseur optique des aérosols
3.2.2. L’exposant d’Ångström
3.2.3. Albédo de diffusion simple des aérosols désertiques
L’observation des aérosols
Le réseau de stations de mesure des aérosols AERONET
Méthodes de mesures
4.2.1. Le DSA: Direct Sun Algorithm
4.2.2. Les données d’inversion
4.2.3. Un mot sur le filtre de nuage
4.2.4. Etalonnage et qualité des mesures
Conclusion
Chapitre III. Simulateur et validation
Définition et réalisation du simulateur
Etape 1 : l’éclairement solaire incident au sommet de l’atmosphère
Etapes 2 et 4 : le transfert radiatif dans l’atmosphère
Etapes 2 et 4 : l’état de l’atmosphère
Etape 3 : la réflexion du sol
Etape 5 : les propriétés optiques de l’instrument
Résumé des différentes composantes et fonctionnement du simulateur
Validation du simulateur
Méthodologie
2.1.1. Acquisition des mesures de MSG/SEVIRI
2.1.2. Obtention des vecteurs d’états en entrée du simulateur
2.1.3. Sélection des observations correspondant à des cas d’aérosols désertiques
2.1.4. Sélections des instants de ciel clair
2.1.5. Correction de l’albédo
Résultats
2.2.1. Résultats pour le canal CH01 centré à 635 nm
2.2.2. Résultats pour le canal CH02 centré à 810 nm
Discussion des résultats de validation
2.3.1. Cas des fortes épaisseurs optiques des aérosols
2.3.2. Influence de l’angle solaire zénithal
Conclusion
Chapitre IV. L’analyse globale de sensibilité
Introduction
L’analyse de sensibilité
L’analyse de sensibilité locale
L’analyse de sensibilité par criblage
L’analyse de sensibilité globale
Méthodologie
Estimation des fonctionnelles et des indices de Sobol’
Validation de la méthode
Validation de la méthode pour le calcul des indices de Sobol’
Evaluation de l’usage des fonctionnelles pour calculer une luminance
Définition des fonctions de répartition
5.1. L’épaisseur optique des aérosols
5.2. Albédo
5.3. L’ozone
L’angle solaire zénithal
Récapitulatif des valeurs prises par les variables
Chapitre V. Résultats
Mise en œuvre du simulateur en combinaison avec la GSA
Lecture et interprétation des indices de Sobol’
Résultat de la GSA
Premier cas d’étude : GSA de la luminance atmosphérique (albédo nul)
3.2. Deuxième cas d’étude : poussières désertiques au-dessus du Sahara
Détectabilité des aérosols désertiques dans chaque canal de FCI
Le bruit de modélisation
Le bruit de mesure instrumental
Limite de détectabilité de ?
Limite de détectabilité de la variation de ? dans le premier cas d’étude (albédo du sol nul)
Limite de détectabilité de ? pour un albédo désertique
Exemple d’application des fonctionnelles dans le contexte d’un algorithme d’estimation des aérosols par imagerie multi-spectrale
Conclusions
Chapitre VI. Conclusions et perspectives
Objectif de la thèse
Conclusion sur les capacités du FCI à détecter les aérosols désertiques
Premier cas d’étude : surface d’albédo nul
Deuxième cas d’étude : surface désertique d’albédo élevé
Conclusion sur l’utilisation de la GSA pour la conception d’un instrument et d’algorithmes d’inversion
Conclusion sur la pertinence de l’approche GSA dans la télédétection
Perspectives
Référence
