Pourquoi le rayonnement en météorologie?

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1 Rayonnement Atmosphérique: Equation du Transfert Radiatif: modèles simplifiés 1

2 Pourquoi le rayonnement en météorologie? C est la seule source d énergie du système Terre-Atmosphère L atmosphère ne consomme pas d énergie: Solaire reçu: W Energie cinétique: W Energie potentielle: W Energie Latente: W Energie Interne: Total: Cela correspond à un temps de mise en route du système d environ 4 mois Cause première des mouvements atmosphériques Répartition spatio-temporelle du rayonnement reçu 2

3 La machine atmosphérique L atmosphère précède la Terre dans son mouvement Si l on regarde le bilan énergétique solaire Infrarouge: Gain à l équateur- déficit aux Pôles Transport de chaleur de l équateur vers les Pôles Systèmes dépressionnaires 3

4 Répartition spatiale du rayonnement solaire 4

5 Répartition spectrale du rayonnement et processus physiques à prendre en compte 5

6 Plan du cours/ Objectif Les phénomènes physiques: l équation du transfert radiatif Un modèle simplifié pour le rayonnement thermique Les hypothèses et les équations Quelques résultats Un modèle simplifié pour le rayonnement Solaire Par ciel clair Par ciel nuageux Quelques résultats Objectif: comprendre comment le rayonnement est pris en compte dans les modèles atmosphériques de prévision du temps 6

7 Les processus physiques: l extinction angle zénithal, µ=cos θ L extinction : Loi de Beer-Lambert di = -K n ext ρ I dl I est la luminance énergétique spectrale Chemin optique: dt = ρ I dl équation du transfert radiatif pour l extinction: I ( t, ϕ, µ ) ( t, ϕ µ ) υ µ = I υ, t Ce qui donne pour un rayonnement parallèle: S ( t ) = S t / ) exp( µ 7

8 Les processus physiques: la diffusion Diffusion: changement de direction sans changement de longueur d onde P(cos(θ)): fonction de diffusion autour de la direction θ Albédo de simple diffusion: ω = K dif /(K dif + K abs ) = 1 Κ I ( t, ϕ, µ ) 1 K = 4π Équation du transfert radiatif pour la diffusion 2π + 1 υ µ ( S exp( t / µ ) Pt ( µ, ϕ, µ, ϕ ) + Pt ( µ, ϕ, µ ', ϕ') I ( tυ, µ ', ϕ' ) dµ ' dϕ' t 1 8

9 Les processus physiques: l absorption Absorption correspond à un saut sur les orbitales électroniques élargissement des raies: -incertitudes sur les niveaux quantiques -Effet Doppler α D = α D T /T α D = α D -Choc moléculaires: - effet Lorentz + raies d absorption non isolées P P T / / T Répartition statistiques des profiles de raies Raies identiques Distribution statistique Elsasser Goody, Malkmus 9 K abs en fait sur une bande de fréquence δ

10 Les processus physiques: la diffusion par les gaz Cas limite de la théorie de Mie (interaction ondes électromagnétiques / particules sphériques): Indice de réfraction Nr > et r> K dif est proportionnel à λ 4.9 Couleur bleue du ciel 1

11 Les processus physiques: la diffusion et l absorption par les particules Théorie de Mie qui fait intervenir: le rapport entre la longueur d onde et la taille des particules le spectre des particules qui sont supposées sphériques les propriétés optiques de la particule à travers son indice de réfraction complexe Perturbation de E et B : équations de Maxwell K ext K abs K dif 11

12 Les processus physiques: Le rayonnement propre ou l émission Gain de luminance dans une direction donnée di = -K n emis ρ B (T) dl B (T) est la fonction de Planck (émission du corps noir) B 2h 2 C = h / kt e 3 1 Loi de Kirchhoff K emis =K abs L équation du transfert radiatif pour l émission 12 I ( t, µ, ϕ) µ = K vb ( T ) t

13 13 Les processus physiques: L équation complète du transfert radiatif Pour un rayonnement diffus dans un milieu homogène horizontalement avec dt =-K ext ρ l Pour calculer les flux et construire un modèle de rayonnement, il faut donc réaliser plusieurs intégrations sur: l angle zénithal, la fréquence et le chemin optique Il faut y ajouter l équation pour le rayonnement parallèle ( ) ( ) ( ) ) ( ' ' ' ',, ') ',,, ( ),,, ( / exp( 4 1,, T B K dµ d µ t I µ µ P µ µ P t S K I t t I v t t υ π υ ϕ ϕ ϕ ϕ ϕ ϕ µ π µ ϕ µ + + = + ( ) ) / exp( µ t S t S =

14 Modèle de rayonnement: Le domaine Infrarouge ou thermique ciel clair Les hypothèses: émission propre de l atmosphère, rayonnement isotrope, la diffusion est négligée 1- intégration suivant l angle zénithal Méthode «two stream» Approximation d Eddington Fu: flux montant F D : flux descendant 2 intégration suivant l épaisseur optique z' ρ K ( P, T ) dz z On sépare la dépendance en P, T et la dépendance en, approximation d échelle K P, T ) ( U avec U z' = ρ z P P n n/ 2 T T dz 14

15 Modèle de rayonnement: Le domaine Infrarouge ou thermique Intégration suivant la fréquence Approximation d émissivité: on travaille sur des fonctions intégrées sur le spectre mais normées par rapport à l émission intégrée du corps noir, on obtient pour les flux montants et descendants: Fu = σt 4 s 4 1. ε'( z, z') = A ( z, z') πb ( T ) d σt z ε ( z, z') z ε ( z, z') z 4 4 ( 1. ε '(, z) ) σt dz' Fd = σt dz' La détermination de ε avec précision est difficile, on préfère réaliser une intégration par parties z ε z, z') = B ( T ) ( z, z') π ( σt ) ( A 4 d Fu = σt 4 s + z ε( z, z') ( σt z 4 ) dz' Fd = z ε( z, z') ( σt z 4 ) dz' 15

16 Modèle de rayonnement: Le domaine Infrarouge ou thermique taux de réchauffement Le réchauffement dans les couches atmosphériques pour la température potentielle ( Fu Fd ) θ θ 1 = t T ρc p z Le flux infrarouge descendant au sol peut alors s écrire Fd() = ε(, z') ( σt z 4 ) dz' 16

17 Modèle de rayonnement: Le domaine Infrarouge ou thermique les absorbants atmosphériques Le flux infrarouge montant Le flux infrarouge montant ε(z,z )=ε H2 (U H2 ) + ε CO2 (U CO2 )T15µ(U H2 ) + ε O3 (U O3 ) + ε dim (U dim )T w (U H2 ) Le flux infrarouge descendant 17

18 Modèle de rayonnement: Le domaine Infrarouge ou thermique le refroidissement dans les couches Taux de refroidissement dans les couches atmosphériques en /Jour modèle en émissivité modèles spectraux Profil de température et d humidité le jour 33 à Wangara 18

19 Modèle de rayonnement: Le domaine Infrarouge ou thermique le refroidissement dans les couches évolution de la température potentielle avec et sans rayonnement IR (Wangara) 19

20 Modèle de rayonnement: Le domaine Infrarouge Ciel clair flux descendant au sol (ParisFOG) Mesure du télémètre de nuage du CNRM Comparaison mesure-calcul pour les flux IR descendant et montant à 2m durant la campagne ParisFog 2

21 Modèle de rayonnement: Le domaine Infrarouge ou thermique ciel nuageux q l :=m l /(m a +m l ): teneur en eau liquide N: Nébulosité fractionnaire On utilise une fonction de transmission (1. - émissivité) intégrée sur tout le spectre ε tot =1.-(1.-ε gaz )T H2Ol Avec T H2Ol = 1.- ε H2Ol =exp(-k l U H2Ol ) K l constant pour r g compris entre.1µ et 1µ, K l =12-15 m 2 kg -1 Couverture nuageuse partielle N TH2Ol=(1.-Nmax(z,z ) )+Nmax exp(kl U H2Ol / Nmax) Les aérosols sont assimilés aux gouttes de nuage avec les mêmes caractéristiques 21

22 Modèle de rayonnement: Le domaine Infrarouge ou thermique Coefficients d extinction et d absorption Longueur d onde 9 µ Longueur d onde.55 µ Coefficients d extinction et d absorption par unité de masse pour des particules sphériques en fonction du rayon pour 4 indices de réfraction différents 22

23 Modèle de rayonnement: Le domaine Infrarouge ou thermique Refroidissement dans les nuages Refoidissement dans un nuage (13 mai Coff s Habour): profil météorolofgiques et taux de refoidissement en /jour et comparaison modèles-mesures 23

24 Modèle de rayonnement: Le domaine Infrarouge Ciel couvert flux descendant au sol (ParisFOG) Mesure du télémètre de nuage du CNRM Comparaison mesure-calcul pour les flux IR descendant et montant à 2m durant la campagne ParisFog 24

25 Modèle de rayonnement: Le domaine solaire ou visible ciel clair Les hypothèses: pas d émission propre dans l atmosphère, rayonnement direct parallèle diffusion moléculaire paramétrée 1 intégration suivant l épaisseur optique: approximation d échelle U z' = ρ z q P P n n / 2 T T dz 2 - Intégration suivant la fréquence 1 τ ( z,, µ ) = S ( ) τ ( z,, µ ) d S Sd Su = µ S = µ S τ ( U ( z, )) R g : Albédo du sol Rgτ ( U (, ), U (, ) U ( z, )) 25 Réchauffement dans les couches et flux au sol ( Su Sd ) θ θ 1 = t T ρc p z Sd ( ) = µ S τ ( U (, ))

26 Modèle de rayonnement: Le domaine solaire ou visible les absorbants R = R a 2 étapes 1 absorption par l ozone en altitude dans la bande.2.8 µ - diffusion Rayleigh paramétrée en bas par un albédo de surface: m (1. Ra ( µ ))(1. Ra ) Rg ( µ ) + τ ( UO3( z, z' )) m Lacis, Hansen, R R a g 2 - absorption par la vapeur d eau en bas dans le bande.8 3 µ - diffusion Rayleigh négligée, R=R g τ ( UH 2O( z, z')) Lacis-Hansen,

27 Modèle de rayonnement: Le domaine solaire ou visible flux descendant au sol (ParisFOG) Mesure du télémètre de nuage du CNRM Comparaison mesure-calcul pour les flux solaires descendant et montant à 2m durant la campagne ParisFog 27

28 Modèle de rayonnement: Le domaine solaire ou visible réchauffement dans les couches Taux de réchauffement dans les couches en /jour Modèle Lacis-Hansen, 1974 Modèle Fouquart et Bonnel, 198 Profil de température et d humidité le jour 33 à Wangara 28

29 Modèle de rayonnement: Le domaine solaire ou visible ciel nuageux On ne peut plus négliger la diffusion par les gouttes de nuages (aérosols) Rayonnement parallèle + Rayonnement diffus Nuages caractérisés par: ql, re=1µ N: Nébulosité Propriétés optiques dif K ω = 1 K = = f ( U ext H 2 K Ol Albédo de simple diffusion g=.85 : facteur d assymétrie de la fonction de diffusion δ = 3 2 U H 2l re ) Épaisseur optique du nuage intégration suivant l angle zénithal: méthode two stream Fonctions T et R pour chaque couche nuageuse pour les flux montants et descendants On peut traiter les aérosols comme des gouttes de nuage mais avec des propriétés optiques différentes 29

30 Modèle de rayonnement: Le domaine solaire ou visible - «adding method» Les nuages peuvent être présents dans différentes couches atmosphériques: méthode d addition des couches adjacentes ou «adding method» R ab =Ra+Ta Rb T * a /(1-R* a Rb) Tab=Ta Tb/(1-R * a Rb) On obtient S U et S D pour la couche composite ab Addition des couches sur toute l atmosphère en descendant et en montant S U et S D à chaque niveau 3

31 Modèle de rayonnement: Le domaine solaire ou visible - «adding method» nébulosité partielle Les nuages peuvent être présents dans différentes couches atmosphériques mais avec une couverture nuageuse partielle : N Nuage défini par q l et N R a NC =N a R a N + (1.-N a ) R a C T a NC =N a T a N + (1.-N a ) T a C Avec R ac =, T ac =1 pour le ciel clair 31 R T NC ab NC ab = N a = 1. R N a T N T + 1. T NC a N NC NC a a * N a Ra N b N N b b * N a Ra R N b R T N * NC a N brb

32 Modèle de rayonnement: Le domaine solaire ou visible Réchauffement dans les nuages Réchauffement dans un nuage (13 mai Coff s Habour): profil météorolofgiques et taux de réchauffement en /jour et comparaison modèles-mesures 32

33 Modèle de rayonnement: Le domaine solaire Ciel couvert flux descendant au sol (ParisFOG) Mesure du télémètre de nuage du CNRM Comparaison mesure-calcul pour les flux solaires descendant et montant à 2m durant la campagne ParisFog 33

34 Modèle de rayonnement: Le domaine solaire ou visible réchauffement, influence de la nébulosité Réchauffement dans un nuage (13 mai Coff s Habour): profil météorologiques et taux de réchauffement en /jour et comparaison modèles-mesures 34

35 Modèle de rayonnement: Le domaine solaire ou visible influence des aérosols dans les couches Réchauffement pour une couche d aérosols de 4 µg/m3 dans les 2 premiers mètres de l atmosphère 35

36 Modèle de rayonnement: Le domaine solaire et IR influence des aérosols - flux descendants au sol Flux au sol descendants dans le visible et l infrarouge en W/m 2 pour une couche d aérosols de 4 µg/m3 dans les 2 premiers mètres de l atmosphère 36

37 Modèle de rayonnement: Le domaine solaire et IR Réchauffement dans des nuages multi couches Effets du rayonnement atmosphérique total (solaire et infrarouge cumulé) dans différents couches de nuages selon leur disposition sur la verticale et leur nébulosité 37

38 Modèle de rayonnement: Le domaine solaire et IR Réchauffement dans des nuages multi couches équilibres radiatif équilibres radiatifs-convectifs Temps de mise en place de la structure thermique verticale de l atmosphère à partir d une atmosphère isotherme 38

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