https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/2012GL051409

 

L'effet de serre naturel de l'oxygène atmosphérique (O 2 ) et de l'azote (N 2 )

M. Höpfner, M. Milz, S. Buehler, J. Orphal, G. Stiller

Première publication : 24 mai 2012

 

https://doi.org/10.1029/2012GL051409

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Abstrait

[1] L'effet de l'absorption induite par collision par l'oxygène moléculaire (O 2 ) et l'azote (N 2 ) sur le rayonnement de grande longueur d'onde sortant (OLR) de l'atmosphère terrestre a été quantifié. Nous avons constaté qu'en moyenne mondiale, dans des conditions de ciel clair, l'OLR est réduit de 0,11 Wm −2 en raison de l'O 2 et de 0,17 Wm −2 en raison de N 2 . Ensemble, cela représente 15 % de la réduction de l'OLR causée par le CH 4 aux concentrations atmosphériques actuelles. Au-dessus de l'Antarctique, l'effet combiné de l'O 2 et du N 2 augmente en moyenne jusqu'à environ 38 % du CH 4 avec des valeurs individuelles atteignant jusqu'à 80 %. Ceci s'explique par une moindre interférence des bandes spectrales de H 2 O sur les caractéristiques d'absorption de l'O 2 et du N 2 dans des conditions atmosphériques sèches.

Points clés

1. Introduction

[2] Il est largement admis que les deux principaux constituants de l'atmosphère, l'azote moléculaire (N 2 ) et l'oxygène moléculaire (O 2 ), « n'exercent quasiment aucun effet de serre » [ Le Treut et al. , 2007 ]. Leur contribution est principalement attribuée à des effets indirects comme l'élargissement des raies du CO 2 dans l'infrarouge sous l'effet de la pression [ Lacis et al. , 2010 ; Goldblatt et al. , 2009 ]. Ainsi, le N 2 et l'O 2 ne sont parfois pas considérés comme des gaz à effet de serre naturels, même en cas de faibles concentrations de vapeur d'eau [ Lacis et al. , 2010 ].

[3] En raison de leur symétrie, les molécules diatomiques homonucléaires comme N 2 et O 2 ne présentent pas de moment dipolaire électrique statique, comme H 2 O, et il n'y a pas non plus de possibilité d'induire un moment dipolaire par vibration, comme dans le cas du CO 2 . Ainsi, il n'y a pas de fortes bandes d'absorption infrarouge dues aux transitions dipolaires comme dans le cas des principaux gaz à effet de serre. Cependant, comme l'ont découvert Crawford et al. [1949] , l'absorption induite par collision conduit à de faibles caractéristiques d'absorption de N 2 et O 2 dans l'infrarouge [par exemple, Hartmann et al. , 2008 ].

[4] En raison de la concentration atmosphérique de N 2 (O 2 ) qui est environ 2 000 (550) fois plus élevée que celle du CO 2 et environ 4,4 × 10 5 (1,2 × 10 5 ) fois plus abondante que le CH 4 , même la faible absorption infrarouge du N 2 (O 2 ) peut devenir importante sur le plan radiatif.

[5] La bande fondamentale de vibration-rotation induite par collision à 6,4  μ m est la principale signature d'absorption de l'O 2 dans l'infrarouge thermique. Timofeyev et Tonkov [1978] ont rapporté qu'à différentes longueurs d'onde près du centre de la bande, l'absorption de l'O 2 peut affecter la transmission zénithale atmosphérique jusqu'à 9 % dans des conditions atmosphériques sèches. Cet effet est fortement modulé par la teneur en vapeur d'eau atmosphérique puisque la signature spectrale de l'O 2 est située dans la même région spectrale que l'une des bandes d'absorption infrarouge de l'H 2 O les plus importantes (courbure ν 2 ). Dans l'atmosphère, le signal infrarouge de l'O 2 a été détecté pour la première fois par des observations de sondage au limbe par ballon [ Rinsland et al. , 1982 ].

[6] N 2 possède deux bandes principales influençant le rayonnement infrarouge : la bande fondamentale rotovibrationnelle induite par collision à 2400 cm −1 et la bande rototranslationnelle induite par collision à 100 cm −1 . Dans l'atmosphère, l'absorption du N 2 dans l'infrarouge moyen a été observée pour la première fois par Susskind et Searl [1977] à l'aide de mesures FTIR au sol. Rinsland et al. [1981] ont confirmé ces observations par l'analyse des spectres d'occultation solaire du limbe transportés par ballon. Une analyse plus détaillée des signaux continus dans l'infrarouge moyen de O 2 et N 2 a été réalisée sur la base d'observations spatiales par Rinsland et al. [1989] .

[7] La ​​bande d'absorption N 2 dans la gamme sub-mm a été analysée dans des mesures atmosphériques par Pardo et al. [2001] . Ils ont utilisé la spectroscopie à transformée de Fourier au sol à Mauna Kea pour déterminer l'absorption de type continuum jusqu'à des fréquences supérieures à 1 THz.

[8] Dans divers calculs de transfert radiatif ligne par ligne pour la validation des codes de rayonnement utilisés dans les modèles climatiques [par exemple, Fomin et al. , 2004 ; Collins et al. , 2006 ; Iacono et al. , 2008 ] ou pour la modélisation exacte du rayonnement sortant à ondes longues [ Buehler et al. , 2006 ], les effets des continuums de N 2 et O 2 induits par collision ont été principalement pris en compte en utilisant des paramétrisations de continuum comme le modèle de Mlawer, Tobin, Clough, Kneizys et Davis (MT_CKD) [ Clough et al. , 2005 ]. Cependant, nous n'avons connaissance d'aucune publication sur la quantification de l'effet de O 2 et N 2 sur le flux de rayonnement sortant à ondes longues (OLR). Dans ce qui suit, après une description du modèle de transfert radiatif utilisé, nous présentons des simulations typiques résolues spectralement de la transmission atmosphérique et de l'OLR pour une situation atmosphérique standard. Ensuite, les effets nets résolus globalement de O 2 et N 2 sur l'OLR sont discutés et à la fin, une comparaison avec un modèle ligne par ligne indépendant est présentée.

2. Simulations de transfert radiatif

[9] Pour la simulation des spectres infrarouges à large bande au sommet de l'atmosphère, le modèle de transfert radiatif KOPRA [ Stiller , 2000 ] a été appliqué. KOPRA est un modèle ligne par ligne précis et rapide utilisé pour l'analyse des observations de télédétection par satellite à haute résolution spectrale comme le sondeur d'émission de limbe IR MIPAS [ Fischer et al. , 2008 ] ou l'instrument IR-nadir IASI [ Keim et al. , 2009 ]. Outre la validation indirecte du modèle via la validation des paramètres atmosphériques récupérés, KOPRA a été comparé avec succès à divers modèles de transfert radiatif indépendants [par exemple, Tjemkes et al. , 2003 ]. Pour les calculs présentés dans cet article, nous avons utilisé les données spectroscopiques de HITRAN 2008 [ Rothman et al. , 2009 ]. Français Les contributions du continuum pour la vapeur d'eau et le CO 2 sont paramétrées selon la version 2.5.2 du modèle MT_CKD [ Clough et al. , 2005 ]. Le continuum induit par collision par O 2 est basé sur le modèle empirique de Thibault et al. [1997] . Le continuum par N 2 près de 2300 cm −1 est calculé selon Lafferty et al. [1996] . L'absorption rototranslationnelle induite par collision par N 2 à environ 100 cm −1 est tirée de l'implémentation de la version 2.5.2 de MT_CKD qui est basée sur Borysow et Frommhold [1986] et Boissoles et al. [2003] . Tous les calculs de transfert radiatif KOPRA suivants ont été effectués sur une grille à nombre d'ondes variable à haute résolution spectrale avec une largeur de grille allant jusqu'à 0,0005 cm −1 [ Kuntz et Höpfner , 1999 ]. Pour les figures, les spectres à haute résolution ont été lissés avec une fonction boxcar de 2 cm −1 de large.

3. Calcul pour une atmosphère standard

[10] La figure 1a montre la transmission zénithale atmosphérique entre 10 cm −1 et 2500 cm −1 (4  μ m–1000  μ m) pour les gaz simples H 2 O, CO 2 , O 3 , N 2 O, CH 4 , O 2 et N 2 et leur combinaison pour une situation atmosphérique typique de latitude moyenne [ Remedios et al. , 2007 ] telle que calculée avec KOPRA. Il est évident que dans le cas de O 2 une réduction maximale de la transmission atmosphérique de 40 % (autour de 1550 cm −1 ) et dans le cas de N 2 de 50 % à 2330 cm −1 et de 80 % à 100 cm −1 est atteinte. Français La transmission zénithale moyenne des atmosphères à gaz unique est réduite de 2,6 % à cause de O 2 et de 8,3 % à cause de N 2 , contre 1,9 % par exemple pour CH 4 . Pour un angle zénithal de 80°, une atmosphère composée uniquement de N 2 et O 2 serait même opaque par absorption d'O 2 entre 1500–1650 cm −1 , et par absorption de N 2 dans les régions 20–200 cm −1 et 2230–2470 cm −1 . La transmission moyenne serait réduite de 14,2 % à cause de O 2 et de 25,7 % à cause de N 2 , contre 6,9 ​​% pour CH 4 et 92,5 % pour H 2 O.

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Figure 1

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(a) Transmission zénithale atmosphérique entre 10 et 2500 cm −1 (1 mm–4 μ m) dans le cas de conditions de latitude moyenne pour tous les gaz (en haut) et les atmosphères à gaz unique. (b) Différence spectrale OLR entre l'OLR où un seul gaz a été omis et l'OLR où tous les gaz sont inclus. Attention à la plage différente de l'axe des y pour O 2 et N 2 .

[11] L'effet de O 2 et N 2 sur le flux de rayonnement de grande longueur d'onde sortant (OLR) au sommet de l'atmosphère (supposé à 80 km d'altitude) est estimé en intégrant les calculs de radiance à différents angles nadir (0°, 20°, 40°, 60°, 81°) en tenant compte de la sphéricité de la Terre. (Les radiances entre 81° et 90° ont été négligées puisque ces lignes de visée ne frappent plus la Terre mais correspondent à des vues du limbe).

[12] Dans ce qui suit, nous discutons de la contribution nette à l'OLR de différents gaz par rapport à une atmosphère composée de l'ensemble complet des espèces. Cela signifie qu'un gaz avec une bande d'absorption dans la même région spectrale qu'une bande forte d'une autre espèce a moins d'effet sur l'OLR que dans le cas de signatures spectrales moins superposées. Comme on peut le voir sur la figure 1a , la bande d'absorption induite par collision de O 2 est couverte par l' absorption de ν 2 H 2 O, la bande rotovibrationnelle de N 2 à 2400 cm −1 par la forte  absorption de CO 2 à 4,3 μ m et la bande rototranslationnelle de N 2 à 100 cm −1 par l'absorption principalement due à H 2 O.

[13] Les résultats sont présentés dans la figure 1b comme la différence entre les calculs OLR où un seul gaz a été omis et les valeurs OLR où tous les gaz sont inclus (ΔOLR(gaz x) = OLR(tous sans gaz x)–OLR(tous)). Gardez à l'esprit que « omis » et « sans gaz x » signifient ici que le gaz est défini comme inactif dans l'infrarouge mais contribue toujours à la densité et à la pression atmosphériques.

[14] Comme indiqué dans la figure 1b , ΔOLR(O 2 ) = 0,05 Wm −2 et ΔOLR(N 2 ) = 0,11 Wm −2 . Ainsi, l'effet de serre naturel de l'oxygène et de l'azote ensemble représente environ 10 % de celui du CH 4 (ΔOLR(CH 4 ) = 1,55 Wm −2 ). Il faut noter que la concentration troposphérique moyenne de CH 4 utilisée dans ces calculs était de 1,8 ppmv.

[15] Pour évaluer l'effet des signatures spectrales qui se chevauchent sur la contribution relative à la réduction de l'OLR, nous avons simulé le cas purement hypothétique d'atmosphères à gaz unique. Ici, comparé au flux pour une atmosphère inactive dans l'infrarouge (365,7 Wm −2 ), chacun des N 2 et O 2 réduit l'OLR de 2,8 Wm −2 et CH 4 de 4,3 Wm −2 . L'effet des deux principaux constituants atmosphériques ensemble dépasserait la réduction de l'OLR due au CH 4 d'un facteur de 1,3. Cette chute d'un facteur de 1,3 à 10 % de l'importance relative de N 2 et O 2 par rapport à CH 4 est causée par les bandes de chevauchement de H 2 O et CO 2 dans une atmosphère réelle. Pour démontrer à quel point cette importance est modulée par la température et la teneur en vapeur d'eau de l'atmosphère, une situation globale réaliste est décrite ci-dessous.

4. Image globale

[16] Dans cette section, nous étudions la réduction de l'OLR par N 2 et O 2 par rapport au CH 4 à l'échelle mondiale pour une situation atmosphérique réelle. À titre d'exemple, le 16 octobre 2007 a été choisi arbitrairement. L'analyse ECMWF T106 pour 6 UT de température et d'humidité a été appliquée pour produire des profils d'altitude aux endroits sans nuages. Pour réduire le nombre de calculs ligne par ligne à large bande à l'échelle mondiale, une grille de 5° de longitude × 5° de latitude a été utilisée. Dans chaque cellule de la grille, nous avons choisi le profil sans nuages ​​le plus proche du centre de la grille. En l'absence de situation sans nuages, aucun calcul n'a été effectué pour la cellule de la grille concernée. Pour tous les autres gaz (CO 2 , O 3 , N 2 O, CH 4 , O 2 et N 2 ), des profils standard ont été utilisés [ Remedios et al. , 2007 ].

[17] Les calculs pour une atmosphère contenant l'ensemble complet des gaz sont présentés dans la Figure 2 et dans le Tableau 1. Dans la Figure 2 (en haut) la réduction de l'OLR due à l'oxygène par rapport à celle du méthane ΔOLR(O 2 )/ΔOLR(CH 4 ) est montrée, et la Figure 2 (en bas) démontre l'effet similaire pour l'azote ΔOLR(N 2 )/ΔOLR(CH 4 ). À l'exception de la région polaire sud, les valeurs varient autour de 6 % pour O 2 et de 9 % pour N 2 . Les réductions relatives moyennes globales de l'OLR sont respectivement de 6,0 % et de 9,2 % pour O 2 et N 2 ( Tableau 1 ).

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Figure 2

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Distribution globale sans nuages ​​des valeurs de réduction de l'OLR dues à (en haut) O 2 et (en bas) N 2 par rapport à celle du CH 4 pour des atmosphères entièrement gazeuses réalistes : .

Tableau 1. Moyennes mondiales et antarctiques sans nuages ​​(70°–90°S) de l'OLR, de la réduction absolue de l'OLR et de la réduction de l'OLR par rapport à celle du CH 4 pour des atmosphères réalistes entièrement gazeuses a

OLR (Wm −2 )

ΔOLR (Wm −2 )

ΔOLR relCH 4

Mondial

   Tous les gaz

259,1

   Pas de gaz

381,5

   Tout sans H2O

322,8

63,7

34.1

   Tout sans CO2

285,9

26,8

14.4

   Tout sans O3

266,3

7.2

3,87

   Tout sans N2O

261,0

1,88

1.01

   Tout sans CH4

261,0

1,87

1.0

   Tout sans O2

259,2

0,11

0,060

   Tout sans N2

259,3

0,17

0,092

antarctique

   Tous les gaz

176,8

   Pas de gaz

199,7

   Tout sans H2O

188,8

11,94

17,7

   Tout sans CO2

185,5

8,63

12,8

   Tout sans O3

177,3

0,44

0,646

   Tout sans N2O

177,6

0,75

1.12

   Tout sans CH4

177,5

0,67

1.0

   Tout sans O2

177,0

0,11

0,161

   Tout sans N2

177,0

0,15

0,219

[18] Au-dessus de l'Antarctique, les valeurs maximales pour ΔOLR(O 2 )/ΔOLR(CH 4 ) d'environ 30 % et pour N 2 jusqu'à 50 % sont atteintes. Les valeurs moyennes pour les latitudes polaires de 70°S sont de 16,1 % pour O 2 et de 21,9 % pour N 2 comme indiqué dans le tableau 1. Cette contribution importante à l'effet de serre naturel par rapport à celui présenté par CH 4 est due à l'humidité extrêmement faible au-dessus de la région polaire sud, de sorte que les signatures spectrales de la vapeur d'eau interfèrent moins avec celles de O 2 et N 2 .

5. Évaluation du modèle

[19] La précision des simulations KOPRA de la réduction de l'OLR due à O 2 et N 2 par rapport au CH 4 a été évaluée par comparaison avec des calculs indépendants effectués avec le modèle de transfert radiatif ARTS [ Buehler et al. , 2005 ; Eriksson et al. , 2011 ]. Comme KOPRA, ARTS est un modèle ligne par ligne qui a été appliqué récemment pour la modélisation de l'OLR au sommet de l'atmosphère [ Buehler et al. , 2006 ]. Pour la vue nadir, un ensemble de données de comparaison a été calculé sur la base de 42 profils d'altitude de pression/température et de gaz traces (H 2 O, O 3 , CO 2 , N 2 O, CH 4 , O 2 , N 2 ) [ Garand et al. , 2001 ]. La figure 3 montre la comparaison pour ΔOLR(O 2 )/ΔOLR(CH 4 ), ΔOLR(N 2 )/ΔOLR(CH 4 ) et la somme des deux.

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Figure 3

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Comparaison entre les réductions d'OLR par N 2 , O 2 et N 2  + O 2 par rapport à celles par CH 4 ( ) pour KOPRA (lignes pleines) et ARTS (lignes pointillées) dans le cas de situations atmosphériques différentes (axe des x).

[20] En général, les deux modèles se comparent raisonnablement bien : les valeurs moyennes pour O 2 sont respectivement de 6,4 % (KOPRA) contre 6,1 % (ARTS) et pour N 2 de 8,1 % (KOPRA) contre 6,0 % (ARTS). Les différences s'expliquent par des configurations différentes des deux modèles. Tout d'abord, la grille de fréquence des simulations ARTS était plus grossière (0,3 cm −1 ) que celle de KOPRA (min 5 × 10 −4  cm −1 ). Une analyse de sensibilité utilisant une grille de fréquence dégradée de 0,3 cm −1 pour KOPRA a montré une réduction de l'effet total de 14,5 % à 13,5 %, se rapprochant ainsi des valeurs inférieures d'ARTS. Français Les différences restantes sont probablement dues à l'application de différentes bases de données spectroscopiques (ARTS : HITRAN 2004, KOPRA : HITRAN 2008) et de modèles de continuum (ARTS : MT_CKD_1.0, KOPRA : MT_CKD_2.5.2). Une mise à jour du modèle MT_CKD_2.5.2 concerne par exemple l'augmentation du continuum N 2 dans la gamme 0–350 cm −1 [ Pardo et al. , 2001 ; Boissoles et al. , 2003 ; Pardo et al. , 2005 ]. Ceci explique probablement l'effet relatif plus fort de N 2 par rapport à celui de O 2 dans les simulations KOPRA par rapport à ARTS. En résumé, l'intercomparaison des modèles confirme les effets relativement importants sur l'OLR par O 2 et N 2 tels que déduits des simulations KOPRA.

6. Conclusions

[21] Ce travail remet en question une perception commune sur le rôle négligeable de O 2 et N 2 comme gaz à effet de serre naturels dans l'atmosphère terrestre par rapport à des espèces comme CH 4 ou N 2 O. C'est en fait la grande abondance d'oxygène et d'azote qui compense leur faible interaction avec le rayonnement infrarouge par le biais de bandes d'absorption induites par collision. Nous avons montré que pour des atmosphères hypothétiques constituées uniquement de gaz simples, l'effet de serre naturel de O 2 et N 2 ensemble serait plus important que celui de CH 4 d'un facteur d'environ 1,3. Pour une composition atmosphérique réaliste, cet effet est réduit par l'ombrage des bandes d'absorption de O 2 et N 2 principalement par les signatures spectrales de H 2 O et, dans une moindre mesure, par CO 2 . Pourtant, la réduction OLR globale nette de l'oxygène et de l'azote ensemble est de 0,28 Wm −2, soit environ 15 % de celle due à CH 4 . Cependant, dans des situations atmosphériques sèches comme sur le continent Antarctique, l'effet de O2 et N2 atteint même jusqu'à 80 % de l'influence de CH4 pour une composition atmosphérique réaliste.

[22] Une situation atmosphérique avec des valeurs accrues de N 2 a été proposée comme solution possible au paradoxe du « Faint Young Sun » par Goldblatt et al. [2009] . En répétant leur calcul du forçage radiatif à ondes longues, nous avons obtenu des valeurs similaires pour un doublement des concentrations de N 2 (≈12 Wm −2 ). Nous avons étudié cet effet pour des absorbeurs simples et avons trouvé des réductions de l'OLR de 9,4, 5,1, 4,6 et 1,9 Wm −2 pour H 2 O, CO 2 , N 2 et CH 4 . La valeur relativement élevée dans le cas de N 2 est due à l'absorption continue induite par collision qui évolue avec le carré de la concentration tandis que la dépendance des bandes d'absorption fortes à la largeur de raie est beaucoup plus faible. Ainsi, nous nous opposons à l'idée que le forçage radiatif de l'augmentation de N 2 n'opère qu'indirectement en élargissant les raies d'absorption d'autres gaz [ Goldblatt et al. , 2009 ]. En fait, il s’agit d’une combinaison de cet effet indirect et de l’impact direct par l’absorption induite par la collision.

[23] Enfin, nous tenons à souligner que ce travail ne concerne que la contribution de N 2 et O 2 à l'effet de serre naturel. Il n'affecte en rien l'importance du CH 4 et des autres gaz affectés par l'activité anthropique dans le changement climatique global.

Remerciements

[24] Le groupe de travail sur le transfert radiatif de la recherche atmosphérique et environnementale (AER) est reconnu pour avoir rendu ses modèles de continuum accessibles au public.

[25] L’éditeur remercie deux évaluateurs anonymes pour leur aide dans l’évaluation de cet article.