Effet des propriétés microphysiques des aérosols sur les tempéra-

tempéra-tures de brillance

Dans cette partie, nous choisissons comme cas d’école le modèle d’aérosol MITR (MIneral TRansported) de la base OPAC, et nous considérons une atmosphère tropi-cale. Les calculs de transfert radiatif sont effectués avec le code couplé 4A+DISORT à la résolution spectrale de 0.02cm⁻¹. Comme l’effet des propriétés optiques sur les radiances est relativement lisse (voir figure 3.16), il suffit de calculer les propriétés optiques correspondant aux tailles et formes souhaitées (avec le code de Mie et de T-Matrice), puis d’interpoler dans des tables que nous avons calculées une fois pour toutes. Ces tables ont en entrée :

– 4 valeurs de l’épaisseur optique à 10 µm (0, 0.4, 0.75, 1.5) – 4 valeurs deω (0, 0.3, 0.6, 1.0)

– 4 valeurs deg (0.1, 0.4, 0.6, 0.9)

– 4 valeurs de l’altitude (correspondant aux couches "4A" - voir annexe I - numé-rotées 39, 35, 33, 31, soit approximativement des altitudes de 750 m, 2400 m, 4150 m, 5850 m)

Pour chaque propriété optique et pour l’altitude, on a choisi le nombre de valeurs à considérer (donc 4) en fonction de l’erreur maximale causée par l’interpolation que l’on peut tolérer. Cette erreur est ici inférieure à 0.1 K.

Rayon effectif

La figure 3.19 montre l’effet du rayon effectif sur le spectre infrarouge des TB. On remarque d’abord que cet effet peut être positif ou négatif selon la longueur d’onde

-0.6 -0.4 -0.2 0 0.2 0.4 500 1000 1500 2000 2500 3000 wavenumber (cm-1) ∆ BT

FIG. 3.19 – Effet du rayon effectif sur le spectre infrarouge des TB (de 650 à 2600

cm−1) : différence entre TB pour un rayon

ef-fectif de 3µm et TB pour un rayon effectif de

1µm. La couche de poussières a une AOD à

10µm de 0.6, elle est située à une altitude de

2.4 km environ. -0.05 0 0.05 0.1 0.15 500 1000 1500 2000 2500 3000 wavenumber (cm-1) ∆ BT

FIG. 3.20 – Effet du rapport d’aspect sur le spectre infrarouge des TB (de 650 à 2600

cm−1) : différence entre TB pour un sphéroïde

avec un rapport d’aspect de 2 et TB pour une sphère. La couche de poussières a une AOD à

10µm de 0.6, elle est située à une altitude de

2.4 km environ.

considérée. Cela s’explique par la variation non monotone et complexe de l’effet de la taille sur les propriétés optiques dans le calcul de Mie. Cet effet est bien sûr nul là où l’effet des aérosols est nul (par exemple entre 1400 et 1800 cm−1), mais il peut être nul aussi à une longueur d’onde à laquelle cet effet n’est pas nul (vers 1000 cm⁻¹). Il faut ensuite noter l’ordre de grandeur : l’effet de la taille est de quelques dixièmes de K, ce qui est très inférieur à l’effet de l’épaisseur optique ou de l’altitude (qui atteint 3.5 K ici).

Rapport d’aspect

La figure 3.20 montre l’effet du rapport d’aspect sur le spectre infrarouge des TB. Là aussi l’effet peut être positif ou négatif, même si, pour le cas considéré, les tempé-ratures de brillance tendent à être plus froides pour des sphères que des sphéroïdes allongés. La différence entre ces deux cas est de l’ordre de quelques dixièmes de K. Encore plus que la taille, la forme des particules est une variable de second ordre par rapport à l’épaisseur optique ou l’altitude.

3.5 Conclusions

Nous avons décrit les caractéristiques des principaux sondeurs infrarouges et de leurs plates-formes satellitales respectives. Malgré son relativement faible nombre de canaux (19 dans l’infrarouge) et sa résolution spectrale moyenne, NOAA/HIRS a l’avantage d’avoir volé continûment depuis presque 25 ans, c’est donc une archive extrêmement riche pour les études climatiques. Les instruments nouvelle génération Aqua/AIRS et IASI offrent des possibilités nouvelles par leur grand nombre de canaux et leur très grande résolution spectrale.

lorsque la situation atmosphérique et les caractéristiques des aérosols sont connus. Nous avons vu d’abord l’équation de transfert radiatif en ciel clair et ensuite ses mo-difications liées à la diffusion du rayonnement par les aérosols. Le modèle couplé 4A+DISORT a été spécialement développé pour satisfaire à la fois la très haute réso-lution spectrale d’AIRS ou de IASI et la modélisation de la diffusion du rayonnement par les aérosols. Dans un souci de rapidité, l’algorithme des ordres successifs de dif-fusion a également été couplé au code 4A. La possibilité de dégrader la résolution spectrale des modèles couplés, par une "contraction", permet un gain substantiel en temps de calcul. Le développement d’un modèle couplé rapide constitue un apport important de cette thèse.

Des études de sensibilité effectuées avec ce modèle couplé, on peut tirer les conclu-sions suivantes qui permettront de guider la démarche d’inversion :

- Le signal des aérosols est relativement faible devant les autres signaux atmo-sphériques (température, vapeur d’eau...). Une inversion des propriétés des aérosols dans l’infrarouge nécessite de prendre en compte la situation atmosphérique.

- Le signal de l’épaisseur optique et celui de l’altitude des aérosols troposphériques sont du même ordre de grandeur : quelques Kelvins. Ce sont donc les deux propriétés des aérosols que l’on peut retrouver par une première approche.

- Le signal de la taille et de la forme des aérosols est un ordre de grandeur plus faible (quelques dixièmes de Kelvins). On peut donc en première approximation négli-ger leur impact. L’inversion de ces propriétés nécessite de connaître d’abord l’épais-seur optique et l’altitude des aérosols, comme on le verra dans les chapitres 6 et 7.

optiques des aérosols volcaniques

L’étude présentée dans ce chapitre est à l’origine de cette thèse. C’est en essayant de comprendre une anomalie des biais entre les résultats du modèle de transfert radiatif et les observations (les "deltacs") que l’impact des aérosols du Pinatubo sur les températures de brillance HIRS a été mis en évidence. Ce chapitre traite donc d’inversion, c’est-à-dire de l’obtention d’un produit géophysique, en l’occurrence des épaisseurs optiques d’aérosols, à partir de radiances satellitales. De plus, ce cas présente des caractéristiques qui rendent son traitement moins complexe : les aé-rosols volcaniques étant non diffusants, les calculs de transfert radiatif et l’inver-sion sont simplifiés. Ce chapitre, qui reprend principalement ce qui a été publié par [Pierangelo et al.(2004a)], ouvre naturellement la deuxième partie de cette thèse, consacrée au problème inverse.

Pourquoi les aérosols du Pinatubo ? Les éruptions volcaniques, en perturbant le rayonnement visible et infrarouge, sont une cause importante de la variabilité relle du climat [Stenchikov et al.(1998)]. Identifier et quantifier ces fluctuations natu-relles est nécessaire pour les séparer des fluctuations anthropogéniques [Dutton (1992), Robock(2000)]. Or, l’éruption du Pinatubo est celle qui a eu l’impact climatique le plus marqué depuis qu’il existe des moyens d’observations modernes.

4.1 L’éruption du Pinatubo