4.5 Discussions et perspectives
4.5.1 Contribution des masses d’air stratosphérique
Dans les commentaires de l’article par les relecteurs, la critique la plus importante revient sur les LiNOx comme source principale de l’O3R en lui préférant le transport inter–hémisphérique d’O3stratosphérique en référence aux travaux deZachariasse et al.(2001). Cette partie est donc
la réponse apportée au relecteur pour montrer que la thèse des LiNOx est solide.
Le relecteur insiste sur le fait que l’activité des ondes de Rossby est très intense pendant la période de l’O3R ce qui est entre autres responsable de la formation du canal de sud–ouest qui va transporter l’O3 depuis l’Afrique. D’après lui, cette activité est aussi responsable de l’incursion
de masses d’air stratosphériques profondément dans les tropiques pendant cette période, masses d’air qui vont ensuite être transportées par le canal et fortement sinon principalement contribuer à l’O3R. Plusieurs éléments issus des observations, des analyses météorologiques et des simula- tions contredisent cette thèse de l’origine stratosphérique.
Tout d’abord, les cartes de tourbillon potentiel et de vents à 200 hPa issues des analyses ECMWF montrent que du 23 novembre au 1er décembre, les masses d’air stratosphérique
(PV>1.5 PVU) sont essentiellement situées au sud de 30˚S (Figure4.9). Des bandes d’air stra- tosphériques, détachées de la stratosphère extra–tropicale par l’activité ondulatoire, évoluent du 23 novembre au 1er décembre entre 30˚ et 20˚S, qui est la limite méridionale des contours de
temps de résidence des particules contribuant à l’O3R présenté dans l’article (Figure4.6). Entre le 26 novembre et le 1er décembre l’activité ondulatoire est très importante ce qui entraine le détachement d’un filament d’air stratosphérique (PV>1.5 PVU) sur Madagascar et le canal du Mozambique les 27 et 28 novembre. Cependant, cette bulle d’air stratosphérique est fortement isolée par la circulation anti–cyclonique de l’onde de Rossby du Jet d’Ouest Subtropical (champs de vents sur la Figure 4.9) et est peu susceptible de traverser l’équateur en raison du blocage par les vents d’un Jet d’Ouest situé de part et d’autre de l’équateur au sud de l’O3R. Au–dessus du continent africain, la bande d’air stratosphérique détachée de la stratosphère extra–tropicale présente du 23 au 25 novembre est confinée au sud de 20˚S et le creusement de l’onde de Rossby repousse la stratosphère et le Jet d’Ouest Subtropical au sud de 30˚S pour la fin de la période (Figure4.9). Les masses d’air de la haute troposphère africaine du sud de l’équateur sont donc transportées vers le nord à travers l’équateur par la circulation cyclonique établie au nord de 20˚S et peuvent entrer dans le canal d’O3 au–dessus de la mer d’Arabie.
Section 4.5 – Discussions et perspectives
Figure 4.9 – Distributions journalières du tourbillon potentiel (PV) et des vents horizontaux issus des analyses ECMWF à 200 hPa pour la période du 23/11/2008 au 01/12/2008.
Ce schéma de transport est confirmé par les temps de résidence issus des simulations FLEX- PART (Section 4.6) qui ont montré que sur 10 jours en arrière les masses d’air de la haute troposphère impactant l’O3R provenaient de l’Afrique, au nord de 15˚S et de la mer d’Arabie mais pas de la région de Madagascar et du canal du Mozambique. Le relecteur faisant remarquer à juste titre que l’O3dans l’UTLS avait une durée de vie supérieure à 10 jours, de nouvelles simu-
Section 4.5 – Discussions et perspectives
que les cartes de tourbillon potentiel et de vents ECMWF du 10 au 22 novembre (non montrées) indiquent une activité ondulatoire plus faible qu’à la fin du mois et montrent que la stratosphère reste cantonnée au sud de 20˚S pendant cette période. Les nouvelles simulations FLEXPART étendent la zone de l’UTLS (9–15 km) impactant l’O3R à l’ensemble de l’Afrique tropicale de 20˚S à 20˚N ce qui exclut toujours un rôle important du transport inter–hémisphérique d’air stratosphérique. Les tracés englobent totalement la région impactée par les éclairs détectés par le sondeur LIS confirmant le rôle prépondérant des LiNOx sur l’O3R. Les résultats à 20 jours pour la couche 9–12 km (celle présentée dans l’article) sont peu différents avec une région un peu moins étendue en particulier du coté de l’Afrique de l’ouest.
Figure 4.10 – Les contours de couleurs représentent la zone recouvrant 70% des temps de résidence total des particules libérées par les boîtes de couleurs correspondantes (le rectangle bleu est celui situé dans l’O3R). Les temps de résidences rétroplumes FLEXPART sont calculés entre 9 et 15 km sur 20 jours, pour des particules libérées entre le 29 Nov. à 12h UTC et le 02 Déc. 2008 12h UTC depuis les trois boîtes situées au–dessus de la mer d’Arabie, et sont présentés avec les taux d’éclairs LIS (intégrés entre le 12 Nov et le 02 Déc. 2008).
D’autre part, le relecteur questionne le potentiel des LiNOx à produire une quantité d’O3
qui conduit à un aussi fort contraste avec les masses d’air environnantes. D’après les données IASI, à l’intérieur de l’O3R les concentrations d’O3 sont de l’ordre de 70 ppbv alors qu’elles
sont inférieures à 30 ppbv au–dessus de l’Océan Indien. Les mesures in–situ des vols MOZAIC qui traversent l’O3R donnent des concentrations de l’ordre de 40 ppbv en dehors de l’O3R à l’altitude de croisière dans la haute troposphère tropicale et de 70–75 ppbv dans l’O3R ce qui est en accord qualitatif avec IASI comme le montre la Fig. 4.3de l’article. Néanmoins, étant donné que les masses d’air au sein de l’O3R proviennent essentiellement d’Afrique il faut comparer les concentrations mesurées aux concentrations d’O3dans la haute troposphère africaine pendant la
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saison de post–mousson. Les transects méridiens climatologiques d’O3 au–dessus de l’Afrique et
de l’Atlantique tropicaux pour les 4 saisons obtenus par MOZAIC ont justement été décrits et analysés parSauvage et al. (2006). Pour la saison SON, le contraste entre les hémisphères nord et sud est très marqué sur ces deux régions avec des valeurs de 50 (<40) ppbv au nord et de >70 (60) ppbv au sud de l’Afrique (Atlantique). D’autre partSauvage et al. (2007b) ont estimé par un calcul simple que les LiNOx pouvaient conduire à une production de 1.6 ppbv d’O3 par jour
en Afrique pendant la mousson à partir des observations MOZAIC. Pour des valeurs de fonds d’O3 dans la haute troposphère de 40–50 ppbv on obtiendrait donc des concentrations d’O3 de
70–80 ppbv en 20 jours. Enfin, l’étude deSauvage et al.(2007a) basée sur des simulations avec le modèle de chimie de transport GEOS–Chem a montré que l’essentiel du gradient méridien au–dessus de l’Afrique et de l’Atlantique était causé par les LiNOx qui peuvent conduire à une contribution atteignant 30 ppbv d’O3dans la moyenne et haute troposphère de l’Afrique tropicale
sud (Sauvage et al.,2007a). Les 70–75 ppbv observés au sein de l’O3R sont donc du même ordre que les valeurs climatologiques dans l’UT d’Afrique du sud en SON et le gradient de 30 ppbv est de l’ordre de grandeur de ce que peuvent produire les LiNOx d’après l’ensemble des études citées.
Enfin, le relecteur n’a pas discuté les observations MOZAIC qui montrent des fortes valeurs de CO (110 ppbv) corrélatives aux fortes valeurs d’O3 au sein de l’O3R. Une influence prépon-
dérante de la stratosphère ne pourrait expliquer de si fortes valeurs de CO. Malheureusement, pour les vols coïncidant avec le passage de l’O3R, l’instrument de mesure de la vapeur d’eau MO- ZAIC était en panne. Les champs de vapeur d’eau issus des simulations Méso-NH et des analyses ECMWF sont tracés sur la Figure 4.11. Le modèle et les analyses sont en bon accord avec des masses d’air très sèches (RH<20%) à l’ouest de 66˚E, une augmentation de l’humidité relative de 66˚ à 71˚E et des masses d’air très humides (RH>80%) à l’est de 71˚E. Les très fortes valeurs d’humidité au sein de l’O3R sont incompatibles avec une forte influence stratosphérique comme le confirme les études passées. Les couches d’O3élevé observées pendant INDOEX dans la haute
troposphère sont en effet expliquées par des intrusions d’air stratosphérique extra–tropical du Jet d’Ouest Subtropical nord (Zachariasse et al.,2000) et sud (Zachariasse et al.,2001) et, dans tous les cas analysés, dont ceux de transport inter–hémisphérique, les couches d’O3 élevé sont
très sèches (RH<30%). Les valeurs d’humidité >80% des simulations Méso-NH et des analyses ECMWF écartent donc un impact important d’intrusions stratosphériques pour la formation de l’O3R.
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Figure 4.11 – (a) : Profils longitudinaux des rapports de mélange de l’O3(ligne noire) et du CO
(ligne violette) MOZAIC le long du vol Hyderabad–Frankfurt le 3 Décembre 2008. L’altitude de l’avion est tracée en ligne noire tiretée. (b) Sont tracées les concentrations des traceurs passifs Meso-NH le long du même vol MOZAIC à 258 hPa. Leurs concentrations sont normalisées par leur valeur maximale sur tout le domaine. La courbe rouge correspond au NOxBB, la verte aux LiNOx et la bleue au COAN. (c) Profiles of Meso-NH (black line) and ECMWF (green line) water vapor mixing ratio along the same MOZAIC flight. The orange vertical dashed lines define longitudes associated to O3R.
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