Système global de Prévision Numérique du Temps 

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La structure verticale

L’atmosphère n’est pas homogène mais possède plusieurs couches successives où la température subit des variations verticales bien différentes des variations de pression ou encore de densité. Cette structure verticale de température est comprise entre 200 et 300 K et permet de diviser l’atmosphère en cinq couches aux propriétés hétérogènes (Figure 1.2).
• La troposphère : Elle s’étend de la surface terrestre jusqu’à environ 11 km d’altitude et contient 80 % de la masse atmosphérique. La température y décroit en moyenne de 6,5 °C/km. Il s’agit d’une couche relativement bien mélangée sur la verticale dans laquelle a lieu la majorité des phénomènes météorologiques. Le bas de la troposphère contient la couche limite atmosphérique (CLA) située au-dessus de la surface. Son épaisseur varie de quelques mètres à 3 km et est définie comme la partie de l’atmosphère influencée par la surface sur de courtes échelles de temps (cycle diurne). La CLA est le siège de mouvements turbulents organisés au cours de l’après-midi qui opèrent le mélange des espèces chimiques qui y sont émises.
• La tropopause : C’est la frontière entre la troposphère et la stratosphère au-dessus.
Il s’agit d’une couche plus ou moins épaisse dans laquelle la température est stable alors qu’on observe une décroissance dans l’atmosphère à partir du sol et une augmentation par la suite dans la stratosphère du fait de l’absorption des rayons ultraviolets par l’ozone. La tropopause est ainsi la partie la plus froide de la basse atmosphère.
La tropopause est plus élevée pendant l’été que l’hiver car la température au sol est plus élevée. Pour la même raison, elle varie avec la latitude, allant de 8 km aux pôles à 18 km à l’équateur, avec une altitude moyenne de 11 km.
• La stratosphère : Située au-dessus de la troposphère, elle contient peu de vapeur d’eau mais la majorité de l’ozone. L’absorption du rayonnement solaire ultraviolet par l’ozone, explique que le profil de température dans la stratosphère est d’abord isotherme puis augmente avec l’altitude jusqu’à un maximum à la stratopause. Sa structure stable inhibe fortement les mouvements verticaux, expliquant son organisation en couches horizontales. Le temps de résidence des particules dans cette couche est très long à cause de l’absence de nuages et de précipitations.
• La stratopause : Elle forme une couche de quelques kilomètres d’épaisseur généralement située entre 50 et 55 km d’altitude, et constitue donc à la fois la limite supérieure de la stratosphère et la limite inférieure de la mésosphère. La moyenne globale de la température de l’air y reste légèrement inférieure à 0 °C et passe par un maximum au printemps et à l’automne.

Dynamique atmosphérique

Le bilan radiatif du système Terre/Atmosphère est déséquilibré entre les pôles et l’équateur. En effet, l’énergie radiative solaire reçue est maximale à l’équateur et minimale aux pôles. D’autre part, un déséquilibre vertical existe également entre la surface et la tropopause avec des basses couches plus chaudes que des hautes couches de l’atmosphère.
Ces déséquilibres sont corrigés par une redistribution énergétique des régions excédentaires vers les régions déficitaires par des circulations atmosphériques et océaniques. Nous allons nous intéresser ici aux circulations atmosphériques et décrire quels types de circulations sont capables de redistribuer efficacement l’énergie afin d’équilibrer le système.
Comme nous venons de le voir, l’atmosphère est le siège d’un déséquilibre radiatif sur la verticale qui nécessite un transport d’énergie de la surface vers la haute atmosphère.
En effet, la majeure partie du rayonnement solaire entrant est absorbée par la surface et les basses couches de l’atmosphère, tandis que les plus hautes couches de l’atmosphère émettent de l’énergie radiative infrarouge vers l’espace rendant le bilan radiatif net de ces dernières négatif. Afin d’assurer une partie du mélange vertical d’énergie, des mouvements verticaux de petite échelle se mettent en place par l’ascendance d’air chaud et humide qu’on appelle convection. Une autre partie du mélange vertical est issue des circulations de grande échelle, également impliquées dans le mélange méridien de l’équateur vers les pôles.
La Figure 1.3 représente une coupe méridienne schématisant la circulation et letransport par de grandes cellules troposphériques et stratosphériques. À l’équateur, le phénomène de convection transporte des masses d’air troposphériques chaudes et humides qui peuvent entrer dans la stratosphère via la tropopause tropicale. La zone de convergence des alizés en basses couches s’appelle la zone de convergence intertropicale (ZCIT). Dans cette zone, les mouvements convectifs donnent lieu à la mise en place de nuages orageux élevés de type cumulonimbus responsables d’événements fortement précipitants (mousson) ou de cellules convectives à la base de certains cyclone tropicaux.
On observe deux cellules troposphériques de part et d’autre de l’équateur avec deux branches convectives situées en moyenne vers ± 5° de latitude. Les branches subsidentes de ces cellules sont situées en moyenne vers ± 25° de latitude.

Chimie atmosphérique

La chimie atmosphérique est une discipline à part entière des sciences de l’atmosphère terrestre mais également d’autres planètes. Son champ de recherche est interdisciplinaire et implique entre autres l’étude de la chimie environnementale (pollution de l’air et aérosols), de la physique (photochimie, instrumentation, observations in-situ, télédétection), de la météorologie, de l’océanographie, de la géologie, du volcanisme, de la biosphère ou encore de la modélisation des réactions à fine échelle jusqu’à la modélisation planétaire. L’étude de la composition et de la chimie de l’atmosphère est très importante pour comprendre l’interaction entre l’atmosphère et les organismes vivants sur Terre. La composition de l’atmosphère terrestre est en constante évolution du fait de processus naturels tels que l’intensité du rayonnement solaire, la foudre qui produit localement des NOx ou encore les émissions volcaniques. Mais elle change également du fait de l’activité humaine depuis l’ère de la révolution industrielle (l’Anthropocène) qui aurait débuté selon le météorologue et chimiste de l’atmosphère Paul Josef Crutzen (prix Nobel de chimie en 1995), à la fin du xviiie siècle. Certains de ces changements sont dangereux pour la santé humaine, pour l’agriculture, les écosystèmes et de manière générale pour le vivant. On compte parmi ces problèmes les pluies acides, la dégradation de la qualité de l’air, la destruction de la couche d’ozone ou encore l’augmentation des gaz à effet de serre conduisant au changement climatique.

Distributions des constituants atmosphériques

Temps caractéristiques moyens de transport horizontal et vertical

Nous avons décrit précédemment les principaux mouvements de l’air régissant la dynamique atmosphérique. Les origines de ces mouvements sont l’instabilité thermique verticale, l’inhomogénéité de la distribution de l’énergie solaire, avec un maximum à l’équateur et un minimum aux pôles, et le mouvement de rotation de la Terre autour de son axe. La troposphère contient 90 % de la masse totale de l’atmosphère, c’est pour cela que les échanges verticaux et horizontaux y sont intenses. Afin de comprendre les mécanismes de transport des constituants chimiques, il est important de prendre en considération à la fois les temps caractéristiques moyens des échanges horizontaux et verticaux et également les temps de résidence moyens de ces constituants dans l’atmosphère.
On retrouve ces temps de résidence moyens dans le Tableau 1.1. Ainsi, nous pouvons décrire les distributions verticales et horizontales des constituants atmosphériques gazeux évoqués précédemment.
La Figure 1.5 illustre les temps caractéristiques moyens des transport horizontaux (a) et verticaux (b), des constituants chimiques dans l’atmosphère. On remarque sur lavers l’hémisphère sud. Si le temps de résidence du gaz est supérieur à ce maximum (de l’ordre de la centaine d’année) alors la distribution de celui-ci sera homogène sur l’ensemble de globe. C’est le cas par exemple du protoxyde d’azote (N2O) et des CFC.
Pour des gaz ayant un temps de résidence moyen de l’ordre de la centaine ou de la dizaine d’années, leur distribution sera quasi-homogène avec un gradient de concentration entre l’hémisphère nord et sud. Ce gradient est dû à un nombre de sources plus important dans l’hémisphère nord. Le CO2 et le CH4 ont des distributions quasi-homogènes. Les gaz ayant un temps de résidence de l’ordre du mois et donc inférieur à la durée caractéristique moyenne du transport, ont des distributions inhomogènes. On peut citer l’O3 et le CO qui sont dans ce cas. Enfin si les gaz ont un temps de résidence très court de par leur réactivité par exemple, alors leur distribution sera hétérogène et leur concentration dépendra de la proximité des sources (les NOx, les COV). De la même manière, les gaz à longue durée de vie auront une distribution verticale homogène. En effet, on note un maximum de 10 ans du temps caractéristique moyen pour un transport vertical de la surface jusqu’au sommet de la stratosphère (Figure 1.5.b). Au contraire, les constituants ayant une courte durée de vie auront une distribution hétérogène et généralement concentrée au niveau de la couche limite atmosphérique proche des sources de surface.

Distributions verticales des constituants atmosphériques

Les distributions absolues selon la verticale sont plus complexes car elles obéissent à la loi des gaz parfaits. En effet, on note un gradient de pression et un gradient de température selon la verticale. Ainsi, les profils verticaux de concentrations absolues (Figure 1.6.a) des gaz ayant une durée de vie plus longue que le temps caractéristique des transports verticaux suivront la loi de décroissance logarithmique de la pression. Sont concernés par cette décroissance, les constituants majeurs tels que O2, N2 et les constituants à très longue durée de vie comme le N2O. Cette relation quasi-linéaire entre l’altitude et le logarithme de la concentration s’applique aussi au CO2 mais bien moins au CH4. La vapeur d’eau ne suit pas cette tendance car son profil est principalement fonction de la température. Enfin, l’ozone est un cas particulier puisque sa source principale se situe dans la stratosphère.
La caractéristique linéaire en fonction de l’altitude des constituants ayant une longue durée de vie (O2, N2, CO2) se caractérise en rapport de mélange par une droite dans ce cas particulier (Figure 1.6.b). Plus le temps de résidence dans l’atmosphère du constituant est faible plus son profil vertical va diminuer rapidement en fonction de l’altitude (H2, CH4, N2O …). On retrouve ce profil particulier pour l’ozone avec un maximum dans la stratosphère. La couche d’ozone qui contient 90 % de l’ozone atmosphérique est d’ailleurs la caractéristique majeure de cette zone de l’atmosphère.

Processus Physico-chimiques

Nous avons constaté que la troposphère et la stratosphère, séparées par la tropopause, se distinguent l’une de l’autre par bien des domaines : du point de vue thermique, dynamique mais également chimique. La troposphère possède une grande variabilité dans sa composition chimique, étant à proximité directe des sources d’émission de surface. De plus, les phénomènes météorologiques particuliers à cette couche du fait de son instabilité thermique participent à une redistribution fréquente des espèces en son sein. Tandis que la stratosphère est au contraire une couche stratifiée et stable grâce à un gradient positif de température avec l’altitude. L’origine de ce chauffage réside dans le processus de formation de la couche d’ozone. En effet 90 % de l’ozone atmosphérique est contenu dans cette partie de l’atmosphère.
La connaissance et la surveillance de la chimie de l’ozone stratosphérique est très importante car la couche d’ozone est fondamentale au maintien de la vie sur Terre. L’ensemble des constituants atmosphériques, qu’ils soient présents dans la troposphère ou la stratosphère sont issus de processus physico-chimiques complexes faisant intervenir de l’énergie ou d’autres espèces. Nous allons décrire les principaux processus naturels de la chimie troposphérique et stratosphérique et analyser les perturbations en lien avec les activités humaines. Ces différents processus sont décrits en détail dans [Moh, 2008] et [Delmas et al., 2005].

Le système chimique stratosphérique

L’équilibre de l’ozone stratosphérique

La couche d’ozone dans la stratosphère possède une efficacité d’absorption du rayonnement solaire ultraviolet entre 240 et 320 nm. Cela dépend également du nombre de molécules d’ozone présent le long de la traversée du rayonnement. Ce nombre de molécules représente une épaisseur locale que l’on appelle colonne totale d’ozone et représente la quantité totale d’ozone dans une hypothétique colonne d’air s’étendant de la surface au sommet de l’atmosphère. Cette colonne est souvent exprimée en unité Dobson (DU) où 1 DU = 1 centième de millimètre dans des conditions standards (T = 273 K et P = 1 atm).
En moyenne globale sur une année, la colonne d’ozone vaut environ 300 DU = 3 mm. La concentration de l’ozone est relativement faible dans l’atmosphère, elle augmente jusqu’à la tropopause pour atteindre son maximum dans la stratosphère entre 15 et 20 km au niveau des pôles et entre 25 et 30 km à l’équateur en rapport avec l’altitude de la tropopause.
Enfin, une fois son maximum atteint, la concentration en ozone diminue exponentiellement avec l’altitude. Son temps de vie diminue rapidement en fonction de l’altitude en présence de soleil. Il est d’environ 1 mois au-dessus de 30 km, quelques jours au-dessus de 40 km et quelques heures au-dessus de 70 km. Cette distribution verticale est unique par rapport aux autres constituants atmosphériques qui possèdent un maximum au niveau de la surface. Ceci résulte de l’existence d’une source d’ozone située dans la stratosphère.
L’ozone est principalement produit aux régions équatoriales, là où le maximum de rayonnement solaire est situé. On comprend assez rapidement que la distribution spatiotemporelle de l’ozone est complexe et n’est pas uniquement déterminée par des processus de formation et destruction.

L’ozone dans les régions polaires

En plus des processus chimiques décrits précédemment, les régions polaires possèdent une particularité supplémentaire dans leur chimie stratosphérique due à l’apport d’ozone résultant du mouvement de subsidence hivernale qui tend à accumuler l’ozone aux hautes latitude. Depuis la fin des années 1970, la colonne totale d’ozone a régulièrement été mesurée aux régions polaires. On pouvait y observer un maximum d’ozone dont la moyenne sur le mois d’octobre était de l’ordre de 350 DU au printemps austral (région antarctique) et sur le mois de mars de l’ordre de 450 DU au printemps boréal (région arctique).
À partir des années 1980, il a été observé à chaque printemps une diminution rapide de la colonne totale d’ozone au-dessus de l’Antarctique avec des minimums sur la fin des années 1990 pouvant aller à moins de 100 DU soit près de 70 % de disparition de la quantité totale d’ozone par rapport à celle mesurée vingt ans plus tôt (Figure 1.11.a). Bien que moins accrue, cette tendance a été mesurée également en Arctique et l’arrivée des instruments d’observations satellitaires a non seulement confirmé cette tendance mais a montré également son extension géographique sur un vaste domaine circulaire.
On peut également observer cette déplétion d’ozone selon la verticale à l’aide de mesure de profils verticaux d’ozone issus de radiosondages comme le présente la Figure 1.11.b. On remarque que la destruction d’ozone intervient au niveau d’altitude où la concentration en ozone est maximale. Par exemple on remarque que environ 80 % de l’ozone disparaît à cette altitude en octobre au niveau de l’Antarctique, lorsque l’on compare la moyenne des profils mesurés entre (1962 – 1971) et (1992 – 2001). Cette destruction d’ozone peut être totale comme pour l’exemple du profil mesuré au pôle Sud le 2 octobre 2001 ou l’on remarque une concentration d’ozone nulle sur une épaisseur de plus de 5 km. Même si cette tendance est observée en Arctique, la différence entre la moyenne des profils mesurés entre (1988 – 1997) et le profil mesuré le 30 mars 1996 ne montre pas une destruction de l’ozone aussi extrême. De plus, la destruction de l’ozone dans cette région est bien plus variable d’une année sur l’autre.

Le système chimique troposphérique

La vapeur d’eau

La vapeur d’eau a un fort pouvoir d’absorption du rayonnement infrarouge faisant de lui le premier gaz à effet de serre. La vapeur d’eau est responsable à elle seule de la grande majorité de l’effet de serre naturel. Elle a également un effet de rétroaction important sur le changement climatique. En effet, lorsque la température augmente, l’évaporation augmente et la quantité de vapeur d’eau relâchée dans l’atmosphère aussi, accélérant encore le réchauffement. La majorité de la vapeur d’eau atmosphérique se trouve dans la troposphère. Sa concentration décroît rapidement avec l’altitude (Figure 1.6.a). Cette dernière participe au cycle de l’eau et est issue principalement de l’évaporation des océans (≈ 425 000 km3). Cependant, sa concentration dans la troposphère provient de sources naturelles et les émissions anthropiques directes sont négligeables.
Elle ne peut donc pas être considérée comme responsable du changement climatique au même titre que les gaz à effet de serre ajoutés dans l’atmosphère par les activités humaines.
Malgré cela, la réponse de la vapeur d’eau au changement climatique est déterminante pour la modélisation du système climatique. En effet, l’augmentation de la température atmosphérique participe à la hausse de la température de surface des océans pouvant accroître la quantité de vapeur d’eau dans l’atmosphère et ainsi accélérer fortement le réchauffement climatique. Néanmoins, la vapeur d’eau a une très forte variabilité dans la troposphère et les observations n’ont pas encore permis de démontrer cette tendance.
La quantité de vapeur d’eau est très importante pour la chimie atmosphérique, puisque associée à la photolyse de l’ozone, elle représente la principale source des radicaux OH dans l’atmosphère. De plus, les précipitations sont le principal vecteur d’élimination des composants chimiques les plus solubles de l’atmosphère.

 Le dioxyde de carbone

Le CO2 est le deuxième gaz à effet de serre le plus important dans l’atmosphère après la vapeur d’eau. Il est émis par des processus de combustion et de respiration. Avant l’ère industrielle, la concentration de dioxyde de carbone dans l’atmosphère était de l’ordre de 280 ppmv puis, elle a augmenté de manière exponentielle vers 1870, à la seconde révolution industrielle, pour atteindre en 2017 une valeur de l’ordre de 405,5 ppmv. Le caractère anthropique ne fait plus de doute d’un point de vue scientifique et cette augmentation résulte principalement de l’utilisation massive des combustibles fossiles. La durée de vie du CO2 dans l’atmosphère lui permet d’être mélangé de manière homogène dans la troposphère et la stratosphère en dehors des couches proches des sources d’émissions et nous avons vu que sa concentration diminue avec l’altitude (Figure 1.6).
La Figure 1.12 présente un graphique de l’évolution de la concentration de dioxyde de carbone mesurée à l’Observatoire de Mauna Loa à Hawaii depuis 1958. En effet, Charles Keeling fut le premier à mesurer les concentrations de CO2 de manière régulière à Mauna Loa, nous permettant d’observer la plus longue série temporelle de mesures « in-situ » de dioxyde de carbone. On retrouve cette tendance exponentielle d’augmentation de la concentration avec la courbe rouge. La moyenne mensuelle représentée par la courbe noire présente une variation annuelle due essentiellement à l’influence de la biosphère terrestre.
La production de CO2 par la respiration des végétaux a lieu toute l’année, tandis que la consommation de CO2 par la photosynthèse est minimale en hiver et maximale en été. Ainsi on observe dans l’hémisphère nord un maximum de CO2 au printemps et un minimum à la fin de l’été. Ces variation saisonnières ont une amplitude beaucoup plus grande dans l’hémisphère nord où les surfaces continentales sont plus importantes que dans l’hémisphère sud [Papaud and Poisson, 1985].

Table des matières

I Outils théoriques et concepts 
1 Physico-chimie de l’atmosphère 
1.1 L’atmosphère terrestre
1.2 Chimie atmosphérique
1.3 Processus Physico-chimiques
1.4 L’essentiel du Chapitre 1
2 Rayonnement et transfert radiatif 
2.1 Le rayonnement électromagnétique
2.2 Interaction rayonnement-matière
2.3 L’émission et l’absorption
2.4 Le transfert radiatif dans l’atmosphère
2.5 Modèle de Transfert Radiatif
2.6 L’essentiel du Chapitre 2
3 Les observations satellitaires 
3.1 Les satellites géostationnaires
3.2 Les satellites défilants
3.3 Le sondeur infrarouge hyperspectral IASI
3.4 L’essentiel du Chapitre 3
4 Système global de Prévision Numérique du Temps 
4.1 L’assimilation de données
4.2 Le modèle global ARPEGE
4.3 Étapes vers une analyse objective
4.4 Assimilation des données IASI
4.5 L’essentiel du Chapitre 4
5 Modèle de Chimie Transport 
5.1 Description
5.2 Le modèle MOCAGE
5.3 L’essentiel du Chapitre 5
II Travaux scientifiques 
Objectifs scientifiques de la thèse 
6 Sensibilité des observations infrarouges à la chimie
6.1 Introduction et objectifs de ce chapitre
6.2 La campagne de mesure APOGEE
6.3 L’article : The evolution of AMULSE (Atmospheric Measurements by Ultra- Light Spectrometer) and its interest in atmospheric applications.Results of the Atmospheric Profiles Of GreenhousE gasEs (APOGEE) weather balloon release campaign for satellite retrieval validation
6.4 Élaboration d’une climatologie évolutive de CO2 pour améliorer l’utilisation des sondeurs infrarouges
7 Préparation à l’assimilation des canaux O3 IASI 
7.1 Introduction et objectifs de ce chapitre
7.2 Résumé de l’article
7.3 L’article : Assimilation of IASI ozone-sensitive channels in preparation for an enhanced coupling between Numerical Weather Prediction and Chemistry Transport Models
7.4 Application de la méthode à la campagne APOGEE
8 Nouvelle sélection de canaux O3 IASI pour la PNT 
8.1 Introduction et objectifs de ce chapitre
8.2 Résumé de l’article
8.3 L’article : Ozone-sensitive channel selection over IASI full spectrum with correlated observation errors for NWP
9 Vers le couplage ARPEGE – MOCAGE pour O3 
9.1 Introduction et objectifs de ce chapitre
9.2 Cadre expérimental
9.3 Étape 1 : Utilisation d’un champ d’ozone réaliste dans H
9.4 Étape 2 : Ajout de la sélection de canaux IASI sensibles à l’ozone
9.5 Étape 3 : Ajout de l’ozone à la variable de contrôle ARPEGE
9.6 Conclusion et discussion
Conclusions, discussions, perspectives et apports personnels 
Annexes 
Bibliographie 

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