CloudSat ces informations ne sont pas disponibles en région arctique au dessus de 82oN (cf Figure 1.9).
Enfin le lancement de satellite et l’utilisation des données des instruments de télédétection active qu’ils embarquent requièrent une validation de celles-ci par des mesures simultanées au sol. Ce fut donc le cas pour le satellite CryoSat dont les mesures furent de nombreuses fois comparées et validées par des observations réalisées lors des campagnes Cryovex.
1.3.4 Bilan
De fortes disparités existent concernant la fréquence et le type d’observation en fonction de la zone considérée en région arctique. En général les zones continen-tales sont bien entendu beaucoup mieux documentées que la zone centrale grâce à la possibilité d’installer des stations pérennes. Malgré cela les stations possédant de multiples instruments pouvant réaliser des mesures in-situ, passives et/ou active sont peu nombreuses et en général à des latitudes suffisamment faibles pour que la région où elles se situent soit déjà quadrillée par les satellites d’observation de la Terre comme CALIPSO. En dépit de certaines initiatives de mesures tel que ISAOA les observations sur l’océan arctique restent extrêmement peu nombreuses et généra-lement limitées à des données in-situ ou passives. Des campagnes sont régulièrement menées à l’aide des brises glace de différents pays pour déployer des instruments ou réaliser des séries de mesures, mais celles-ci ne permettent pas toujours l’obtention de données sur la structure de l’atmosphère. Celle-ci est donc assez mal connue au-dessus de l’océan arctique, notamment concernant les tendances d’évolution de la nébulosité ou le transport des aérosols. L’amélioration de la compréhension des différents processus et rétroactions qui se produisent en région arctique nécessite au niveau atmosphérique une acquisition plus importante et régulière de données concernant les aérosols et les nuages, notamment leur structure (base, sommet) et occurrence.
1.4 Conclusion
En dépit des importants changement climatiques que subit actuellement la ré-gion arctique trop peu d’observations y sont réalisées afin d’améliorer nos connais-sances concernant les complexes rétroactions entre l’atmosphère, l’océan et la glace de mer. Les conséquences du réchauffement climatique en Arctique, en particuliers la fonte des glaciers, a donné naissance depuis une vingtaine d’années à une dy-namique scientifique et gouvernementale visant à en déterminer les causes et les contributions de chacune d’elles. Ceci a mené d’une part à la satellisation de mul-tiples instruments de télédétection passive et active afin d’observer la Terre, et notamment la région arctique, et d’autre part au développement de stations de me-sures permanentes. Cependant étant donné la répartition non homogène des terres (celles-ci sont essentiellement périphériques), en particuliers l’absence d’île au centre de l’océan arctique, il y a un manque important de données aux plus hautes lati-tudes concernant les aérosols et les nuages.
Une importante pollution d’origine anthropique en Arctique a malgré tout été mise en évidence suite à la multiplication des observations et modélisations. Cette pollution est transportée depuis des sources lointaines, donc correspond plutôt à des particules fines, localisées en Amérique du Nord, en Asie et en Europe, en par-ticulier en Europe du Nord pour la pollution hivernale. Ces aérosols anthropiques déséquilibrent le bilan radiatif plus ou moins directement, par exemple en modifiant les propriétés microphysiques des nuages. L’ensoleillement particulier en arctique la moitié de l’année renforce également le rôle des aérosols dans le forçage radiatif, puisque l’angle zénithal important et permanent accentue l’absorption du rayonne-ment solaire même par une fine couche d’aérosols (ex : le carbone suie). L’étude du transport et de la microphysique de ces aérosols est donc devenue cruciale pour comprendre le forçage radiatif en région arctique. Seule une technique de télédétec-tion active peut fournir des informatélédétec-tions sur la distributélédétec-tion verticale des différents couches de l’atmosphère. Or avec les récentes améliorations technologiques les Li-DAR sont devenus un outil de mesures central pour les études des composants atmosphériques de taille micrométrique ou sub-micrométrique.
C’est donc dans l’optique d’accroitre les observations de la structure atmosphé-rique arctique concernant les nuages et aérosols que l’EQUIPEX français IAOOS a pour objectif le déploiement d’un réseau de bouées dérivantes embarquant des LiDAR autonomes en région arctique. Ces mesures atmosphériques seront complé-tées par des mesures radiatives réalisées par un ODS (Optical Depth Sensor) et par des mesures atmosphériques in-situ proches de la surface (température, pression).
Des profils de température de la neige/glace/océan sont également mesurés grâce à un IMB (Ice Mass Balance) et un profileur océanique. Un tel réseau aux plus hautes latitudes permettra de compléter efficacement les données récoltées lors de campagnes ponctuelles et par les stations et observations satellites (cf Figure1.10).
1.4. Conclusion 25
Figure 1.10 – Carte centrée sur le pôle nord avec les stations répertoriées dans le cadre de ISAOA (points bleus), la région centrale de l’arctique où le LiDAR spatial CALIPSO ne réalise pas d’observation (cercle rouge) et l’emplacement de 6 bouées IAOOS le 10 octobre 2015 (points rouges).
Chapitre 2
LiDAR : conception
Sommaire
2.1 Intérêt du LIDAR à rétrodiffusion . . . . 29 2.2 Théorie LiDAR. . . . 29 2.2.1 Équation LiDAR à rétrodiffusion simple . . . . 29 2.2.1.1 Diffusion par les molécules . . . . 33 2.2.1.2 Diffusion par les particules . . . . 35 2.2.2 Apport du LiDAR à rétrodiffusion polarisé . . . . 38 2.3 Optimisation de la mesure LiDAR . . . . 40 2.3.1 Contraintes et prérequis liés au projet . . . . 43 2.3.1.1 Architecture bi-axiale et fibrée . . . . 43 2.3.1.2 Encombrement limité . . . . 43 2.3.1.3 Sécurité oculaire . . . . 44 2.3.2 Importance relative des paramètres. . . . 45 2.3.2.1 Lien entre les paramètres systèmes . . . . 45 2.3.2.2 Paramètres atmosphériques . . . . 47 2.4 Modélisation . . . . 49 2.4.1 Choix des paramètres . . . . 49 2.4.2 Résultats . . . . 50 2.5 Conclusion et choix du type de source . . . . 52
Dans la partie précédente nous avons identifié la nécessité de multiplier les ob-servations des nuages et des aérosols afin de préciser leurs influences radiatives en Arctique. Notre choix s’est porté sur des mesures par LiDAR à rétrodiffusion afin de déterminer les propriétés optiques (coefficients de rétrodiffusion et d’extinction, épaisseur optique) de ces constituants atmosphériques. L’étape préliminaire à tout développement instrumental consiste à modéliser le système, d’une part afin de prévoir quelle conception est nécessaire pour atteindre les performances nécessaires aux objectifs souhaités et d’autre part afin de s’assurer que les améliorations du système procurent effectivement l’évolution des performances attendues. Pour cela il est nécessaire de connaître quels paramètres sont à considérer, tant au niveau du système que concernant les données mesurées. Le développement d’un LiDAR ne fait pas exception à la règle. La théorie liée aux systèmes LiDAR à rétrodiffusion simple ou polarisée est présentée dans la première partie de ce chapitre, notamment une brève description des différentes grandeurs géophysiques mesurées. La seconde partie met en évidence la sensibilité de divers paramètres opto-mécaniques et at-mosphériques à partir d’une version simplifiée de l’expression de la portée LiDAR moléculaire en ciel clair. Cette étude permet de souligner différentes voies d’opti-misation. Enfin la dernière partie présente les résultats d’un modèle simplifié de portée LiDAR moléculaire en ciel clair.
2.1. Intérêt du LIDAR à rétrodiffusion 29
2.1 Intérêt du LIDAR à rétrodiffusion
Trois méthodes de mesure atmosphérique des propriétés optiques des particules ont été précédemment énoncées (in-situ, télédétection passive, télédétection active) pouvant s’appuyer sur divers instruments (néphélomètre pour les mesures in-situ, photomètre pour des mesures passives et LiDAR pour la télédétection active) et étant chacune largement utilisée par la communauté scientifique. Cependant les mesures in-situ ne fournissent que des données locales sur les propriétés physiques et optiques des particules atmosphériques, et les mesures passives n’indiquent qu’une mesure intégrée sur toute la colonne (ex : épaisseur optique des aérosols fournis par un photomètre). Seule la télédétection active donne accès à une structure verticale de l’atmosphère ainsi que, sous certaines hypothèses ou grâce aux mesures simultanées d’autres instruments, à certaines propriétés optiques des constituants atmosphériques, tels les coefficients de rétrodiffusion et d’extinction. Cette capacité a joué en faveur du déploiement d’un réseau d’instruments fournissant ce type de mesure en région arctique au dessus de 80oN, puisque la structure de l’atmosphère troposphérique à de telles latitudes est peu documentée du fait de l’absence de stations de mesures. Deux types d’instruments peuvent fournir des observations de la distribution verticale de l’atmosphère : le RADAR et le LiDAR.
La télédétection par LiDAR (Light Detection And Ranging), est similaire à celle par RADAR (RAdio Detection And Ranging). Elle consiste à étudier les signaux rétrodiffusés par les constituants atmosphériques, la différence se situant au niveau des longueurs d’onde employées (et donc des modifications inhérentes de la chaîne de détection) émises dans le domaine du rayonnement solaire (de l’ultraviolet (250nm) jusqu’à l’infrarouge (10µm)) fournissant ainsi une sensibilité accrue au signal rétrodiffusé par les particules atmosphériques micrométriques et sub-micrométrique. Ceci est donc clairement un avantage pour l’étude simultanées des aérosols et des nuages en région arctique et explique l’utilisation actuelle des LiDAR et des systèmes dérivés comme les ceilomètres dans le monde entier, de façon isolé ou au sein de réseaux (cf Annexe C).