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13.3 : Cyclogenèse de Lee - Géosciences


Rappelons du chapitre Circulation générale que le courant-jet d'ouest en est peut serpenter vers les pôles et vers l'équateur comme Les vagues de Rossby, en raison de l'instabilité barotrope et barocline. 13.6 et 13.7.

L'un des mécanismes déclencheurs de cette instabilité est l'écoulement au-dessus des hautes chaînes de montagnes. La vague de Rossby déclenchée par une telle montagne a souvent un creux juste sous le vent (c'est-à-dire sous le vent) des chaînes de montagnes. À l'est de ce creux se trouve un emplacement privilégié pour la cyclogenèse; par conséquent, il est connu comme lee cyclogenèse. Étant donné que l'emplacement de la montagne est fixe, les emplacements résultants du creux et de la crête de l'onde de Rossby sont stationnaires par rapport à l'emplacement de la chaîne de montagnes.

INFO • Synoptique

Météorologie synoptique est l'étude et l'analyse de cartes météorologiques, souvent dans le but de prévoir le temps sur des échelles horizontales de 400 à 4000 km. Les cartes météorologiques synoptiques décrivent un état instantané de l'atmosphère sur une vaste zone, tel qu'il est créé à partir d'observations météorologiques faites presque simultanément.

Phénomènes météorologiques typiques à ces échelles synoptiques comprennent les cyclones (Bass), les anticyclones (Hauts) et les masses d'air. Les fronts sont également inclus dans les synoptiques en raison de leur longueur, même si les zones frontales sont si étroites qu'elles peuvent également être classées à mésoéchelle. Voir le tableau 10-6 et la figure 10.24 dans le chapitre Forces et vents atmosphériques pour une liste des différentes échelles atmosphériques.

Le matériel de ce chapitre et du précédent s'inscrit solidement dans le domaine de synoptiques. Les spécialistes de la météorologie synoptique sont appelés synopticiens.

Le mot « synoptique » vient du grec « synoptikos » et signifie littéralement « tout voir ensemble ». C'est la grande image.

Considérons un vent qui fait souffler l'air de la troposphère sur les montagnes Rocheuses (Fig. 13.20). Les nuages ​​​​convectifs (par exemple, les orages) et les turbulences peuvent entraîner une diminution de l'amplitude des vagues de Rossby plus à l'est, de sorte que la première vague après la montagne (à l'emplacement c de la figure 13.20) est celle sur laquelle vous devez vous concentrer.

Ces ondes de Rossby ont une longueur d'onde dominante (λ) d'environ

( egin{align} lambda approx 2 cdot pi cdotleft[frac{M}{eta} ight]^{1 / 2} ag{13.1}end{align} )

où la vitesse moyenne du vent est M. Comme vous l'avez vu dans un chapitre précédent, est le gradient vers le nord du paramètre de Coriolis (fc):

( egin{align} eta=frac{Delta f_{C}}{Delta y}=frac{2 cdot Omega}{R_{ ext {earth }}} cdot cos phi ag{13.2}end{align})

Facteur 2·Ω = 1,458x10–4 s–1 est le double du taux de rotation angulaire de la Terre. Aux latitudes nord-américaines, β est d'environ 1,5 à 2x10–11 m–1 s–1.

Connaissant la hauteur de la chaîne de montagnes (∆zmtn) par rapport aux plaines environnantes, et connaissant la profondeur initiale de la troposphère (∆zT), l'amplitude A de l'onde de Rossby est :

( egin{align} A approx frac{f_{c}}{eta} cdot frac{Delta z_{mtn}}{Delta z_{T}} ag{13.3}end {aligner})

Parce que est lié à fc, nous pouvons trouver analytiquement leur rapport comme fc/β = RTerre·tan(ϕ), où le rayon moyen (RTerre) de la Terre est de 6371 km. Sur l'Amérique du Nord, la tangente de la latitude ϕ est tan(ϕ) ≈ 1. Ainsi :

( egin{align} A approx frac{Delta z_{m t n}}{Delta z_{T}} cdot R_{e a r t h} ag{13.4}end{align})

où 2A est la distance ∆y entre le creux et la crête de la vague.

En résumé, les équations ci-dessus montrent que l'amplitude des vagues de Rossby nord-sud dépend de la hauteur des montagnes, mais ne dépend pas de la vitesse du vent. Inversement, la vitesse du vent est importante pour déterminer la longueur d'onde de Rossby, tandis que la hauteur de la montagne n'est pas pertinente.

Exemple d'application

À quelle amplitude et à quelle longueur d'onde de l'onde de Rossby déclenchée par le terrain vous attendriez-vous pour une chaîne de montagnes à 48°N et à 1,2 km de haut ? La profondeur en amont de la troposphère est de 11 km, avec un vent en amont de 19 m s–1.

Trouve la réponse

Soit : ϕ = 48°N, ∆zmtn = 1,2 km, zT = 11 km, M = 19 m s–1.

Trouver : A = ? km , = ? km

Utilisez l'éq. (13.4) :

A = [ (1,2 km) / (11 km) ] · (6371 km) = 695 km

Ensuite, utilisez l'éq. (13.2) pour trouver à 48°N :

= (2.294x10–11 m–1·s–1) · cos(48°) = 1,53x10–11 m–1·s–1

Enfin, utilisez l'éq. (13.1) :

(lambda approx 2 cdot pi cdotleft[frac{19 mathrm{m} cdot mathrm{s}^{-1}}{1.53 imes 10^{-11} mathrm {m}^{-1} cdot mathrm{s}^{-1}} ight]^{1 / 2}=underline{6990} mathrm{km})

Vérifier: La physique et les unités sont raisonnables.

Exposition: Cette onde est-elle vraiment une onde planétaire ? Oui, car sa longueur d'onde (6 990 km) ferait 3,8 fois le tour de la Terre à 48°N (circonférence = 2·π·RTerre·cos(48°) = 26 785 km). De plus, le méandre nord-sud de la vague s'étend sur 2A = 12,5° de latitude.

Utilisez la conservation du tourbillon potentiel comme un outil pour comprendre un tel déclenchement de l'onde de Rossby du côté sous le vent de la montagne (Fig. Créez un « modèle jouet » en supposant que la vitesse du vent est constante dans l'onde de Rossby et qu'il n'y a pas de cisaillement du vent affectant le tourbillon. Pour cette situation, la conservation du tourbillon potentiel ζp est donné par l'éq. (11.25) comme :

( egin{align} zeta_{p}=frac{(M / R)+f_{c}}{Delta z}= constant ag{13.5}end{align})

Pour ce modèle de jouet, considérez que les vents initiaux soufflent directement vers les montagnes Rocheuses depuis l'ouest. Ces vents initiaux n'ont pas de courbure à l'emplacement « a », donc R = et éq. (13.5) devient :

( egin{align} zeta_{p}=frac{f_{c . a}}{Delta z_{T, a}} ag{13.6}end{align})

où zT.a est la profondeur moyenne de la troposphère au point « a ». Comme le tourbillon potentiel est conservé, nous pouvons utiliser cette valeur fixe dep pour voir comment l'onde de Rossby est générée.

Soit ∆zmtn être la hauteur relative de la montagne au-dessus des terres environnantes (Fig. 13.20a). Au fur et à mesure que l'air souffle sur la chaîne de montagnes, la troposphère s'amincit car elle est coincée entre le sommet de la montagne et la tropopause à l'emplacement « b » : zT.b = zT.a – zmtn. Mais la latitude de l'air n'a pas encore beaucoup changé, donc fc.b fCalifornie. Parce que ∆z a changé, nous pouvons résoudre l'éq. (13.5) pour le rayon de courbure nécessaire pour maintenir ζp.b =Pennsylvanie.

( egin{align} R_{b}=frac{-M}{f_{c . a} cdotleft(Delta z_{mtn} / Delta z_{T, a} ight)} ag{13.7}end{align})

A savoir, dans l'éq. (13.5), quand ∆z est devenu plus petit tandis que fc était constant, M/R devait également devenir plus petit pour maintenir le rapport constant. Mais puisque M/R était initialement nul, le nouveau M/R devait devenir négatif. Un R négatif signifie une courbure anticyclonique.

Comme l'illustre la figure 13.20, une telle courbure fait tourner le vent vers l'équateur. Mais l'air se déplaçant vers l'équateur connaît un paramètre de Coriolis plus petit, nécessitant que Rb devenir plus grand (moins courbé) pour conserver ζp . Près du côté est des montagnes Rocheuses, l'élévation du terrain diminue au point "c", permettant à l'épaisseur de l'air z d'augmenter pour revenir à sa valeur d'origine.

Mais maintenant l'air est plus proche de l'équateur où le paramètre de Coriolis est plus petit, donc le rayon de courbure Rc à l'emplacement "c" devient positif afin de maintenir le tourbillon potentiel constant. Ce tourbillon positif donne cette courbure cyclonique qui définit le creux sous le vent de l'onde de Rossby. Comme cela a été esquissé sur la figure 13.7, la cyclogenèse de surface pourrait être soutenue juste à l'est du creux sous le vent.

Exemple d'application

Imaginez un scénario tel que représenté sur la Fig. 13.20, avec 25 m s–1 vent à l'emplacement « a », hauteur de la montagne de 1,2 km, épaisseur de la troposphère de 11 km et latitude 45°N. Quelle est la valeur du tourbillon potentiel initial, et quel est le rayon de courbure au point « b » ?

Trouve la réponse

Soit : M = 25 m s–1, zmtn = 1,2 km, Rinitiale = , zT = 11 km, = 45°N.

Trouver :Pennsylvanie = ? m–1·s–1, Rb = ? km

Hypothèse : Négliger le cisaillement du vent dans le calcul du tourbillon.

Éq. (10.16) peut être appliqué pour obtenir le paramètre de Coriolis fc = (1,458x10–4 s–1)·péché(45°) = 1,031x10–4 s–1

Utilisez l'éq. (13.6) :

(zeta_{p}=frac{1.031 imes 10^{-4} mathrm{s}^{-1}}{11 mathrm{km}}=9.37 imes 10^{-9} mathrm{m}^{-1} mathrm{s}^{-1})

Ensuite, appliquez l'éq. (13.7) pour obtenir le rayon de courbure :

(R_{b}=frac{-(25 mathrm{m} / mathrm{s})}{left(1.031 imes 10^{-4} mathrm{s}^{-1} à droite) cdot(1.2 mathrm{km} / 11 mathrm{km})}=-2223 . mathrm{km})

Vérifier: La physique et les unités sont raisonnables.

Exposition: Le signe négatif du rayon de courbure signifie que le virage est anticyclonique (dans le sens des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère N). Typiquement, la courbure du creux cyclonique est du même ordre de grandeur que la courbure de la crête anticyclonique. À l'est du premier creux et à l'ouest de la crête suivante, c'est là que la cyclogenèse est soutenue.

Supposons qu'un cyclone extratropical (centre bas) soit positionné sur le côté est d'une chaîne de montagnes orientée nord-sud dans l'hémisphère nord, comme l'illustre la figure 13.21. Les montagnes Rocheuses en sont un exemple. Dans ce diagramme, le cercle vert et l'air au-dessus sont le cyclone. L'air à l'intérieur de ce cyclone a une vorticité positive (cyclonique), représentée par les colonnes d'air bleues en rotation sur la figure. Les emplacements de ces colonnes se déplacent également dans le sens inverse des aiguilles d'une montre autour du centre bas commun (L) - entraîné par la circulation à l'échelle synoptique autour du bas.

Au fur et à mesure que la colonne "a" se déplace vers la position "b" puis "c", son étendue verticale ∆z s'étire. Cela suppose que le haut des colonnes d'air est à la tropopause, tandis que le bas suit le terrain en pente. En raison de la conservation du tourbillon potentiel ζp, cet étirement doit s'accompagner d'une augmentation du tourbillon relatif ∆ζ r :

( egin{align} Delta zeta_{r}=2 cdot R cdot alpha cdot zeta_{p} ag{13.8}end{align})

R est le rayon du cyclone et α = ∆z/∆x est la pente du terrain.

Inversement, lorsque la colonne "c" se déplace vers la position "d" puis "a", son étendue verticale se rétrécit, forçant son tourbillon relatif à diminuer pour maintenir un tourbillon potentiel constant. Par conséquent, le centre d'action du centre bas se déplace (translate) vers l'équateur (flèche blanche sur la figure 13.21) et vers le bas (vers l'est, dans cet exemple), en suivant la région de croissantr .

Une conclusion similaire peut être atteinte en considérant la conservation du tourbillon potentiel isentropique (VPI). L'air au bas de la colonne "a" descend et se réchauffe adiabatiquement en route vers la position "c", alors qu'il n'y a pas de réchauffement de la descente au sommet de la colonne. Par conséquent, la stabilité statique de la colonne diminue sur ses côtés vers l'équateur et vers le bas. Cela entraîne une augmentation du tourbillon relatif sur les flancs vers l'équateur et est du cyclone pour conserver l'IPV. Encore une fois, le cyclone se déplace vers l'équateur et vers l'est vers la région de plus grande r .

Exemple d'application

Le cyclone de la figure 13.21 a ζp = 1x10–8 m–1·s–1 et R = 600 km. La pente de la montagne est de 1:500. Trouvez le changement de tourbillon relatif du côté de l'équateur.

Trouve la réponse

Donné : ζp = 1x10–8 m–1·s–1, R = 600 km, = 0,002

Trouver :r = ? s–1 .

Supposons une latitude constante dans l'hémisphère nord.

Utilisez l'éq. (13.8) :

Δζr = 2 · (600 000 m) · (0,002) · (1x10–8 m–1·s–1) = 2,4x10–5 s–1 .

Vérifier: La physique et les unités sont raisonnables

Exposition: Une diminution similaire est probable du côté des pôles. L'effet combiné amène le cyclone à se déplacer vers l'équateur jusqu'à l'endroit où le tourbillon est le plus élevé.


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Tous les articles publiés par MDPI sont rendus immédiatement disponibles dans le monde entier sous une licence en libre accès. Aucune autorisation particulière n'est requise pour réutiliser tout ou partie de l'article publié par MDPI, y compris les figures et les tableaux. Pour les articles publiés sous une licence Creative Common CC BY en accès libre, toute partie de l'article peut être réutilisée sans autorisation à condition que l'article original soit clairement cité.

Les articles de fond représentent la recherche la plus avancée avec un potentiel important d'impact élevé dans le domaine. Les articles de fond sont soumis sur invitation individuelle ou sur recommandation des éditeurs scientifiques et font l'objet d'un examen par les pairs avant leur publication.

L'article de fond peut être soit un article de recherche original, soit une nouvelle étude de recherche substantielle qui implique souvent plusieurs techniques ou approches, ou un article de synthèse complet avec des mises à jour concises et précises sur les derniers progrès dans le domaine qui passe systématiquement en revue les avancées les plus passionnantes dans le domaine scientifique. Littérature. Ce type d'article donne un aperçu des orientations futures de la recherche ou des applications possibles.

Les articles du Choix de l'éditeur sont basés sur les recommandations des éditeurs scientifiques des revues MDPI du monde entier. Les rédacteurs en chef sélectionnent un petit nombre d'articles récemment publiés dans la revue qui, selon eux, seront particulièrement intéressants pour les auteurs ou importants dans ce domaine. L'objectif est de fournir un aperçu de certains des travaux les plus passionnants publiés dans les différents domaines de recherche de la revue.


Disponibilité des données

Les données sur la taille des grains, les âges médians par profondeur, la fréquence des événements centenaires et le matériel daté pour le noyau LTD3 sont disponibles auprès de la base de données paléoclimatologique des National Oceanic and Atmospheric Administration National Centers for Environmental Information (NCEI) https://www.ncdc.noaa.gov /paleo/study/31132 et peut également être trouvé sur le Woods Hole Open Access Server (WHOAS), https://doi.org/10.26025/1912/26159. Une grande partie des données de la littérature existante représentées sur la figure 2 peuvent être trouvées dans la base de données paléoclimatologiques NCEI (https://www.ncdc.noaa.gov/paleo-search/) en utilisant les identifiants d'ensemble de données suivants : Fig. 2a [ noaa-recon-13684], Fig. 2b [noaa-coral-13672], Fig. 2c [noaa-lake-29432], Fig. 2d [noaa-icecore-14174], Fig. 2e [noaa-cave-20530] . Les données des Fig. 1b,c sont disponibles sous forme de tableaux sur https://doi.org/10.1016/j.quascirev.2013.07.019 21 et dans les informations supplémentaires sur https://doi.org/10.1002/2015PA002870 20 .


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Lee auges

Ceci est un exemple de page de leçon du Certificate of Achievement in Weather Forecasting offert par le Penn State Department of Meteorology. Toute question concernant ce programme peut être adressée à : Steve Seman

Prioriser.

Lorsque vous aurez terminé cette page, vous devriez être en mesure de discuter de la formation des creux sous le vent (en altitude et à la surface) et de leurs implications pour la convergence en surface et le transport de l'humidité dans la basse troposphère.

La configuration en altitude est d'une importance cruciale pour les prévisionnistes à moyenne échelle pour un certain nombre de raisons, dont certaines ont déjà été vues dans notre discussion sur la situation dans son ensemble à 500 mb. Une autre raison pour laquelle le motif de niveau supérieur est important est qu'il peut affecter l'endroit où les limites de surface se développent. Une telle manière que cela peut se produire est le développement de « creux sous le vent ».

Lorsque de forts vents d'ouest soufflent sur les Rocheuses, un creux se forme généralement sous le vent des montagnes (le côté opposé au vent, où les vents descendent la pente) au-dessus des hautes plaines occidentales. Pour mémoire, des creux similaires peuvent parfois se former sous le vent des Appalaches et d'autres chaînes de montagnes plus petites. Ces creux sont appelés sous le vent en raison de l'endroit où ils se développent. La carte de 700 mb à 12Z le 1er janvier 2004 (image de droite ci-dessous), montre une configuration de hauteur classique compatible avec des vents du sud-ouest assez forts qui préparent le terrain à la formation d'un creux sous le vent (notez le creux qui est évident à l'est des Rocheuses ).

Comment se forme un creux sous le vent à l'est des Rocheuses (et, dans une moindre mesure, à l'est des Appalaches plus courtes) ? Dans vos études précédentes, vous avez appris le tourbillon absolu, que nous avons exprimé comme z + F (vorticité relative plus vorticité planétaire). Le suivi de l'évolution du tourbillon absolu de 500 mb d'une parcelle d'air avec le temps et le lien avec la convergence ou la divergence des masses indiquent que le tourbillon absolu n'est pas une propriété « conservée ». En d'autres termes, le tourbillon de 500 Mo d'un colis aérien change dans le temps - il n'est pas constant ni "conservé". Nous avons de la chance, cependant, parce que Tourbillon potentiel d'Ertel est une propriété conservatrice pour les mouvements à relativement grande échelle dans l'atmosphère. Mathématiquement,

z est le tourbillon relatif, F est le tourbillon planétaire, (z + f)/H est le tourbillon potentiel d'Ertel et H est la hauteur d'une parcelle d'air (ou colonne d'air). L'équation ci-dessus affirme que le rapport du tourbillon absolu d'une parcelle d'air (ou d'une colonne d'air) à sa hauteur est toujours conservé.

Conceptuellement, cette relation devrait avoir un sens pour vous, comme le montre cette animation d'une parcelle avec une vitesse de rotation changeante. Une parcelle (ou une colonne) qui tourne plus vite (a une plus grande vorticité absolue) doit également devenir plus grande à mesure que la convergence se produit (rappelez-vous que la masse et le moment cinétique sont également conservés). Pendant ce temps, une parcelle (ou une colonne) qui tourne plus lentement (moins de tourbillon absolu) doit devenir plus courte à mesure que la divergence se produit.

Par conséquent, en supposant que le tourbillon absolu d'une colonne d'air est positif (cyclonique), tout étirement vertical entraîne une augmentation du spin cyclonique (en d'autres termes, une augmentation du tourbillon absolu). Voyons si nous pouvons appliquer cette idée à l'interaction entre les vents d'ouest et les montagnes aux latitudes moyennes pour voir comment se forme un creux sous le vent.

Supposons qu'une colonne d'air s'étendant du sol à la tropopause se déplace directement vers l'est vers les Rocheuses (voir ci-dessous). Supposons en outre que son tourbillon relatif est nul (pas de cisaillement ni de courbure) et que le tourbillon planétaire est de 10 x 10 -5 secondes -1 . Avec ces hypothèses à l'esprit, suivons la colonne d'air en haut d'une montagne (comme illustré par le diagramme au tableau ci-dessous). Clairement, H commence à diminuer car la distance entre la surface et le sommet de la troposphère est plus petite au sommet de la montagne.

Afin de conserver le tourbillon potentiel d'Ertel, la colonne effectue un virage anticyclonique et se dirige vers le sud. Pourquoi vers le sud ? Premièrement, à la fois z (vorticité relative) et F (vorticité planétaire) doit diminuer pour compenser la diminution de H . Rappelons que le tourbillon relatif initial était nul, donc une diminution de z se traduit par un tourbillon relatif négatif (anticyclonique). D'accord, une fois que la colonne atteint le sommet et commence à descendre les pentes sous le vent, H augmente (la colonne s'étire verticalement). La seule façon de compenser cette augmentation de H est pour que le tourbillon relatif de la colonne se déplaçant vers le sud (vers des valeurs inférieures du tourbillon planétaire) augmente. Ainsi, la colonne entame un virage cyclonique, traçant progressivement un creux à l'est des Rocheuses. Ce virage cyclonique est cohérent avec l'étirement vertical et la rotation de la colonne dont j'ai parlé plus tôt.

Une fois que la parcelle d'air aura terminé le virage cyclonique et se dirigera vers le nord, le tourbillon relatif commencera à diminuer pour compenser l'augmentation de F (rappelez-vous, le tourbillon planétaire augmente avec l'augmentation de la latitude). La parcelle amorcera éventuellement un virage anticyclonique qui la fera se déplacer vers le sud. Essentiellement, un flux d'ouest constant sur les Rocheuses entraîne un creux sous le vent à l'est des montagnes, puis une série de mouvements ondulatoires plus à l'est. La présence d'un creux en altitude sous le vent de la chaîne de montagnes peut rendre la région mûre pour la cyclogenèse.

Mais, les creux sous le vent ne sont pas seulement une caractéristique en altitude. Après que les parcelles dans le flux rapide du sud-ouest aient passé la crête des Rocheuses, elles dévalent les pentes du côté est des Rocheuses et se réchauffent par compression. Ce réchauffement abaisse la densité des colonnes d'air locales, entraînant la formation d'un creux de surface de basse pression. Par exemple, notez le creux de surface à 12Z le 1er janvier 2004 (en même temps que la carte de 700 mb ci-dessus).

Étant donné le creux sous le vent en surface qui se forme également, en réponse au réchauffement des colonnes d'air descendantes par compression, les creux sous le vent créent une zone de convergence en surface. Mais ce n'est pas tout en ce qui concerne leur impact sur les conditions météorologiques de surface. Les creux sous le vent peuvent également aider à attirer l'air humide du golfe du Mexique vers le nord, car le flux de vent dans la basse troposphère tourne plus au sud avant le creux. En effet, les creux sous le vent peuvent aider à la formation de lignes sèches (rappelons que les lignes sèches sont des limites entre l'air humide et l'air sec). Par exemple, le fort écoulement du sud-ouest en altitude au-dessus des Rocheuses méridionales, comme le montre cette analyse de 700 mb à partir de 12Z le 10 juin 2004, a entraîné la formation d'un creux sous le vent. Dans le creux sous le vent qui s'est développé le long de la frontière entre le Texas et le Nouveau-Mexique, une ligne sèche s'est développée (consultez la carte météorologique de surface 12Z à partir de la date) alors que l'air humide du golfe du Mexique s'accélérait vers le nord à l'est du creux, augmentant les gradients de point de rosée et ainsi aider à créer la ligne sèche.

L'augmentation de l'humidité à bas niveau (points de rosée plus élevés) agit pour réduire le CIN, comme vous l'avez appris, ce qui peut rendre l'environnement plus favorable au développement des orages. Il ne fait donc aucun doute que les prévisionnistes veulent garder un œil sur la formation des creux sous le vent ! Nous allons certainement les rencontrer à nouveau. Avec ce contexte à l'écart, tournons notre attention plus généralement vers les limites de surface et les rôles qu'elles jouent dans l'initiation d'une convection profonde et humide. Continuer à lire.


Annexe A : : Procédure de correction du rayonnement solaire et du fond lidar

[70] Dans les eaux côtières, la réflectance sous-marine peut être renforcée du fait de la présence de Chlorophylle, de particules inorganiques en suspension d'origine terrestre, de substances jaunes (dans le panache du Rhône) ou encore de poussières minérales (déposées en surface lors des poussées de poussières sahariennes). En conséquence, la réflectance sous-marine à une longueur d'onde sélectionnée peut présenter une variabilité spatiale importante à l'échelle du GoL. La figure 13 montre le rayonnement de sortie d'eau normalisé, nLw, à 670 nm observé par le Sea-viewing Wide Field-of-View Sensor (SeaWIFS) passe au-dessus du GoL à 1138 UTC le 24 mars 1998 (obtenu à partir du logiciel SeaDAS). Le rayonnement normalisé de l'eau sortant est approximativement le rayonnement qui sortirait de l'océan en l'absence de l'atmosphère et avec le Soleil au zénith. La radiance normalisée à la sortie de l'eau est liée à la réflectance de l'eau souterraine ρssw parssw =nLw/Fo, où Fo est l'irradiance solaire au sommet de l'atmosphère. Sur la figure 14, nous montrons la corrélation existant entre la lumière de fond détectée par le système lidar (à 732 nm) diffusée dans la direction du télescope et la radiance de sortie d'eau normalisée SeaWIFS à 670 nm extraite de la figure 13 le long de la jambe AF. La lumière de fond est la lumière atmosphérique ambiante diffusée dans la direction du télescope acquise avant le déclenchement du laser, qui est à son tour soustraite des signaux de retour lidar ultérieurs. [Une mesure de la lumière de fond est effectuée avant l'acquisition de chaque profil de signal lidar.] Un coefficient de corrélation de 0,71 (expliquant 85 % de la variance observée) est obtenu. Une grande partie de la variance non expliquée par la corrélation est probablement liée à la fluorescence de la chlorophylle induite par le soleil à 670 nm. Enfin, une partie de la dispersion observée sur la figure 14 peut également s'expliquer par le fait que les mesures SeaWIFS et lidar n'ont pas été acquises en même temps. Compte tenu du coefficient de corrélation élevé, nous sommes convaincus que le rayonnement solaire diffusé par les particules en suspension et/ou la mousse en direction du télescope lidar est bien supprimé grâce à des corrections de lumière « de fond » appliquées aux données lidar, même si les données présentées ici ne concernent que étaye en partie ces conclusions (du fait que les observations n'ont pas été faites au même moment et à la même longueur d'onde).


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