might be obtained between one or two decades. First trend estimates for ozone and temperature are already possible at some stations existing prior to the official start of the network. The Observatoire de Haute Provence (OHP) is associated with the Jungfraujoch Observatory, the Observatoire de Bordeaux and the Plateau de Bure as part of the Alpine station in the middle latitude of the northern hemisphere. In south of France the largest trend on total ozone is observed in spring (10% / decade) and the mean change is about 5% / decade. Trends on ozone profile reveal a good general agreement in the upper stratosphere around 7% / decade among different independent data series. In the lower stratosphere ozosononde exhibit a quite large trend (10-20% / decade) that need to be confirmed to be free of any instrumental effect. Temperature in the upper stratosphere reveals a cooling close to model results from 1 K / decade at 35 km to 3 K / decade at 60 km. However, better estimates, less polluted by natural variability of decadal periods, will be obtained during the next decade.

# 1. INTRODUCTION

La communauté française a joué un rôle important dans le développement de techniques de mesures originales pour l'étude de la stratosphère. Ces instruments ont contribué à améliorer notablement notre connaissance quantitative des processus chimiques, dynamiques et radiatifs qui régissent le comportement de la moyenne atmosphère. Aujourd'hui, pour répondre aux craintes et aux grandes questions contemporaines liées aux changements climatiques, la France s'est fortement impliquée dans les réseaux de mesures systématiques de la stratosphère et plus particulièrement dans le réseau international de détection des changements de la stratosphère (Network for the Detection of Stratospheric Change). Dans ce domaine, le choix des instruments et des techniques d'analyse ne doit pas être fait au hasard car les variations attendues restent faibles et leur détection met en jeu des moyens importants sur de longues échéances. Ces choix doivent répondre à une stratégie spécifique pour laquelle il est nécessaire de sélectionner des instruments fiables, capables d'assurer une surveillance à long terme. Les amplitudes des changements prédits restant faibles face à la très forte variabilité naturelle, leur mise en évidence et leur quantification est donc difficile. Une détection rapide nécessite d'adapter les méthodes d'analyse pour tenir compte de cette variabilité.

De nombreux chercheurs français sont impliqués dans des programmes européens et mondiaux d'étude des changements à long terme de la stratosphère soit à partir d'instruments au sol dont ils assurent la responsabilité soit pour leur expertise en matière d'analyse statistique

des séries de données. On peut citer le programme SPARC (Stratospheric Processes And their Role in Climat) qui propose de faire le bilan des variations à long terme de l'ozone et de la température ou ceux relevant de l'Organisation Mondiale de la Météorologie qui propose des bilans réguliers sur l'état de la couche d'ozone et de nos connaissances sur les processus associés. Dans le cadre du projet intitulé DETES (Detection des Tendances Evolutives de la Stratosphère) du Programme National de Chimie Atmosphérique de l'Institut National des Sciences de l'Univers, les chercheurs français coordonnent leurs efforts sur l'analyse de leurs mesures. Ce document se propose donc d'exposer la stratégie de mesures et d'analyse des séries temporelles qui conduira à une quantification rapide et la plus fiable possible des changements de la stratosphère.

# 2. LES ENJEUX DE L'ÉTUDE DE LA STRATOSPHÈRE

La stratosphère située de 8-18 à 50 km est une région intermédiaire de notre atmosphère qui est perturbée par des forçages venant soit des couches supérieures à travers la mésosphère (50 à 80 km) soit des couches situées à plus basses altitudes depuis la troposphère (< 8-18 km). La stratosphère est principalement influencée par les effets radiatifs et photochimiques induit par les diverses émissions solaires et cosmiques. Elle est aussi perturbée via la troposphère par des échanges de masses d'air et d'énergie à travers la tropopause.

Jusqu'à récemment, le système climatique considéré se limitait à la basse atmosphère. Maintenant il est communément admis que l'ensemble des sous-systèmes doit être considéré lorsque l'on parle des problèmes climatiques que ce soit l'océan, l'ensemble des couches atmosphériques ou la biosphère. Pour cela, il est important de mieux comprendre les mécanismes qui régissent la variabilité de la moyenne atmosphère de manière générale et plus particulièrement la stratosphère. De même il est important de bien comprendre l'ensemble des mécanismes d'échange d'énergie et de matière avec la troposphère qu'ils soient continus ou plus sporadiques (Holton et al., 1995). Ces mécanismes d'échanges qui ne sont pas abordés ici, sont néanmoins très importants pour comprendre le rôle de la stratosphère sur le climat.

Au niveau de la surface du globe, les changements climatiques attendus sont très faibles en comparaison à la variabilité naturelle et présentent de fortes inhomogénéités à des échelles régionales. Des changements significatifs ne sont détectables qu'en effectuant des moyennes à une échelle globale. De plus, il est difficile d'identifier les causes de ces changements et de valider les modèles numériques à partir de l'observation des changements de la valeur moyenne à la surface. Les différents forçages peuvent avoir des effets inverses qui se compensent ou générer des rétroactions. Seuls les accords quantitatifs
entre simulation numérique et observation ne sont pas
garants de la bonne compréhension des mécanismes. Les
simulations numériques (Roble and Dickinson, 1990 ;
Rind et al., 1990) ont montré qu’un certain nombre de
forçages ou de rétro-effets présentent des amplitudes
plus grandes dans la stratosphère qu’au niveau du sol.
Dans le cas de l’augmentation des gaz à effet de serre, le
refroidissement attendu dans la stratosphère est d’un
ordre de grandeur supérieur au réchauffement de surface.
De même les changements climatiques causés par la
diminution de l’ozone stratosphérique, ou par l’émission
massive d’aérosols volcaniques dans la stratosphère,
induisent des effets importants dans la stratosphère.

Parmi les constituants les plus importants de la strato-
sphère on peut identifier l'ozone stratosphérique aussi
bien pour son rôle sur le bilan radiatif de l'atmosphère que
pour la protection qu'il nous assure contre le rayonnement
solaire UV. Cependant son équilibre dans la stratosphère
où il est le plus abondant est menacé par l'émission de cer-
tains gaz émis par l'homme. Du fait de leur très longue
durée de vie dans la basse stratosphère, les composés orga-
no-halogénés anthropiques (chlorofluorcarbures), sont les
principaux responsables de la destruction de la couche
d'ozone stratosphérique. Initialement, une diminution glo-
bale de l'ozone dans la haute stratosphère était attendue,
de par des réactions de chimie en phase gazeuse sur les
composés hydrogénés, azotés et chlorés. En fait, une des-
truction saisonnière, inattendue et d'amplitude spectacu-
laire a été tout d'abord observée dans la basse stratosphè-
re des régions polaires. Cette destruction due à des pro-
cессus de chimie hétérogène est maintenant mieux com-
prise. L'activation de ces processus est rendue plus effica-
ce grâce à la présence d'aérosols et aux très basses tempé-

<figure><img src="image_101.png" /><figcaption>Fig. n°1 : Schéma simplifié représentant les principaux cou-
plages entre les paramètres de la stratosphère.</figcaption></figure>

ratures qu'on y rencontre. Depuis le protocole de Montréal
et de ses différents amendements successifs, les émissions
anthropiques de ces gaz ont été largement réduites.

Cependant, compte tenu du temps de vie de ces gaz et
de la circulation atmosphérique, les modèles numériques

prévoient une lente réduction de leur concentration. On
attend donc une diminution lente de l'amplitude des per-
turbations saisonnières de la couche d'ozone polaire
ainsi qu'à l'échelle globale.

Même si notre connaissance de la chimie de l'ozone
s'est considérablement améliorée, le passé a montré que
les observations directes restent indispensables et ne peu-
vent être remplacées par des simulations numériques.
L'ozone stratosphérique joue un rôle suffisamment
important pour que l'on envisage sa surveillance conti-
nue. La quantification des changements du profil vertical
de la concentration d'ozone aux moyennes latitudes, met-
tant en évidence une diminution inattendue de l'ozone en
basse stratosphère (WMO, 1994), l'ont encore prouvé.
Cette destruction pourrait trouver son origine soit dans
des processus de chimie hétérogène sur les aérosols stra-
tosphériques (Solomon et al., 1996) ou sur des cirrus de
haute altitude (Salomon et al., 1997) soit à travers des
mécanismes d'érosion du vortex et de transport à travers
des filaments d'air polaire (Edouard et al., 1996).

Il existe un couplage important entre les différents for-
çages climatiques (Figure n°1). Par exemple, des simula-
tions récentes (Shindell et al., 1998) ont suggéré que le
refroidissement induit par l'augmentation des gaz à effet
de serre pourrait augmenter l'intensité et la durée du trou
d'ozone malgré la réduction de la concentration des gaz
mis en cause, que l'on attend. De même, la destruction
attendue de l'ozone induit par les aérosols volcaniques a
été amplifiée du fait de la présence de composés chlorés
anthropiques. Outre l'influence des changements de la
stratosphère sur le climat, cette région pourrait être utili-
sée comme lieu privilégié pour détecter les premières
évolutions anthropiques de notre atmosphère. La stratégie
proposée pour séparer les différents forçages et pour amé-
liorer notre compréhension des mécanismes consisterait
donc à suivre les évolutions temporelles des profils verti-
caux de plusieurs paramètres et constituants atmosphé-
riques simultanément en quelques sites stratégiques.

3. LES OBSERVATIONS NÉCESSAIRES

3.1. *Les paramètres pertinents*

L'équilibre de l'ozone, résulte d'un grand nombre d'in-
teractions chimiques mettant en jeu, outre le rayonnement
solaire, de très nombreux constituants minoritaires de l'at-
mosphère représentant, pour certains, moins d'un milliar-
dième en volume de la concentration totale des consti-
tuants de l'atmosphère. Du fait de leur faible concentra-
tion, de leur multiplicité et de l'interaction entre les diffé-
rentes familles, il est impossible d'assurer une surveillan-
ce précise et continue de l'ensemble de ces constituants.
Outre l'ozone, on peut noter l'implication particulièrement
importante des composés chlorés et le rôle de régulateur qu'assure dans certains cas le dioxyde d'azote.

Les aérosols stratosphériques participent à l'activa-
tion du chlore dans la basse stratosphère. A la suite
d'éruptions volcaniques violentes, leur densité peut être multipliée dans la stratosphère par un facteur 10 à 100. La sédimentation des particules par gravitation limite leurs conséquences sur l'ozone à quelques années après leur injection dans la stratosphère. Leur effet à long terme sur l'équilibre de la couche d'ozone et sur l'équilibre radiatif reste toutefois à quantifier précisément.

L'équilibre thermique de l'atmosphère est principalement induit par les échanges radiatifs. Des variations locales d'un constituant radiativement actif peuvent entraîner des effets dans différentes couches de l'atmosphère même éloignées du forçage initial pour satisfaire les conditions d'équilibre radiatif. Les constituants connus pour leur forte contribution à l'effet de serre (CO₂, méthane, vapeur d'eau, ozone, aérosols...) et brasiés dans la troposphère, jouent un rôle important sur l'équilibre radiatif de la stratosphère. La température est également un paramètre important pour la chimie atmosphérique du fait de la dépendance en température de la plupart des réactions chimiques mises en jeu.

La circulation générale et les processus dynamiques à toutes les échelles de temps et d'espace sont également susceptibles d'être modifiés par les changements de la troposphère ou de la stratosphère. Les processus dynamiques constituent une source de mécanismes de rétroaction ou d'amplification des changements de la stratosphère et du climat qui sont difficiles à évaluer du fait de la large gamme d'échelles spatiales sur laquelle ils se produisent. Par exemple les effets de réchauffement de la troposphère et de refroidissement de la stratosphère induits par l'effet de serre additionnel entraîne une diminution de la stabilité verticale modifiant largement la génération des ondes et leur propagation dans la moyenne atmosphère.

## 3.2. L'amplitude des éventuels changements

Si la destruction saisonnière de l'ozone en région polaire peut être quasiment totale à certaines altitudes de la basse stratosphère et de 20 à 40 % pour le contenu intégré d'ozone, aux moyennes latitudes, là où la densité de population est la plus importante, on s'attend à une réduction globale d'ozone de quelques pour-cent par décennie avec un maximum autour de la stratopause de 5 à 10 % (Brasseur et Hitchman, 1988). Les évolutions temporelles du CIO stratosphérique aux moyennes latitudes de l'hémisphère nord quantifiées à partir de la base de données du satellite UARS (Upper Atmospheric Research Satellite) dans la bande de latitude 40°-50°N, montrent une augmentation sur 7 années de l'ordre de 20-35 pptv/an.

Si l'on suppose une réduction annuelle d'ozone de 5 % par décennie autour de 40 km et de 7 % par décennie autour de 20 km (WMO, 1989), les modèles radiatifs (Miller et al., 1995) prédisent un refroidissement d'environ 0.5 Kelvin par décennie autour de la stratopause diminuant jusqu'à une valeur quasi-nulle autour de 25-

30 km. Si l'on ajoute une augmentation du CO₂ d'environ 5 % / décennie, le refroidissement passe alors de 0.4 Kelvin par décennie autour de 30 km à 1.1 Kelvin par décennie à 45 km. Cependant, le forçage dû à l'ozone est encore quantitativement incertain, principalement dans la basse stratosphère. Un refroidissement plus fort a été plus récemment calculé à partir des dernières estimations du profil vertical de diminution d'ozone (Hansen et al., 1997). Les tests de sensibilité réalisés montrent également que les changements de la concentration d'ozone autour de la haute troposphère/basse stratosphère jouent un rôle important dans le bilan radiatif. Les modèles climatiques à 3 dimensions (Global Climat Model) bien adaptés pour rendre compte du couplage entre les mécanismes radiatifs, photochimiques et dynamiques, préférent pour la bande de latitude comprise entre ± 30°, une réponse relativement homogène de l'atmosphère associée à l'augmentation de l'effet de serre, avec une amplitude en assez bon accord avec celle simulée à partir des modèles à 2 dimensions dans lesquels la dynamique est moins bien représentée. Par contre, les modèles à 3 dimensions montrent que la dynamique peut avoir des effets contraires aux moyennes et hautes latitudes et dans la mésosphère. Bien que très incertaines, les amplitudes du changement du vent zonal prédit dans la stratosphère seraient de l'ordre de 1 ms⁻¹ par décennie (Rind et al., 1990).

## 3.3. L'échantillonnage, le bruit et la durée des séries

Les outils statistiques utilisés pour l'analyse des séries de mesures permettent de bien comprendre l'influence des différentes caractéristiques (échantillonnage, bruit,...) des séries de mesures sur la confiance que l'on peut avoir dans les variations géophysiques observées. Dans une première approche, pour quantifier, à partir de séries d'observations successives sur des périodes de plusieurs années, une éventuelle tendance uniforme moyenne, on utilise souvent une méthode de régression linéaire des moindres carrés. La confiance que l'on peut avoir dans cette estimation est donnée par l'expression suivante :

$$ \sigma_r^2 = \frac{\sigma_f^2}{\frac{1}{n} \left[ (t_f - t)^2 \right]} \times \frac{(1 + \phi)}{(1 - \phi)} $$

Celle-ci dépend en premier lieu de la durée de la série $t_i$. Mais l'incertitude que l'on fait sur l'estimation de la tendance dépend également de la dispersion $\sigma_r$ des mesures autour de la droite approximante (ou des fonctions plus complexes pour des représentations des données plus sophistiquées). Cette dispersion dépend des processus influençant la variabilité de l'atmosphère à des échelles interannuelles. Elle dépend également, pour une grande part, de la variabilité quasi aléatoire de l'atmo-
sphère et du bruit de mesures. Il apparaît donc que les instruments les mieux adaptés sont ceux qui possèdent un bruit de mesure inférieur à la variabilité atmosphérique résiduelle. Le nombre de mesures n est également un paramètre déterminant. Cependant en pratique comme deux mesures successives sont corrélées par les processus atmosphériques d'échelle de temps inférieure, elles ne sont pas indépendantes et l'incertitude sur l'estimation de la tendance doit être corrigée d'un facteur faisant intervenir l'autocorrélation (Frederick, 1984) qui comprend l'augmentation de l'échantillonnage. La corrélation de mesures successives dans la stratosphère devient très faible ($< e^{-1}$) pour un intervalle de temps d'environ une semaine à un mois en fonction de l'altitude et du lieu. Ceci tendrait à montrer qu'un échantillonnage à une fréquence supérieure à la semaine est suffisant. En fait lorsque l'on dispose d'un échantillonnage plus important, il est plus profitable d'effectuer des moyennes afin de réduire la variabilité atmosphérique. L'intervalle temporel optimum dépend donc de plusieurs facteurs comme l'amplitude des variations géophysiques, la fréquence d'échantillonnage des mesures et le temps d'interdépendance des mesures. Cet optimum est une fonction ayant un maximum assez large autour de 2 semaines à un mois. La variabilité inter-annuelle peut également résulter de variations récurrentes sur quelques années qui doivent être quantifiées et retirées aux séries de données afin de réduire la variabilité résiduelle et améliorer la confiance dans l'estimation des tendances. Si les effets saisonniers sont les plus importants, d'autres fluctuations telles que celles induites par l'Oscillation Quasi Biennale (QBO) du vent équatorial doivent être considérées.

### 3.4. L'homogénéité des séries de mesures

L'un des facteurs les plus préjudiciable pour l'estimation des tendances climatiques dépend de l'apparition de discontinuités dans les séries de mesures. La principale préoccupation pour un observateur consiste donc à maintenir un jeu homogène. Un jeu de données homogène se définit comme une série de mesures dans laquelle les variations sont exclusivement dues à des variations cli-

<figure><img src="image_102.png" /></figure>

**Fig. n°2 :** Représentation d'une série de mesures artificiellement construite par un tirage aléatoire suivant une loi normale dans laquelle un décalage systématique (d'une amplitude égale à l'écart type des fluctuations) a été introduit au milieu de la série. Cette série est superposée à d'une part une fonction escalier (haut) et d'autre part une droite (bas). Ces fonctions sont déterminées par une régression de moindres carré de la série.

matiques. Les conclusions et l'analyse que l'on pourra établir à partir de séries contenant des variations artificielles non induites par l'atmosphère, seront inconsistentes et inutilisables. Ces inhomogénéités peuvent se produire de façon graduelle ou brusque. Les changements lents sont principalement associés au vieillissement de l'instrument mais les changements brusques sont en grande partie induits par des modifications volontaires visant à une amélioration des instruments. Si dans le cas des mesures depuis l'espace on rencontre principalement la première catégorie, dans le cas d'instruments au sol c'est exclusivement la seconde classe de variations instrumentales que l'on rencontre du fait de la différence d'accessibilité des deux types d'instrumentation. Les variations brusques peuvent être prises en compte plus facilement que les variations lentes du fait que les premières peuvent être identifiées dans le temps en les corrélatant avec des changements instrumentaux, alors que les secondes échappent souvent au contrôle humain. Cette caractéristique intrinsèque des mesures au sol leur donne donc l'avantage pour fournir un jeu homogène.

Les variations brusques peuvent être générées par une multitude de raisons que l'on peut classer en quatre familles :

1. Amélioration de l'instrument et réduction de biais de mesures,

2. Modification de l'algorithme d'analyse des mesures,

3. Modifications des conditions de mesures ou des protocoles,

4. Amélioration de la précision, de la sensibilité ou de l'échantillonnage.

A partir de séries artificielles il est possible de tester les conséquences d'une variation soudaine de la valeur moyenne. Considérons une série construite par un tirage aléatoire suivant une distribution normale. A partir du milieu de la série on ajoute un décalage constant d'une amplitude égale à l'écart type des variations aléatoires. Si l'on cherche la droite des moindres carrés qui correspond à cette série, on trouvera alors une pente significative visuellement assez convainquante (Figure n°2). Par contre si l'on cherche à représenter cette série par une fonction escalier dont on ignore l'amplitude mais pour laquelle l'instant exact de la rupture est connu alors on détermine avec précision l'amplitude du saut de la moyenne et aucune tendance résiduelle ne persiste. En pratique, pour des instruments programmés pour fonctionner plusieurs décennies, il est quasiment impossible de ne pas intervenir sur l'instrument et de ne pas induire des modifications appartenant à l'une des catégories décrites ci-dessus. On peut qualifier alors la série de "quasi-homogène" lorsque les changements induits sont négligeables devant les variations climatiques attendues sur la durée de la série. Le choix des instruments pour la surveillance atmosphérique doit donc être basé en priorité sur l'absence de biais plutôt que sur le bruit qui est
principalement induit par la forte variabilité naturelle de l'atmosphère. L'exemple précédent montre l'importance de ne pas céder à l'envie d'appliquer trop fréquemment des changements instrumentaux destinés à améliorer les performances des instruments. Il apparaît également que l'on ne peut pas envisager de déduire avec une grande confiance une quelconque tendance climatique d'une série de mesures si elle n'est pas accompagnée d'un décritif complet de son histoire. Ces informations sont regroupées sous le nom de meta-données et sont indispensables pour réaliser une surveillance climatique fiable.

### 3.5. Le choix des heures de mesures

Il apparaît qu'une grande fréquence de mesures est souhaitable afin de réduire la variabilité naturelle de l'atmosphère. Cette question reste valable à l'échelle des heures et du jour. Les évolutions atmosphériques de courtes périodes sont fréquemment associées à de faibles échelles verticales. La façon de s'affranchir de cette variabilité dépend du type d'instrument considéré. Pour des systèmes proposant de grandes résolutions verticales on peut s'affranchir de cette variabilité en appliquant un lissage vertical aux mesures étant données les échelles de temps et d'espace associées aux changements à long terme de la stratosphère comme dans le cas des sondes embarquées sous ballon qui résolvent des couches de plusieurs dizaines de mètres ou comme les mesures de contenus intégrés. D'autres instruments comme les lidars nécessitent une intégration temporelle qui permet de fait de réduire une partie de la variabilité associée aux petites échelles.

Cependant, certains paramètres, pour certains domaines d'altitude, peuvent présenter des variations systématiques, induites par l'alternance nuit/jour, avec des amplitudes parfois importantes qui doivent être présent en compte lorsque l'on choisit l'heure et la durée des mesures. En fait ces variations sont soit de nature géophysique et induisent dans les paramètres mesurés des

variations cycliques soit associées aux conditions de mesures (éclairement, température, humidité...) qui peuvent modifier le fonctionnement des instruments. Les conditions de mesures sont des facteurs particulièrement sensibles pour les mesures utilisant un capteur in-situ. Un fonctionnement aléatoire en fonction des heures de mesures rajoutera du bruit dans la série. Par contre, si la série débute à une certaine heure locale (ou dans certaines conditions d'éclairement) et qu'elle se termine à une autre heure alors le décalage induit par le cycle diurne se traduira, dans les observations, comme une variation à long terme. En toute rigueur, l'heure de mesure doit donc toujours rester la même d'un jour à l'autre. Cependant ceci n'est pas toujours possible principalement pour certaines mesures de télédétection qui dépendent de la couverture nuageuse.

Les variations diurnes de l'ozone observées à partir du radiomètre installé au plateau de Bure (France) et par des modèles photochimiques (Ricaud et al., 1994) montrent des variations principalement pendant le jour associées à des variations de l'insolation.

Ces variations sont assez lentes mais d'amplitude relativement faibles (< 10 %) dans la stratosphère et sont plus brutales et d'amplitudes plus importantes (10-80 %) dans la mésosphère. L'heure d'obtention de profils d'ozone doit donc être maintenue constante pour les mesures de jour. Elle peut être plus aléatoire de nuit mais doit cependant éviter les périodes de pénombre pendant lesquelles s'opèrent les changements les plus importants. D'autres espèces chimiques présentent des variations diurnes. Les variations diurnes du CIO stratosphérique aux moyennes latitudes de l'hémisphère nord ont été étudiées à partir des données micro-onde et du satellite UARS (Ricaud et al., 1997). Les variations mesurées et calculées sont en bon accord avec les modèles photochimiques à 4,6 hPa et en un peu moins bon accord à 2,1 hPa. Le CIO présente des variations lentes même en début de nuit (50 % / heure à 35 km à 18 heure) qu'il est important de considérer pour établir des séries homogènes.

Les variations diurnes de la température ont été observées à partir de mesures lidar obtenues pendant des campagnes de mesures en continu sur plusieurs jours (Gille et al., 1991) et à partir des mesures d'UARS (Keckhut et al., 1996). Des variations diurnes de l'ordre de ±2 K avec une phase à 18 heure sont détectées autour de la stratopause. Des variations semi-diurnes se propageant avec des amplitudes encore plus grandes sont observées dans la mésosphère. Bien que des différences d'amplitude apparaissent dans les modèles, les phases attendues et observées sont en assez bon accord. Compte tenu des amplitudes des marées atmosphériques, il apparaît que si l'on change l'heure de mesure au cours du temps, de nuit comme de jour, on peut induire dans les séries de mesures de la température de la haute stratosphère et de la mésosphère, des variations de l'ordre de

<figure><img src="image_103.png" /><figcaption>Fig. n°3 : Profils verticaux d'ozone obtenus avec deux lots de sondes du même type mais de fabriquants différents lors de la campagne de Gap (France) en Juin 1996.</figcaption></figure>
plusieurs Kelvin par décennie bien supérieures aux changements anthropiques attendus.

# 4. LES TECHNIQUES DE MESURE

## 4.1. Les mesures in-situ

Les mesures in-situ sont basées sur notre connaissance des modifications des propriétés physiques de certains matériaux, liquides ou gaz au contact des milieux étudiés. Historiquement, c'est de cette manière qu'ont été réalisées les première mesures physiques et plus particulièrement les premières mesures des paramètres atmosphériques. Cette méthode impose le contact physique entre le capteur et le milieu à mesurer. Si en laboratoire cela ne constitue pas un inconvénient, cette condition limite le domaine atmosphérique mesurable au domaine humainement accessible. Cet obstacle a tout de même été contourné en remplaçant les quelques aventuriers-aéronautes par les techniques de télémétrie. Si les ballons météorologiques sont malgré tout limités à la moyenne et basse stratosphère, les ballons stratosphériques plus volumineux, les fusées et les avions restent d'un coût prohibitif non compatible avec une surveillance continue. Malgré tout, dans le passé, des programmes fusées de mesures systématiques pendant plusieurs décennies ont été mis en place à partir d'un nombre très varié de sites par les Etats-Unis, par l'Union Soviétique et plus modestement par le Japon. Ces mesures sont très coûteuses principalement parce que ces instruments ne sont pas réutilisables et ne permettent souvent d'obtenir qu'un seul profil. De plus le milieu sondé peut être modifié par la présence du capteur et de son porteur. Le milieu peut également agir sur les conditions de mesure. Ces phénomènes se produisent avec un faible contrôle du fait de l'éloignement de l'instrument. C'est pourquoi, bien que les réseaux de radiosondage possèdent certaines caractéristiques intéressantes pour la surveillance comme la précision, la couverture spatiale et temporelle, et échantillonnage vertical et temporel, ils sont sujet à de fortes inhomogénéités (Gaffen, 1994). De même les sondages fusées ont connu des changements instrumentaux qu'il est nécessaire de considérer (Keckhut et al., 1998). En plus des interventions réalisées volontairement, ces séries peuvent être perturbées par des changements qui échappent aux responsables des séries de mesures comme ceux associés aux modifications de fabrication des capteurs ou des véhicules porteurs. Ceci est d'autant plus critique que chaque nouveau profil est obtenu à partir d'un nouvel instrument. Par exemple des différences importantes ont été observées entre des mesures obtenues à partir de sondes ozone d'un même type lors d'une campagne en Juin 1996 qui s'est tenue à Gap (France). Durant cette campagne de deux semaines, 4 sondes fournies par la société Science Pump (SPC 5A) et 4 sondes provenant de la société ENSCI (Modèle Z) ont été indifféremment utilisées pour des sondages atmosphériques

sous ballon. La superposition des profils fait apparaître très clairement dans la moyenne stratosphère (20-35 km) un biais augmentant avec l'altitude (jusqu'à 20 %) qui peut clairement être associé au type de fabrication de la sonde (Figure n°3). Il est probable que cette différence ne soit pas due à la provenance de la sonde mais à une série de fabrication différente et défectueuse car aucune différence de cet ordre n'avait été décelée auparavant lors des campagnes de comparaison en chambre de simulation mettant en jeu les deux sondes de fabrication différente.

## 4.2. Les mesures par télédétection

L'utilisation des techniques de télédétection n'est pas nouvelle et remonte au début de la vie terrestre lorsque les animaux ont pu utiliser avec habilité et imagination leur sens tels que la vue, l'ouïe et l'odorat, pour recevoir à distance, des informations de leur environnement changeant. L'arc-en-ciel, les halos, la couleur du ciel et les nuages sont autant de phénomènes visuels observables à distance qui renseignent (à qui sait interpréter) sur la composition de l'atmosphère. Les systèmes de télédétection sont composés de sources émettant des ondes et de détecteurs destinés à recevoir ces ondes qui, après interaction avec le milieu sondé, peuvent être interprétées. Les méthodes de télédétection comparées aux méthodes basées sur des capteurs in-situ demandent des moyens humains et financiers plus réduits, du fait qu'elles n'utilisent qu'un seul instrument actionné depuis le sol. Ces systèmes peuvent être séparés en deux grandes catégories en fonction de la nature de la source émettrice : systèmes passifs ou actifs.

Les systèmes passifs observent et captent le signal émis par une source naturelle de radiation comme le soleil, les étoiles ou l'émissions de la haute atmosphère. La principale caractéristique de ces instruments correspond à une information intégrée le long de la ligne de visée et qui ne permet pas d'avoir directement accès à la distribution verticale. Ces méthodes reposent sur la stabilité spectrale des sources naturelles et se regroupent dans la famille des spectromètres et photomètres. Elles ont été utilisées depuis des décennies et sont très bien adaptées pour mesurer des contenus intégrés de constituants présentant de fortes raies d'absorption. Le premier spectromètre utilisé pour la mesure de constituants stratosphériques par absorption de la lumière solaire fut développé par Dobson en 1926 et dédié à l'ozone. Le principe de la mesure est basé sur l'absorption de l'ozone dans l'ultraviolet à deux longueurs d'onde différentes, l'une présentant une absorption forte, l'autre une absorption faible. Cette méthode de mesure d'un constituant par comparaison de son absorption à deux longueurs d'onde différentes s'appelle la méthode d'absorption différentielle. Le spectromètre utilise un prisme comme élément dispersif. Les problèmes instrumentaux induits par les éventuelles dérives de l'optique et du système dispersif
en particulier, nécessitent des calibrations régulières. La principale limitation de la spectrométrie à deux longueurs d'ondes réside dans la présence de diffusions et d'absorptions parasites induites par les autres constituants. Une des solutions consiste à utiliser un spectromètre à balayage permettant d'obtenir des spectres sur un large domaine spectral. Cependant, compte-tenu de la variabilité de transmission atmosphérique durant l'enregistrement du spectre, ces instruments n'ont pas apporté une amélioration significative. L'apparition des détecteurs en barrette, sur le marché à partir de 1985, a permis de faire un grand pas dans la spectrométrie atmosphérique UV-visible. L'observation simultanée d'un grand nombre de longueurs d'onde sur une large bande spectrale a permis de s'affranchir des variations temporelles de transmission atmosphérique (Solomon et al., 1987). Cette technique, basée sur la reconnaissance de la signature spectrale à haute résolution, présente l'avantage de différencier simultanément les principaux constituants. L'autre avantage associé à l'utilisation de l'ensemble du spectre et principalement de sa partie visible correspondant aux bandes de Chappuis (450-600 nm) réside dans la possibilité de faire des mesures pour un soleil bas sur l'horizon (Pommereau et Goutail, 1988). Cette caractéristique a permis des mesures dans les régions polaires en hiver ou la distance zénithale solaire est supérieure à 80°. La section efficace d'absorption de l'ozone dans les bandes de Chappuis ne dépend quasiment pas de la température (Amoruso et al., 1990 ; Brion et al., 1998) et apporte un avantage supplémentaire à la méthode dans des régions où la température de la stratosphère peut varier de -80 à -20°C. En observation zénithale, l'instrument devient très sensible lorsque le soleil est bas sur l'horizon du fait que les rayons du soleil traversent une épaisseur d'ozone plus importante. Cependant comme le flux enregistré par l'instrument diminue, sa gamme de fonctionnement optimale est située pour des angles zénithaux allant de 86 à 91°. Des informations sur la distribution verticale peuvent tout de même être obtenues dans certaines conditions. L'une d'elle consiste à faire des mesures continues pendant que le soleil passe d'un angle zénithal de 60 à 90°. Ces mesures successives donnent un poids variable aux différentes couches de l'atmosphère. Connu sous le nom d'effet "Umkehr" (Götz et al., 1934), ces mesures peuvent être inversées pour obtenir une information sur la répartition verticale de l'ozone avec cependant une résolution assez limitée. Des méthodes similaires sont en cours de développement pour inverser les mesures crépusculaires obtenues à partir de spectromètres UV/visible.

Une autre méthode de mesure passive de l'atmosphère à partir du sol utilise un radiomètres micro-ondes. Un radiomètre micro-onde mesure l'intensité du rayonnement thermique de l'atmosphère dans une bande de fréquence déterminée, contenant une raie d'émission de la stratosphère de la molécule que l'on veut étudier. Cette

méthode permet d'effectuer des observations 24 heures par jour, pour peu que la qualité du ciel soit suffisante. Par exemple, pour l'ozone qui présente un grand nombre de raies, sont généralement utilisées les raies à 111, 142 et 208 GHz, pour le monoxyde de chlore les raies à 204 et 278 GHz, pour la vapeur d'eau la raie à 22 GHz. Le signal est détecté par une antenne et transmis à un mélangeur qui reçoit également un signal émis par un oscillateur local à une fréquence légèrement différente. Le mélangeur permet de réaliser un battement des deux fréquences incidentes fournissant à la sortie une onde à une fréquence nettement inférieure qui peut être filtrée, amplifiée, transportée et analysée beaucoup plus facilement que l'onde à haute fréquence initiale. Cette technique de l'hétérodynamique permet de conserver l'intégralité du signal initial qui est transmis à un spectromètre (filtres, autocorrélateur ou acousto-optique). L'étalonnage du système est généralement effectué en utilisant une charge chaude (matériau à température ambiante) et une charge froide (azote liquide). Le signal étalonné en tenant compte également des paramètres instrumentaux doit alors être traité par une méthode d'inversion utilisant un code de transfert radiatif pour le calcul synthétique de la raie d'émission à partir d'un profil a priori et une méthode d'inversion, généralement la méthode de Backus-Gilbert (1970) ou la méthode de l'estimation optimale de Rodgers (1976, 1990). Le code de transfert radiatif tient compte du fait que la raie moléculaire est élargie par la pression atmosphérique qui augmente de la haute atmosphère vers le sol. L'inversion de la raie d'émission moléculaire permet de restituer le profil vertical de concentration moléculaire dans certaines limites d'altitude : la limite supérieure est fixée par la résolution spectrale du spectromètre au centre de la raie, la limite inférieure dépendant de la largeur totale du spectromètre. Une limitation importante de cette méthode est la faible résolution verticale du profil qui est généralement de l'ordre de 10 à 20 km. Une amélioration de la qualité du profil résultant peut être obtenue par une intégration des raies sur une durée de l'ordre de l'heure pour l'ozone, de quelques dizaines d'heures pour des raies très faibles comme CIO et la vapeur d'eau. La précision des résultats est limitée à 5-15 % selon la durée de l'intégration temporelle et l'altitude (de La Noë et al., 1998). Les principales sources d'erreur sont les erreurs de mesure (bruit thermique propre du radiomètre, gain d'étalonnage, conversion de la direction d'observation au zénith, qualité de la ligne de base instrumentale), les erreurs induites par le code d'inversion (profils de température et de pression, paramètres spectroscopiques, contribution du profil a priori et fonctions instrumentales).

D'autre part il existe les méthodes dites actives qui reposent sur le principe de l'émission d'un signal bref et de la réception temporelle de l'écho. Ces méthodes offrent l'avantage d'identifier précisément la distance du volume sondé. Le principe de base consiste à envoyer une onde d'une impulsion courte dans l'atmosphère à un
moment donné et d'en recevoir l'écho. En fonction de la vitesse de l'onde on peut établir une relation directe entre le temps et l'espace. En fonction du type d'onde les instruments sont dénommés radar, sonar ou lidar. Pour la stratosphère c'est le domaine optique qui est généralement utilisé. L'amplitude de l'écho est donc directement proportionnel aux molécules et particules contenues dans l'atmosphère et à l'atténuation par le volume traversé. On peut en déduire un signal relatif à la diffusion particulaire et à la densité moléculaire (et donc la température). Les gaz présentant une concentration atmosphérique très faible ne contribuent pas significativement à la diffusion de la lumière. Par contre, certain gaz tel que l'ozone possèdent une section efficace d'absorption suffisamment grande pour utilisé la technique de mesure d'absorption différentielle par laser : DIAL (Schotland, 1964). Les modifications spectrales de la lumière rétrodiffusée sont également porteuses d'information concernant la température et le vent. Le bruit de mesures dépend principalement du nombre de photons collectés et donc de la surface du collecteur et de la puissance du laser, du temps d'intégration et de la résolution verticale. L'ajustement de ces deux paramètres a permis d'étudier des fluctuations d'échelles spatiales et temporelles très diverses. Pour les échelles liées aux changements climatiques, les développements technologiques permettent pour la stratosphère des niveaux de bruit satisfaisants. Les limites sont atteintes pour les couches atmosphériques les plus élevées où la densité est considérablement plus faible. Les méthodes lidar utilisées pour la surveillance atmosphérique, sont basées sur des rapports de signaux afin d'être le plus possible indépendantes des paramètres instrumentaux. Cependant, ces méthodes ne sont pas dépourvues de biais. Quatre sources d'erreur sont communément évoquées pour les lidars. Il s'agit :

- des effets induits par la variation rapide de la dynamique de mesure, comparés aux performances des capteurs,

- de l'extraction du bruit de fond lumineux et instrumental,

- des alignements entre émission et réception,

- de la présence de particules.

Ces difficultés techniques sont bien connues et généralement bien maîtrisées (SPARC/IOC/GAW, 1998). La grande gamme verticale de la dynamique du signal est due à la diminution exponentielle de la densité moléculaire. Du fait de la faiblesse des signaux mesurés, des photomultiplicateurs en mode comptage sont souvent utilisés. Ces systèmes ne permettent pas de mesurer un signal sur plus de trois ordres de grandeur. Pour cette raison les lidars utilisent plusieurs canaux de sensibilités différentes qui sont raccordés dans le domaine de recouvrement des signaux. Les difficultés pour estimer le bruit proviennent du fort éblouissement que subissent les photomultiplicateurs qui induit une augmentation momentanée du bruit. Cette dépendance temporelle du bruit est

estimée et réduite en limitant le bruit dû à la pollution lumineuse (réduction de champs et filtrage) et en utilisant des obturateurs mécaniques ou électroniques pour diminuer l'intensité maximum de l'exposition des détecteurs. Le recouvrement entre le champ du télescope et le faisceau laser est rendu difficile du fait des effets éventuels de parallaxe induit par l'éloignement plus ou moins important entre l'axe de l'émetteur et du récepteur, des effets de défocalisation (du fait du déplacement du volume sondé) et de l'utilisation de champs de vue réduits (pour limiter le bruit de la lumière parasite issue du fond de ciel). Un compromis doit être trouvé pour chaque système et des techniques pour contrôler la qualité des réglages doit être mis en oeuvre (Keckhut et al., 1993). La présence d'aérosols est également une source de biais soit par la rétrodiffusion directe qu'ils génèrent soit par l'atténuation qu'ils induisent. Des solutions spécifiques sont utilisées telle que la diffusion Raman donnant lieu à une émission à une longueur d'onde dépendant uniquement de la molécule interceptée. Les lidar sont limités aux bonnes conditions de transparence atmosphérique. Cependant de nombreux sites permettent de rencontrer fréquemment (> 50 %) de bonnes conditions.

# 5. LES RÉSEAUX DE MESURES

## 5.1. La mise en place des réseaux

Depuis les trois dernières décennies, un certain nombre d'instruments ont fourni régulièrement des mesures des paramètres physiques de la stratosphère. Celles-ci ont été obtenues dans le cadre de réseaux internationaux dont les objectifs portaient principalement sur la prévision météorologique, sur la caractérisation de la composition de la moyenne atmosphère, et sur l'étude et la quantification des principales causes de variabilité atmosphérique à courte et moyenne échelle temporelle. Aujourd'hui se posent les questions spécifiques et nouvelles de l'évolution à moyen et long terme de l'atmosphère : son amplitude, le profil vertical des changements, sa distribution en latitude et les différentes causes qu'elles soient naturelles ou anthropiques. De longues séries de données ont déjà été obtenues dans de nombreux sites à partir des différents réseaux de l'Organisation Mondiale de la Météorologie organisés autour d'une technique de mesure. Ils portent sur les mesures d'ozone (Dobson, Umkehr, ozonosondages...) et les paramètres physiques (sondage PTU, sondages fusées...). Certains ont permis d'établir les premières climatologie de la distribution verticale de ces paramètres atmosphériques et de quantifier les variations horizontales. D'autres ont été justifiés pour la prévision météorologique. Durant cette dernière décennie, de nombreux chercheurs ont tenté d'observer les changements climatiques en utilisant les données disponibles à partir desquelles ils ont obtenu des résultats préliminaires. Ces études ont souvent montré de sévères limitations pour
détecter ou quantifier des changements d'origine anthropique, soit du fait de l'inhomogénéité des données dans une même série induit par des effets instrumentaux ou des changements des conditions de mesures soit entre les différents sites du réseau du fait de la variété d'instrumentation et des protocoles de mesures. Compte tenu du caractère unique et irremplaçable de ces mesures historiques ainsi que de leur relativement grande extension temporelle, ces séries sont poursuivies et sont encore analysées en établissant si possible à posteriori l'historique des changements instrumentaux et en sélectionnant parmi les données existantes celles qui présentent la meilleure homogénéité. Ceci peut consister à sélectionner certaines stations, ou certaines périodes pendant lesquelles une plus grande confiance peut être accordée à la continuité des mesures. De ce fait, il existe aujourd'hui de nombreux pseudo ou sous-réseaux qui diffèrent les uns des autres par leur critère de sélection. Par exemple le réseau Dobson automatisé (Automated Dobson Network), auquel appartient l'instrument de l'OHP, est un sous réseau constitué de 8 instruments auxquels un protocole similaire de calibration est appliqué sous la coordination de la NOAA. Outre la mesure de l'ozone total, ce sous-réseau permet, grâce à un fonctionnement automatisé, l'obtention de profils à partir de la méthode Umkehr.

Aujourd'hui nous sommes entrés dans une nouvelle ère dans laquelle les programmes futurs de mesures doivent être développés spécifiquement pour assurer une surveillance fiable de l'atmosphère pour les prochaines décennies. Le développement de ces programmes doit s'appuyer sur la combinaison de plusieurs techniques complémentaires, sur une implication forte de chercheurs, et sur un nombre de stations limitées mais représentatives des différentes régions et dont la qualité soit en parfaite adéquation avec la problématique de surveillance des changements à moyen et long terme. L'une des composantes importantes de ces programmes est le réseau de détection des changements de la stratosphère (NDSC).

L'idée de constituer un réseau de qualité à partir d'instruments utilisant majoritairement les techniques de télédétection pour observer, quantifier et comprendre les changements d'origine anthropique de la stratosphère avait été discutée pour la première fois dans un groupe de travail en 1986. Les objectifs de ce réseau consistent à identifier le plus rapidement possible les changements de la stratosphère (dont la diminution de la concentration d'ozone), de fournir une base de données de qualité permettant la validation satellitaire et des observations fiables pour contraindre et valider les modèles (Kurylo et Solomon, 1990). Pour permettre d'offrir une couverture optimum, compte tenu des contraintes de qualité, de financement et de potentiel humain de la communauté et des paramètres climatiques à étudier, il a été proposé que le réseau débute avec 5 à 6 stations primaires équipées

avec l'ensemble des instruments recommandés: stations de moyennes latitudes, polaires et tropicales pour chaque hémisphère. En fonction des spécificités de chaque site comme l'orographie, la géographie et la météorologie locale, et des installations existantes, ces stations primaires ont souvent été des stations composites. Des stations complémentaires et mobiles ont également été incluses dans le réseau pour étendre la couverture spatiale et permettre des intercomparaisons (Figure n°4). Le réseau a démarré officiellement en Janvier 1991 avec les sites déjà existants tels que celui de la station Alpine. L'observatoire de Haute Provence (OHP) est associé à l'observatoire de la Jungfraujoch, l'observatoire de Bordeaux et le plateau de Bure pour constituer la station de moyenne latitude de l'hémisphère nord appelée " Station Alpine ". Bien que de nombreux instruments de télédétection aient été choisis, des instruments plus anciens faisant appel à des techniques plus traditionnelles ont été également retenus du fait de l'extension des mesures dans le passé, pour permettre une comparaison sur le terrain des performances réelles des différentes techniques. Dans ce réseau on peut identifier un sous-réseau SAOZ (Système d'Analyse par Observation Zénithale) constitué de spectromètres UV-visibles tous semblables et développés par le Service d'Aéronomie. Ces instruments étant automatiques, compacts et ayant prouvé leur fiabilité, ils peuvent être multipliés sur de nombreux sites complémentaires.

## 5.2. La qualité et l'homogénéité spatiale des mesures

L'homogénéité de ces réseaux est assurée par des campagnes fréquentes consistent soit à déplacer tous les instruments sur un même site soit à utiliser un instrument mobile de référence allant d'un site à l'autre. Une campagne internationale (JOSIE : Jülich Ozone Sonde Intercomparison Experiment) d'intercomparaison de sondes ozone, s'est tenue du 5 février au 8 mars 1996 au Centre de Recherche de Jülich. Cette campagne consistait à comparer les performances des sondes utilisées en routine dans chacune des stations dans une chambre de simulation sous différentes conditions atmosphériques avec un photomètre UV comme référence. Les 8 laboratoires présents, provenant de 7 pays différents ont comparé les quatre grands types de sondes (ECC, Brewer Mast, Japanese KC79, et indienne) les plus fréquemment utilisés pour ces mesures. Des erreurs relatives de l'ordre de 10 à 20 % ont été observées ainsi que des biais systématiques qui généralement augmentent avec l'altitude (Smit et al., 1996). Les sondes de type ECC que les équipes françaises utilisent dans les stations de l'OHP de La Réunion et à Dumont D'Urville semblent être les plus fiables. De même, en Septembre 1992 à Camborne (R.U.) et en Juin 1996 à l'OHP, des campagnes d'intercomparaison NDSC/SCUVS (Stratospheric Climatology by UV-visible Spectrometry) ont été organisées. Cette dernière regroupait 16 spectromètres UV-Visible destinés à
<figure><img src="image_104.png" /><figcaption>Fig. n°4 : Représentation des sites primaires (grand rond) et secondaires (petit rond) du réseau NDSC en Juillet 1997. Les noms des stations dans lesquelles les chercheurs français sont impliqués ont été également indiqués.</figcaption></figure>

la mesure des contenus intégrés de constituants traces comme principalement l'ozone et le NO₂. La comparaison des mesures a permis de montrer une homogénéité entre les mesures des instruments de 1 % pour l'ozone et 5 % pour NO₂ (Vaughan et al., 1997 ; Roscoe et al., 1998) et a également permis lors d'ateliers spécifiques de mieux comprendre l'origine des biais de mesure.

Deux campagnes d'un autre type ont eu lieu à l'OHP pour valider les mesures de température et d'ozone stratosphérique par lidar pendant l'été 1992 (McGee et al., 1994 ; Singh et al., 1996) et 1997 avec le déplacement d'un instrument mobile de la NASA/GSFC. Des accords inférieurs à 2 % pour la température et 5 % pour l'ozone ont été obtenus. Les plus grandes différences apparaissent en haut des profils où l'incertitude sur l'amplitude des biais est la plus grande. Ce type de comparaison a également permis de mettre en évidence le biais induit par la présence d'aérosols volcaniques (éruption du volcan Mont Pinatubo en Juin 1991) et l'importance des erreurs concernant la modification de la référence d'altitude survenue sur le lidar température à la suite des modifications de l'instrument.

<figure><img src="image_105.png" /><figcaption>Fig. n°5 : Différences de température (K) entre le profil calculé et le profil initial a) avant et b) après que les optimisations aient été apportées au programme de traitement du JPL (Leblanc et al., 1998).</figcaption></figure>

De la même façon, le radiomètre micro-onde destiné à la mesure de CIO, implanté sur le Plateau de Bure (France) depuis Octobre 1992 a été déplacé à Mauna Kea (Hawaii) de l'été 1996 au printemps 1997 en vue d'une intercomparaison avec son homologue américain de fabrication identique (Millitech Co.) lui-même déjà comparé avec celui qui fonctionne en Antarctique. Les résultats de cette campagne ont montré un accord global inférieur à 5 % (0.05 ppbv). D'autres intercomparaisons ont été entreprises dans un cadre plus informel comme celles concernant les mesures de vent à l'OHP obtenues simultanément par un Radar V.H.F à 72 MHz et le lidar Doppler incohérent (Dole et al., 1998). Des exercices de comparaisons d'algorithmes sont également régulièrement réalisés afin de mieux comprendre l'existence de biais résultant de l'inversion elle même (Leblanc et al., 1998 ; Steinbrecht et al., 1996).

Ces études sont basées sur l'utilisation de signaux artificiels (Figure n°5) ou à partir des signaux d'un même instrument analysé par l'algorithme de chaque équipe.

### 5.3. La continuité des séries

Il apparaît clairement que si les méthodes optiques de télédétection sont intrinsèquement plus fiables que les mesures in-situ pour permettre une mesure à long terme, les séries, déjà obtenues, souffrent probablement encore de nombreuses discontinuités. Ces événements tendent à disparaître et sont de mieux en mieux maîtrisés. Les éventuelles discontinuités peuvent être prises en compte dans l'analyse lorsque ces dernières sont correctement renseignées. Cet objectif d'information sur les données demande un gros investissement, qui est cependant indispensable et qui trouvera sa légitimité à travers la structure des réseaux. Cependant ces séries dans le passé n'ont pas toujours connu un tel soin principalement dans leur phase de développement où l'objectif de surveillance n'était pas leur seule vocation. Un certain nombre de méthodes statistiques permettant de détecter la présence éventuelle de discontinuités dans une série, ont été développées par la communauté des climatologues. Ces

<figure><img src="image_106.png" /><figcaption>Fig. n°6 : Evolution de la différence mensuelle des colonnes d'ozone mesurées à l'OHP et à Bordeaux depuis 1985. Le trait pointillé étant l'estimation de l'évolution de la médiane déterminée par un algorithme du type Mann-Whitney.</figcaption></figure>
méthodes bien que très utiles doivent être considérées en
dernier recourt ou en complément de l'historique de
l'instrument du fait qu'il existe toujours une ambiguïté,
lorsque l'on détecte une discontinuité dans les données,
pour l'attribuer à une cause instrumentale plutôt que géo-
physique. Ces méthodes prennent par contre toute leur
dimension lorsqu'elles sont utilisées directement sur la
différence entre deux mesures indépendantes du même
paramètre obtenues dans des sites suffisamment proches
pour que l'on puisse les supposer climatiquement iden-
tiques. On peut citer la comparaison entre les données
température obtenues par le lidar Rayleigh de Biscarosse
(CEL) et de l'OHP, ou la comparaison entre les profils
d'ozone obtenus par lidar et par la méthode Umkehr à
l'OHP (Lacoste et al., 1992) ou enfin la comparaison des
contenus intégrés d'ozone enregistrés par le Dobson de
l'OHP et celui de Bordeaux. La comparaison entre les
séries de mesures des deux Dobsons français représentée
dans la Figure n°6 fait apparaître de petites discontinui-
tés que l'on peut mettre en évidence par un algorithme du
type Mann-Whitney (Siegel et Castellan, 1988), dont il
faut maintenant comprendre l'origine.

## 6. DESCRIPTION DES SÉRIES DE MESURES OBTENUES A LA STATION ALPINE

Les instruments mis en place dans le cadre de ces
réseaux commencent maintenant à atteindre un bon degré
de maturité. Certains instruments ont produit des
mesures régulièrement, avant l'établissement du réseau
NDSC, qui s'étendent maintenant sur environ une décen-
nie pour la station Alpine ou pour certaines stations
polaires complémentaires. Cependant l'amélioration des
technologies a imposé dans le passé de nombreux chan-
gements instrumentaux dont certains pourraient avoir
induit des inhomogénéités dans les séries de mesures.
Afin de mieux appréhender la qualité des séries exis-
tantes et pour permettre de bien comprendre et d'identi-
fier les facteurs influençant la continuité des mesures, un
gros effort a été entrepris par la communauté française
pour identifier et renseigner les changements instrumen-
taux les plus importants. Ci-dessous les principales évo-
lutions sont décrites pour les instruments fonctionnant
dans le cadre de la station Alpine qui est l'une des sta-
tions primaires du réseau NDSC et qui est la station qui
présente les plus longues séries de mesures simultanées
de ce type.

### 6.1. Le contenu intégré d'ozone mesuré par les Dobsons

Deux instruments de ce type, inclus dans le réseau
mondial, fonctionnent depuis plus d'une décennie en
France. Le Dobson n°49 a fonctionné de 1976 à 1983 à la
station du Centre d'Essais des Landes à Biscarosse avant
d'être installé depuis 1985 à l'Observatoire de Bordeaux,
à quelques dizaines de kilomètres. Ce changement de site

qui aurait pu être source d'inhomogénéités dans la série,
n'a pas induit de différences systématiques selon le
modèle de régression qui ne décèle une différence entre
les séries obtenues successivement dans chaque lieu que
de quelques unités Dobson. Le Dobson n°85 installé
depuis 1983 à l'Observatoire de Haute-Provence opère
quant à lui dans le cadre du sous-réseau Dobson automa-
tisés. La mesure moyenne du contenu intégré d'ozone est
moins bruitée à l'OHP car elle est basée sur un plus
grand nombre de mesures au cours de la journée. A
Bordeaux environ 5 mesures par jour sont obtenues alors
qu'à l'OHP le nombre des mesures atteint fréquemment
20 mesures par jour. Ces instruments sont régulièrement
étalonnés (15 jours) à l'aide de lampes spécifiques et par-
ticipent tous les 4 ans à une intercomparaison avec un
instrument mobile, lui-même comparé à l'étalon n°83
(Komhyr et al., 1989) maintenu depuis 1962 avec une
précision inférieure à ± 1 %. La comparaison entre les
deux séries a mis en évidence quelques différences qui
doivent être comprises car elles peuvent avoir des consé-
quences sur l'évaluation des tendances.

### 6.2. Le contenu intégré d'ozone et de NO₂ mesuré par le spectromètre SAOZ

Les spectromètres UV/visible du même type que le
SAOZ sont très performants lorsque le soleil n'est pas
très haut sur l'horizon, et ont donc tout d'abord été ins-
tallés dans les régions polaires. A l'OHP un instrument de
ce type n'a été installé que depuis 1992 et ne montre
aucun biais avec les mesures Dobson (0.1 ± 3.8 %) mais
une variation saisonnière un peu différente (Guirlet et al.,
1998) du fait des variations du facteur de masse d'air qui
est supposé constant dans l'analyse des mesures
(Sarkissian et al, 1995). Le doublement de la résolution
de l'instrument a représente l'évolution majeure de ce
spectromètre qui a nécessité un retraitement de l'en-
semble de la base de données.

### 6.3. Le profil vertical d'ozone mesuré par le spectromètre micro-onde

Une première série de mesures micro-ondes de profils
d'ozone a été obtenue de 1986 à 1991 au moyen d'un
radiotélescope utilisé parallèlement pour des mesures en
astrophysique. Une étude des variations diurnes et sai-
sonnières de l'ozone stratosphériques a été menée par
Ricaud et al. (1991, 1994). Un nouvel instrument micro-
onde totalement dédié à la mesure d'ozone a été mis en
chantier mais n'a vraiment commencé à donner des
observations systématiques exploitables qu'à partir de
1995. De plus, depuis le début de la mise en opération,
des modifications et améliorations successives ont été
réalisées dans le système, susceptibles d'introduire des
biais dans les profils restitués. L'effet de ces modifica-
tions devrait être limité car l'analyse des sources d'erreur
de la mesure a permis de les prendre en compte dans les
codes de transfert radiatif (de La Noë, 1998).
## 6.4. Le profil vertical ClO mesuré par le spectromètre micro-onde

Cet instrument installé sur le Plateau de Bure en 1992, n'a fonctionné vraiment que depuis 1993 (Ricaud et al., 1997) avant d'être envoyé pour intercalibration à Mauna Kea (Hawaii). Cependant les transports aller et retour ont détérioré l'instrument qui a nécessité différentes réparations. La série de mesures obtenue n'est actuellement pas suffisante pour se rendre compte si les réparations ont modifié les caractéristiques de l'instrument.

## 6.5. Le profil vertical d'ozone mesuré par le LIDAR DIAL

Cette technique maintenant largement utilisée pour l'obtention de profils verticaux d'ozone nécessite l'émission de deux rayons laser (Mégie et al., 1977 ; 1985) dont l'une des radiations est absorbées par l'ozone. Le rapport entre la quantité de photons rétrodiffusés par les molécules atmosphériques aux deux longueurs d'onde, est donc une mesure directe de la quantité intégrée d'ozone du sol à l'altitude où se produit la rétrodiffusion. L'analyse des signaux temporels permet la détermination du profil d'ozone. En plus des sources de biais dues aux techniques lidar en général d'autres sources d'incertitudes peuvent affecter l'homogénéité des séries (Pelon et al., 1986, Godin et al., 1989). Les techniques de filtrage permettent artificiellement de réduire le bruit de mesure dans le haut du profil mais introduisent également des biais systématiques (Figure n°7). Même si l'analyse des mesures ne change pas, les améliorations successives de portée de l'instrument peuvent modifier l'amplitude de ce biais. Les premières mesures d'ozone par lidar en France datent de 1977 et utilisaient des laser à colorant. Depuis septembre 1983, des laser Exciplex fournissant des puissances lumineuses de plus en plus importantes ont été successivement utilisés. Depuis 1986, des mesures systématiques sont obtenues à l'OHP avec une cadence grandissante. Des changements instrumentaux

<figure><img src="image_107.png" /><figcaption>Fig. n°7 : Comparaison du biais sur le profil vertical d'ozone induit par le filtrage des données lidar réalisé par différents types d'analyses mises en œuvre dans le cadre du NDSC.</figcaption></figure>

concernant le système de comptage et les détecteurs se sont produits respectivement en 1989 et 1990. En 1991, la qualité des mesures s'est considérablement améliorée grâce à l'utilisation d'un obturateur mécanique (permettant de faire disparaître les problèmes de signaux induits), et à l'augmentation de la puissance laser. En 1994, ce système a connu une nouvelle étape importante par l'utilisation d'un nouveau récepteur, d'un nouveau spectromètre permettant l'acquisition simultanée de 6 signaux : les 2 voies principales on et off, les 2 voies de sensibilité plus faible permettant d'augmenter la dynamique de mesure, et les deux voies Raman permettant d'abaisser le bas du profil aux régions où les aérosols stratosphériques résident (McGee et al., 1994).

## 6.6. Les profils verticaux d'ozone et de température mesurés par sondage ballon

Des sondages d'ozone réguliers (une fois par semaine) à partir de ballons ont été réalisés par Météo-France à Biscarosse de Mars 1976 à Janvier 1983 à partir de sonde Brewer-Mast. Puis en 1984, ces mesures ont été effectuées à partir de l'Observatoire de Haute-Provence avec le même type de sonde. Depuis 1991, les mesures sont réalisées avec des sondes ECC. Les sondes utilisées sont du matériel commercial sur lequel nous n'avons aucun contrôle. Mais les différentes campagnes d'intercomparaison ont montré que les différences entre les mesures dépendent principalement des méthodes et des protocoles de préparation principalement dans la stratosphère et dans une moindre mesure des algorithmes de traitement. Dans ce domaine de nombreuses modifications ont été apportées. Les modifications récentes sont assez bien connues et l'établissement d'un historique complet des mesures s'est avéré nécessaire.

## 6.7. Les profils verticaux de température et d'aérosols mesurés par le Lidar rétrodiffusion

Si les premières mesures de température par lidar à l'OHP datent de 1978 (Hauchecorne et Chanin, 1980), c'est seulement en 1981 qu'un système spécifique fut construit. Depuis cet instrument a connu de nombreuses améliorations visant principalement à l'augmentation de la puissance laser et à la réduction du bruit de mesure par la réduction de la bande passante du filtrage et du champ de vue des télescopes. Ces améliorations sont susceptibles d'avoir induit des variations de l'amplitude des biais dans la partie supérieure des profils de température à travers les effets de signaux induits ou du fait de l'initialisation.

En 1987, un mode semi-automatique a été installé sur cet instrument permettant de réduire la présence humaine à coté de l'instrument et du même coup permettant de disposer fréquemment de longues nuits de mesures. Cependant il est apparu que cet allongement de la durée des mesures ainsi que les modifications des heures moyennes de mesures pouvaient être la source d'artefacts
(Figure n°8) dans les séries de mesures du fait de la présence des marées atmosphériques (Keckhut et al., 1996). Même si les variations induites par ces changements ne conduisent pas à l'apparition d'une tendance artificielle, elles participent à l'augmentation du bruit. Il est donc apparu qu'il était nécessaire de maintenir les mesures à la même heure et de reconsidérer l'analyse de l'ensemble de la base de données. En 1991, les deux voies de sensibilité différente implantées en 1987 sont devenues indépendantes et avec des champs de vue différents permettant de réduire les problèmes d'alignement et de les contrôler. En 1994, de nombreux éléments vieillissants de l'ancien système ont été changés (système de comptage, informatique, laser et récepteur). De fait, ce système doit être considéré comme un nouvel instrument dont la compatibilité avec l'ancien reste a démontrer.

Les premières mesures utilisant la rétrodiffusion Raman vibrationnelle de la molécule d'azote ont permis de réaliser une mesure de température en présence d'aérosol avec la même méthode que précédemment (Keckhut et al., 1990). Plus tard, la méthode basée sur la modification du spectre de Raman rotation en fonction de la température a également été entreprise (Nedejkovic et al., 1993). Cependant aucun fonctionnement de routine n'a été enclenché car l'une et l'autre de ces deux méthodes présentent des limitations trop importantes pour une surveillance atmosphérique. L'une reste sensible à l'extinction des aérosols, l'autre reste dépendante d'une calibration avec un radiosondage.

La quantification des aérosols stratosphériques, à travers l'obtention du profil vertical de rétrodiffusion, a également été réalisée depuis l'origine de l'instrument et

a permis principalement d'observer l'injection d'aérosols dans la stratosphère suite aux éruptions volcaniques telles que celles des volcans Saint-Helen, d'El Chichon et du Mont Pinatubo (Lefrere et al., 1981 ; Chazette et al., 1998). Etant donné la variabilité spatiale et temporelle de ce paramètre associé à ces événements la précision de la mesure est moins critique. Cependant la possibilité d'un effet à long terme nécessite d'obtenir des mesures fiables pour des conditions dites " de fond " de concentration faible des aérosols. Jusqu'à présent, l'étalonnage, des mesures à partir d'un modèle de rétrodiffusion moléculaire ne permet pas de séparer avec une très grande précision la variabilité associée aux aérosols de celle due aux variations de densités. L'enregistrement des signaux Raman le permettra dorénavant.

## 6.8. Le profil vertical de vent horizontal mesuré avec le Lidar Doppler

Les mesures de vent stratosphérique réalisées en France depuis 1988 reposent sur la détection du décalage Doppler induit par le déplacement moyen des molécules. Un double interféromètre de Fabry-Perot permet d'isoler chaque bord de la raie de rétrodiffusion (Chanin et al., 1989). Le rapport des signaux est directement relié à la mesure du vent moyen. L'émission laser se produit avec un angle d'environ 45° avec la verticale dans deux directions perpendiculaires pour être sensible aux composantes Nord-Sud et Est-Ouest du vent horizontal. Ces deux directions sont visées successivement toutes les 2 minutes en incluant dans ce cycle, des visées verticales (insensible au vent horizontal) comme référence. En 1995, un second prototype basé sur un choix judicieux des caractéristiques du Fabry-Perot a été mis au point permettant l'insensibilité aux aérosols (Souprayen et al., 1998). Cette mesure basée sur des rapports et une autocalibration continue permet la mesure absolue du vent stratosphérique. Les seules sources de biais susceptibles de nuire à la continuité des séries de mesures sont associées aux changements des caractéristiques du Fabry-Perot.

# 7. IDENTIFICATION DES CHANGEMENTS DE LA STRATOSPHÈRE

## 7.1. L'analyse des séries de mesures

La stratosphère n'est pas uniquement amenée à évoluer sous l'effet des émissions anthropiques mais également sous l'effet de sa variabilité naturelle. La séparation de ces deux effets est donc indispensable pour conclure avec une certaine confiance sur l'impact de l'homme sur l'atmosphère et son environnement. La variabilité naturelle la plus évidente concerne les variations saisonnières qui maintenant sont bien connues pour l'ozone et la température mais restent riche d'enseignement pour le CIO, le NO₂ ou le vent stratosphérique. Les composantes de la variabilité inter-annuelle les plus importantes dans la

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Fig. n°8 : Evolution de l'heure moyenne (a) et la durée (b) des mesures lidar Rayleigh de l'OHP depuis 1979. Compte tenu de ces évolutions et des caractéristiques de la marée diurne autour de la stratopause (amplitude ± 2 K présentant un maximum à 18 heure), une estimations des anomalies de température a été déterminée (c).
<figure><img src="image_109.png" /></figure>

Fig. n°9 : Evolution temporelle des anomalies de température observées autour de 25 km d'altitude, à partir des sondages ballon, sur le site d'Irene (Afrique du sud) après l'éruption du volcan Mont Pinatubo.

stratosphère que l'on a pu clairement identifier et associer à un événement climatique naturel sont celles induites par les variations d'activités solaire, par l'injection d'aérosols volcaniques, et dans une moindre mesure par les variations cycliques du vent stratosphérique équatorial connues sous le nom de Quasi-Biennal-Oscillation (QBO).

Aux échelles de temps que nous considérons (décennie) les variations de l'activité solaire jouent un rôle très important dans la chimie de l'ozone et pour l'équilibre thermique de la stratosphère. A notre échelle de temps, la principale composante des changements d'activité solaire correspond à une période d'environ 11 ans. Une corrélation positive maximum (4.4 %) en haute stratosphère est observée sur les séries d'ozone (Guirlet et al., 1998) en cohérence avec les simulations numériques. Le profil de température montre à moyenne latitude un effet très faible et non significatif en été comme le prévoit la théorie ; cependant en hiver on observe un comportement inattendu aussi bien en signe qu'en amplitude (Keckhut et al., 1995) qui suggère une contribution des processus dynamiques encore incomprise. Les mesures par sondage ballon qui ont permis de suivre les effets de l'éruption du volcan Pinatubo ont montré dans la basse stratosphère où ont résidé plusieurs mois ces particules une diminution significative de l'ozone allant jusqu'à 20 à 30 % à l'OHP. Cette diminution est en bonne corrélation avec le rapport de diffusion des aérosols mesurés par lidar et suggère une diminution d'ozone a partir des réactions hétérogènes à la surface des aérosols (Godin et al., 1996).

De même un réchauffement induit par l'augmentation de l'épaisseur optique de l'atmosphère a été observé principalement en basse stratosphère et aux basses latitudes où le nuage était le plus dense. Les sondages ballons PTU réalisés à Irene (25°S, 28°E) en Afrique du Sud montrent une température allant jusqu'à 4 K en dessous de la valeur moyenne (Figure n°9). Les perturbations ne se sont pas limitées aux régions où existaient ces particules du fait des conditions d'équilibre du système climatique dans son

ensemble et principalement via les modifications de la circulation générale et de la propagation des ondes. Le lidar de l'OHP a détecté un réchauffement dans la mésosphère de l'ordre de 5 Kelvin (Keckhut et al., 1995).

## 7.2. Modélisation des forçages

A l'échelle du cycle solaire, la réponse de l'atmosphère peut être une source de confusion lors de la quantification des tendances à partir de bases de données limitées. Les mesures atmosphériques pourraient montrer des

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Fig. n°10 : En haut, évolution de l'épaisseur optique moyenne de l'hémisphère nord induite par les aérosols volcaniques. Au milieu : évolution de l'indice des variations UV solaire données par le flux à 10,7 cm. En bas : évolution de la tendance résiduelle en fonction de l'extension temporelle de la série déterminée à partir d'une série de mesures simulées incluant uniquement un signal proportionnel aux variations solaires. Ce biais est exprimé comme le rapport de l'amplitude de la tendance résiduelle sur l'amplitude de la réponse au forçage solaire.

variations associées à la phase descendante ou ascendante du cycle solaire. Les simulations (Figure n°10) à partir de signaux artificiels montrent, que même après un cycle solaire complet, une tendance résiduelle de plusieurs dizaines de pour-cent de l'amplitude de la réponse atmosphérique aux variations d'émission solaire persiste. Cela correspond pour une réponse de 2 K de l'atmosphère aux changements d'activité solaire, à un biais allant jusqu'à 0.5 K / décennie, ce qui est compatible avec les changements anthropiques attendus. Pour cette raison,
l'analyse des séries de mesures ne peut se limiter à représenter les variations atmosphériques par une droite. On a habituellement recourt à des techniques d'analyse qui consistent à décomposer les séries de mesures par une combinaison de fonctions représentant les forçages natuels. Le choix de ces fonctions repose sur nos hypothèses des relations physiques qui pourraient exister entre le paramètre analysé et les indices climatiques disponibles qui semblent représentatifs.

Dans une première approche et pour les échelles de temps que l'on considère, des relations linéaires sont souvent supposées. Cependant en toute rigueur le système climatique est non-linéaire. Par exemple, la diminution d'ozone devrait se résorber du fait de la diminution des émissions de substances chlorées.

Les changements d'activité solaire ne peuvent être représentés par les mesures UV du fait de leur absence sur de longues périodes de temps. On a alors recours à des indices supposés proportionnels à cette grandeur. Le plus connu est le flux radio à 10.7 cm.

D'autres effets tels que l'injection des aérosols dans la stratosphère donnent lieu à des variations interannuelles. En fonction du paramètre analysé l'indice climatique pourra être l'épaisseur optique si l'on considère les effets radiatifs des aérosols ou la surface des particules et la concentration de Chlore si l'on souhaite rendre compte des effets chimiques. La représentation des mesures par une combinaison de plusieurs fonctions, n'est pas une solution unique et dépend du critère d'optimisation. Cette méthode peut conduire à l'obtention de résultats erronés principalement si les fonctions ne sont pas parfaitement adaptées ou trop similaires entre elles. C'est clairement le cas pour des séries inférieures à un cycle solaire pour lesquelles on ne peut identifier si les changements sont continus et de nature anthropique ou associés à l'effet des variations solaires. De même, les deux dernières érupsions volcaniques importantes se sont produites autour du maximum solaire (Figure n°10) rendant difficile la séparation des deux effets. En fait les simulations (Figure n°11) à partir de signaux artificiels représentant une série couvrant les 25 dernières années montrent qu'il faut que le forçage des aérosols soit plus de 5 fois supérieur à la variabilité résiduelle pour être considéré comme un signal solaire significatif (90 %). Ces exemples montrent l'importance du choix des fonctions car ces forçages ont des amplitudes qui varient d'un cycle à l'autre ou d'une éruption volcanique à l'autre ce qui peut induire des artefacts.

### 7.3. Prévisions et premières estimations des tendances

Une autre composante de la variabilité est de nature plus aléatoire et d'échelle temporelle plus courte. Celle-ci représente un des paramètres limitant pour l'identification et la quantification des variations à long et moyen terme. Pour les paramètres dynamiques, elle est principalement due à la propagation d'ondes (Hauchecorne et al., 1991 ; Bencherif et al., 1996 ; Leblanc et al., 1998) qui

présente à moyenne et haute latitude une forte composante annuelle et également une succession d'échauffements soudains induits par l'interaction onde-écoulement moyen. Pour les gaz, elle est due au transport des masses d'air à l'échelle planétaire ou régionale qui impose pour un site donné de voir défiler à sa verticale alternativement l'intérieur et l'extérieur du vortex où des structures filamenteuses d'air d'origine polaire pour les régions situées à plus basse latitude (Gison-Wilde et al., 1997). Cette variabilité peut être réduite en partie par des moyennes sur des périodes mensuelles lorsque les mesures sont fréquentes. Il est également possible de partitionner le jeu de données en fonction de sa position par rapport au masses d'air (Bergeret et al., 1998) ou d'estimer les variations d'origine dynamique à l'aide d'un modèle de transport et de soustraire cette composantes aux mesures (Goutail et al., 1998).

La quantification statistique de la variabilité résiduelle réellement observée par les instruments $\sigma_r$ permet une prévision de la durée des séries continues de mesure nécessaire pour détecter significativement des tendances.

En utilisant le même formalisme mathématique que celui décrit précédemment, on peut utiliser une formule analytique permettant cette prévision (Frederik, 1984) qui donne le nombre de mois de mesures continues n nécessaires pour détecter significativement (95 %) une tendance donnée $\tau$.

<figure><img src="image_111.png" /><figcaption>Fig. n°11 : Erreur relative sur l'estimation d'un éventuel forçage solaire à partir de signaux représentants une série de mesures incluant uniquement un signal proportionnel aux variations d'épaisseur optique induit par les aérosols stratosphériques et couvrant les 25 dernières années en fonction de l'amplitude relative de ce signal.</figcaption></figure>

Ce type de résultat, déjà calculé pour certain instruments (Keckhut et al., 1995 ; Guirlet et al., 1998) peut être étendu aux autres paramètres. Ces prévisions doivent
être considérées comme informatives car elles sont basées sur les premières séries de mesures obtenues et parfois encore courtes. Elles supposent également que l'amplitude des changements soit conformes à ceux attendus par les simulations numériques. Certaines séries de mesures déjà obtenues s'étendent sur des périodes de 1 à 2 décennies. C'est principalement le cas des séries ozone total par Dobson ou de profils d'ozone et de température par lidar et à partir des sondages ballon à l'OHP. D'autres longues séries de densité d'ozone et de NO₂ sont également disponibles à partir des instruments SAOZ.

<figure><img src="image_112.png" /><figcaption>**Fig. n°12 :** Estimation des tendances du profil d'ozone observées à l'OHP par lidar de 1986 à 1995 (trait pointillé) comparé aux données SAGE extrapolées au dessus de l'OHP (trait plein) (Guirlet et al., 1998). L'intervalle de confiance est également tracé (90 %).</figcaption></figure>

Malgré toute la prudence que l'on peut avoir sur la continuité de ces premières séries, des premières estimations de tendances ont été entreprises. Les variations de la colonne ozone dans le sud de la France sont de l'ordre de -5 % en considérant l'ensemble des données et de -10 % au printemps (Komhyr et al., 1997). Ces valeurs sont un peu plus fortes que d'autres estimations et devront être réactualisées principalement en prenant en compte des discontinuités possibles. Les variations du profil d'ozone à partir des sondages ECC montrent des variations assez fortes dans la basse stratosphère (-20 %) assez incertaines du fait des discontinuités instrumentales qui ont pu exister sur cette série de mesure. Par contre entre 25 et 35 km le lidar est en bon accord avec la série de données Umkehr et l'analyse des

<figure><img src="image_113.png" /><figcaption>**Fig. n°13 :** Estimation des tendances du profil de température observé par Lidar à OHP de 1979 à 1997. L'intervalle de confiance est également tracé (95 %).</figcaption></figure>

données SAGE en détectant des changements de l'ordre de -4 à -10 % / décennie (Figure n°12). Le profil de température montre des variations tout juste significatives de 1 à 3 Kelvin par décennie du fait de la variabilité naturelle (Figure n°13). Cependant ces résultats sont en assez bon accord avec les autres études (Keckhut et al., 1998) et restent supérieures aux prévisions numériques.

## CONCLUSIONS

L'observation de quelques paramètres significatifs susceptibles de varier sous l'effet de forçages anthropiques doit permettre de mieux comprendre les changements de la stratosphère et son rôle sur le climat. Le rôle radiatif et chimique de l'ozone et des aérosols stratosphériques en font des constituants de première importance pour la stratosphère. Il peut être intéressant d'assurer également des mesures systématiques de certains gaz impliqués dans la chimie de l'ozone. Leur choix dépend cependant fortement de leur détectabilité et les équipes françaises se limitent actuellement aux mesures du CIO et du NO₂.

La température joue un rôle important du fait qu'elle intervient dans les processus radiatifs, chimiques et dynamiques. Les autres paramètres dynamiques importants que l'on peut identifier sont le vent et les caractéristiques associées aux mouvements ondulatoires.

<table><caption>**Table n°1 :** Estimation du temps nécessaire pour permettre, à partir de séries continues de moyennes mensuelles et en fonctions de la variabilité observée, une détection significative (95 %) d'une tendance d'amplitude égale à celle attendue théoriquement. Les valeurs des premières estimations de tendances obtenues sont également indiquées.</caption><thead><tr><th>Paramètres</th><th>Domaine d'altitude</th><th>Variabilité résiduelle</th><th>Tendances attendues (décennie)</th><th>Temps nécessaire (années)</th><th>Premières estimations de tendances observées à l'OHP (décennie)</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="3">Température</td><td>basse stratosphère</td><td>2 K</td><td>0.5-1 K</td><td>12-20</td><td>-</td></tr><tr><td>haute stratosphère</td><td>3-8 K</td><td>1-2 K</td><td>8-17</td><td>-2.0 ± 2.0 K</td></tr><tr><td>Mésosphère</td><td>8-10 K</td><td>1-3 K</td><td>15-30</td><td>-3.0 ± 2.5 K</td></tr><tr><td rowspan="2">Ozone</td><td>basse stratosphère</td><td>20 %</td><td>5-20 %</td><td>7-20</td><td>-20 ± 15 %</td></tr><tr><td>haute stratosphère</td><td>7 %</td><td>5-10 %</td><td>5-10</td><td>-9 ± 6 %</td></tr><tr><td>Vent</td><td></td><td>5-15 m/s</td><td>&lt;1 m/s</td><td>20-50</td><td>-</td></tr></tbody></table>
La détection rapide de changements d'origine anthropique nécessite un échantillonnage fréquent des mesures. Les instruments basés sur des techniques de télédétection apparaissent comme les mieux adaptés pour garantir l'obtention de séries homogènes et continues. La phase de développement de ces instruments a montré toute la difficulté de cette entreprise. Les changements instrumentaux inévitables doivent impérativement être documentés et soigneusement consignés pour qu'une quelconque recherche de tendances à partir de ces séries soit possible. Les mesures déjà acquises permettent d'espérer les premières échéances pour l'obtention de résultats significatifs dans 1 à 3 décennies. Les premières estimations de tendances déjà entreprises sont proches des bornes supérieures des valeurs attendues. Cependant ces résultats doivent être considérés avec toute la prudence qu'impose les difficultés initialement rencontrées et illustrées ci-dessus pour maintenir une continuité parfaite des mesures sur plus d'une décennie.

## REMERCIEMENTS

Les auteurs souhaitent associer à leur travail tous les ingénieurs et techniciens qui ont participer au développement des instruments, à leur suivi et au maintient de la qualité des mesures. De même ils souhaitent remercier les opérateurs dans les stations de mesures pour leur consciencieux travail et particulièrement à OHP ou les mesures ont été acquises sans interruption depuis presque deux décennies avec une pensée tout particulière pour Gérard Gabelou.

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# SECTION 5 : MÉTÉOROLOGIE ET PHYSIQUE DE L'ATMOSPHÈRE

## BRANCHE FRANÇAISE DE L'ASSOCIATION INTERNATIONALE
DE MÉTÉOROLOGIE ET DES SCIENCES DE L'ATMOSPHÈRE
# DYNAMIQUE ATMOSPHÉRIQUE ET CONDITIONS DE SURFACE :
L'EXEMPLE DE LA MOUSSON OUEST-AFRICAINE

ATMOSPHERIC DYNAMICS AND SURFACE CONDITIONS: THE WEST AFRICAN MONSOON.

B. FONTAINE<fnref n="1" />, S. JANICOT<fnref n="2" />.

## ABSTRACT

The role of oceanic and continental surfaces on the tropical atmospheric dynamics is described here by considering the West African monsoon. We focus in particular on the atmospheric water cycle, both on seasonal and interannual variability.

In the tropics, the meridional energy transfer is performed through the two Hadley cells, displacing towards the summer pole, with a stronger cell in the winter hemisphere. Between these two cells, the Intertropical Convergence Zone (ITCZ) concentrates the water vapour in the lower layers and releases latent heat by condensation in upward motions (Figure 1). The tropical atmosphere is very sensitive to the surface conditions which modulate the hydrological cycle (orography, albedo, temperature, sol humidity, vegetation cover). The interactions between the surface and the atmosphere are controlled mainly by the wind stress and by sensible and latent fluxes. Upward, since the temperature advections are weak in the tropics, the large scale atmospheric circulation is mainly controlled by the latent heat release in the deep convection areas. The mean "divergent" circulation has then a great impact on the tropical circulation. On the regional scale, the meridional contrasts between oceanic and continental surfaces, due to a very different thermal inertia, lead to monsoon circulations, similar to large scale breeze circulations. This is the case in different sectors: India-Asia, West Africa, North America. Also, ocean-atmosphere interactions can produce a specific climate variability in the tropical areas, like the El Nino and Southern Oscillation (ENSO) in the Pacific sector, which has impacts on a large part of the globe, or like anomalies in the latitudinal location of the ITCZ, which lead to rainfall anomalies in the monsoon areas.

Over West Africa, the monsoon system intensity in northern summer is controlled by the meridional gradient of energy (mainly enthalpy and latent heat), first between the equatorial Atlantic and the continent, second between the desert in the north and the savana/forest area along the southern coast. Then the water vapor is advected by the southeasterly trade winds in the southern Atlantic, which turn eastward by crossing the equator and enter over West Africa in term of the monsoon winds (Figure 2). This leads to a high southward gradient of precipitation and a quasi-zonal organisation of the isohyets (Figure 3).

The interannual variability is well spatially organized and regional indexes describing mean rainfall over longitudinal bands give a good indication of climatic anomalies.

For instance a Sahel index highlights the transition from a persistent wet sequence in the 50's and 60's to a persistent dry sequence after (Figure 4). This evolution can be associated with a similar evolution in the inter-hemispheric temperature gradient of the Atlantic surface (Figure 5): the southern (resp. northern) Atlantic, colder (resp. warmer) before 1960, becomes warmer (resp. colder) after 1970. In this last period, the abnormal southward temperature gradient is opposed to the climatological northward gradient between the southern Atlantic and West Africa in northern summer and contributes to weaken the West African monsoon circulation. Figure 6 points out the main modes of oceanic temperature variability: the first one highlights the ENSO mode in the Pacific and the Indian ocean, the second and third modes are located in the northern and southern Atlantic respectively, and the fourth one points out an extra-tropical inter-hemispheric dipole mode. Both interannual and decadal scales variability are obvious in these modes and can contribute to a similar variability pointed out in the Sahel rainfall index. In particular it has been shown that the impact of warm ENSO events on Sahel drought has increased in the last twenty years; this could be due to some interactions with the other oceanic modes.

However the conditions of the continental surface appear to contribute significantly to the interannual and decadal rainfall variability in West Africa. The sensitivity to the continental surface is increased by the anthropogenic factor leading to desertification in the northern part and deforestation in the southern part of West Africa. The Charney process points out a positive feedback between a vegetation cover decrease and rainfall decrease through an albedo increase and a decrease of the net radiation budget at the surface, leading to subsidence in the atmosphere above. It has been shown also that this feedback can be associated with a less available moisture content and a weaker monsoon strength.

The combination of both oceanic and continental parameters has proven to be useful for seasonal prediction of the character of the Sahel rainy season (Table 1).

## 1. INTRODUCTION

Dans cet article, on traite de l'importance des conditions de surface océanique et continentale pour la dynamique atmosphérique tropicale en prenant l'exemple de la mousson ouest-africaine. On insiste sur les impacts d'échelle régionale mettant en jeu le cycle de l'eau atmosphérique en terme de cycle moyen saisonnier et de varia-

<footnote n="1">¹CNRS, Centre de Recherches de Climatologie (Université de Bourgogne/CNRS), Dijon</footnote>

<footnote n="2">²Météo-France, Laboratoire de Météorologie Dynamique (Ecole Polytechnique/CNRS), Palaiseau</footnote>
bilité. Trois articles de synthèse (Janicot et Fontaine, 1993, 1997, Fontaine et al., 1998) fournissent une liste très large d'articles référencés qui ne seront pas repris ici. Seules quelques références complémentaires sont indiquées.

## 2. CIRCULATION ATMOSPHÉRIQUE TROPICALE ET CONDITIONS DE SURFACE

### 2.1. Particularités de la dynamique tropicale

La sphéricité de la Terre explique la répartition différentielle du bilan radiatif : le bilan énergétique terrestre globalement excédentaire sous les Tropiques est globalement déficitaire au delà des 45-50° parallèles. La principale source chaude est située sous les tropiques et en surface. Les principales sources froides sont situées d'une part dans les régions subpolaires des deux hémisphères et en surface, et d'autre part en haute troposphère (la tropopause étant à la fois plus froide et plus élevée près de l'équateur que près des pôles). L'amplification des gradients de température qui en résulte, dans le plan méridien aux latitudes moyennes et dans le plan vertical aux basses latitudes, sont notamment à l'origine des circulations cellulaires de type-Hadley, transférant l'énergie en altitude puis en direction des pôles. Les deux cellules de Hadley ont une évolution saisonnière marquée et sont dissymétriques, en raison de l'intensification de la cellule de l'hémisphère d'hiver, et en conséquence du déplacement en direction du pôle d'été de la Zone de Convergence Intertropicale (ZCIT). La ZCIT est le lieu où l'énergie reçue par l'atmosphère est maximale : elle concentre la vapeur d'eau, advectée par les alizés et les circulations de mousson dans les basses couches, et libère la chaleur latente par ascendance et condensation (Figure 1).

### 2.2. Le poids des conditions de surface

La sphéricité de la Terre fait aussi qu'aux basses latitudes, les variations temporelles et spatiales de température sont plus faibles qu'ailleurs ; celles attachées au cycle de l'eau atmosphérique (évapotranspiration, flux d'humidité, précipitations) y sont au contraire maximales. L'atmosphère tropicale est ainsi plus sensible aux conditions de surface qui modulent le cycle hydrique (relief, albédo, température, humidité, végétation) et dont la variation lente force la dynamique atmosphérique en donnant plus d'importance aux mouvements moyens. La faiblesse de la composante horizontale de la force de Coriolis et des gradients thermiques horizontaux expliquent par ailleurs la plus faible turbulence de l'atmosphère.

Les interactions entre conditions de surface et atmosphère s'effectuent notamment par les tensions de vent et les flux de chaleur sensible et de chaleur latente à l'interface puis, en altitude par le dégagement de chaleur latente lors de la condensation nuageuse. Cela donne une grande importance à la circulation divergente et aux mouvements verticaux qui se développent notamment au

sein de la convection profonde. L'aspect intermittent et spatialement discontinu de ces processus est associé à une dynamique de méso-échelle et d'échelle synoptique (perturbations de type cyclonique, ondes d'est, lignes de grains). Toutefois l'importance des mouvements moyens donne aux échelles mensuelle et saisonnière et aux circulations de grande échelle un poids important.

A grande échelle les conditions de surface reflètent d'abord les contrastes océan / continent dont les inerties thermiques sont par nature très différentes : la couche mélangée des océans (couche superficielle soumise à l'action des vents de surface et dans laquelle les gradients sont faibles en raison du mélange) varie lentement et de façon essentiellement thermique ; les surfaces continentales ont des réponses à la fois plus rapides, variées et contrastées thermiquement (faible capacité calorifique, pas de mélange turbulent). Le différentiel océan-continent explique plusieurs aspects des circulations moyennes aussi bien aux pas de temps journalier (les brises de mer) que saisonnier (circulations d'alizés et de mousson). Les circulations d'alizés prennent place entre les subsidences subtropicales des cellules de Hadley ; là où parties continentales et océaniques n'occupent pas le même hémosphère, ce sont les circulations de mousson : moussons asiatique ou australienne en relation avec l'océan Indien, mousson ouest africaine en relation avec l'Atlantique est. Des circulations cellulaires divergentes Est-Ouest se mettent aussi en place dans le plan equatorial entre les zones d'ascendances convectives au dessus des continents et de la partie ouest des océans, plus chaude, et les zones de subsidence sur l'Est des océans, plus froide. Les continents restituent en effet plus rapidement à l'atmosphère l'excès d'énergie reçue et à l'est des bassins océaniques existent des phénomènes d'upwellings (remontées d'eaux froides) par dérive d'Ekman avec une thermocline près de la surface et des températures de surface plus faibles. Mais les interactions à l'interface océanique génèrent aussi une variabilité climatique propre aux basses latitudes avec un

<figure><img src="image_114.png" /><figcaption>Fig. n°1 : Schéma de la circulation atmosphérique globale en été boréal (adapté de Dhonneur, 1985).</figcaption></figure>
impact considérable sur les champs de précipitations et plus largement sur le cycle de l'eau : par exemple le phénomène El Nino / Oscillation Australe (ENOA) associé à la variabilité couplée de la circulation des alizés et des gradients zonaux de températures sur le Pacifique mais dont l'impact climatique est quasi global ; ou bien des anomalies de positionnement et d'intensité de la ZCIT et des circulations de mousson qui donnent un poids plus fort à la variabilité des gradients thermiques méridiens en surface.

## 3. LA MOUSSON D'ÉTÉ BORÉAL EN AFRIQUE DE L'OUEST

### 3.1. Aspects moyens saisonniers

L'opposition méridienne océan-continent génère un important gradient nord-sud de pression en surface, une forte dépression thermique de surface se mettant en place au dessus du Sahara surchauffé. En fait le facteur critique de l'intensité de la circulation de mousson réside dans l'intensité du gradient méridien d'énergie des basses couches qui se met en place d'abord entre l'océan et le continent, puis sur le continent lui même entre forêts et savanes au sud et steppe et désert au nord. Les travaux théoriques de Lindzen et Hou (1988) et d'Emanuel (1995) montrent en effet qu'une circulation méridienne transéquatoriale de type mousson ne peut se développer que si le tourbillon absolu (somme des composantes planétaire et relative) s'annule au niveau de la tropopause. Comme le tourbillon planétaire est fonction de la latitude, positif (négatif) dans l'hémisphère nord (sud), cela suppose donc dans le cas de l'Afrique de l'ouest, un tourbillon relatif négatif (rotation anticyclonique de la masse d'air) nord de l'équateur, associé à de la divergence. Dans une atmosphère humide, devant satisfaire un quasi équilibre entre forçage radiatif et convection humide, et non loin de l'équateur (comme c'est le cas pour l'Afrique de l'ouest), la valeur du tourbillon dépend principalement du gradient méridien d'énergie statique humide (ESH) dans les basses couches :

$$ESH = g.Z + Cp.T + L.Q$$

où g.Z est l'énergie potentielle (g : accélération de la pesanteur, Z : hauteur géopotentielle), Cp.T l'enthalpie (Cp : chaleur massique, T : température absolue), et L.Q l'énergie latente (L : chaleur latente d'évaporation, Q : concentration en vapeur d'eau).

L'observation montre que les alizés de l'hémisphère Sud, expulsés par les hautes pressions de Sainte-Hélène, se chargent en vapeur d'eau et prennent une composante de Sud-Ouest sous l'effet de la force de Coriolis après avoir passé l'équateur (Figure 2). En altitude, un flux d'Est généralisé surmonte avec deux axes de vents forts.

Le jet d'Est Tropical (JET ; 15-20 m.s⁻¹ en moyenne mensuelle) intéresse la haute troposphère, vers 100-

<figure><img src="image_115.png" /><figcaption>Fig. n°2 : Schéma de la circulation ouest-africaine en été boréal avec décomposition sur les plans méridien et zonal : A : anticyclone ; CHN/CHS : Cellules de type Hadley Nord et Sud ; CONV : convergence ; CW : cellules de type Walker (est-ouest) ; FIT : Front Intertropical.</figcaption></figure>

200 hPa entre 15° N-5° N : son origine est liée à la source chaude d'altitude (4 500 m) et au dégagement de chauffer latente lié à la mousson indienne. Le jet d'Est africain (JEA, deux fois moins rapide) de moyenne troposphère (500-700 hPa) est un vent principalement thermique : suivant avec un retard de 4 semaines environ le mouvement zénithal, il reflète les maxima de gradient méridien de température entre l'Atlantique plus frais et le Sahara surchauffé du lac Tchad au Cap Vert. Sa vitesse zonale diminue fortement de part et d'autre de son axe ce qui lui donne une forte instabilité barotrope mais aussi barocline en juillet-septembre lorsqu'il atteint sa plus forte vitesse aux latitudes sub-sahariennes. Le cisaillement cyclonique qui se créée sur son bord sud déstabilise la masse humide de mousson sous-jacente et est à l'origine des perturbations pluvieuses, qu'elles soient dynamiques et d'échelle synoptique comme les ondes d'Est, ou nuageuses et de méso-échelle comme les lignes de grains. Les premières se déplacent vers l'Ouest (vitesse ~ 8 m.s⁻¹, période ~ 3.5 jours, longueur d'onde horizontale ~ 2 500 km) et favorisent l'occurrences des lignes de grains. Les secondes (vitesse ~ 15 m.s⁻¹, ~ 500 / 1 000 km d'extension zonale / méridienne) sont des amas de cumulonimbus suivis à l'est de nuages stratiformes. Elles sont responsables d'au moins 80 % du total annuel des précipitations en zone soudano-sahélienne.

Ces perturbations suffisent à expliquer l'aspect intermittent mais spatialement organisé des événements pluvieux et la courte durée de la saison des pluies (juin-septembre). Aux plus larges échelles, elles rendent compte aussi de la distribution quasi-zonale des isohyètes annuelles, avec une très forte diminution des totaux vers le Nord qu'il faut associer à la plus ou moins grande profondeur de pénétration de la mousson à l'intérieur du continent (Figure 3) et donc à l'intensité des gradients méridiens d'énergie en surface sur le fuseau Atlantique-Afrique.
<figure><img src="image_116.png" /><figcaption>Fig. n°3 : Cumuls annuels moyens (1933-1990) en mm (Moron, 1994)</figcaption></figure>

## 4. VARIABILITÉ INTERANNUELLE ET TENDANCES

### 4.1. Le diagnostic pluviométrique continental

Il est très connu et peut être résumé ainsi : les anomalies pluviométriques associées à la mousson d'été boréal tendent à avoir le même signe sur de vastes espaces. La variabilité est spatialement très cohérente sur la zone soudano-sahélienne et, secondairement, sur la zone guinéenne, ces deux régions pouvant enregistrer des anomalies de même signes ou de signes opposés, selon les années. En conséquence, l'évolution interannuelle peut être illustrée à l'aide d'indices standardisés cumulant sur ces régions les précipitations (Figure 4). Le trait essentiel de cette évolution vient du contraste entre les excédents successifs des années 50 et les déficits pratiquement ininterrompus des années 70 et suivantes. Il faut s'attarder sur ce signal majeur.

### 4.2. Le diagnostic thermique dans l'Atlantique

L'évolution de l'intensité des gradients méridiens de surface sur le fuseau Atlantique est montré en Figure 5 sous la forme d'anomalies mensuelles définies par rapport à la nor-

<figure><img src="image_117.png" /><figcaption>Fig. n°4 : Evolution interannuelle des anomalies standardisées de précipitations en région soudano-sahélienne : cumuls de juillet à septembre sur l'aire située entre 20° W et 20° E et entre 11° N et 18° N. Un filtre passe-bas est superposé pour éliminer les plus hautes fréquences (périodes < 7 ans) et montrer les variations lentes.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_118.png" /></figure>

<figure><img src="image_119.png" /></figure>

Fig. n°5 : Evolution temporelle des anomalies mensuelles des températures de surface de la mer sur la période 1945-1994, moyennée en longitude sur le bassin Atlantique. Haut : diagrammes temps*latitude, les plages de gris correspondant aux seuils -0.5° C (gris le plus clair), -0.25° C, 0° C, 0.25° C et 0.5° C (gris le plus foncé). Bas : différences de température en Celsius entre les moyennes des anomalies TSM des sous-périodes 1970-1994 et 1945-1969, selon les mois et les latitudes; les plages de gris signalent les valeurs significatives au seuil statistique 5 %.

male 1951-1980 de température depuis la fin de la seconde guerre mondiale. Elle est marquée par un renversement lent du gradient méridien moyen d'anomalies : de 1945 à 1960 l'Atlantique sud est plus froid et l'Atlantique nord plus chaud par rapport à la moyenne ; en revanche, au début des années 70, l'Atlantique sud est gagné par des anomalies plus chaudes tandis que le nord tend à se refroidir.
<figure><img src="image_120.png" /></figure>

Fig. n°6 : Les 4 premiers modes propres des anomalies mensuelles des températures de surface de la mer sur la période 1945-1994 après rotation orthogonale Varimax effectuée sur les 12 premiers vecteurs propres (30 % de la variance totale) de la matrice de covariance : structures spatiales, en valeurs de corrélation (à gauche) et évolution des scores temporels standardisés (à droite). T (pour Tropical) représente 7 % environ de la variance totale et les autres modes An, Ase et E (pour Atlantique Nord, Atlantique Sud et Equatorial, et Extratropical) un peu plus de 3 % chacun.

La différence entre les moyennes calculées sur 1970-1994 et celles calculées sur 1945-1969 est significative en de nombreuses régions. Par rapport aux années 50 et 60, les années récentes se caractérisent donc par la persistance d'un gradient nord-sud d'anomalies thermiques en toutes saisons. Ce gradient persistant d'anomalies s'oppose ainsi au gradient moyen saisonnier de juillet-septembre (gradient sud-nord) tout en renforçant celui de janvier-mars (gradient nord-sud). Les modifications thermiques dans l'Atlantique résultent de la superposition de modes de variabilité tropicaux couplant la tension du vent et les températures de surface océanique sur les bassins nord et equatorial-sud, avec une variabilité quasi décennale. A cela s'ajoute l'évolution pluri-décennale associant sur les 20 dernières années le réchauffement de l'hémisphère sud au refroidissement relatif de l'hémisphère nord, et bien entendu l'influence de l'ENOA.

La Figure 6 présente, pour résumer, les quatre principaux modes de variabilité des anomalies de températures de surface de mer sur la période 1945-1994 calculés par une analyse en composantes principales avec rotation orthogonale Varimax. La première composante représente le mode de l'ENOA, avec un poids significatif non seulement dans le Pacifique mais aussi dans l'océan Indien. Les deuxièmes et troisième composantes représentent les modes principaux de variabilité dans l'Atlantique tropical nord et sud. Enfin la quatrième composante décrit un mode extra-tropical situé principalement dans l'Atlantique mais aussi dans l'océan Indien.

## 5. PROCESSUS D'INTERFACE ET IMPACTS CLIMATIQUES. LE POIDS DE L'INTERFACE OCÉANIQUE

### 5.1. L'impact du maintien d'un gradient transéquatorial d'anomalies thermiques

Pour l'examiner rappelons quelques résultats issus des très nombreuses études parues ces 30 dernières années et utilisant observations in-situ ou satellitales et simulations numériques. Les expériences de sensibilité montrent en effet que les variations des températures de surface de la mer modifient significativement l'organisation cellulaire de la circulation atmosphérique tropicale en générant des anomalies dans sa circulation divergente, ce qui induit une variabilité d'amplitude et de positionnement des branches verticales des cellules de type Hadley et est-ouest.

Les variations du gradient méridien d'anomalies dans l'Atlantique tropical tendent en effet à modifier la phase et/ou l'amplitude du cycle moyen saisonnier sur les continents bordiers (Nordeste et Sahel par exemple), surtout lorsque les extrema saisonniers (de février-mars et d'août-septembre) correspondent aux saisons des pluies tropicales.

Ainsi en mars-avril, quand l'Atlantique sud est plus chaud et l'Atlantique nord plus froid que la normale, la ZCIT tend à se déplacer davantage vers le sud. Sur les parties australes des continents bordiers une telle situation s'accompagne d'excédents pluviométriques en raison d'une convergence des flux d'humidité, issus de l'Atlantique tropical
nord, renforcée et translatée vers le sud (et vice versa). Lorsque les mêmes conditions océaniques persistent en juillet-septembre la ZCIT tend à migrer moins profondément vers le nord sur le continent africain, ce qui diminue les cumuls saisonniers au Sahel en raison d'une convergence des flux d'humidité, issus de l'Atlantique équatorial et sud-tropical, renforcée et translatée vers le nord (et vice versa).

## 5.2. Les forçages liés à l'ENOA

Puisque les interactions positives entre alizés et températures de surface tendent à maintenir sur plusieurs mois les anomalies thermiques atlantiques on devrait observer une corrélation inverse forte entre les saisons des pluies tropicales des deux hémisphères, avec disons tendance à l'assèchement au nord et aux excédents au sud : ceci est loin d'être systématique. Pourquoi ? Parce qu'il faut aussi considérer les forçages extérieurs à l'Atlantique, et d'abord ceux d'échelle quasi globale. Parmi ceux-ci le plus important est l'ENOA dont les phases majeures exercent un forçage peu différencié à l'échelle de tout l'Atlantique équatorial. Ainsi, les épisodes chauds sur le Pacifique, qui reviennent tous les 2-7 ans, persistent plusieurs saisons (~ 18 mois ou plus).

Or ils tendent à renforcer les alizés et donc à générer des eaux équatoriales plus froides que la normale sur l'Atlantique ; en conséquence, une circulation atmosphérique est-ouest anormale et persistante relie dans le plan équatorial le Pacifique central et oriental plus chaud (et l'ascendance associée) à l'Atlantique plus froid (et la subsidence) : ceci favorise les déficits pluviométriques sur les continents bordiers, au Nordeste brésilien comme au Sahel africain : il est reconnu aujourd'hui que les années à Nino marqué sont le plus souvent des années anormalement sèches, même si la corrélation linéaire entre les indices mesurant ces phénomènes est en moyenne assez faible et connaît elle-même une variation sur le siècle : elle apparaît plus forte sur les 20 dernières années.

Dans le cas de l'Afrique de l'ouest, il faut prendre en compte aussi et surtout les surfaces continentales, car elles exercent une action directe sur les bilans radiatif et hydrique, et donc en retour sur la dynamique atmosphérique et les précipitations.

<table><caption>**Table n°1 :** Observations (lignes) / Prévisions (colonnes). Analyse discriminante linéaire pour 3 catégories de cumuls Juin-Septembre normalisés sur la période 1968-1997 et la zone 10 N-20 N ; 7 W-26 E : anormalement sec (S ; < -1/2 écart-type), normal (N), pluvieux (P ; > +1/2 écart-type).</caption><tr><td></td><td>S</td><td>N</td><td>P</td></tr><tr><td>S</td><td>B</td><td>2</td><td>1</td></tr><tr><td>N</td><td>2</td><td>4</td><td>3</td></tr><tr><td>P</td><td>1</td><td>1</td><td>8</td></tr></table>

# 6. LE POIDS DE L'INTERFACE CONTINENTALE

## 6.1. Les interactions liées aux états de surface ouest-africains

En Afrique de l'ouest la sensibilité des états de surface est accentuée par la longue saison sèche, les forts gradients méridiens d'albédo et d'humidité, mais aussi par la pression des sociétés entraînant désertification au nord et déforestation au sud. Les campagnes de mesure sur site et les simulations numériques ont permis de documenter les processus physiques associés. La rétroaction positive liée au forçage de l'albédo (Charney, 1975) peut-être résumée ainsi : la diminution de couverture végétale résultant d'une diminution des précipitations augmente l'albédo de surface et diminue le rayonnement absorbé par le sol et les flux de chaleurs sensible et latente vers la basse troposphère. Au-dessus, la colonne d'air compense adiabaticement par subsidence, ce qui diminue la convection et donc les précipitations, toutes choses égales par ailleurs.

Toutefois, les modifications induites par les champs d'humidité, la convection humide (et donc le cycle de l'eau atmosphérique) apparaissent aujourd'hui primordiales dans le mécanisme de Charney. On passe ainsi d'un impact local associé à des processus purement radiatifs à un impact régional lié à la dynamique de mousson par le biais du cycle de l'eau : la moindre humidité disponible en surface en raison de la dégradation végétale diminue bien sûr les flux verticaux de chaleur latente et les flux d'humidité en basse troposphère. Mais elle diminue aussi, toutes choses égales par ailleurs, le gradient méridien d'énergie en surface à l'origine de la mousson. Or le maintien de la subsidence de haute troposphère initié par la dégradation végétale est dû principalement à la réduction de la convection humide associée à la dynamique de mousson (Xue, 1997).

La dégradation des forêts et savanes en zone guinéenne, pêse encore plus que la désertification sahélienne car le gradient méridien d'énergie océan / continent par 5° N environ est ici directement affecté. Ceci tend d'abord à diminuer l'intensité de la mousson dès le printemps boréal et, plus au nord, à limiter son potentiel pluviométrique (Zheng et Eltahir, 1998). De plus, la forêt, contrairement à la steppe sahélienne, ne peut repousser en une saison. On passe ainsi d'un impact saisonnier ou interannuel à un impact pluriannuel.

# 7. APPLICATIONS

Les conditions de surface du printemps boréal, déterminantes pour la future saison des pluies, permettent de définir les prédictants statistiques pour la prévision des cumuls saisonniers. Les données utilisées sont soit les données observées (in-situ, satellitales, réanalysées) soit les simulations numériques menées sur modèles atmosphériques disposant de schémas réalistes de végétation et autres conditions de surface et pouvant représenter des
échelles de l'ordre de 100 km : Arpège-Climat de Météo-France, LMDZ du CNRS par exemple. Les prédicteurs les plus efficaces décrivent l'ENOA, les températures de surface sur l'Atlantique sud et équatorial, les températures et les gradients méridiens d'humidité de surface sur l'Afrique de l'ouest.

L'exemple de la Table 1 donne une idée des résultats obtenus avec 4 prédicteurs de ce type pour le cas des régions soudano-sahéliennes du Mali au Soudan.

## CONCLUSION

La circulation de mousson en Afrique de l'ouest est liée à l'intensité du gradient méridien d'énergie dans les basses couches, gradient qui reflète les contrastes entre l'océan et le continent, mais aussi plus au nord, entre forêts et savanes, puis steppe et désert. Les interactions entre ces conditions de surface et l'atmosphère s'effettuent principalement via la tension de vent et les flux de chaleurs sensible et latente à l'interface puis, en altitude via la condensation nuageuse. Cela donne une très grande importance à la circulation divergente, à la convection profonde et donc au cycle de l'eau dans l'atmosphère. L'aspect intermittent et spatialement discontinu des précipitations est associé à une dynamique de méso-échelle et d'échelle synoptique (perturbations de type cyclonique, ondes d'est, lignes de grains). En revanche, l'allure quasi zonale des isohyètes annuelles témoigne de la plus ou moins grande durée de la (des) saisons pluvieuses reflétant en fait la convergence des flux d'humidité au sein de la circulation de mousson. Tout ceci explique pourquoi les conditions de surface du printemps boréal sont déterminantes pour la (les) future(s) saison(s) des pluies. On peut ainsi définir des prédicteurs statistiques. Parmi les plus efficaces citons ceux qui décrivent l'ENOA, les températures de surface sur l'Atlantique sud et équatorial, les températures et les gradients méridiens d'humidité de surface sur l'Afrique de l'ouest. La communauté française est très présente dans les études de processus et d'impacts associés à la variabilité climatique de cet espace, particulièrement au travers des programmes CLIVAR/ECLAT, GEWEX/WAMP et du futur PNRH/CATCH.

## RÉFÉRENCES

* Charney JG, 1975 : " Dynamics of deserts and droughts in the Sahel". Quart. J. Meteor. Roy. Soc., 101, 193-202.

* Dhonneur G., 1985 : " Traité de Météorologie tropicale". Météo-France, Paris, 150 pp.

* Emanuel 1995 : " On thermally direct circulations in moist atmospheres". J. Atmos. Sci., 52, 1529-1534.

* Fontaine B., S. Janicot, V. Moron, P. Roucou et S. Trzaska, 1998 : " Anomalies de températures de surface de la mer et précipitations tropicales : synthèse de quelques travaux récents portant sur les précipitations au Sahel et dans le Nordeste". La Météorologie., 22, 14-35.

* Janicot S. et B. Fontaine, 1993 : " L'évolution des idées sur la variabilité interannuelle récente des précipitations en Afrique de l'ouest", La Météorologie, 8, 1, 28-53.

* Janicot S. et B. Fontaine, 1997 : " Evolution saisonnière des corrélations entre précipitations en Afrique guinéenne et températures de surface de la mer (1945-1994)". Comptes-Rendus de l'Académie des Sciences, Paris, 324, 785-792.

* Moron V., 1994 : " Variabilité des précipitations en Afrique tropicale au nord de l'équateur (1933-1990) et relations avec les températures de surface océanique et la dynamique de l'atmosphère". Centre de Recherches de Climatologie, CNRS, Dijon, ISBN : 2-9508159-0-1, 219 pp.

* Lindzen RS et Hou AY, 1988 : " Hadley circulations for zonally averaged heating centered at the equator". J. Atmos. Sci., 45, 2416-2427.

* Xue Y., 1997 : " Biosphere feedback on regional climate in tropical north Africa". Quat. J. Roy. Met. Soc., 123, 1483-1515.

* Zheng X. et Eltahir E.A., 1998 : " The role of vegetation in the dynamics of west African monsoons". J. of Climate, 11, 2078-2096.
THE FASTEX EXPERIMENT: HUNTING THE SECONDARY CYCLOGENESES.

Y. LEMAÎTRE.

Centre d'étude des Environnements Terrestre et Planétaires, CNRS/UVSQ, 10-12 avenue de l'Europe, 78140 Vélizy

ABSTRACT

The FASTEX (Fronts and Atlantic Storm-Fack
Experiment) experiment which took place over the
North Atlantic Ocean from January 3 to February
28, 1997 resulted from a close collaboration bet-
ween French (such as the Centre d'étude des Envi-
ronnements Terrestre et Planétaires or the Labora-
toire d'Aérologie from CNRS, and the Centre
National de Recherches Météorologiques from
Météo-France) and foreign (such as the University of
Reading (GB), National Meteorological Centers from
UK, Ireland, Norway, the NOAA (National Oceanic
and Atmospheric Administration,US) and the NCAR
(National Center for Atmospheric Research) resear-
ch organizations and laboratories (see Table 1). This
experiment addressed the life cycle of mesoscale
cyclones evolving in the wake of parent lows. It
aimed at testing theoretical ideas on cyclone forma-
tion and development, documenting the vertical and
the mesoscale structure of cloud systems in mature
cyclones and their relation to dynamics and impro-
ving the forecasts of end-of-storm-track cycogene-
sis. The basic observational strategy of FASTEX
was to activate successively the various facilities
distributed through the North Atlantic ocean over
the same weather system as it travels East-West.
These facilities included (see Figure 1) airborne
Doppler radars (the US NOAA P3 airborne Doppler
radar instrumented with the French dual beam
antenna and the US / French ASTRAIA / ELDORA
Doppler radar) based at Shannon (Ireland), Ships
(Icelandic Coast-Guard AEGIR, US Knorr, French
Suroit, and the Ukrainian Victor Bugaev) perfor-
ming soundings, aircrafts (UKMO C-130 based in
UK, the US NSF GIV aircraft based in Newfound-
land) performing dropsondings. Moreover most of
the upper-air observing stations around the Atlan-
tic Ocean were activated performing 6-hourly soun-
dings. Operations were directed from a forecasting
center located at Shannon airport.

The present paper recalls the main objectives of
this project and gives an evaluation of its experi-
mental phase. Some preliminary scientific results
obtained by the French participants are also syn-
thetized.

A set of numerical simulations (from MESO-NH
model) and analyses (from ARPEGE) has been used
to study the life cycle and more particularly the first
development phase of a well sampled frontal cyclo-
ne developing on the trailing front of primary large-
scale baroclinic wave. These studies (Cammas et al.,
1999; Mallet et al., 1999 a,b) shows a positive feed-

back between the storm dynamical configuration
and the diabatic processes. They also reveals that
the storm triggers where and when the along-front
stretching decreases in agreement with previous
theoretical studies (e.g Bishop and Thorpe, 1994).
This decrease results in part from an pre-existing
continental low, the importance of which was also
evidenced by Arbogast and Joly (1998) using a
variational inversion method for potential vorticity.
They show that the upper level trough has an indi-
rect role in maintaining the intensity of the conti-
nental surface low true precursor of the IOP (Inten-
sive Observing Period) 17 surface low. The crucial
role of diabatic processes in the end of track of the
storm is also evidenced.

The mesoscale dynamics of two secondary
cyclones (IOP 12 and 16) sampled in the multi-scale
sampling area of the FASTEX experiment has also
been documented (Bouniol et al., 1999; Lemaître et
al., 1999; Scialom et al., 1999) using either airbor-
ne dropsonde data or airborne Doppler radar mea-
surements. The used methods (Caillault and
Lemaître, 1998; Dou et al., 1996; Montmerle and
Lemaître, 1997; Protat et al., 1997, 1998; Lemaître
et al., 1994) allow to recover the 3D dynamic and
thermodynamic fields in the depression center. It
appears that this area is roughly neutral with res-
pect to moist slantwise instability, a state which is
known to significantly promote frontogenesis. Air
parcels trajectory analysis from these fields shows
that one of the main flows responsible for the
mesoscale organization of these cyclones is a warm
airflow peeled-off from the base of the synoptic
warm conveyor belt. This flow wraps around the low
center to feed the south-western part of the cloud
head. It generates for the "bomb like" IOP 12 case
the most active part of the cloud head. Another
main flow is the dry intrusion approaching the
cyclone center under the form of dry slot. An
uncommon feature is a cold northerly flow in the
western part of the cloud which tends to wrap
around the low center and likely releases convecti-
ve instability through air-sea interactions. The pro-
cessing of purls (circular trajectories) regularly per-
formed by the instrumented aircrafts within each
FASTEX secondary cyclone allows to obtain at
mesoscale crucial parameters such as the vertical
component of vorticity, divergence, terminal fall
velocity of the hydrometeors, but also terms contri-
buting to the frontogenetic forcing such as stret-
ching and shearing deformations. Analysis of these
parameters has shown that the active part of the
cloud head was characterized by frontolytic stret-
chering deformation whereas the shearing deformation tends to produce a new baroclinic zone on the western part of the cyclone.

# 1. INTRODUCTION

L'expérience internationale FASTEX qui s'est déroulée du 3 Janvier au 28 Février 1997 au-dessus de l'Atlan-tique Nord, résulte d'une collaboration nationale et inter-nationale étroite (voir Table 1) entre organismes et laboratoires de recherche Français (tel que le Centre d'étude des Environnements Terrestre et Planétaires ou le Laboratoire d'Aérologie du CNRS, et le Centre National de Recherches Météorologiques de Météo-France) et étrangers (tel que l'Université, de Reading (GB), les Météorologies Nationales de Grande Bretagne, d'Irlande, de Norvège, la NOAA (National Oceanic and Atmospher-ic Administration,US) et le NCAR (National Center for Atmospheric Research), associant chercheurs, prévision-nistes et observateurs de ces différentes institutions. FAS-TEX était dévolue à l'observation des dépressions de moyenne échelle, appelées cyclogénèses secondaires, qui se développent dans le sillage des dépressions principales. Ces dépressions secondaires sont à l'origine de tempêtes extrêmement violentes pouvant conduire sur terre à des dégâts importants tant matériels qu'humains. Afin d'amé-

<table><caption>Table n°1 : Liste des Institutions et Laboratoires de Recherche participant au projet FASTEX</caption><tr><td>Centre d'étude des Environnements Terrestre et Planétaires, UVSQ/CNRS, Vélizy, France</td></tr><tr><td>CIRES/University of California, Los Angeles, California, USA</td></tr><tr><td>Institute of Meteorological Research, Reykjavik, Iceland</td></tr><tr><td>Joint Centre for Mesoscale Meteorology, University of Reading, Reading, United Kingdom</td></tr><tr><td>CNRM/GAME/Météo-France, Toulouse, France</td></tr><tr><td>Laboratoire d'Aérologie, Observatoire Midi-Pyrénées, Toulouse, France</td></tr><tr><td>Laboratoire de Météorologie Dynamique, Palaiseau, France</td></tr><tr><td>Massachusetts Institute of Technology, Cambridge, Massachusetts</td></tr><tr><td>Met Éireann, Irish Meteorological Service, Dublin, Ireland</td></tr><tr><td>National Center for Atmospheric Research, Boulder, Colorado, USA</td></tr><tr><td>Naval Research Laboratory, Monterey, California, USA</td></tr><tr><td>NOAA/ERL, National Severe Storm Laboratory, Boulder, Colorado, USA</td></tr><tr><td>NOAA/ERL, Environmental Technology Laboratory, Boulder, Colorado, USA</td></tr><tr><td>Norwegian Meteorological Institute, Oslo, Norway</td></tr><tr><td>University Corporation for Atmospheric Research, Boulder, Colorado, USA</td></tr><tr><td>University of Reading, Reading, United Kingdom</td></tr><tr><td>United Kingdom Meteorological Office, Bracknell</td></tr></table>

liorer la compréhension des phénomènes physiques mis en œuvre dans leur cycle d'évolution, un dispositif de grande envergure a été mis en œuvre à travers tout l'Océan Atlantique.

FASTEX était bâtie sur des objectifs complémentaires, à caractère plus ou moins opérationnel, répondant aux intérêts respectifs des différentes institutions engagées dans le projet (Joly et al., 1997).

Elle devait tout d'abord permettre de documenter l'organisation interne du système nuageux et précipitant qui accompagne ces dépressions et sa variabilité, de diagnostiquer les processus physiques et leurs interactions conduisant à cette organisation, d'établir son bilan énergétique, radiatif et son bilan en eau en établissant la part dans ce bilan des sous-structures nuageuses qui induisent de fortes inhomogénéités horizontales et verticales (en particulier le rôle de la stratification verticale en couches multiples), l'objectif à plus long terme étant d'estimer l'influence des systèmes nuageux et précipitants associés à ces dépressions sur le système climatique (Joly et Lemaître, 1997) et la prévision fine des précipitations. Très peu d'observations détaillées de ces systèmes étaient disponibles jusqu'à maintenant.

Ensuite elle devait permettre la détection des précurseurs de ces systèmes dépressionnaires. Les résultats théoriques et climatologiques établis lors des travaux préliminaires suggèrent en effet que si les dépressions naissent dans des conditions variées, leur transformation en tempête repose sur un mécanisme d'interaction, appelé l'interaction barocline, avec des précurseurs en altitude. FAS-TEX devait permettre également de documenter les échanges turbulents entre l'océan et l'atmosphère dans ces situations de vents fort et de mer bien formée et d'étudier le rôle de ces flux sur l'évolution de ces cyclogénèses.

Elle avait ensuite un objectif, à caractère plus opérationnel, de test en vraie grandeur de stratégies d'observations adaptatives en vue de leur prévision à 24-36 heures (ex : Bergot et al., 1998). La prévision de la formation et de l'évolution de ces dépressions au-dessus de l'océan Atlan-tique reste en effet une question difficile en dépit des progrès de la prévision numérique. Cette stratégie consistait à placer des observations dans des zones où les erreurs d'analyse résiduelles vont détériorer le plus la future prévision (ces zones variant selon la situation mais pouvant être déterminées). Il s'agit généralement de régions dynamiquement sensibles comme un courant-jet ou un front de surface.

Le dernier objectif était d'établir une base de données qui serve en particulier à valider les modèles numériques.

# 2. DISPOSITIF EXPÉRIMENTAL

La réalisation de cette expérience a nécessité de nombreux et importants moyens (4 à 6 navires, réseaux météorologiques internationaux de radiosondages activés toutes les trois heures, 5 avions instrumentés) dont 2 avions de la NOAA** et du NCAR*** basés à Shannon en Irlande,
instrumentés de radars Doppler, produits d'une collaboration entre le CETP* et le NCAR.

Comme indiqué précédemment la stratégie expérimentale de cette campagne était de suivre ces événements dépressionnaires de leur formation à leur maturité en coordonnant l'action des différents moyens répartis à travers l'océan (voir Figure 1). Cette coordination était assurée depuis un centre de prévision installé spécialement à Shannon en Irlande.

La première innovation de FASTEX a consisté à consacrer une partie importante des moyens à l'observation de la phase initiale de la cyclogénèse, dans la zone amont du trajet suivi par ces cyclogénèses (sur les côtes est de l'Amérique du Nord ou en plein Atlantique (voir la Figure 1). Ces moyens regroupaient quatre navires et deux avions à réaction. Les navires étaient situés tant faire se peut dans les régions considérées comme critiques en adaptant leur déplacements de façon coordonnée aux mouvements méridiens de ces structures de grande échelle. Ils effectuaient 4 radiosondages par jour en dehors des périodes d'observations intensives (POI) et des sondages horaires sur une durée de 18 heures pendant ces périodes afin d'obtenir une structure détaillée des variations zonales. Ces navires qui ont subi l'ensemble des systèmes dépressionnaires échantillonnés ont réalisé en plus de ces mesures, un programme d'observations, appelé CATCH, des échanges turbulents océan-atmosphère et de la rupture du Gulfstream en ses différentes composantes. Les avions (Gulfstream IV de la NOAA, WB57 du NCAR) mis en œuvre uniquement lors des POIs larguaient des dropsondes soit sur des structures physiques (tel que anomalies de tourbillon ou zones de stabilité statique de basses couches ou d'altitude) visibles à partir de mesures satellitales soit sur ces régions critiques révélées par des systèmes d'assimilation/diagnostique pour tester en vraie grandeur les stratégies d'observation adaptative.

La deuxième innovation concernait la stratégie originale d'échantillonnage qui a pu être déployée par les avions mis en œuvre dans la zone d'observation multiéchelle (ou MSA en Anglais) de cette expérience située en aval de la trajectoire de ces cyclogénèses. Ces avions étaient le C130 du UKMO**** effectuant des largages de sondes dans les zones précipitantes et d'air clair de la dépression et les avions P3 de la NOAA et Electra du NCAR volant de concert dans le système dépressionnaire. Ces deux derniers avions emportaient des radars Doppler équipés d'antennes Doppler bi-faisceaux développées au CETP, pièces essentielles du dispositif expérimental permettant d'accéder à une description tridimensionnelle des champs de vent dans les zones précipitantes. Cette stratégie définie par le CETP a permis d'acquérir un jeu de données exploitables de différentes façons grâce aux nombreux outils développés au CETP dans la phase préparatoire de cette expérience (Caillault et Lemaître, 1998 ; Dou et al., 1996 ; Montmerle et Lemaître, 1997 ; Protat et al., 1997, 1998, Lemaître et al., 1994), soit à résolution

fine pour résoudre les processus d'échelle convective, soit à résolution dégradée mais sur un domaine couvrant toute la perturbation pour obtenir les champs de paramètres dynamiques et thermodynamiques associés à l'ondulation ou à la cyclogénèse secondaire. Une illustration de l'intérêt d'une telle stratégie sera donnée dans la suite.

### 3. BILAN EXPÉRIMENTAL

19 cas ont pu être échantillonnés au cours des deux mois d'expérience dont 12 scientifiquement intéressants, c.-à-d. répondant aux objectifs des différents organismes, ce qui constitue un très grand succès selon l'avis unanime de la communauté internationale (Joly et al., 1999). La Table 2 donne une synthèse de ces cas et de leur intérêt scientifique.

<table><caption>Table n°2 : Classification des cas scientifiquement intéressants. Les priorités indiquées reposent sur des critères liés aux objectifs des observations de la MSA. Les cas soulignés sont ceux retenus par la communauté</caption><thead><tr><th></th><th>Sampling</th><th>Scientific interest</th><th>Type</th><th>Priority</th></tr></thead><tbody><tr><td>IOP 1</td><td>good</td><td>test coordination</td><td></td><td>2</td></tr><tr><td>IOP 2</td><td>good</td><td>no FASTEX case</td><td>NCFR</td><td>3</td></tr><tr><td>IOP 5</td><td>good</td><td>very good</td><td>cold air vortices</td><td>2</td></tr><tr><td>IOP 7</td><td>very good</td><td>no FASTEX case</td><td>NCFR</td><td>3</td></tr><tr><td>IOP 9</td><td>very good</td><td>very good</td><td>cloud head</td><td>2</td></tr><tr><td>IOP 10</td><td>very good</td><td>very good</td><td>frontal wave</td><td>1</td></tr><tr><td>IOP 11</td><td>good</td><td>very good</td><td>developing cyclone</td><td>2</td></tr><tr><td>IOP 12</td><td>very good</td><td>very good</td><td>bomb like meso-cyclone</td><td>1</td></tr><tr><td>IOP 15</td><td>fair</td><td>good</td><td>developing cyclone</td><td>2</td></tr><tr><td>IOP 16</td><td>very good</td><td>very good</td><td>developing cyclone</td><td>1</td></tr><tr><td>IOP 17</td><td>good</td><td>very good</td><td>developing cyclone</td><td>2</td></tr><tr><td>IOP 18</td><td>fair</td><td>very good</td><td>developing cyclone</td><td>3</td></tr></tbody></table>
<figure><img src="image_121.png" /></figure>

Fig. n°1 : Dispositif expérimental de l'expérience internationale FASTEX. Il reposait sur l'activation des réseaux de mesures conventionnelles (ex : radiosondages) encadrant l'Atlantique Nord. Il se composait d'une partie amont regroupant en particulier 4 navires et deux avions à réaction (voir texte) et d'une zone aval appelée zone d'échantillonnage multi-échelle (ou MSA en Anglais) activant trois avions à réaction.

Parmi ces cas, citons la dépression 41 échantillonnée lors de la période d'observation intensive 17 (POI 17) intervenue entre le 17 et le 20 février 1997. Cette dépression est apparue à partir de précurseurs multiples. Ce système météorologique a été traqué par le dispositif expérimental pendant plus de 70 h sur plus de 5 500 km. Citons également le cas d'une "bombe", c'est-à-dire une puissante dépression se formant en quelques heures, le 9 février (POI 12) ou encore le cas d'ondulation frontale observée le 17 février). L'immense ensemble de mesures qui a été acquis au cours de l'expérience est d'ores et déjà disponibles pour l'ensemble des scientifiques sur la base de données gérée par Météo-France (Jaubert et al., 1999). De nombreuses équipes françaises se penchent sur l'origine de ces dépressions observées et les mécanismes mis en œuvre dans l'éventuel creusement explosif observé pour certaines d'entre elles. Citons en particulier les travaux de Bouniol et al. (1999), Lemaître et al. (1999), Scialom et al. (1999), Baehr et al. (1999), Malardel et Arbogast (1999), Cammas et al. (1999), Mallet et al. (1999 a,b). D'autres portent sur les aspects plus opérationnels indiqués précédemment. Citons en particulier ceux de Pouponneau et al. (1999), Janiskova et al. (1999), Desroziers et al. (1999), Bergot

(1999). Parmi ces nombreux travaux nous nous pencherons plus particulièrement dans la suite sur ceux concernant la physique de ces dépressions.

## 4. EXEMPLES DE TRAVAUX SIGNIFICATIFS EN COURS

Ces travaux concernent i) le cycle de vie de ces dépressions, l'importance et l'influence des anomalies d'altitude ou des flux turbulent de surface (groupe GAME de Météo-France, LA du CNRS), ii) la description des champs à moyenne échelle et à échelle convective à l'intérieur du système nuageux au moyen de données de radar Doppler aéroporté et de dropsondage (au CETP du CNRS) dans la phase mature de ces cyclogénèses.

Ces travaux reposent sur deux approches très distinctes.

La première utilise les données numériques issues des analyses ARPEGE (Courtier et Geleyn, 1988) ou de simulation à l'aide du modèle MESO-NH (Lafore et al., 1998) validées par les observations. Elle a pour objectif d'étudier :

- le rôle des précurseurs et des forçages apportés par l'environnement de grande échelle dans le déclenchement de ces dépressions frontales.
- l'influence des processus diabatiques et de surface dans leur cycle de vie.

La seconde exploite les jeux d'observations de cette campagne acquis en particulier dans le zone d'observation multi-échelle (MSA). Elle a pour finalité :

- de comprendre les mécanismes physiques mis en œuvre dans la phase mature des ondulations frontales et cyclogénèses secondaires (rôle des forçages de grande échelle, des processus diabatiques, des flux de surface, etc.).

- de quantifier le rôle des différentes entités nuageuses constituant la perturbation et résultant de ces processus physiques (convection droite, inclinée ou forcée, convection de basse ou de moyenne troposphère, convection organisée ou non organisée) dans les transferts de chaleur, de quantité de mouvement et d'humidité.

## 5. EXISTENCE DE PRÉCURSEURS D'ALTITUDE

Un premier résultat significatif des travaux en cours porte sur la génèse de la dépression 41 observée lors de la POI 17 (période du 16 au 20 Février). Cette dépression s'est développée sur la queue d'un front d'onde barocline primaire de grande échelle. Son mécanisme a pu être, d'une part, objectivement étudié à l'aide de simulations au moyen du modèle ARPEGE. Pour ce faire les conditions initiales juste avant la formation de cette tempête ont pu être modifiées au moyen de la technique d'inversion du tourbillon potentiel (Arbogast et Joly, 1998). Cette technique permet d'isoler des structures dans les champs initiaux et de les ôter afin de diagnostiquer leur rôle sur l'évolution ultérieure de la cyclogénèse simulée. Il a pu être ainsi démontré l'action d'un précurseur d'altitude sur

<figure><img src="image_122.png" /></figure>

**Fig. n°2** : Situation synoptique le 17 février 1997 à 12 h sur l'Atlantique Nord (extrait de l'analyse faite par Cammas et al., 1999).

a) Champs de pression en surface (trait plein), de $θ_w$ (température potentielle du thermomètre mouillé à 925 hPa ; ligne discontinue) et de température potentielle sur la surface 2 PVU (en grisé) déduits des analyses du modèle ARPEGE (1.5 degré par 1.5 degré).

b) Images satellitales composites dans le canal vapeur d'eau déduites de GEOS et METEOSAT.

c) Champs de $θ_w$ à 850 hPa (trait plein), de tourbillon potentiel sur la surface isentrope 310 K (ligne discontinue) et de vent sur la surface 2 PVU (en grisé).

Sur l'image satellite est observée à l'ouest de la bande nuageuse frontale associée à la zone barocline principale la zone d'air sec associée au talweg d'altitude qui intensifie la dépression continentale observée sur le champ de pression au sud de la baie d'Hudson. Cette dépression modifie la champ de déformation de façon à permettre le développement de la dépression secondaire 41 observée lors de la POI 17. Sur l'image satellitale est également observée à l'est de cette bande frontale (au nord-ouest de l'Irlande) la signature nuageuse de la dépression secondaire observée lors de la POI 16.
<figure><img src="image_123.png" /><figcaption>Fig. n°3 : Comme sur la **Figure 2** pour le 18 février 1997 à 12 h (extrait de l'analyse faite par Cammas et al., 1999). L'image satellite montre le développement nuageux associé à la dépression 41 après creusement.</figcaption></figure>

la cyclogénèse observée, ce qui était espéré, mais cette action s'est montrée moins directe qu'il n'était prévu. Le précurseur apparaît en effet agir à travers une ancienne dépression très peu active confinée en surface. De façon plus précise, ce précurseur joue un rôle indirect en maintenant l'intensité d'une basse pression située en surface sur le continent Américain qui est le vrai précurseur de la POI 17. Dans ce cas l'effet direct du talweg d'altitude (précurseur théoriquement prévu dans ce type de situation) n'apparaît qu'après le creusement de la dépression secondaire et la signature de ce creusement explosif, la tête nuageuse. Une étude détaillée du cycle de vie de cette perturbation a pu être menée, d'autre part, par Cammas et al. (1999), Mallet et al. (1999 a,b) à partir d'analyses issues du modèle ARPEGE validées par les mesures de radiosondages et de dropsondages effectuées au milieu de l'Atlantique par les bateaux et les avions et de l'évolution temporelle (voir par exemple les Figures 2 et 3) des champs dynamiques, thermodynamiques et nuageux (déduits des observations satellitales de GEOS-Est et Météosat) associés à cette situation. Le précurseur de basse couche apparaît le 16 février situé au sud des grand lacs aux Etats-Unis. Le talweg d'altitude apparaît sur le

canal vapeur d'eau comme une zone très sèche s'étendant du sud de la baie d'Hudson au Wisconsin. Le 17 la basse pression de surface s'est déplacée au large des côtes pour devenir la dépression POI 17 en subissant une croissance explosive de plus de 16 mb par jour). L'étude montre que la dépression secondaire apparaît lorsque le champ de déformation (d'étirement) diminue par l'action de la dépression continentale qui est intensifiée par le talweg d'altitude. Le 18, la dépression secondaire atteint alors une vitesse de déplacement de plus de 30 ms⁻¹ vers le nord-est. La signature de ce creusement apparaît clairement sous forme d'une tête nuageuse sur la Figure 3. La phase d'initiation (du 16 au 17 février) se présente comme une période de renforcement de la zone barocline principale située au sud-est des côtes Américaines induites par l'arrivée sur zone du talweg d'altitude. Cette intensification de la baroclinie est accompagnée de l'intensification du jet d'altitude et du gradient de vent en entrée du jet d'altitude et du déplacement de la basse pression continentale dans cette zone. La dépression POI 17 apparaît intensifiée dans cette région de cisaillement anticyclonique d'entrée du jet d'altitude. La frontogénèse qui s'effectue dans cette région d'entrée du jet et les circulations
agéostrophiques associées provoquent l'intrusion d'air stratosphérique sec dont la signature sont la bande noire dans le canal vapeur d'eau discutée précédemment et la langue de forte valeur de tourbillon potentiel caractérisique de la stratosphère. L'étude diagnostique détaillée de cette circulation agéostrophique a montré que pendant la phase d'initiation, la dépression continentale verrouillée sur le talweg d'altitude est amenée près de la zone barocline principale induite par le jet polaire et le talweg de basse couche situé à l'est des côtes. Le talweg d'altitude renforce la zone barocline et force l'intrusion d'air sec en renforçant le gradient de vent le long de l'entrée du jet polaire. Le talweg d'altitude n'a d'effet qu'après le creusement rapide de la dépression secondaire. Il induit au Nord-Ouest de la dépression une ascension oblique vers le Nord conduisant à la formation de la partie Nord Ouest de la tête nuageuse. Au moment de l'apparition de la structure cyclogénétique de la tête nuageuse, la relaxation de chaleur latente s'effectuant dans cette région induit l'apparition d'une structure duale du jet. A ce moment la dépression s'extrait de la zone d'action du talweg d'altitude et s'intensifie grâce à l'action prédominante de la chaleur latente et sous l'effet constructif des circulations verticales qui se développent dans la région caractérisée par le structure duale du jet et de front chaud de surface.

## 6. DYNAMIQUE MULTI-ÉCHELLE AU SEIN DE CAS SÉLECTIONNÉS DE FASTEX À L'AIDE DE DONNÉES DE RADARS DOPPLER AÉROPORTÉS

Les données des deux radars Doppler aéroportés (le radar embarqué sur l'avion P3-42 de la NOAA équipé de l'antenne française bi-faisceaux conçue au CETP et le radar ASTRAIA/ELDORA développé en collaboration par le CETP en France et le NCAR au Etats-Unis) mis en œuvre dans la zone MSA (Multiscale Sampling Area) de l'expérience FASTEX sont en cours de traitement. Le premier objectif est d'obtenir un ensemble de champs élaborés (dynamique, thermodynamique et microphysique) à différentes échelles de mouvement afin de diagnostiquer les processus d'interaction mis en œuvre dans les ondulations frontales et cyclogénèses secondaires observées lors de cette expérience. Le second objectif est de fournir à la communauté un jeu unique de données de validation sur l'organisation des systèmes précipitants associés à ces perturbations dans leur état mature.

Une description multi-échelle avec une résolution fine pour résoudre les processus d'échelle convective, ou avec une résolution dégradée mais sur un domaine couvrant toute la perturbation afin d'obtenir les champs de paramètres dynamiques et thermodynamiques associés à l'ondulation ou la cyclogénèse secondaire a pu être faite sur les cas échantillonnés lors des POIs 12 et 16 (cas des 9 et 17 Février 1997) en traitant les jeux de données issus de dropsondages effectués par le C130 britannique et les

<figure><img src="image_124.png" /><figcaption>Fig. n°4 : Couverture nuageuse dans le canal infrarouge de METEOSAT de la dépression secondaire échantillonnée dans la zone d'observation multi-échelle (MSA) lors de la POI 16. Sont représentées sur cette image les trajectoires suivies par l'avion P3 de la NOAA (trait plein) et C130 de la météorologie nationale britannique (ligne discontinue) et la boite de mesoéchelle (650 km par 650 km) dans laquelle ont pu être restitués les champs dynamiques et thermodynamiques issus des données de radar Doppler et de dropsondages.</figcaption></figure>

observations radar. Les méthodes d'analyses utilisées (Caillault et Lemaître, 1998 ; Dou et al., 1996 ; Monterle et Lemaître, 1997 ; Protat et al., 1997, 1998, Lemaître et al., 1994) ont permis d'obtenir ces champs au sein de ces dépressions secondaires.

Le premier de ces cas (POI 12) concerne une cyclogénèse secondaire qui s'est développée sous forme de "bombe" avec un creusement de plus de 20 mb en 6 heures. Les champs dynamiques 3D à différentes échelles et en particulier à mésoéchelle (dans un domaine de 600 km sur 300 km couvrant la cyclogénèse observée) et à échelle convective (dans un domaine de 60 km sur 60 km dans la tête nuageuse du système précipitant) ont pu être obtenus (Lemaître et al., 1999).

Le deuxième cas (POI 16) concerne une ondulation frontale en phase d'intensification (Bouniol et al., 1999) dont nous donnerons une description détaillée dans la suite.

Le jeu de données acquis sur ce cas a permis une description fine des différentes entités thermodynamiques, et précipitantes constituant la perturbation (cœur dépressionnaire, tête nuageuse, front froid, front chaud occlus, etc.). Cette perturbation s'est présentée sous la forme d'une ondulation frontale active se propageant rapidement le long de la queue du front froid d'une dépression mère située sur le Groenland. L'image satellite donnant la couverture nuageuse associée à ce cas (voir Figure 2) montre une structure typique des cyclones des latitudes moyennes avec i) une large bande nuageuse parallèle à la zone barocline froide principale associée à la ceinture de transport d'air chaud et humide qui alimente la dépression principale (Harrold, 1973), (ii) une tête nuageuse qui voit le jour sur le bord Nord-Ouest de cette zone qui est la signa-
<figure><img src="image_125.png" /></figure>

Fig. n°5 : Champs de précipitation et de vent à 1.5 km d'altitude au sein de la dépression secondaire (POI 16) issus des observations radar aéroporté. Le code couleur est une mesure de l'intensité des précipitations (exprimée en dBZ). La trajectoire suivie par l'avion P3 est superposée.

ture bien connue d'une cyclogénèse secondaire (e. g., Evans et al. 1994, Browning et Roberts 1994) et (iii) une zone d'air clair en forme de fente dans la couverture nuageuse entre la tête nuageuse et la large bande frontale, signature d'une subsidence très localisée d'air sec provenant de la haute troposphère.

Les champs 3D de vent et de précipitations obtenus dans le domaine de méso-échelle (représenté sur la Figure 4) permettent d'obtenir une description détaillée de cette cyclogénèse (voir Figures 5 et 6). Ces champs ont été obtenus en traitant les données de vitesses radiales issues de toutes les observations effectuées par le radar Doppler à bord de l'avion P3 de la NOAA). Ils font apparaître une circulation cyclonique bien marquée dans les basses couches de l'atmosphère avec une structuration des précipitations intenses en bandes perpendiculairement à la zone barocline principale.

Ces travaux ont montré que la zone dépressionnaire se présente dans un état neutre vis à vis de l'instabilité oblique, état reconnu comme favorable à l'intensification des circulations agéostrophiques (moindre résistance de la gravité ou mouvement ascendants forcés par les champs de déformation). Certaines de ces régions apparaissent instables vis à vis de l'instabilité symétrique (voir Figure 6 et 7). Une analyse de l'impact de ces régions sur les transferts énergétique verticaux (voir Figure 8) montre qu'ils sont en accord avec ceux prévus théoriquement.

Une analyse détaillée des trajectoires des particules d'air constituant le système à partir de ces champs a permis de montrer que la partie sud-ouest de la tête nuageuse est alimentée par la couche limite de la ceinture de transport d'air chaud qui alimente la zone barocline froï

<figure><img src="image_126.png" /></figure>

Fig. n°6 : Coupe verticale transverse à la dépression (sud-est/nord-est) qui illustre la stratification verticale nuageuse et précipitante du système. La zone nuageuse à droite est associée à la surface frontale froide. Les zones d'air clair correspondent à des subsidences d'altitude d'air provenant de la haute troposphère. La zone de forte réflectivité à bas niveau correspond aux échos sur la mer du signal radar.

de. Ce flux s'enroule autour de la dépression et génère dans le cas de la POI 12 la partie la plus active (en terme de précipitation) de la cyclogénèse. Cette analyse a permis également de mettre en évidence le rôle déterminant d'un flux de basse couche d'air froid s'enroulant autour de la dépression dans la relaxation de l'instabilité convec-

<figure><img src="image_127.png" /></figure>

Fig. n°7 : Dans la même coupe que la Figure 6, lignes d'égale température potentielle équivalente θe (trait plein) et de moment angulaire M (ligne discontinue), déduites des mesures de dropsondage, permettant de diagnostiquer le rôle de la convection droite (zones où est observé un point d'inflection des lignes θe) et de la convection inclinée (zones où les lignes θe sont plus pentues que celles de M) dans les zones nuageuses observées. On observe ainsi que le flux d'air froid situé sous la surface frontale (à droite de la Figure) qui se propage sur la surface de la mer plus chaude génère dans les basses couches de l'instabilité convective tandis que la masse nuageuse à l'avant (à gauche de la figure) résulte de la relaxation d'instabilité symétrique conditionnelle (ou convection inclinée).
<figure><img src="image_128.png" /></figure>

Fig. n°8 : Profils moyens des trois composantes du vent et des flux verticaux de quantité de mouvement et source apparente de cha
leur dans la zone d'instabilité symétrique conditionnelle. Ces profils montrent en particulier que le long des bandes de précipita-
tions (composante v du vent, voir Figure 5) la couche 1-2.5 km caractérisée par un cisaillement vertical du vent moyen négatif (voir
<v>) est une zone de corrélation positive entre les perturbations de v (v*) et w (w*). Ceci est la signature energétique univoque de
l'instabilité symétrique conditionnelle qui tire son énergie cinétique du cisaillement vertical de vent (Bennets et Hoskins, 1979).
tive générée par les flux à l'interface air/mer. Au cours de l'échantillonnage avion des trajectoires en boucle ont été effectuées de façon systématique au sein de ces dépressions. Le traitement des données radar issues de ces boucles (Scialom et al., 1999) ont permis d'accéder aux profils de quantités crucales telles que le tourbillon, la divergence, la vitesse terminale de chute des hydrométreores en phase liquide ou solide mais également à des quantités contribuant au forçage frontogénétique, déformations d'étirement ou de cisaillement. Il a pu être ainsi montré que la partie active de la tête nuageuse est caractérisée par un champ de déformation frontolytique qui permet à la tête nuageuse de se développer tandis que ce champ de déformation, frontogénétique dans la partie ouest de la zone dépressionnaire, conduit au renforcement de la zone barocline froide.

* Centre d'Étude des environnements Terrestre et Planétaires

** National Oceanic and Atmospheric Administration

*** National Center for Atmospheric Research

**** United Kingdom Meteorological Office

## REMERCIEMENTS

L'auteur remercie les auteurs des publications citées qui ont alimenté cette présentation.

Cette expérience a bénéficié du support financier du programme Atmosphère et Océan à Moyenne Echelle de l'Institut National des Sciences de l'Univers et de la commission Européénne sous le contrat ENV4-CT96-0322.

## RÉFÉRENCES

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THE FIRST SCIENTIFIC RESULTS FROM POLDER ON ADEOS

M. LEROY<fnref n="1" /> - J.-C. BURIEZ<fnref n="2" />, P.-Y. DESCHAMPS<fnref n="2" />, J.-L. DEUZE<fnref n="2" />, M. HERMAN<fnref n="2" />, P. GOLOUB<fnref n="2" />, D. TANRE<fnref n="2" />, M. VESPERINI<fnref n="2" /> - F.-M. BREON<fnref n="3" /> -
G. SEZE<fnref n="4" /> - A. BRICAUD<fnref n="5" /> - A. LIFERMANN<fnref n="6" />

ABSTRACT

The POLDER (POLarization and Directionality of Earth Reflectances) sensor developed by CNES is one of the eight payload instruments of the NAS-DA's ADEOS. POLDER is designed to collect global and repetitive observations of the solar radiation reflected by the Earth-atmosphere-ocean system, including its polarization and directional properties. In addition to the classical measurement and map-ping capabilities of narrow-band multispectral ima-ging radiometers, POLDER has original features which result in its unique ability to: (i) observe tar-get reflectances from up to 14 directions during a single satellite pass and from more directions by multi-pass combination, (ii) measure polarized reflectances at three different polarization angles in three out of its eight visible and near-infrared spec-tral bands.

Following ADEOS loss on June 30, 1997, only 8 months of POLDER data have been acquired. Of course this unfortunate stop of the mission inter-rupts the long time series expected from the conti-nuity of ADEOS 1 and ADEOS 2 (to be launched by NASDA in 2000). Still these 8 months represent more than 3 terabytes of original data which, as is shown in this paper, are useful to assess the scienti-fic merit of POLDER measurements for research.

The variety of geophysical parameters describing the Earth + atmosphere system derived from POL-DER is potentially useful to better characterize, monitor and model several essential components of the global climate and environment, through :

- the quantification of the oceanic and terrestrial vegetal primary production and its role in the glo-bal carbon cycle,

- the determination of the aerosol physical and opti-cal properties in order to classify them and to study their cycle and variability,

- a more accurate determination of the role of aero-sols and clouds on the Earth radiation budget,

- the improvement of the climatologic description of the tri-dimensional structure and microphysics of clouds.

Several geophysical parameters of the Earth + atmosphere system are retrieved for the first time and offer a potential for further research: (i) The clouds phase (liquid or ice) at global scale, and

effective droplet radius in favorable conditions, (ii) the aerosol characterization at global scale (both on land surfaces and ocean), the determination of aero-sol granulometry over the ocean, (iii) the Bidirectio-nal Reflectance Distribution Function (BRDF) up to 60° view angle for all azimuths over land surfaces.

After a description of the POLDER instrument and calibration procedures, the paper reviews the main relevant scientific questions, the retrieved parameters and their validation in each science field, clouds, radiative budget, water vapor, aerosols, ocean color, and land surfaces.

1. INTRODUCTION

L'instrument POLDER (POLarization and Directiona-lity of Earth Reflectances) développé par le CNES est l'un des 8 instruments d'observation de la Terre du satellite ADEOS (Advanced Earth Observing System) de l'Agence Spatiale Japonaise (NASDA). POLDER a été conçu pour collecter des observations globales et répétitives du rayon-nement solaire réfléchi par le système Terre + atmosphère. Outre les capacités de mesure et de cartographie des cap-teurs satellitaires conventionnels, POLDER dispose de plu-sieurs caractéristiques originales dans le paysage spatial contemporain : il est capable d'une part d'observer un pixel au sol sous 12 à 14 directions différentes au cours d'un pas-sage d'orbite, et sous un grand nombre de directions lors de passages d'orbites successives, et d'autre part de mesurer les réreflectances polarisées à 3 angles de polarisation dans 3 de ses 8 bandes spectrales visibles et proche infra-rouge. L'instrument a produit 8 mois de données, de novembre 96 à juin 97, avant qu'une panne du panneau solaire d'ADEOS n'interrompe la mission. Un autre instrument récurrent est embarqué à bord de ADEOS 2, dont le lancement est prévu pour fin 2000.

Un centre de traitement situé au CNES, à Toulouse, a pour mission de traiter l'ensemble des données produites. Le traitement consiste d'abord à opérer les corrections d'étalonnage et le géocodage des données. Puis les obser-vations globales, quotidiennes, géocodées et étalonnées sont traitées de manière à générer 12 types de produits géophysiques différents intéressant les sciences de l'océan, des aérosols, des nuages et du bilan radiatif ter-restre, et des terres émergées (Hagolle et al., 1999 ; Leroy et al., 1997 ; Buriez et al., 1997 ; Heraman et al., 1997 ; Parol et al., 1999 ; Goloub et al., 1999 ; Bréon et Colzy, 1999 ; Fougnie et al., 1999). Les principaux paramètres

<footnote n="1">¹CESBIO, UMR CNES-CNRS-UPS, 18, av. E. Belin, 31401 Toulouse Cedex 4, France</footnote>

<footnote n="2">²LOA, Université des Sciences et Techniques de Lille, 59655 Villeneuve d'Ascq Cedex</footnote>

<footnote n="3">³LSCE, CEA Saclay, 91191 Gif-sur-Yvette Cedex</footnote>

<footnote n="4">⁴LMD, CNRS/UPMC, BP 99, F-75252 Paris Cedex 05</footnote>

<footnote n="5">⁵LPCM, Université Pierre et Marie Curie, BP 8, 06230 Villefranche-sur-mer</footnote>

<footnote n="6">⁶CNES, 18, av. E. Belin, 31401 Toulouse Cedex 4, France</footnote>
produits, disponibles pour la communauté scientifique internationale, sont la couverture nuageuse, l'épaisseur optique, la pression et la phase des nuages, la vapeur d'eau atmosphérique, l'épaisseur optique et le coefficient d'Angström des aérosols, la concentration en phytoplancton océanique, l'albédo, l'indice de végétation et les signatures angulaires des terres émergées (Planche 1). Ces 8 mois de données globales possède un potentiel important pour la recherche sur le climat et l'environnement, comme on le montre dans la suite de cet article.

## 2. INSTRUMENT

POLDER est composé d'une matrice CCD bidimensionnelle de 242 x 274 éléments, une roue porte-filtres et porte-polariseurs, et une optique télécentrique à grand champ de vue (114°) (Deschamps et al., 1994). Le champ de vue visé par la matrice est de 43° le long de la trace et de 51° perpendiculairement à la trace. Les angles zénithaux de visée mesurés au niveau de la surface sont plus élevés à cause de la courbure de la Terre, 50° et 61° le long et perpendiculairement à la trace (70° dans la diagonale de la matrice). Le champ est suffisamment large pour assurer une couverture presque complète de la Terre en un jour. La taille du pixel au sol est d'environ 6 x 7 km² pour l'altitude d'ADEOS de 800 km. La roue permet d'imager la surface dans 8 longueurs d'onde (443, 490, 565, 670, 763, 765, 865, and 910 nm) en 4,9 secondes. Trois des filtres (443, 670 and 865 nm) sont équipés de 3 polariseurs chacun formant entre eux un angle de 60°, ce qui permet par recombinaison de mesurer l'angle et l'intensité de la polarisation linéaire de la lumière incidente sur le capteur. Une image de chaque

longueur d'onde est acquise toutes les 19,6 secondes. Il y a un fort recouvrement entre images successives. Un pixel au sol est ainsi vu sous 12 à 14 directions de visée lors du passage du satellite sur son orbite (Figure 1). La configuration directionnelle change chaque jour du fait des décalages des orbites d'un jour sur l'autre. Ainsi, après quelques jours, les orbites successives fournissent un échantillonnage de la Fonction de Distribution des Réflectances Bidirectionnelles (FDRB) de chaque pixel, dans les limites du champ de vue instrumental.

## 3. ÉTALONNAGE

L'étalonnage, important pour tous les secteurs d'observation mais particulièrement critique pour la couleur de l'eau, a fait l'objet pour POLDER d'un effort spécifique avec le développement et l'application opérationnelle d'une approche utilisant exclusivement des cibles naturelles : océan en visée quasi-spéculaire, diffusion moléculaire atmosphérique, sites désertiques sahariens, champs de nuages (Hagolle et al., 1999 ; Fougnie et al., 1999). Pour l'essentiel, les longueurs d'onde les plus courtes sont étalonnées par une méthode reposant sur la mesure de la diffusion moléculaire ; les cibles océaniques en visée quasi-spéculaire sont utilisées pour transférer l'étalonnage aux longueurs d'onde plus élevées, et les autres cibles naturelles sont utilisées à des fins de vérification. On utilise les sites désertiques et les champs de nuages pour l'équilibrage des réponses des différents détecteurs de la matrice. Les résultats d'étalonnage montrent à ce jour un très bon accord entre les différentes méthodes pour les bandes de 565 nm à 910 nm, avec une précision estimée meilleure que 3 %. A 490 et 443 nm, on estime la performance meilleure que 4 % et 5 % respectivement.

## 4. NUAGES, BILAN RADIATIF TERRESTRE ET VAPEUR D'EAU

Le rôle joué par les nuages sur l'évolution du climat n'est pas facile à appréhender du fait de deux effets opposés : les nuages refroidissent la Terre en réfléchissant la lumière solaire vers l'espace (effet d'albédo), et en même temps réchauffent la Terre en empêchant le rayonnement thermique de s'échapper dans l'espace (effet de serre). L'effet d'albédo dépend principalement du contenu en eau des nuages alors que l'effet de serre dépend principalement de leur altitude. Bien que le rôle des nuages dans le climat soit complexe, ceux-ci sont modélisés d'une manière très simplifiée dans les Modèles de Circulation Générale de l'atmosphère, ou dans l'interprétation des images satellitales. Les nuages sont en effet souvent modélisés comme des couches horizontales, plan-parallèles, faites de goutelettes sphériques de rayon effectif donné. Il existe peu d'observations satellitales capables de contraindre la structure tri-dimensionnelle des nuages ou

Les multiples visées de Polder

<figure><img src="image_129.png" /></figure>

Fig. n°1 : Un même point au sol est vu sous plusieurs directions de visée, au cours de la même orbite et au cours d'orbites successives.

VOIR CAHIÉR COULEUR
<figure><img src="image_130.png" /><figcaption>Fig. n°2 : Mesures POLDER de réflectance polarisée à 865 nm au-dessus de nuages en phase liquide et en phase de glace, en fonction de l'angle de diffusion.</figcaption></figure>

leur microphysique à l'échelle globale. Les mesures de POLDER apportent de nouvelles opportunités de mieux cerner ces différents aspects.

Les mesures de polarisation permettent l'accès à la phase (liquide ou glace) des nuages. Les nuages en phase liquide ont un pic marqué de polarisation dans la direction de l'arc-en-ciel, c'est-à-dire pour un angle de diffusion de 140°, alors que ce pic n'existe pas pour les nuages en phase de glace (Figure 2). Rappelons que l'angle de diffusion est l'angle formé entre la direction d'illumination solaire (descendante) et la direction de visée (montante). Cette propriété de la polarisation des nuages permet de produire des cartes globales journalières de la phase des nuages (Planche 1).

L'altitude (ou pression) des nuages est mesurée par deux méthodes de principes physiques différents. Une première méthode consiste à évaluer la quantité de lumière solaire diffusée par la couche d'atmosphère située au-dessus des nuages. Cette mesure est effectuée dans le bleu, à 443 nm, où l'efficacité de la diffusion atmosphérique est maximale. La seconde méthode est de mesurer le rapport d'absorption de la lumière dans son trajet soleil-nuage-capteur dans la bande de l'oxygène à 763 nm (bande étroite) et à 765 nm (bande plus large donc beaucoup moins sensible à l'absorption de l'oxygène) (Vau-bauce et al., 1998). La comparaison des pressions des nuages estimées par ces deux méthodes est une source d'information sur les interactions matière-rayonnement au sein du nuage (Parol et al., 1999).

L'instrument POLDER permet d'estimer le rayon des gouttelettes de nuages lorsque les champs de nuages sont homogènes sur de grandes étendues (plus de 100 km), et lorsque la distribution des rayons de gouttelettes présente un pic étroit autour d'un rayon donné. Un grand nombre d'images POLDER sur des champs de nuages en lumière

polarisée montrent, lorsque les 3 couleurs bleue, rouge, proche infra-rouge sont composées dans l'image, des phénomènes dispersifs d'arc-en-ciel pour des angles de diffusion compris entre 150° et 170°. Ces phénomènes sont attribués au fait que les fonctions de phase polarisée de simple diffusion de gouttelettes d'un rayon donné ne sont pas identiques dans chacune des 3 longueurs d'onde (Figure 3).

L'analyse montre en outre que l'allure des fonctions de phase polarisée (telles que celles de la Figure 3) varie fortement en fonction du rayon des gouttelettes. Les phénomènes dispersifs ne sont donc observables sur une image que lorsque la distribution des tailles des gouttelettes est très étroite. Mais on peut tirer parti de cette variation des fonctions de phase en fonction du rayon : lorsque les phénomènes dispersifs sont visibles, on peut, en mesurant la taille des franges, remonter au rayon effectif des gouttelettes avec une précision meilleure que le micromètre (Bréon et Goloub, 1998).

Comme dans le programme International Satellite Cloud Climatology Project (ISCCP) de climatologie des nuages utilisant des satellites météorologiques, POLDER permet de dresser des cartes globales journalières de couverture nuageuse et d'épaisseur optique de nuages (directement reliée au contenu en eau pour une microphysique donnée). L'épaisseur optique est obtenue au travers de l'ajustement de la sortie d'un modèle plan-parallèle de nuages et d'observations satellitales dans une direction d'observation donnée. La valeur ajoutée de POLDER dans ce domaine est que cette quantité peut être extraite pour chacune des directions d'observation : si le modèle de nuage est correct, on doit obtenir le même résultat quelle que soit la direction d'observation. Autrement dit, une dispersion éventuelle des résultats induit que le modèle de nuages utilisé est en défaut. L'analyse multidirectionnelle permet ainsi l'accès à des indicateurs de structure tridimensionnelle et de microphysique des nuages.

<figure><img src="image_131.png" /><figcaption>Fig. n°3 : Fonctions de phase polarisée de simple diffusion de gouttelettes de rayon 9 microns, estimées à trois longueurs d'onde (443, 670, 865 nm).</figcaption></figure>
L'anisotropie du rayonnement observé depuis l'espace est, avec la variabilité diurne et la précision d'étalonnage des capteurs, une des sources principales d'incertitude du bilan radiatif terrestre. La relation entre les luminances directionnelles observées et les flux montants (dans toutes les directions) nécessite généralement une modélisation a priori de la répartition angulaire du rayonnement montant. Comme ces modèles sont statistiques, des incertitudes de l'ordre de +/- 15 W/m² sur des observations instantanées peuvent en résulter. Les mesures multidirectionnelles de POLDER pour chaque pixel visé devraient réduire sensiblement ce poste d'erreur en permettant de caler efficacement des modèles de répartition angulaire du rayonnement, et devraient donc améliorer l'estimation de l'albédo du système Terre + atmosphère.

POLDER offre aussi la possibilité d'estimer le contenu en vapeur d'eau (intégré) en ciel clair, à partir du rapport d'absorption entre les canaux 910 nm et 865 nm (Bouffiès et al., 1997). Cette méthode est utilisable sur les

Sahel, Angola, Zaïre). Ces écarts varient d'un jour à l'autre en amplitude et en position. On peut donc dire que la technique de mesure est validée, et qu'elle pourra être utilisée sur des capteurs satellitaires futurs pour fournir des observations de vapeur d'eau sur terre assimilables directement dans les Modèles de Circulation Générale atmosphérique pour la prévision météorologique.

## 5. AÉROSOLS

Il est intéressant d'étudier le cycle biogéochimique des aérosols, c'est-à-dire leur source, leur transport dans l'atmosphère, et leur dépôt, mais également leur impact sur le climat. Les aérosols influencent le bilan radiatif terrestre par leurs propriétés de diffusion et d'absorption dans le spectre solaire, avec souvent un effet refroidissant, et également par leur impact sur la nébulosité, en agissant comme noyaux de condensation et en affectant les propriétés radiatives des nuages (les nuages ainsi formés seraient plus réfléchissants, ce qui ajoute un effet refroidissant). L'impact sur le bilan radiatif est important puisque les aérosols pourraient masquer une partie du réchauffement de l'atmosphère dû à l'augmentation de la concentration des gaz à effet de serre. Ce scénario n'est pas encore complètement confirmé puisque l'amplitude des différents effets est encore sujette à une forte marge d'incertitude. Comme on connaît mal la concentration des aérosols et encore moins leurs propriétés physiques et radiatives en fonction de leur répartition géographique, il s'avère difficile, par manque de données à l'échelle du globe, de les inclure dans les modèles de circulation générale afin d'effectuer les études de sensibilité nécessaires. L'extrême variabilité des propriétés physiques et chimiques des aérosols et de leur distribution spatiale et temporelle rend donc nécessaire leur observation fréquente à une échelle globale, et le satellite est l'outil le mieux adapté à cette observation.

Il est cependant difficile d'observer les aérosols, en particulier sur les surfaces terrestres, où leur contribution au signal de réflectance observé en haut de l'atmosphère est au plus comparable à celle de la surface et souvent sensiblement plus petite. D'où l'intérêt de POLDER, qui apparaît comme le premier instrument spatial capable de réaliser des observations systématiques, globales et répétitives, des aérosols à la fois sur l'océan et sur les terres émergées.

L'océan est pratiquement noir dans le proche infra rouge, et donc la contribution de la diffusion atmosphérique est la principale composante du signal en dehors des zones de réflexion spéculaire. Dans ce cas le schéma d'inversion pour obtenir l'épaisseur optique des aérosols et leur granulométrie (représentée par le coefficient d'Angström) utilise l'information spectrale et directionnelle des réflectances observées en haut de l'atmosphère. On peut également avoir accès à l'indice de réfraction en utilisant la polarisation directionnelle.

<figure><img src="image_132.png" /></figure>

Fig. n°4 : Différence entre le contenu en vapeur d'eau estimé par le CEPMMT et par POLDER le 17 juin 1997. Les valeurs vont de 0 kg/m² (blanc) à 20 kg/m² pour les parties les plus foncées. Les tons de gris moyens sont de 5 à 10 kg/m². Les points indiquent la position des stations de radiosondages.

continents et au dessus des mers au voisinage des directions de réflexion spéculaire, c'est-à-dire dans des configurations telles que la réflectance de surface est importante. On a montré que le produit vapeur d'eau POLDER a une incertitude de l'ordre de celle des radiosondages (5 kg/m²) (Vesperini et al., 1999). Au dessus des terres, celui-ci apporte ainsi une information nouvelle car seuls les radiosondages fournissent des observations d'humidité pour établir les analyses météorologiques du champ d'humidité. Ainsi, dans l'exemple de la Figure 4, les observations de POLDER montrent une répartition spatiale différente de celle des analyses du Centre Européen de Prévisions Météorologiques à Moyen Terme (CEPMMT) dans les zones à faible densité de radiosondages (Sahara,
Des cartes globales décadaires d'épaisseur optique et de coefficient d'Angström des aérosols océaniques ont été obtenues (Planche 1) et validées (Goloub et al., 1999) à l'aide de mesures du réseau mondial de photomètres solaires AERONET (Holben et al., 1998). Les résultats de validation montrent que l'épaisseur optique à 865 nm est estimée avec une déviation standard meilleure que 0.05 (Figure 5).

<figure><img src="image_133.png" /><figcaption>Fig. n°5 : Résultats de validation des propriétés des aérosols au-dessus de l'océan. En haut : épaisseur optique des aérosols estimée par POLDER versus celle estimée à l'aide d'un photomètre solaire. En bas : idem pour le coefficient d'Angström.</figcaption></figure>

La granulométrie estimée par POLDER rend compte de la granulométries réelle sans toutefois lui être identique (Figure 5) ; on estime que 4 classes de coefficients d'Angström peuvent être distinguées à partir des mesures spatiales. Enfin, l'analyse montre que 3 classes d'indice de réfraction (1.33, 1.4, 1.5) peuvent être distinguées (Goloub et al., 1999).

Sur les terres émergées, les propriétés des aérosols sont estimées à partir des mesures de polarisation directionnelle. Le principe de mesure est de considérer que la luminance polarisée mesurée en haut de l'atmosphère est la somme de 3 contributions : la contribution de l'air, très bien connue, celle de la surface, que l'on estime peu variable spectralement, spatialement et temporellement et qui peut être modélisée (Nadal et Bréon, 1999), et finalement celle des aérosols qui est précisément celle qu'on recherche.

Les investigations réalisées jusqu'à présent montrent qu'il y a clairement un signal aérosol dans la polarisation directionnelle pour la plupart des aérosols, incluant les aérosols d'origine urbaine et de feux de forêts. Ce signal apparaît nettement lorsqu'on représente pour une cible donnée la luminance polarisée mesurée à plusieurs dates en fonction de l'angle de diffusion, comme dans l'exemple de la Figure 6. Le niveau des courbes journalières est directement lié au contenu en aérosols. Les travaux d'inversion des mesures de polarisation directionnelle à l'échelle globale montrent qu'il est possible d'obtenir une indication sur le contenu en aérosols presque partout, sauf peut-être pour les aérosols d'origine désertique qui ont une signature polarisée relativement faible et difficilement discernable de celle des sols désertiques. Ainsi des premières cartes décadaires mondiales d'indice d'aérosol, défini comme l'épaisseur optique pour un modèle d'aérosols moyen avec un coefficient d'Angström de 1.0, ont-elles pu être réalisées (Planche 1).

L'analyse montre une continuité remarquable des valeurs d'indice d'aérosol sur terre et sur mer, compte tenu du fait que le principe de mesure est différent sur terre et sur mer. La disponibilité de cartes mondiales d'aérosols à la fois sur terre et sur mer ouvre des perspectives intéressantes pour l'étude des sources et du transport des aérosols à l'échelle globale.

<figure><img src="image_134.png" /><figcaption>Fig. n°6 : Mesures de POLDER de luminance polarisée à 865 nm (multipliées par le cosinus de l'angle de visée) sur un voisinage de 10 x 10 pixels centré sur Delhi (Inde), à plusieurs dates différentes, en fonction de l'angle de diffusion.</figcaption></figure>