Soutenance mémoire
Cycle du carbone et réchauffement climatique
Le dioxyde de carbone atmosphérique est un gaz à effet de serre, c’est-à-dire qu’il interagit avec les rayonnements terrestres de telle manière qu’il n’affecte pas les radiations de courte longueur d’onde provenant du soleil mais tend à absorber le rayonnement de grande longueur d’onde émis par l’atmosphère et la surface de la terre. Ainsi le CO2 tend à garder la chaleur dans les basses couches de l’atmosphère et c’est pour cette raison, qu’il est un acteur majeur du réchauffement climatique. D’un autre côté, il ne faut pas oublier le rôle primordial de l’effet de serre : sans celui-ci, la température moyenne de la Terre serait environ 30°C plus froide et notre planète serait inhabitable. Cependant, l’augmentation exacte de la température pour une quantité donnée d’accroissement de CO2 dans l’atmosphère n’est pas bien quantifiée car elle dépend de nombreuses interactions entre les différents sous ensembles du système climatique terrestre (cycle du carbone, cycle hydrologique, circulation océanique). Le rôle du dioxyde de carbone dans le climat est donc complexe. En particulier, le réchauffement climatique induit par le CO2 n’est pas linéaire avec la quantité de dioxyde de carbone présent dans l’atmosphère. En effet, il existe des rétroactions sur les puits et sources de CO2 (terrestres et océaniques)qui modifient les échanges et donc les concentrations (Fig.1 .1).
Cycle naturel du carbone
Le cycle naturel du carbone peut, être séparé en deux processus majeurs distincts :
– cycle du carbone organique et échanges atmosphère/biosphère :
Les échanges entre l’atmosphère et la biosphère sont la résultante du cycle dit «court » du carbone organique (temps inférieur au siècle) par les processus de photosynthèse, respiration et fermentation. La contribution de la photosynthèse, qui utilise l’énergie solaire pour synthétiser la matière organique en fixant le carbone dans les hydrates de carbone (CH2O), est de 120 GtC.an-1 . La respiration des végétaux chlorophylliens transforme, à partir de l’oxygène de l’air, toute matière organique en CO2 : c’est la respiration autotrophique. La matière végétale morte se décompose dans les sols sous l’action de micro-organismes, bactéries et champignons. C’est la respiration hétérotrophique dont une part est constituée par le processus de fermentation : production de CO2 et CH4 dans l’atmosphère. Ces deux types de respiration donnent lieu à un flux de CO2 quasi-identique et égal à 120 GtC.an-1. La combustion de la végétation (d’origine naturelle ou humaine) relâche vers l’atmosphère quelques Giga-tonnes de carbone chaque année. La dernière partie de la matière organique est stockée dans les sols. Les flux de carbone liés aux processus d’échelle de temps beaucoup plus longs sont faibles. Ce sont des processus d’origine géologique : enfouissement des matières organiques dans les sédiments et les roches sédimentaires. Cependant les réservoirs de carbone liés à ces processus sont immenses et les temps impliqués sont très longs (milliers voir millions d’années).
– cycle du carbone inorganique et échanges atmosphère/océan D’autres processus de recyclage du carbone impliquent cette fois le carbone inorganique. Il existe sous plusieurs formes dans l’océan : CO2 dissous en surface en faible quantité (1%), ions bicarbonate (HCO3- : 91%) et ions carbonates CO3 2- (8%). L’équilibre chimique de solubilité du CO2 atmosphérique dans l’océan (équilibre chimique entre CO2 et H2O) et HCO3- , dépend de la température de l’océan et du carbone déjà stocké et de l’activité biologique du phytoplancton. Les eaux froides favorisent l’absorption du CO2 par les océans. Le carbone inorganique de l’océan provient aussi de l’érosion des continents, eaux de pluie ou ruissellement.
Perturbations anthropiques
Le forçage moyen depuis l’ère préindustrielle a été dominé par le CO2 et, depuis 2000, la contribution du CO2 atmosphérique au forçage radiatif est autour de 90%. En adoptant un point de vue global, nous pouvons remarquer que la proportion de CO2 dans l’atmosphère est minuscule comparée à la proportion de carbone stockée dans l’océan ou dans la biosphère. L’océan, à lui seul, contient 60 fois plus de carbone que l’atmosphère et la proportion de carbone contenue dans la biosphère est au moins 4 fois celle contenue dans l’atmosphère. Avant l’ère industrielle, la concentration de CO2 atmosphérique était déterminée quasi-exclusivement par les processus d’échanges naturels de carbone entre l’atmosphère et l’océan et l’atmosphère et la biosphère, respectivement. Malgré la grande ampleur de ces variations (100 GtC an-1), les concentrations de CO2 sont restées remarquablement stables jusqu’à la révolution industrielle, variant seulement entre 260 ppm et 280 ppm (Fig.1. 3). La révolution industrielle a conduit à une perturbation dramatique du cycle naturel du carbone. Ceci à conduit à une augmentation proche de 40% de la concentration sur les 250 dernières années. Sans ces processus, la concentration de CO2 atmosphérique actuelle serait deux fois celle de l’ère préindustrielle, soit supérieure à 500ppm et donc à la concentration actuelle moyenne qui se situe autour de 370 – 380 ppm.
On estime qu’entre 1800 et 1994, l’océan a absorbé 120 GtC, tandis que la biosphère terrestre était une source de 40 GtC. Concernant le changement d’utilisation des sols, cela se traduit par deux effets : une perte de 140 GtC due à la transformation des forêts en surfaces agraires et un puits terrestre (majoritairement dû aux forêts) qui a absorbé à peu près 100 GtC. Ainsi, nous voyons bien que le cycle du carbone océanique et continental a ralenti l’augmentation de concentration du CO2 atmosphérique. Cependant, il reste encore de nos jours, un puits de carbone non-identifié et mal quantifié capable d’absorber environ 2.9 GtC.an-1 . L’amplitude d’absorption des puits du CO2 a varié substantiellement d’année en année et même de décennie en décennie mais ces variations ne sont pas directement liées aux variations des émissions anthropiques qui ont, elles, augmenté de manière relativement constante au cours des 50 dernières années, mais principalement aux changements et variations des puits de carbone terrestres. Par exemple, dans l’année suivant un événement El Nino dans l’océan pacifique, la biosphère terrestre devient généralement une source nette de CO2, tandis que les années suivant la Nina, la biosphère terrestre devient un puits anormalement fort. Il existe désormais un fort consensus sur le lien entre l’accroissement rapide du CO2 atmosphérique durant les 250 dernières années et le réchauffement de 0.8°C durant cette période, et sur le fait que cet accroissement de concentration est le principal moteur du réchauffement. De fait, l’évolution future du climat terrestre sera fortement liée à l’évolution des gaz à effet de serre et plus particulièrement du dioxyde de carbone atmosphérique. La prévision de l’évolution du CO2 atmosphérique est donc liée à deux facteurs qui sont, l’amplitude des émissions anthropiques, et l’évolution des puits (et sources) de carbone terrestre. Bien que ces puits aient absorbé une fraction substantielle du CO2 émis par le passé, l’évolution de ceux-ci dans le futur n’est pas claire. Si la force de ces puits devient plus faible avec un climat plus chaud comme beaucoup d’études le suggèrent, alors le CO2 atmosphérique augmentera plus vite, causant une élévation de la température, qui réduira elle aussi à son tour l’influence de ces puits….
Cycle diurne et variations synoptiques
Afin d’avoir en tête les processus gouvernant les variations naturelles du CO2, nous allons faire le lien entre le cycle diurne du carbone et les variations synoptiques de celui-ci. Les variations de dioxyde de carbone atmosphérique sont majoritairement gouvernées par le comportement de la Couche Limite Atmosphérique (CLA) qui est la couche composant les premiers hectomètres de l’atmosphère. En effet, celle-ci constitue l’interface entre la surface terrestre et l’atmosphère et est l’aire de la plupart des sources et puits des polluants et notamment du CO2. La couche limite est variable spatialement et temporellement et elle est directement reliée aux paramètres météorologiques et à la topographie.
La CLA suit un cycle diurne (Fig.1. 4) qui agit directement sur la concentration de CO2 et l’évolution concerne les différentes parties de la couche limite atmosphérique:
– La couche de surface : présente tout au long du cycle et en contact direct avec le sol et d’une épaisseur faible (10 % de la hauteur moyenne de la CLA).
– La couche mélangée : sous l’action du chauffage de la surface, des mouvements convectifs se développent ce qui provoque une dilution des composés gazeux.
– La zone d’entrainement : relativement peu épaisse (entre quelques dizaines et quelques centaines de mètres), elle constitue une zone d’échanges entre la couche convective et la couche résiduelle, la CLA et la troposphère libre.
– La couche résiduelle : en fin de journée et après disparition des thermiques.
– La couche nocturne : qui concentre les composés gazeux émis pendant la nuit .
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Table des matières
Introduction
Chapitre I Cycle du carbone et apport d’une mesure DIAL spatiale du CO2 atmosphérique
1. Contexte général
1.1. Cycle du carbone et réchauffement climatique
1.1.1 Cycle naturel du carbone
1.1.2 Perturbations anthropiques
1.1.3 Différentes échelles d’étude du CO2 atmosphérique
1.1.3.1 Cycle diurne et variations synoptiques
1.1.3.2 Représentativité temporelle
1.1.4 Sources et puits : mesures actuelles du CO2 atmosphérique
1.1.4.1 Méthodes de restitution des puits et des sources : approche montante ou « bottom-up »
1.1.4.2 Méthodes de restitution des puits et des sources : approche descendante ou « top-down »
1.2. Apport d’une mesure active DIAL spatiale
1.2.1 Missions spatiales passives : concept et limitations
1.2.2 Apport d’un sondage actif
1.3. A-SCOPE
2. La mesure DIAL
2.1. Interaction laser – atmosphère
2.1.1. Transmission
2.1.2. Diffusion
2.1.3. Absorption
2.2. L’équation LIDAR
2.3. La mesure DIAL
2.3.1. Mesures résolues
2.3.2. Mesures intégrées
2.4. Différents modes de détection
2.4.1. Détection directe
2.4.2. Détection hétérodyne
3. Sélection de la raie d’absorption du CO2 pour une mesure spatiale
3.1. Sources laser
3.2. Transmission atmosphérique
3.3. Sélection du niveau d’énergie fondamental
3.4. Epaisseur optique optimale due à l’absorption du CO2
3.5. Fonction de poids adéquate pour obtenir des informations sur les flux de surface et conséquences pour la précision requise sur le rapport de mélange en CO2
4. Conclusion
Chapitre II Spectroscopie du CO2 à 2051 nm
1. Spectres d’absorption Infra-Rouge : rappels de spectroscopie moléculaire
1.1 Fréquence de Bohr : position spectrale des raies d’absorption
1.2 Intensité des raies d’absorption
1.3 Profil spectral des raies d’absorption : différents types d’élargissement
1.3.1. Largeur naturelle d’une raie
1.3.2. Elargissement Doppler : profil gaussien
1.3.3. Elargissement collisionnel : profil lorentzien
1.3.4. Cas général : autres types de profil
1.3.4.1. Profil de Voigt
1.3.4.2. Profils de Rautian et de Galatry
1.4. Pressure shift
2. Le spectromètre d’absorption diode laser
3. Mesures spectroscopiques
3.1. Détermination des intensités de raie
3.2. Coefficient d’élargissement par l’air γa et coefficient de dépendance en température η
4. Mesure du pressure shift des raies de CO2 autour de 2051 nm par spectroscopie photoacoustique
4.1. Dispositif expérimental
4.2. Résultats
5. Biais potentiels sur les mesures DIAL dus aux incertitudes spectroscopiques
5.1. Evaluation des biais potentiels sur la restitution du rapport de mélange en CO2 dus aux incertitudes spectroscopiques
5.2. Discussion sur les biais absolus
5.3. Discussion sur les biais différentiels inter-régionaux
6. Conclusion
Chapitre III Source laser de puissance à 2 microns
1. Les sources laser de puissance à 2 microns
1.1. Etat de l’art
1.2. Source pulsée Tm, Ho : YLF à 2051 nm
2. PULSNIR : Présentation générale
2.1. Spécifications instrumentales
2.2. Biais induits par les caractéristiques spectrales de la source laser sur la restitution du rapport de mélange en CO2
2.2.1. Erreur de positionnement spectral du laser
2.2.2. Erreur de largeur spectrale de l’émission
2.2.3. Erreur induite par la pureté spectrale
2.3. Configuration envisageable : conversion de fréquence par effet Raman
2.4. Principe général de l’Oscillateur Paramétrique Optique
2.4.1. Accord de phase par biréfringence
2.4.2. Quasi-accord de phase (QAP)
3. Les OPO spectralement fins
3.1. OPO simplement résonnant : SROPO (Singly Resonant OPO)
3.1.1. SROPO à réseau de Bragg VBG (Volume Bragg Grating)
3.1.2. SROPO injecté
3.2. Présentation générale du DROPO (Doubly Resonant OPO)
3.2.1. Considérations générales
3.2.2. DROPO à cavités séparées
4. MOPA : architecture envisagée
4.1. DROPO
4.2. OPA (Optical Parametric Amplificator)
Conclusion
