D´ etermination de l’humidit´ e relative

Pour ˆetre en mesure de caract´eriser la microphysique `a l’int´erieur du nuage, en plus de la taille des gouttes, il faut d´eterminer les param`etres thermodynamiques que sont l’humidit´e relative `a l’int´erieur du nuage ainsi que sa temp´erature. Cette mesure a ´et´e r´ealis´ee avec la mˆeme source laser ce qui permet d’envisager de les r´ealiser simultan´ement avec la mesure de la taille des gouttes.

Pour mesurer l’humidit´e relative, nous avons enregistr´e le signal r´etrodiffus´e par des nuages situ´es `a 4,5 km d’altitude, altitude d´etermin´ee `a l’aide du signal LIDAR mesur´e simultan´ement. Nous avons ainsi obtenu en une seule acquisition un spectre “LIDAR” de 680 nm `a 920 nm (cf. Fig. 3.18). Ces mesures ´etaient int´egr´ees dans le temps, ce qui interdit malheureusement la r´esolution spatiale. Ce large spectre comprend donc `a la fois les raies d’absorption de l’eau autour de 820 nm et les raies de l’oxyg`ene autour de 762 nm. Les raies de l’eau correspondent au couplage ro-vibrationel de la mol´ecule alors que les raies de l’oxyg`ene correspondent `a la bande A.

8600 8700 8800 8900 9000 9100 9200 0.0 0.5 1.0 8000 8100 8200 8300 8400 8500 8600 0.0 0.5 1.0 7400 7500 7600 7700 7800 7900 8000 0.0 0.5 1.0 6800 6900 7000 7100 7200 7300 7400 0.0 0.5 1.0 5 0 1 2 3 4 12 0 2 4 6 8 10

Range-corrected Lidar signal (Log units) 270 nm 300 nm 600 nm Chirp control White-light filament

Ultrashort Laser ^{Time resolved} spectrometer Telescope

A

B

Fig. 3.18 – Spectre int´egr´e de la transmission atmosph´erique sur 4,5 km de propagation obtenu `a Tautenburg

La zone spectrale enregistr´ee recouvre des raies d’absorption d’intensit´es tr`es diff´ e-rentes. Pour notre analyse, nous avons choisi des raies de l’eau et de l’oxyg`ene qui pr´ e-sentaient une absorption maximale, tout en ´evitant bien sˆur des raies satur´ees. Ainsi, l’intensit´e des raies est proportionnelle `a la concentration des esp`eces. Par ailleurs, le nuage a ´et´e consid´er´e comme une cible solide, c’est `a dire que la longueur de p´en´etration

3.3. Un LIDAR multi-param`etres pour caract´eriser les nuages

optique n’est pas prise en compte dans le nuage. En effet celle-ci est inf´erieure `a 100 m, soit tr`es inf´erieure `a l’altitude du nuage.

Pour contrˆoler ces mesures, deux proc´edures d’ajustement totalement ind´ependantes ont ´et´e r´ealis´ees sur des spectres enregistr´es avec des param`etres laser diff´erents. Remar-quons que la r´esolution spectrale de la mesure (0,1 ˚A) est environ dix fois plus faible que celle g´en´eralement utilis´ee pour la d´etermination des profils de temp´erature et de pression avec un syst`eme DIAL [42]. Mais en profitant de la grande largeur spectrale du continuum de lumi`ere blanche r´etrodiffus´ee, cette difficult´e est contourn´ee. `A cet effet, les spectres simul´es `a partir de la base de donn´ees HITRAN 2000 [84] ont ´et´e convolu´es par la fonction d’´elargissement instrumentale pr´ealablement connue. La pr´ecision de cette technique a ´et´e test´ee sur des spectres simul´es. Et en d´epit de la r´esolution limit´ee du spectre, d’une connaissance spectrale approximative du continuum de lumi`ere blanche et de l’efficacit´e spectrale de r´etrodiffusion par le nuage, nous avons pu d´eterminer la tem-p´erature ainsi que le rapport de m´elange de la vapeur d’eau pr´esente dans l’atmosph`ere. En effet, la densit´e spectrale du continuum de lumi`ere blanche, ainsi que l’efficacit´e de la r´etrodiffusion sont des fonctions qui varient assez lentement en fonction de la lon-gueur d’onde, et peuvent donc ˆetre consid´er´ees comme faisant partie de la ligne de base du spectre enregistr´e. Ensuite cette ligne de base est utilis´ee pour normaliser le spectre de transmission de l’atmosph`ere enregistr´ee sur l’ensemble de la zone spectrale consid´er´ee.

-20 -10 0 10 0 1 2 3 4 5 Altitude réduite (km) Température (°C) Radiosonde Température au sol Température au sol déduite de l’ajustament Décroissance de 6,5 K/km

Fig. 3.19 – Profil de temp´erature obtenu par la proc´edure d’ajustement sur la bande spectrale des raies d’absorption de O₂ A et celui obtenu par radiosonde `a Meiningen `a 23h00 TU

est d´etermin´ee `a partir de la bande A de O<sub>2</sub> du spectre. La temp´erature est ensuite utilis´ee pour calculer le rapport de m´elange de la vapeur d’eau pr´esent dans l’atmosph`ere `a partir de la bande d’absorption de l’eau issue du mˆeme spectre. Les conditions m´et´eorologiques ´etant stables, nous avons pu consid´erer un profil vertical standard de pression et une d´ e-croissance typique de la temp´erature de 6,5 K/km. L’atmosph`ere ´etant stratifi´ee, lors des ajustements, le spectre ´etait calcul´e tous les 100 m et la concentration en oxyg`ene de l’at-mosph`ere est connue et vaut 20,9 %. Les param`etres d’ajustement pour cette proc´edure ´etaient la temp´erature au sol T<sub>sol</sub> et l’altitude de la g´en´eration du continuum de lumi`ere blanche z_continuum. La longueur du filament a ´et´e n´eglig´ee puisque dans nos conditions exp´erimentales (impulsion de 300 fs [40]) elle est beaucoup plus courte que la distance sur laquelle la lumi`ere blanche est absorb´ee. Pour d´eterminer la temp´erature, l’ajustement a ´et´e r´ealis´e ind´ependemment sur la zone spectrale comprise entre 761 et 764 nm et sur une seconde zone spectrale allant de 766 `a 769 nm. Pour les deux cas, la temp´erature trouv´ee est de T_sol = 287 ± 1 K et z_continuum = 550 ± 100 m. La temp´erature au sol d´etermin´ee par l’ajustement est sup´erieure `a celle mesur´ee au sol durant les exp´eriences qui ´etait de 282 K. Cependant, le profil de temp´erature mesur´e par radiosonde `a proximit´e (`a Mei-ningen `a 100 km de distance `a 23h00 TU) (cf. Fig. 3.19) montre une inversion thermique au voisinage du sol `a 500 m d’altitude. Mais l’´epaisseur de cette couche d’inversion est faible devant le chemin optique de 9 km, de sorte que sa contribution `a l’ajustement est n´egligeable. Ainsi, la temp´erature donn´ee par l’extrapolation du profil de temp´erature est au-dessus de la couche d’inversion (cf. Fig. 3.19).

Nous avons ensuite utilis´e le profil de temp´erature et l’altitude de l’´emission du conti-nuum de lumi`ere blanche, pour d´eterminer l’humidit´e relative. Les conditions atmosph´ e-riques ´etant homog`enes, l’humidit´e relative a ´et´e suppos´ee constante tout au long des 4,5 km d’altitude. En particulier, les profils de temp´erature et de pression pr´ec´edemment d´etermin´es avec une r´esolution verticale de 100 m ont ´et´e utilis´es pour d´eterminer le rap-port de m´elange de la vapeur d’eau dans l’atmosph`ere en fonction de l’humidit´e relative. L’ajustement a ´et´e r´ealis´e dans la bande d’absorption ro-vibrationnelle de l’eau entre 813 et 816 nm d’une part et entre 825 et 829 m d’autre part (cf. Fig. 3.20). Cet ajustement conduit `a une valeur moyenne d’humidit´e relative de 49 ± 3 %. Cette mesure est en accord avec le relev´e radiosonde r´ealis´e ´egalement `a Meiningen (cf. Fig. 3.21).

Nous avons ainsi d´emontr´e, pour la premi`ere fois, qu’il ´etait possible, `a partir du conti-nuum de lumi`ere blanche, de d´eterminer le profil de temp´erature, et l’humidit´e relative moyenne, qui sont des param`etres thermodynamiques indispensables `a la compr´ehension des m´ecanismes physiques mis en jeu lors de la formation des nuages et des pr´ecipitations. Pour v´erifier ce premier r´esultat, un second ajustement a ´et´e r´ealis´e ind´ependamment. Dans cette proc´edure, le taux d’humidit´e relative et la temp´erature au sol ´etaient d´

3.3. Un LIDAR multi-param`etres pour caract´eriser les nuages Wellenlänge /nm 813 814 815 0 500 1000 1500 Signal (u . a. ) Longueur d'onde (nm) 826 827 828 829 0 100 200 300 400 Signal (u . a. ) Longueur d'onde (nm) (b) (a)

Fig. 3.20 – (a) Ajustement du spectre d’absorption de la bande rovibrationnelle de l’eau dans la zone spectrale comprise entre 813 et 816 nm et (b) comprise entre 825 et 829 nm. La courbe noire correspond aux donn´ees exp´erimentales et la courbe grise en pointill´ee au r´esultat de l’ajustement. La courbe grise autour de z´ero est le r´esidu de l’ajustement alors que la courbe grise `a la base des lignes est l’estimation de ligne de base. Remarquons que, grˆace au chemin d’absorption extrˆemement long, nous sommes capables de mesurer de faibles raies d’absorption non r´epertori´ees dans la base de donn´ees HITRAN 2000

0 20 40 60 80 100 0 1 2 3 4 5 49% Altitude réduite (km) Humidité relative (%) Radiosonde Meiningen Humidité relative

Fig. 3.21 – Humidit´e relative moyenne d´eduite de la proc´edure d’ajustement sur les bandes rovibrationnelles de l’eau entre 813 et 816 nm d’une part et entre 825 et 829 m d’autre part et le profil obtenu par radiosonde `a Meiningen `a 23h00 UT. Notons qu’une couche nuageuse situ´ee `a 3 km d’altitude `a Meiningen perturbe la mesure

termin´es en un seul ajustement `a deux param`etres sur la zone spectrale s’´etendant de 815 `a 840 nm. Les filaments ´etaient ici suppos´es ˆetre g´en´er´es `a basse altitude. La lumi`ere blanche se propageait sur les neuf kilom`etres de chemin optique parcouru (chemin aller et retour). Les r´esultats de cet ajustement sont T_sol =279 ± 0,4 K et le rapport de m´ e-lange de la vapeur d’eau vaut 0,38 ± 0,01 % . Nous estimons alors que le taux d’humidit´e relative au sol est de 42 ± 3 %, ce qui est en accord avec les r´esultats de l’ajustement pr´ec´edent.

En conclusion, ces mesures spectrales nous ont permis de d´eterminer les caract´ eris-tiques de la masse d’air en dessous du nuage. Deux proc´edures d’ajustement ont ´et´e mises en place et donnent des r´esultats similaires quant `a la d´etermination des param`etres ther-modynamiques. Ces r´esultats nous d´emontrent aussi qu’il est possible de r´ealiser des ajus-tements, soit avec une unique mais tr`es large zone spectrale, ou soit en utilisant plusieurs r´egions spectrales. Cependant, ces mesures, sans r´esolution temporelle, ne permettent pas d’obtenir la r´esolution spatiale inh´erente aux mesures LIDAR. Cette limitation nous a conduit `a utiliser des mod`eles pour le profil de temp´erature et le rapport de m´elange de la vapeur d’eau dans l’atmosph`ere.

Certes, les mod`eles utilis´es ´etaient en accord avec les donn´ees mesur´ees par radiosonde, mais si les conditions atmosph´eriques s’´eloignent des mod`eles atmosph´eriques standards,

3.3. Un LIDAR multi-param`etres pour caract´eriser les nuages

les proc´edures d’ajustement seront entach´ees d’erreurs. En revanche, il est possible de faire des mesures r´esolues temporellement avec une cam´era CCD intensifi´ee ´equip´ee d’une porte temporelle. On r´ealise ainsi un v´eritable LIDAR r´esolu spectralement. En diff´ eren-tiant le spectre mesur´e en fonction de l’altitude, on pourrait utiliser les proc´edures d´ecrites ci-dessus `a chaque altitude, pour obtenir des profils de temp´erature et d’humidit´e relative sans hypoth`ese pr´ealable.

N´eanmoins, si cette technique permet de mesurer le signal issu de la r´etrodiffusion Mie sur la base d’un nuage, qu’en serait-il du signal issu de la r´etrodiffusion Rayleigh sur les mol´ecules d’air ? En effet, la r´etrodiffusion Rayleigh est de 100 `a 1000 fois moins efficace que la r´etrodiffusion Mie provenant d’un nuage, ce qui diminuerait le rapport signal sur bruit des mesures LIDAR. Mais il serait possible d’utiliser un t´elescope dont le champ de vue serait adapt´e `a la divergence du faisceau ce qui n’´etait pas le cas lors de nos mesures. Le champ de vue du syst`eme de d´etection ´etait de 0,6 µrad, c’est `a dire largement plus faible que la divergence du faisceau. Un syst`eme de d´etection poss´edant un champ de vue de 1 mrad am´eliorerait le signal d’un facteur 3 ×106. Cela permet d’envisager des mesures ; avec un rapport signal sur bruit comparable, avec un t´elescope de 40 cm seulement, une r´esolution spatiale de 100 m, et un nombre de tirs laser similaires `a celui utilis´e pour nos mesures d´ecrites plus haut, soit un temps d’int´egration de 5 minutes environ.