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Structure de l’atmosphère
Les nombreuses mesures effectuées dans l’atmosphère permettent de comprendre la répartition verticale des températures et de sa composition chimique. Diverses tentatives ont été faites pour définir une stratification verticale type de la température de l’atmosphère. Après bien des controverses, la nomenclature la plus généralement admise actuellement fut recommandée par l’Union Internationale de Géodésie et de Géophysique à Helsinki en 1960, puis par le Comité exécutif de l’Organisation Météorologique Mondiale (OMM) en 1962. L’atmosphère est l’enveloppe gazeuse retenue par l’attraction terrestre qui entoure notre planète, elle est composée à 78,09% d’azote, 20,95% d’oxygène, 0,93% d’argon et de divers gaz trace jouant un rôle important dans la chimie stratosphérique et le bilan radiatif terrestre. Suivant les variations du profil vertical de température, on distingue plusieurs couches au sein de l’atmosphère. Le passage d’une couche à l’autre est défini comme le point de rupture du gradient de température. La figure 1 présente la structure verticale de l’atmosphère issue de l’US Standard Atmosphere 1976 (http://www.pdas.com/atmos.html), avec la variation du profil de température (trait rouge), de la densité (trait noir) et de l’ozone (trait vert) en fonction de l’altitude (en km). La troposphère correspond à la partie basse de l’atmosphère (la première couche), s’étendant du sol à environ 11 km (environ 8 km aux pôles et jusqu’à 16 km à l’équateur) et contient environ 90% de la masse de l’atmosphère. La température y décroit en moyenne de 6.5°C/km jusqu’à atteindre la tropopause. Le profil de température résulte d’un équilibre entre le forçage radiatif et la convection. Des phénomènes d’inversions interviennent dans la troposphère, se traduisant par une diminution ou une augmentation de la température suivant l’altitude. La couche limite atmosphérique (CLA) est située dans la partie inférieure de la troposphère juste au-dessus de la surface, d’épaisseur variant de quelques centaines de mètres à 3 km. La CLA définit la partie de l’atmosphère influencée par la surface sur de courtes échelles de temps (typiquement une journée). Elle est le siège de mouvements météorologiques de fortes intensités où il s’opère un mélange des espèces chimiques. Au dessus de la CLA, sommet de la troposphère libre se trouve la tropopause où l’inversion du gradient de température marque le début de la stratosphère. La stratosphère s’étend jusqu’à 50 km et contient très peu de vapeur d’eau (à cause des températures très basses rencontrées à la tropopause) mais la plupart de l’ozone avec un maximum autour de 20-25 km (figure 1). L’absorption du rayonnement solaire ultraviolet par l’ozone explique que la température de la stratosphère augmente avec l’altitude jusqu’à la stratopause. Cette structure verticale très stable inhibe fortement les mouvements verticaux, ce qui explique que la stratosphère soit organisée comme son nom l’indique en couches horizontales (stratifiée). La formation des nuages y est très peu favorable (excepté dans la stratosphère polaire durant l’hiver) se traduisant par un temps de résidence de particules très long favorisant un bilan global d’énergie dominé par les processus radiatifs. La couche située au-dessus de la stratopause est la mésosphère entre 50 et 85 km. La mésosphère voit sa température décroitre suivant la verticale fortement liée à l’émission infrarouge de l’oxygène atomique (O3(P)), de l’oxyde d’azote (NO) et du dioxyde de carbone (CO2). Contrairement à̀ la stratosphère, elle ne contient que peu d’ozone. Tout comme la troposphère et la stratosphère, la limite de la mésosphère est marquée par une stabilité du gradient de température définissant le début de la mésopause et est souvent considérée comme la zone la plus froide de l’atmosphère terrestre, la température peut y atteindre des valeurs aussi basses que 130 K avec une densité d’air très faible (figure 1).
Dynamique de l’ozone stratosphérique
La formation de l’ozone se produit majoritairement dans la stratosphère tropicale par photodissociation comme mentionné dans la section 1.2. Cependant, les observations et les modèles montrent une concentration d’ozone plus importante aux latitudes plus élevées (Steinbrecht et al., 2003; Poulain et al., 2016). La réponse à cette interrogation a été donnée pour la première fois vers le milieu du vingtième siècle par Brewer (1949) et Dobson et al. (1946) qui ont mis en évidence la présence d’une circulation méridienne permettant d’expliquer le déplacement de l’ozone des régions tropicales vers les latitudes moyennes et polaires. Cette circulation est connue sous l’appellation de circulation de Brewer Dobson, dont un modèle simplifié de trois étapes est représenté par la figure 2 :
• Le soulèvement de masses d’air (flèches blanches) de la troposphère vers la basse et moyenne stratosphère.
• Suivi de leur transport des latitudes tropicales vers les moyennes et hautes latitudes.
• Et enfin de leur descente aux hautes latitudes.
Cependant la circulation de Brewer-Dobson est plus complexe, mettant en jeu à la fois une circulation troposphérique dominée par des mouvements verticaux très rapides et des mouvements horizontaux lents et une circulation stratosphérique dominée par des mouvements verticaux lents avec des mouvements horizontaux très rapides. La circulation des masses d’air est représentée par les flèches blanches et le processus de mélange par les flèches ondulées orange. Les barrières de mélange sont représentées par les lignes épaisses vertes. Le processus de mélange et la circulation ont pour origine les ondes atmosphériques dont l’influence varie à différentes échelles de temps (Bönisch et al., 2011). En région tropicale, les masses d’air soulevées de la troposphère vers la stratosphère sont sèches et appauvries en ozone. L’ascendance tropicale dans la basse stratosphère est lente, de l’ordre de 20 à 30 mètres par jour. La majeure partie des masses d’air atteignant la basse stratosphère n’atteint jamais la haute stratosphère. En effet, une décroissance de la densité de l’air de 90% se produit entre 16 et 32 km avec pour conséquence que la majeure partie de masses d’air atteignant la stratosphère se déplacent vers les latitudes moyennes. Il faut généralement plus de 6 mois pour que l’air à 16 km s’élève jusqu’à 27 km. La bande tropicale se caractérise par un renversement des trajectoires des masses d’air provoqué par la rencontre entre l’air chaud résultant du chauffage solaire direct et l’air froid issu du refroidissement lors de leur transport vers les hautes latitudes. Ces masses d’air subissent également la force de Coriolis due à la rotation de la Terre ce qui provoquera une déviation vers l’Est (l’Ouest) en considérant un mouvement de l’équateur vers les tropiques (des tropiques vers l’équateur). Ce renversement est connu sous le nom de cellule de Hadley, mis en évidence par George Hadley au 18e siècle. La ceinture tropicale vers 30∘ de latitude dans chaque hémisphère, est une région chaude et sèche souvent désertique due à la subsidence de l’air associée à la branche descendante de la circulation de Hadley. Cependant, la latitude de celle-ci n’est pas constante, variant avec la saison en raison des cycles d’insolation. Des études récentes d’observations satellitaires ont suggéré l’existence d’une tendance à l’élargissement sur le long terme de la ceinture tropicale (Seidel et al., 2007; Birner et al., 2014). La ceinture tropicale est caractérisée par des concentrations plus faibles d’ozone stratosphérique, un taux de radiation solaire plus élevé et une tropopause plus élevée. L’évolution de ces quantités depuis 1979 semble indiquer une expansion des tropiques, à un taux compris entre 0,2°et 2°de latitude par décennie, selon le paramètre analysé (Solomon et al., 2016). Dans les régions extratropicales, la circulation de Brewer-Dobson transporte les masses d’air stratosphériques de l’équateur vers les pôles. Sur la figure 3, on observe des valeurs plus importantes d’ozone aux altitudes des latitudes extratropicales par rapport aux régions tropicales, ce qui est une conséquence directe de cette circulation. Une autre raison pour laquelle les quantités d’ozone augmentent dans la basse stratosphère aux latitudes extratropicales est la durée de vie des molécules d’ozone plus longue que dans les régions tropicales. Comme expliqué précédemment, l’ozone est produit par photolyse de l’oxygène moléculaire (produisant deux atomes d’oxygène libres), et il est détruit par des réactions catalytiques (utilisant généralement des atomes d’oxygène libres). Comme il y a peu d’atomes d’oxygène dans la basse stratosphère, conséquence de l’atténuation du rayonnement UV solaire à basse altitude, la durée de vie de l’ozone est plus longue et la destruction de l’ozone y est moins importante (R.1.1.3). En conséquence, l’ozone peut s’accumuler au fur et à mesure que la circulation de Brewer-Dobson déplace les masses d’air vers les pôles.
Oscillation sud – El Niño (ENSO)
L’oscillation australe d’El Niño (ENSO, El Niño Southern Oscillation en anglais) est un phénomène intervenant dans le Pacifique tropical caractérisé par des variations de vent et de température à la surface des océans sur des périodes de 24 à 96 mois (Trenberth, 1997). La phase ENSO se traduit par un affaiblissement des vents Alizés dans le Pacifique et donc par un échauffement de la mer sur l’Est du Pacifique dû à une diminution de remontée des eaux profondes du courant de Humbolt avec pour conséquence une augmentation de l’intensité de la convection en Amérique du Sud. Les phases El-Niño (rouge) et La-Niña (bleue) sont représentées dans la figure 5 par l’indice Multi-variable. La figure montre notamment que les phénomènes El-Niño les plus intenses se sont produits en 1997 et dernièrement en 2016. D’autre part les variations de température des eaux de surface (SST : Sea Surface Temperature en anglais) engendrent des variations longitudinales de vent vertical appelé circulation de Walker (Trenberth, 1997). La variation de l’ozone dans la basse stratosphère est directement liée au cycle de l’ENSO (Manatsa and Mukwada, 2017). Zerefos et al. (1992) ont montré que l’ENSO contribue de manière non négligeable à la variabilité interannuelle de l’ozone. Les épisodes El-Niño conduisent à une accélération de la circulation de Hadley générant un transport plus important de l’ozone vers les sub-tropiques se traduisant par une augmentation de l’ozone à l’Ouest du Pacifique et une diminution à l’Est (Randel et Thompson, 2011). Cette conclusion est confirmée par Poulain et al. (2016) qui montrent que l’ENSO explique 5 à 10% de la variabilité de la colonne d’ozone aux tropiques à Bauru et à La Réunion.
SAOZ
Le SAOZ (Système d’Analyse par Observations Zénithale) est un spectromètre UVVisible développé en 1988 à la suite de la découverte du trou d’ozone en Antarctique en 1985 (Farman et al., 1985). Il fait partie du réseau international NDACC (Network for the Detection of Atmospheric Composition Change), opérationnel depuis 1991 et est actuellement constitué de 16 instruments SAOZ repartis sur le globe. Le SAOZ mesure l’absorption par l’atmosphère de la lumière solaire diffusée au zénith durant le crépuscule. La méthode DOAS (Differential Optical Absorption Spectroscopy) (Platt et Stutz, 2008) est utilisée pour calculer la colonne d’O3 et de NO2 depuis le sol, et par tous les temps (Pommereau et Goutail, 1988). L’angle zénithal a correspond à l’angle compris entre le zénith et les rayons solaires. Lorsque a est faible (trajet 1), les rayons solaires traversent l’atmosphère obliquement et sont principalement diffusés près du sol. Un facteur multiplicatif 1⁄cos (�) est assigné au trajet oblique par rapport à un trajet zénithal (lorsque le soleil est au zénith et donc a = 0). Lorsque a est important (trajet 2), au crépuscule, les rayons solaires traversent une grande épaisseur atmosphérique, passant par un minimum d’altitude appelé altitude du point tangent. L’atténuation des rayons solaires est d’autant plus importante que la longueur d’onde est courte (diffusion Rayleigh = 1 �; ⁄ ) et que l’altitude du point tangent est faible. Les mesures effectuées durant le lever et le coucher du soleil favorisent la mesure dans la stratosphère là où le parcours optique est de l’ordre de 200 km (~20 fois le parcours optique dans la troposphère), ce qui accentue la sensibilité du SAOZ à la stratosphère et par tous les temps. Dans la spectrométrie UV-Visible, les espèces minoritaires sont quantifiées en comparant le spectre de radiance obtenu à un grand angle zénithal solaire (SZA) à un spectre de référence peu atténué par la stratosphère mesurée à un faible SZA. Le spectre de référence est mesuré vers 45° SZA. Afin de minimiser les effets des nuages et donc d’obtenir un spectre de référence bruité par la diffusion multiple, le choix du spectre de référence se fait par temps clair.
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Table des matières
Acronymes
0. Introductio
1. L’ozone stratosphérique aux tropiques
1.1 Structure de l’atmosphère
1.2 Chimie de l’ozone stratosphérique
1.3 Dynamique de l’ozone stratosphérique
1.4 Facteurs contrôlant la variabilité de l’ozone
1.4.1 Oscillation Quasi-Biennale (QBO)
1.4.2 Oscillation sud – El Niño (ENSO)
1.4.3 Variabilité des aérosols stratosphériques
1.4.4 Variabilité solaire
1.5 Objectifs de la thèse
2. Description des données d’observations et des modèles
2.1 SAOZ
2.2 INSTRUMENTS SATELLITAIRES
2.3 MODÈLES
2.3.1 Description d’un CCM
2.3.2 Modèles CCMI
2.3.3 Simulation REF C1SD
2.3.4 LMDZ Reprobus
2.3.5 CMAM
2.3.6 UMUKCA-UCAM
2.3.7 MRI
2.3.8 EMAC
2.3.9 MOCAGE
2.3.10 CHASER-MIROC
2.3.11 CNRM-CM5
3. Méthodes d’analyses
3.1 Traitement des données
3.1.1 Désaisonnalisation
3.1.2 Coefficient de corrélation
3.2 Régression linéaire multiple
3.2.1 Transformation de Cochrane Orcutt
3.2.2 Paramètres indépendants
3.2.2.1 Oscillation Quasi-Biennale (QBO)
3.2.2.2 Oscillation Sud El-Niño (ENSO)
3.2.2.3 Irradiance solaire
3.2.2.4 Aérosols volcaniques
3.2.2.5 Latitude équivalente
3.3 Méthodes des ondelettes
4. Validation des colonnes totales d’ozones satellitaires par comparaison aux mesures SAOZ issues du réseau NDACC
4.1 Introduction
4.2 Description of instruments and Total Ozone Column data
4.2.1 UV-VISIBLE SAOZ spectrometer
4.2.2 Satellite instruments
4.2.2.1 EP TOMS
4.2.2.2 SBUV
4.2.2.3 ESA CCI-processed GOME, SCIAMACHY, OMI & GOME 2
4.2.2.4 OMI DOAS & OMI TOMS
4.2.2.5 IASI
4.2.2.6 OMPS SUOMI NPP
4.2.2.7 OMI/MLS TROPOSPHERIC OZONE
4.2.3 TOTAL OZONE COLUMN TIMESERIES
4.2.3.1 Total Ozone Column seasonality
4.2.3.2 TOC interannual variability
4.3 SAT-SAOZ biases
4.3.1 SAT-SAOZ time series
4.3.2 Mean Bias
4.3.3 Temporal Drift
4.3.4 Seasonality
4.4 Origins of SAT-SAOZ variations
4.4.1 Biases
4.4.1.1 Spectral parameter
4.4.1.2 Ozone profile sensitivity (Averaging Kernels)
4.4.1.3 Synthesis
4.4.2 Origins of SAT-SAOZ seasonality
4.4.2.1 SAOZ Air Mass Factor
4.4.2.2 Tropospheric ozone
4.4.2.3 Satellites clouds masking
4.4.2.4 Synthesis
4.4.3 Origin of the temporal drift
4.4.3.1 Ozone profile change in latitude
4.4.3.2 Synthesis
4.5 General conclusions
5. Étude comparative de la variabilité de la colonne d’ozone entre les données SAOZ/satellites et les modèles CCMI
5.1 Introduction
5.2 Séries temporelles des données mensuelles de la colonne totale d’ozone
5.2.1 Cycle saisonnier et biais
5.2.1.1 Cycle saisonnier
5.2.1.2 Biais moyen par rapport aux observations SAOZ
5.2.2 Diagramme de Taylor
5.2.2.1 Construction du diagramme
5.2.2.2 Diagramme avec SAOZ comme référence
5.2.2.3 Diagramme avec observations satellitaires comme référence
5.3 Variabilité interannuelle : contribution de différents forçages
5.3.1 Analyse en ondelettes
5.3.1.1 Bauru
5.3.1.2 Réunion
5.3.2 Contribution de différents forçages à la variabilité de la colonne d’ozone
5.4 Conclusion
6. Conclusion générale et perspectives
7. Annexes
Références
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