Étude de sensibilité des grandeurs radiatives à grande longueur d’onde

Étude de sensibilité des grandeurs radiatives à grande longueur d’onde

Les variations spectrales de l’OLR

Affecté par les différents paramètres atmosphériques et de surface, le spectre d’OLR ne suit pas la loi de Planck d’émission du corps noir. La figure 3.1 représente le spectre d’OLR moyen sur la base TIGR et la plage ±1 écart type autour de la moyenne. Nous retrouvons une variation spectrale de l’OLR classique, avec en particulier la signature des principales bandes d’absorption de molécules actives dans ces longueurs d’ondes (H2O, CO2, O3, …). Nous observons une croissance de l’OLR dans l’infrarouge lointain (jusqu’à 550 cm−1 ). L’OLR est bien plus faible entre 580 et 750 cm−1 . Puis, de 750 à 1220 cm−1 , nous voyons une décroissance avec moins de variabilité suivant le nombre d’onde, mais une plus forte variabilité en fonction des situations atmosphériques. Cette bande est coupée par une plage d’OLR plus faible entre 980 et 1080 cm−1 . Au-delà de 1200 cm−1 , l’OLR continue à diminuer, mais reste relativement variable en fonction du nombre d’onde. Toutes ces variations pourront être expliquées et quantifiées grâce à notre étude de sensibilité de l’OLR. Nous avons également représenté sur cette figure, les bandes spectrales de sensibilité des quatre instruments CERES, ScaRaB, IASI et FORUM (les OLR intégrés sur les bandes spectrales respectives sont présentés dans la table 3.1). Nous constatons que les bandes spectrales mesurées par chaque instrument sont différentes.

Les variations spectrales du taux de chauffage vertical

Nous allons décrire ici les variations spectrales et verticales du taux de chauffage présenté en figure 3.2. Cette figure représente le taux de chauffage vertical moyen calculé à partir des atmosphères moyennes des cinq classes de la base TIGR. Le taux de chauffage vertical intégré sur tout le spectre montre des variations caractéristiques. Le taux de chauffage est négatif dans les grandes longueurs d’ondes à cause de l’absorption des gaz à effet de serre et de la structure thermodynamique de l’atmosphère. Nous observons un taux de chauffage négatif avec une valeur constante ou légèrement décroissante dans le bas de la troposphère et un changement de signe du gradient vers 500 hPa, en lien avec l’absorption de H2O qui est l’absorbant majoritaire de l’atmosphère, puis le taux de chauffage augmente entre 500 hPa et 150 hPa. Dans la stratosphère, nous observons une forte diminution du taux de chauffage puis une forte augmentation dans la mésosphère. La valeur au sommet de l’atmosphère est très faible et correspond au refroidissement de la dernière couche du modèle vers l’espace. Cette structure verticale peut s’expliquer en analysant la répartition spectrale du taux de chauffage. Le profil est en effet l’intégrale sur tous les nombres d’ondes du taux de chauffage monochromatique. Nous observons en dessous de 500 hPa un refroidissement important dans l’infrarouge lointain et plus faible aux plus grands nombres d’ondes. Ce refroidissement est la cause du refroidissement intégré constant en dessous de 500 hPa. D’autres signatures spécifiques plus localisées peuvent être décelées. Vers 667 cm−1 à la stratopause a lieu un très fort refroidissement radiatif. Vers 1050 cm−1 , le refroidissement à la stratopause est associé à un fort chauffage dans le haut de la troposphère et au sommet de l’atmosphère. Toutes ces signatures radiatives spécifiques, du taux de chauffage vertical comme de l’OLR, peuvent être attribuées à des paramètres atmosphériques ce que nous allons pouvoir quantifier de manière plus précise dans l’étude de sensibilité qui suit. 

Sensibilité de l’OLR aux variations de paramètres géophysiques

Dans le but d’évaluer la sensibilité le l’OLR à différents paramètres géophysiques, nous avons appliqué 4A-Flux à la base de données TIGR. Nous nous concentrons ici sur les profils moyens de chacune des cinq classes de TIGR. Pour chacune de ces cinq situations, nous calculons la sensibilité monochromatique à la perturbation d’un paramètre de surface ou de l’atmosphère, notée ∆OLRν, et définie par : ∆OLRν = OLRpert ν − OLRref ν (3.1) où OLRpert ν est l’OLR calculé avec la perturbation du paramètre et OLRref ν est l’OLR calculé sans la perturbation. La valeur intégrée sur le spectre des grandes longueurs d’ondes est l’opposé du forçage radiatif instantané (IRF). Nous avons ici étudié sept perturbations différentes : — augmentation du profil de température T(p) de 1 K, — augmentation de la température de surface Ts de 1 K, — augmentation de la concentration de vapeur d’eau de 1 %, — augmentation de la concentration d’ozone de 1 %, — doublement de la concentration de CO2 passant de 395 à 790 ppmv, — doublement de la concentration de N2O passant de 324 à 648 ppbv, — doublement de la concentration de CH4 passant de 1860 à 3720 ppbv. Les perturbations des profils sont verticalement uniformes et chaque perturbation est étudiée indépendamment des autres. La figure 3.3 représente la sensibilité spectrale aux variables de températures et de concentrations. Afin de ne pas surcharger le texte principal par de nombreuses figures, nous présentons ici uniquement la perturbation moyenne sur les cinq situations atmosphériques. Les sensibilités détaillées pour chacune des cinq situations atmosphériques sont reportées en annexe B. Commençons par analyser la sensibilité à la température de surface. Une augmentation de 1 K de la température de surface entraine une augmentation de l’OLR de 1.27 ± 0.20 W m−2 en moyenne sur les cinq atmosphères. En effet, l’augmentation de la température de surface augmente l’émission de Planck de la surface. Aux nombres d’ondes où l’absorption totale de l’atmosphère est faible (fenêtre atmosphérique infrarouge), cette augmentation de l’émission de surface atteint l’espace et fait donc augmenter l’OLR. Cela est bien confirmé par la figure qui montre une augmentation localisée majoritairement entre 750 et 1200 cm−1 . L’augmentation observée entre 400 et 600 cm−1 n’est présente que pour les atmosphères à faible concentration en vapeur d’eau, elle disparaît totalement en atmosphère de type tropical par exemple. Ainsi, des instruments mesurant dans l’infrarouge thermique comme IASI ou IASI-NG seront tout autant capables de quantifier cette sensibilité que des instruments dédiés à l’étude des flux comme FORUM et ScaRaB. Une augmentation uniforme de 1 K du profil de température entraine une augmentation plus importante de l’OLR de 2.21 ± 0.53 W m−2 en moyenne et en variabilité. Ici, l’augmentation de la température atmosphérique entraine une augmentation de l’émission de Planck de chaque couche de l’atmosphère et ainsi, au sommet de l’atmosphère, nous nous attendons à une augmentation aux nombres d’ondes où des gaz à effet de serre émettent. Sur la figure, nous voyons en effet que l’OLR augmente sur tout le spectre.