Soutenance mémoire
La tropopause
La tropopause est la région délimitant la stratosphère de la troposphère. Cette région, bien que n’ayant pas de réalité physique joue le rôle de barrière dynamique, freinant les échanges de constituants entre les deux réservoirs troposphérique et stratosphérique. Plusieurs définitions de la tropopause ont été utilisées selon les études réalisées (Highwood et Hoskins, 1998). Parmi elles, deux sont principalement utilisées : le taux de décroissance de la température (lapse-rate) et la tropopause dynamique. Comme la tropopause se situe à l’altitude où le gradient de température change entre la troposphère et la stratosphère, le « lapse-rate » tropopause (LRT) est souvent utilisé et défini comme la base d’une couche d’au moins 2 km d’épaisseur où le gradient de température devient supérieur à -2 K/km. La tropopause dynamique est fixée par une surface d’égale valeur de tourbillon potentiel. Selon les études, cette valeur est prise entre 1,5 et 2,5 pvu voire même parfois plus. Cette définition est surtout utilisée pour les études aux moyennes latitudes puisque près de l’équateur, les surfaces d’égales PV sont presque verticales (figure 1.2). Ainsi dans la zone équatoriale (10°S 10°N), la tropopause coïncide avec la surface isentrope 380 K. Depuis une dizaine d’année, la tropopause tropicale n’est plus perçue comme une transition abrupte entre la troposphère et la stratosphère mais plus comme une zone de transition progressive entre une masse d’air troposphérique (par exemple à faible rapport de mélange en ozone et fort rapport de mélange en vapeur d’eau) et une masse d’air stratosphérique (à fort rapport de mélange en ozone et faible rapport de mélange en vapeur d’eau). Cette couche de transition surnommée TTL pour Tropical Tropopause Layer par Sherwood et Dessler en 2000 est définie par la couche située entre l’altitude où le taux de chauffage radiatif devient nul (355 K, 150 hPa, 14 km) et l’altitude maximale que peut atteindre la convection (~ 420-450 K, 70 hPa, 18-20 km). Ces paramètres étant difficiles à obtenir dans les modèles, la base de la TTL est souvent prise comme l’altitude où le rapport de mélange en ozone commence à augmenter (Folkins et al., 1999) et le sommet comme le LRT ou à défaut l’altitude du minimum de température nommé CPT pour Cold Point Tropopause (Haynes et Sheperd, 2001). L’importance de la vapeur d’eau au sein de la troposphère et de la stratosphère est décrite dans la section suivante.
Effet chimique sur l’atmosphère
Dans la stratosphère, une molécule de vapeur d’eau (H2O) réagit avec une molécule d’oxygène O(1D) pour donner deux molécules d’hydroxyl (OH). Les molécules d’hydroxyl participent ensuite à la destruction de l’ozone selon différentes réactions dont l’importance varie en fonction de l’altitude (Brasseur et Solomon, 1986 §5.9). En moyenne et haute stratosphère, pour une molécule d’hydroxyl servant de catalyseur (donc restituée à la fin de la réaction), une molécule d’ozone est détruite ainsi qu’une molécule d’oxygène pour former deux molécules de dioxygène. En revanche aux environs de la tropopause, les réactions n’impliquant que l’ozone et l’hydroxyl sont privilégiées et conduisent à la destruction de deux molécules d’ozone pour former trois molécules de dioxygène (Brasseur et Solomon, 1986 §5.9). En basse stratosphère, dans un environnement riche en méthane ou monoxyde de carbone (atmosphère polluée), la présence de molécules d’hydroxyl peut également conduire à la production d’ozone mais dans une moindre mesure. Sachant que la présence d’ozone en stratosphère est essentielle pour arrêter les rayons UV nocifs du soleil, il est important de surveiller les variations de concentration en vapeur d’eau de la stratosphère pouvant augmenter la destruction de la « couche » d’ozone. Par ailleurs, l’hydroxyl contrôle la capacité oxydante de l’atmosphère pour ainsi la « nettoyer » des gazes à faibles durée de vie et réguler le temps de vie des espèces à plus longue durée de vie comme le monoxyde de carbone (CO) ou encore le méthane (CH4).
Influence sur la formation des nuages
Le contenu en vapeur d’eau disponible dans la troposphère ainsi que la température influent fortement sur la formation des nuages ayant eux-mêmes un fort impact radiatif sur l’atmosphère (figure 1.4). En effet, ils absorbent et réfléchissent le rayonnement solaire entrant dans l’atmosphère de même que le rayonnement terrestre et ils émettent également du rayonnement infrarouge en fonction de leur température donc de leur altitude. Ces phénomènes dépendent du contenu en eau des nuages et du type de particules du nuage (gouttelettes d’eau liquide ou cristaux de glace). Ainsi un cumulonimbus a tendance à beaucoup réfléchir la lumière visible alors qu’un cirrus la réfléchit peu. La fluctuation de la couverture nuageuse joue alors sur l’albédo terrestre, c’est-à-dire sur la fraction de lumière solaire réfléchi par le système {terre + atmosphère}. Concernant le rayonnement infrarouge, un nuage élevé, de type cirrus émettra à une longueur d’onde plus grande qu’un nuage bas de type cumulus. Ainsi un changement de la concentration troposphérique en vapeur d’eau aurait une influence sur la couverture nuageuse et ainsi sur le bilan radiatif de l’atmosphère.
Evolution climatique des concentrations de vapeur d’eau
Depuis 1964, Oltmans et al. [1995] et [2000] ont observé une augmentation de la vapeur d’eau aux moyennes latitudes dans la basse stratosphère entre 16 et 28 km d’altitude de 1 à 1,5 %/an (0,05 à 0,07 ppmv/an). Leurs résultats sont basés sur les sondages ballons réguliers d’hygromètres à point de condensation réalisés près de Washington, District de Columbia de 1964 à 1976 et à Boulder, Colorado de 1980 à 2000. D’autres données ont corroboré cette tendance, notamment à plus haute altitude et à échelle globale. Parmi elles, les données vapeur d’eau du satellite HALOE (v18) acquises entre 1992 et 1996 ont montré une augmentation de 0,04 à 0,09 ppmv/an entre 30 et 65 km d’altitude (Evans et al., 1998) et même de 0,129 ppmv/an entre 40 et 60 km d’altitude et entre 1992 et 1997 (Nedoluha et al., 1998). Les données vapeur d’eau des spectromètres millimétriques au sol (WVMS) à Table Mountain en Califormie (34,4°N) et à Lauder en Nouvelle-Zélande (45°S) ont également montré une augmentation entre 1992 et 1997 de 0,148 ppmv/an (Nedoluha et al., 1998). Rosenlof et al. [2001], reprenant 10 jeux de données couvrant ensemble la période 1954-2000 montrent une augmentation de 1 % par an soit 0,045 ppmv/an soit encore une augmentation de 2 ppmv depuis le milieu de années 1950. En revanche, une diminution de 0,5%/an voir une stabilisation des concentrations en vapeur d’eau est observée entre 1992 et 2002 dans la basse stratosphère en dessous de 23 km d’altitude avec HALOE (Randel et al., 2004) et aucune tendance en dessous de 60 km d’altitude entre 1996 et 2002 (Nedoluha et al., 2003). Récemment les données de Boulder (Oltmans et al., 2000) ont été réévaluées avec une tendance entre 1980-2000 revue à la baisse de 40 % (Scherer et al., 2007). Ce qui donne entre 14 et 25 km d’altitude une augmentation de 0,3 ± 0,3 à 0,7 ± 0,1%/an entre 1981 et 2006. Cette tendance est toujours en désaccord avec celle enregistrée par HALOE vu que de 1992 à 2005, les données ballons ont indiqué une tendance entre -0,2 ± 0,3 et 1,0 ± 0,3 %/an alors que les données HALOE ont indiqué une tendance entre -1,1±0,2 et -0,1+0,1 %/an. Il est à noter l’influence de la période choisie sur le résultat des tendances calculées. Après 2000/2001, les deux jeux de données s’accordent, observant tous deux une rapide diminution suivie d’une stabilisation des concentrations en basse stratosphère et une diminution plus graduelle à plus haute altitude jusqu’en 2007 (Scherer et al., 2007). Cette diminution de 0,2 à 0,3 ppmv en dessous de 30 km d’altitude représente 5 à 15 % de la valeur habituelle à ces altitudes (Randel et al., 2006). La différence entre les tendances décrites au paragraphe précédent obtenues avec divers instruments montre les désaccords qui résident entre ces instruments de mesures souvent supérieurs à la tendance observée et qui empêchent de combiner les différents jeux de données pour obtenir une tendance à plus long terme (Rosenlof et al., 2001). Kley et al. [2000] a en effet révélé que les différences entre les instruments, de l’ordre de 10 à 30 % sont mêmes supérieures au voisinage de l’hygropause et supérieures aux incertitudes combinées de chaque instrument. Il est ainsi nécessaire d’évaluer sans cesse les nouvelles données disponibles ou les nouveaux algorithmes de traitement des données d’autant que les tendances observées sont importantes à surveiller pouvant avoir de fortes conséquences sur le climat comme le décrit le paragraphe suivant.
Transport de la troposphère vers la stratosphère à travers les isentropes:
La circulation de Brewer-Dobson est une circulation méridienne en moyenne zonale qui ne permet pas d’expliquer les différences longitudinales de concentrations en vapeur d’eau de la basse stratosphère. De plus Newell et Gould-Stewart [1981] ont démontré que les températures moyennes à la tropopause tropicale (~100 hPa) ne sont pas assez froides pour justifier les faibles concentrations de vapeur d’eau mesurées en stratosphère. Pour avoir de telles concentrations en vapeur d’eau, l’air doit pénétrer dans la stratosphère au-dessus de la zone tropicale du Pacifique ouest, au-dessus du nord de l’Australie, de l’Indonésie ou de la Malaisie entre novembre et mars ou encore au-dessus de la baie du Bengale et de l’Inde durant la mousson. Newell et Gould-Stewart [1981] ont surnommé ces régions la « fontaine stratosphérique ». Cependant si tel était le cas, Mote et al. [1996] n’observeraient pas une ascension continue d’air aux Tropiques en fonction du temps comme on peut le voir sur la figure 1.6. De plus Sherwood [2000] a montré que les flux au-dessus du continent maritime, au voisinage de la tropopause sont majoritairement subsidents écartant l’hypothèse d’une fontaine stratosphérique. Depuis plusieurs années, l’existence d’une couche transitoire, la TTL, entre l’altitude maximale atteinte par la convection en troposphère et le début de la branche ascendante de la circulation de Brewer-Dobson en stratosphère est étudiée. Plusieurs mécanismes au sein de cette TTL contribuant à l’hydratation de la stratosphère aux tropiques sont actuellement en débat et parmi eux les principaux sont :
• les overshoots convectifs qui traversent la TTL et injectent des particules de glace directement dans la stratosphère (Kelly et al., 1993) provoquant selon les cas, l’hydratation (Nielsen et al., 2007) ou la déshydratation (Danielsen, 1982) de la stratosphère. Dans tous les cas, ces évènements sont rares et de masse insuffisante pour alimenter totalement la circulation de Brewer-Dobson (Gettelman et al., 2002a).
• la convection atteignant la base de la TTL par mouvement à travers les isentropes suivi d’une lente ascension au sein de la TTL avant d’atteindre la stratosphère. Au-dessus d’une certaine altitude dans la TTL, le chauffage radiatif est positif (Gettelman et Forster, 2002) et l’air peut ainsi monter lentement pour atteindre la stratosphère (Folkins et al., 1999). Cette lente ascension radiative est accompagnée de larges mouvements horizontaux (5000 à 10000 km avant d’atteindre le minimum à saturation) et nécessite un temps moyen de résidence de 13 jours pour monter de 10 K vers 360 K (Fueglistaler et al., 2004). L’entrée de l’air dans la TTL se fait majoritairement (pour environ 80 % des particules atteignant la stratosphère) au-dessus du continent maritime (Indonésie et Pacifique ouest) (Hatsushika et Yamazaki, 2003, Fuegliestaler et al., 2004) où il s’assèche en rencontrant un minimum de température au-dessus de ces régions (Bonazzola et Haynes, 2004, Fueglistaler et al., 2004). Par contre, le passage de la TTL à la stratosphère peut être différemment localisé (Holton et Gettelman, 2001). La notion de fontaine stratosphérique se transforme ainsi en notion de trappe froide (« cold trap ») au-dessus du continent maritime. Malgré des mécanismes qui commencent à bien être cernés de nombreuses incertitudes subsistent quant à l’influence des cirrus présents au sein de la TTL (Jensen et al., 1996 et 2001a ; Holton et Gettelman, 2001; Jensen et Pfister, 2004) ou à l’influence des ondes de flottabilité et de Kelvin au-dessus des cellules convectives (Potter et Holton, 1995 ; Jensen et al., 2001b ; Jensen et Pfister, 2004) sur la régulation de la concentration en vapeur d’eau entrant en stratosphère. L’ensemble de ces mécanismes ont commencé à être quantifié. Par exemple, les overshoots convectifs étudiés par Chaboureau et al. [2007] injectent quelques tonnes de vapeur d’eau par seconde et les cirrus de temps de vie supérieur à un jour formés par les mouvements verticaux lents de grande échelle pourraient diminuer les rapports de mélange en vapeur d’eau au voisinage de la tropopause de 0,3 ppmv (Potter et Holton, 1995) à 1 ppmv (Jensen et al., 1996). Néanmoins tous ces transports injectent directement de l’air et de la vapeur d’eau de la troposphère tropicale dans la stratosphère tropicale ou subtropicale et négligent un autre type de transport permettant également d’hydrater la stratosphère.
Le spectromètre SAOZ
SAOZ (Système d’Analyse par Observation Zénithale) est un spectromètre UV-visible à occultation solaire au lever et au coucher du soleil (Pommereau et Piquard, 1994) d’abord dédié à la mesure de l’ozone et du dioxyde d’azote. Lors de la campagne HIBISCUS, la bande spectrale de l’instrument a été étendue à la gamme 400-1000 nm pour permettre la mesure de la vapeur d’eau. Afin d’éviter la saturation des raies d’absorption de la vapeur d’eau en présence de fortes concentrations, des longueurs d’onde différentes sont sélectionnées en fonction de l’altitude de la mesure : 690 nm en troposphère, autour de 760 nm entre 10 et 16 km d’altitude et 945 nm en stratosphère. La résolution spectrale de l’instrument est de 1,2 nm. Les spectres sont analysés en utilisant la technique d’absorption différentielle (DOAS) et la base de données HITRAN fournissant les coefficients d’absorption de la vapeur d’eau. Les profils des espèces gazeuses (O3, NO2, O4 et H2O) sont obtenus par la méthode des pelures d’oignon après détermination du chemin optique. La résolution verticale est de 1,4 km correspondant au rayon du disque lumineux solaire et l’échantillonnage vertical est d’environ 1 km. La résolution horizontale est de 200 km. De précédentes comparaisons avec le lidar ozone de la Réunion indiquent que la précision sur l’altitude des mesures est meilleure que 100 m (Borchi et al., 2005). Les données contaminées par les nuages sont supprimées en regardant l’extinction atmosphérique à 615 nm. La précision des mesures de vapeur d’eau est estimée à 5 % à 17 km d’altitude, diminuant progressivement à plus haute altitude (10 % à 23 km). L’exactitude actuelle des mesures est de l’ordre de 20 % due à la présence d’erreurs systématiques dans les données spectroscopiques notamment. Lors de la campagne HIBISCUS, SAOZ était à bord d’une montgolfière infrarouge (MIR) lui permettant de réaliser un vol de 39 jours du 26 février au 4 avril 2004 et un tour et demi du globe entre 10°S et 20°S. Soixante-huit profils de vapeur d’eau ont ainsi pu être obtenus, moitié au coucher du soleil et moitié au lever (Borchi et Pommereau, 2007). Dû au chauffage de la MIR par le soleil et la terre dans la journée et par la terre seulement la nuit, le ballon se situe à plus haute altitude le jour et permet ainsi des mesures jusqu’à 24-25 km au coucher du soleil et jusqu’à 18-22 km au lever du soleil. Grâce à la faible vitesse du ballon comparé aux satellites, les mesures peuvent descendre jusqu’à 8-10 km ou jusqu’au sommet de la couverture nuageuse. Les concentrations de vapeur d’eau en molécules/cm3 sont converties en rapport de mélange en utilisant les données de pression et de température du centre européen de prévision à moyen terme (ECMWF) à la localisation du ballon.
|
Table des matières
Introduction générale
Chapitre 1 : Généralités sur la vapeur d’eau dans la haute troposphère et basse stratosphère
1.1. Description de l’atmosphère
1.1.1. La troposphère
1.1.2. La stratosphère
1.1.3. La tropopause
1.2. Influence de la vapeur d’eau sur la troposphère et la stratosphère
1.2.1. Effet radiatif sur l’atmosphère
1.2.2. Effet chimique sur l’atmosphère
1.2.3. Influence sur la formation des nuages
1.3. Tendance de la vapeur d’eau
1.3.1. Evolution climatique des concentrations de vapeur d’eau
1.3.2. Conséquences sur le climat
a) Influence sur la température
b) Influence sur la concentration d’ozone en stratosphère
1.3.3. Causes possibles
1.4. Dynamique de la haute troposphère-basse stratosphère
1.4.1. Circulation globale
1.4.2. Transport de la troposphère vers la stratosphère à travers les isentropes
1.4.3. Transport de la troposphère vers la stratosphère le long des isentropes
a) Une autre représentation du système troposphère-stratosphère
b) Echanges isentropes de masses d’air entre la troposphère et la stratosphère
c) Transport isentrope de vapeur d’eau de la haute troposphère vers la basse stratosphère
Chapitre 2 : Qualité des mesures de vapeur d’eau dans la haute troposphère et la basse stratosphère tropicale et subtropicale
2.1. Description des données de vapeur d’eau
2.1.1. Le spectromètre à diode laser µSDLA
2.1.2. L’hygromètre à point de condensation SAW
2.1.3. Le spectromètre SAOZ
2.1.4. SAGE-II
2.1.5. HALOE
2.1.6. MIPAS
2.1.7. GOMOS
2.1.8. AIRS/AMSU
2.1.9. MLS
2.1.10. Modèle Reprobus/ECMWF
2.2. Comparaisons des profils de vapeur d’eau
2.2.1. Profils individuels colocalisés
a) Vol SF-2
b) Vol SF-4
c) Conclusion sur les comparaisons de profils individuels
2.2.2. Moyennes de profils individuels colocalisés entre 10°S et 30°S
a) HALOE
b) SAGE-II
c) SAOZ
d) MIPAS
e) GOMOS
f) AIRS
2.2.3. Moyennes zonales
2.3. Conclusion
Chapitre 3 : Modélisation numérique des différentes phases de l’eau
3.1. Principe de base du modèle
3.2. Module de microphysique
3.2.1. Formation des nuages dans l’atmosphère
3.2.2. Modélisation des changements de phase de l’eau – Etape 1
3.2.3. Sédimentation des particules de glace – Etape 2
3.3. Conclusion
Chapitre 4 : Initialisation de la vapeur d’eau dans le modèle MIMOSA et interprétation des structures de vapeur d’eau des données µSDLA
4.1. Initialisation à partir d’une climatologie
4.1.1. Description de la climatologie
4.1.2. Simulation du vol SF-4 de la campagne HIBISCUS
4.2. Initialisation à partir des valeurs du tourbillon potentiel
4.2.1. Relation entre tourbillon potentiel MIMOSA et vapeur d’eau AIRS
a) Description générale de la méthode
b) Application aux cas de la campagne HIBISCUS
4.2.2. Utilisation du concept de latitude équivalente
4.2.3. Comparaison des initialisations pour le vol SF-4 de la campagne HIBISCUS
4.2.4. Conclusion sur le choix de l’initialisation
4.3. Analyse des vols de la campagne HIBISCUS à l’aide du modèle MIMOSA
4.3.1. Analyse de l’intrusion d’air sec vers 9 km lors du vol SF-4
4.3.2. Analyse de l’intrusion d’air sec vers 6,6 km lors du vol SF-2
4.3.3. Diminution du rapport de mélange en vapeur d’eau vers 17,5 km lors du vol SF-2
4.4. Conclusion
Chapitre 5 : Etude d’un cas de transport de vapeur d’eau de la haute troposphère subtropicale vers la basse stratosphère des moyennes latitudes
5.1. Description du cas
5.1.1. Extension du nuage
5.1.2. Altitude de la tropopause
5.2. Modélisation du cas
5.2.1. Modélisation du cirrus
a) Position du cirrus
b) Origine du cirrus
5.2.2. Modélisation du champ de vapeur d’eau
a) Comparaison entre modèles
b) Comparaison avec AIRS
5.3. Variation des caractéristiques du nuage en fonction des paramètres du modèle
5.3.1. Influence de la vitesse de sédimentation
a) Vérification de la température et de la pression du modèle
b) Variation de la vitesse de sédimentation
5.3.2. Influence du seuil de sursaturation
5.4. Quantification du transport de la troposphère vers la stratosphère
5.4.1. Méthode de quantification du transport de vapeur d’eau
5.4.2. Réversibilité du transport
a) 322 K
b) 344 K
5.4.3. Résultat de la quantification
a) Filament au nord de 60°N entre 320 et 330 K
b) Advection vers 35-50°N entre 320 et 350 K
c) Limitations de la méthode et incertitudes sur la quantification
5.5. Vérification des hypothèses
5.6. Conclusion
Conclusions et perspectives
Liste des références
Annexe 1 : Intensité des étoiles occultées par GOMOS dans chaque bande spectrale
1. Définition de l’intensité des étoiles
2. Table des intensités des étoiles
Annexe 2 : Climatologie de la vapeur d’eau
1. Choix des données
2. Construction de la climatologi
Télécharger le rapport complet
