Nuages

En plus de l’action des gaz atmosph´eriques et des a´erosols, les nuages jouent un rˆole particulier sur l’´energie qui provient de la voˆute c´eleste. Sur la figure 2.8, lorsqu’un nuage est `a proximit´e du soleil dans le ciel, il ne bloque pas la lumi`ere directe et il diffuse l’´energie qui lui parvient, et il est donc possible dans ce cas qu’un observateur 1 re¸coive de 5 `a 10% de plus d’´energie que par un ciel compl`etement d´egag´e (Milford, 1974). En contrepartie, un nuage cachant directement le soleil (et donc sa lumi`ere directe) diminue de beaucoup l’´energie re¸cue par l’observateur 2.

!

Observateur!1! Observateur!2!

Figure 2.8: Sch´ematisation de deux observateurs et de l’´eclairement relatif qu’ils peuvent recevoir sous le soleil

(et donc r´efl´echissent) l’´energie en provenance du soleil vers l’espace. L’att´enuation qui s’en suit d´epend de la taille et de l’´epaisseur des nuages, ainsi que de la taille et du nombre de gouttelettes qui le composent. Les petites gouttelettes sont beaucoup plus blanches que les grosses ou que les cristaux de glace. Plus les gouttelettes sont petites, plus les nuages r´efl´echissent la lumi`ere incidente. Lorsque le couvert nuageux n’est pas homog`ene dans sa composition ou sa disposition, ´etant donn´ee la forte probabilit´e d’une distribution anisotropique de la luminance qui d´ecoule du passage des rayons solaires, l’att´enuation r´esultante du nuage d´epend beaucoup de la position de l’observateur. Entre autres, les nuages et brumes relativement bas sont form´es de gouttelettes d’eau sph´eriques (diffusion moins anisotropique) alors que les cirrus sont plutˆot form´es de cristaux qui peuvent r´eorienter dans la mˆeme direction les rayons qui les traversent. Il est parfois difficile avec la t´el´ed´etection de distinguer les nuages des poussi`eres at- mosph´eriques. Si le nuage est assez ´epais (ex : cumulo-nimbus), il est possible de cal- culer le chemin optique de la lumi`ere. L’´epaisseur d´etermine alors s’il est un diffuseur isotropique ou anisotropique. S’il n’est pas tr`es ´epais (ex : cirrus), il peut ˆetre associ´e `

a tord `a des a´erosols lesquels occasionnent des processus atmosph´eriques diff´erents de ceux des nuages et m`enent `a une mauvaise estimation du spectre lumineux incident `a

la surface. Ajoutons que g´en´eralement, plus un ciel est couvert, plus l’´eclairement de surface devient diffus et uniforme. Par exemple, une simulation `a partir du mod`ele de transfert radiatif SBDART nous r´ev`ele que pour un angle solaire de 50 degr´es avec l’ozone correspondant `a 350 DU, si le ciel est compl`etement couvert avec un τcl de 50,

l’´eclairement `a la surface sera compl`etement diffus.

La fraction nuageuse et l’´epaisseur optique des nuages pr´esents dans la colonne d’air sont ainsi des variables qu’il faut absolument consid´erer dans l’´evaluation de l’effet atmosph´erique sur l’´energie solaire re¸cue `a la surface. Les satellites de la couleur de l’eau ont tendance `a masquer les ´el´ements qui ont un alb´edo tr`es fort pour les lon- gueurs d’ondes visibles car ils saturent le capteur et faussent le signal `a partir duquel on pourrait ´etudier ce qui constitue la colonne d’eau. Il n’y a donc pas de corrections atmosph´eriques en pr´esence de nuages car la sc`ene (le pixel) est masqu´ee. Malgr´e la perte d’information sur la sc`ene occasionn´ee par la r´eflexion et la diffusion non-s´elective des nuages, ils transmettent la lumi`ere, il faut donc en tenir compte lorsqu’on veut estimer l’´eclairement spectral incident `a la surface de l’eau. Pour en tenir compte, on ´evalue la transmittance nuageuse, l’inverse de l’att´enuation nuageuse, soit le ratio de l’´eclairement descendant sous la couche de nuage sur l’´eclairement re¸cu par un ciel clair. La transmittance nuageuse peut ˆetre r´esolue en utilisant le transfert radiatif, notam- ment en param´etrisant les caract´eristiques de la sc`ene comme l’´epaisseur optique des nuages, l’angle z´enithal solaire et l’alb´edo de surface. Boers et al. (2000) montrent que leurs mesures terrain d’´epaisseur optique des nuages peuvent diff´erer ´enorm´ement de celles retrouv´ees par satellites dˆu soit `a l’h´et´erog´en´eit´e de la structure du nuage soit `a une faible ´epaisseur optique. Ainsi, l’erreur sur la transmittance des nuages `a partir de donn´ees satellites peut s’av´erer consid´erable.

Dans le visible et le proche infrarouge, les nuages donnent en g´en´eral un spectre plat, donc une faible d´ependance aux longueurs d’ondes. Par contre, si l’on s’int´eresse `a des longueur d’ondes beaucoup plus grandes, la transmission peut devenir faible. Par exemple, s’il y a un cumulus dans la sc`ene observ´ee, pour un chemin optique de 100m,

la transmittance nuageuse est d’environ 0,3 et 0,15 pour 10µm et 1µm respectivement (cit´e de McClatchey et al. 1971, p.44).

Les nuages et la glace ont une signature indiscernable pour l’intervalle visible. Heu- reusement, les objets de la couche sup´erieure de notre plan`ete ´emettent des radiations infrarouges et micro-ondes. Ces radiations de faible ´energie sont d´enomm´ees ondes. Les nuages n’´emettent qu’un tr`es faible signal dans les micro-ondes, alors que la glace de mer en ´emet davantage (figure 2.9).

Longueur d’onde (nm)

Al

b

é

d

o

Figure 2.9: L’alb´edo spectral de la glace de mer en p´eriode de fonte (7 juillet au 12 aoˆut) - Tir´e de Perovich et al. 2002. La bande jaune correspond `a l’intervalle de la lumi`ere visible.

Sur cette figure, les cercles blancs sont la moyenne d’alb´edo et les bars verticales repr´esentent l’intervalle d’erreur (± 1 ´ecart-type). Cette signature spectrale d´ecoule en fait de la structure physique de l’objet, notamment sa composition atomique et sa structure cristalline. De mˆeme, la diff´erence de structure entre l’eau de mer et celle de

la glace permet de les diff´erencier, de jour comme de nuit, avec ou sans la pr´esence de nuages, car les cristaux de glace ´emettent plus de micro-ondes. Dans le mˆeme ordre d’id´ee, on note que les mesures des caract´eristiques des nuages r´ealis´ees au-dessus d’un oc´ean sans glace sont plus pr´ecises que celles faites au-dessus de la glace (Liu et al., 2010).

Selon le rapport de l’IOCCG 2000, p.83, la moyenne globale journali`ere de couverture nuageuse est de 50%. Bishop et Rossow (1991) ont d´etermin´e `a partir de mod`eles de transfert radiatifs que les oc´eans ´etaient plus souvent couverts de nuages que les conti- nents. Ils concluent ´egalement que les oc´eans Pacifique et Atlantique de l’h´emisph`ere nord sont plus ennuag´es que ceux l’h´emisph`ere sud, mais que le Pacifique Nord est plus nuageux que l’Atlantique Nord en ´et´e.

En Arctique, les effets des nuages varient en fonction des saisons. En hiver, le couvert nuageux est `a son minimum pendant les mois de d´ecembre et de janvier, au moment o`u le couvert de glace est le plus ´epais. Ce couvert nuageux va r´etrodiffuser les radiations infrarouges vers la surface plutˆot que de les laisser passer directement comme le ferait un ciel clair (tr`es peu de contribution du soleil pour cette p´eriode). En ´et´e, les nuages r´efl´echissent plutˆot les ondes visibles vers le haut, ce qui cause une diminution d’´energie `

a la surface par rapport `a un ciel clair. Le printemps et l’automne sont un m´elange des deux situations, mais avec un r´echauffement souvent plus important lorsque les nuages couvrent le ciel. Au-dessus de l’Arctique, il y a des nuages `a haute altitude (cirriformes), `a moyenne altitude (altocumulus, altostratus, nimbostratus) et `a basse altitude (cumulonimbus, cumulus, stratus, stratocumulus). Eastman et Warran (2010) nous informent que 1) L’arctique est plus ennuag´e vers sa p´eriph´erie en hiver alors qu’il devient plus ennuag´e vers le pˆole en ´et´e 2) le couvert nuageux devrait augmenter significativement pour toutes les saisons dans les prochaines d´ecennies, 3) les nuages de basse altitude sont responsables pour ces changements.