Indice de mesure de la circulation méridienne

Dans cette section, nous allons décrire deux indicateurs permettant de mesurer l’importance de la circulation de Brewer-Dobson sur le transport des gaz traces à longue durée de vie. Il s’agit de l’âge de l’air et la vorticité potentielle. L’objectif est de décrire l’utilité de ces indicateurs sur l’analyse de la variabilité de la circulation de Brewer-Dobson.

1.3.4.1. L’âge de l’air

L’âge de l’air est communément utilisé comme indice de quantification de la circulation de Brewer-Dobson. il est définit comme étant la durée de vie d’une particule dans la stratosphère depuis son entrée à travers la tropopause (Waugh et Hall, 2002 ; Stiller et al., 2008; Diallo et al., 2012). De ce fait, comme chaque parcelle d’air est un mélange de particule ayant historiquement des âges différents, l’âge d’une parcelle d’air est alors la moyenne des âges des différentes particules (Hall et Plumb, 1994; Stiller et al., 2012). Son spectre, appelé communément âge moyen de l’air, caractérise la variabilité et la distribution du mélange des composants dans la stratosphère. Cependant, l’analyse de la moyenne zonale de l’âge moyen de l’air dans sa distribution méridionale permet d’avoir une idée sur la force et la variabilité de la circulation de Brewer-Dobson ou des flux ascendants (Li et al., 2012 ; Waugh et Hall, 2002). L’âge moyen de l’air stratosphérique peut être dérivé à partir des espèces traces qui sont stables dans la troposphère et dans la stratosphère et ayant idéalement une tendance linéaire. L’un des traceurs répondant à ces critères est l’hexafluorure de sulfate (SF6), donc fortement utilisé pour analyser l’âge moyen de l’air (Stiller et al., 2008). Ce traceur est d’origine anthropogénique, sa durée de vie est estimée à 3000 ans dans la stratosphère et elle présente une inertie chimique avec une tendance linéaire dans le temps (Stiller et al., 2008)

La figure 1.7 présente la distribution de la moyenne zonale de l’âge moyen de l’air en fonction de la latitude et de l’altitude. Il s’agit des données de l’âge moyen de l’air ré-analysée (ERA-Interim). On remarque ici que l’âge moyen de l’air est faible au niveau de la tropopause, il augmente dans la stratosphère avec l’augmentation de la latitude et de l’altitude mettant en évidence l’implication effective de la circulation de Brewer-Dobson sur son évolution. On remarque que les contours d’âge moyen suivent la tropopause sauf aux tropiques où ils se courbent vers le haut en raison des mouvements ascendants dans cette région. Les parcelles d’air pénètrent par convection dans la stratosphère à travers la tropopause tropicale et ceci durant la phase ascendante de la circulation de Brewer-Dobson. Puis la branche ascendante

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de la BDC au-dessus de 22 km dans les tropiques permet l’ascension des parcelles d’air de jeune moyen âge vers la moyenne stratosphère.

Figure 1. 7 : Distribution de l’âge de l’air stratosphérique (en année) moyenné sur 22 ans (1989-2010) en fonction de la latitude et de l’altitude. D’après Diallo et al. (2012).

Notons que la densité de l’air diminue avec l’augmentation de l’altitude et elle est donc faible dans la haute stratosphère (cf. figure 0.1), Ainsi, 90% des masses d’air entrant dans la stratosphère n’atteignent par la haute stratosphère (Morris et al.). Ces masses d’air sont transportés par advection vers les moyennes et hautes latitudes où elles subsident principalement en hiver durant la phase descendante de la circulation de Brewer-Dobson. Cependant, les parcelles d’air relativement jeunes en provenance des tropiques vont s’agglutiner avec les masses d’air dans les hautes latitudes dont l’âge est supérieur à 5 ans (figure 1.7). Dans

les hautes altitudes de l’hémisphère nord, les parcelles d’air ont un âge moyen élevé, soit supérieur à 7 ans. Ce phénomène est une conséquence d’une activité ondulatoire très développée dans l’hémisphère nord qui s’opère lors du transport par advection des parcelles d’air vers les pôles caractérisant la 2ème phase de la circulation de Brewer-Dobson. Cependant, une modification significative de la variation de l’âge moyen dans la stratosphère serait synonyme d’un changement de comportement de la circulation de Brewer-Dobson. L’observation dans la stratosphère des masses d’air très jeunes par rapport à la normale signifierait une accélération de la circulation de Brewer-Dobson, tandis qu’une décélération serait caractérisée par la présence dans l’atmosphère des parcelles d’air d’âge supérieur à la normale. Dans le contexte actuel du réchauffement climatique, lié à l’augmentation des gaz à effet de serre, les parcelles d’air arrivant dans la stratosphère sont transportées rapidement. Elles sont donc observées plus jeunes par rapport à la normale.

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Ceci traduit une accélération de la circulation de Brewer-Dobson. Notons qu’une telle accélération a un impact majeur sur la tendance de la couche d’ozone actuelle (WMO/OMM, 2010 et 2014; Randel et Thompson, 2011). Une accélération de la circulation de Brewer-Dobson dans la stratosphère, induite par le réchauffement troposphérique, aurait pour effet de réduire le contenu de l’ozone en région tropicale et d’accroître les quantités d’ozone à l’échelle globale, tandis qu’une augmentation de la vapeur d’eau stratosphérique et une baisse de température dans les régions polaires pourraient augmenter temporairement la perte d’ozone liée aux processus de chimie hétérogène.

1.3.4.2. La vorticité potentielle

La vorticité potentielle (tourbillon potentiel d’Ertel) est une grandeur utilisée pour examiner les mouvements atmosphériques (Lait, 1994). Son utilisation dans les études stratosphériques a eu une forte popularité pour l’analyse du transport des masses d’air à travers les surfaces isentropiques. Les surfaces isentropiques sont des champs de surfaces où la température potentielle est partout la même. Avant de donner l’expression du vorticité potentielle, il est nécessaire de commencer par décrire la notion de température potentielle θ, définit comme suit :

P C R P P T / 0      = θ (1.3)

Où T, P0, P, R, et CP désignent respectivement la température (K), la pression standard au niveau 0 (1015 hPa), la pression, la constante des gaz parfaits et la chaleur massique à pression constante. R et CP sont exprimés en J·mol-1·K-1. La température potentielle est définie comme étant la température qu’aurait une parcelle d’air lors d’une transformation adiabatiquement qui la ramène à la pression Po. Notons que la plupart des mouvements atmosphériques peuvent être considérés adiabatiques sur une échelle de temps limitée entre 10 et 20 jours dans la stratosphère où la température potentielle présente une forte stabilité verticale due à son augmentation avec l’altitude. De ce fait, le transport des masses d’air par advection dans la stratosphère des tropiques vers le pôle (traduisant la deuxième phase de la circulation de Brewer-Dobson) s’effectue principalement le long des surfaces de température potentielles constante et peut être analysé à partir de la vorticité potentielle (Butchart et Remsberg, 1986). Cette dernière est exprimée en PVU (Potentiel Vorticity Unit, 1PVU = 1×10-6 K·m2·s-1·kg-1) et son expression mathématique est la suivante :

p f y u x v g PV ∂ ∂         +       ∂ ∂ − ∂ ∂ = θ θ (1.4)

Dans cette expression, g et f caractérisent respectivement l’accélération de pesanteur (m·s-2) et le paramètre de Coriolis (s-1), tandis que u et v sont les composantes zonale et méridienne de la vitesse du vent. De ce fait, la vorticité potentielle est reliée à une stabilité statique. Nous tenons à rappeler que le paramètre de Coriolis est proportionnel au sinus de la latitude. Ainsi, la vorticité potentielle est conventionnellement

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positive dans l’hémisphère nord et change de signe au niveau de l’équateur, donc négative dans l’hémisphère sud. Il est évident à travers l’équation 1.4 que la température potentielle est un facteur important de la vorticité potentielle. Lorsqu’on examine une parcelle d’air atmosphérique subissant une transformation adiabatique et sans frottement, la vorticité potentielle se conserve, ce qui permet d’identifier et de suivre le déplacement des masses d’air durant le processus du transport isentropique. De plus, vu que les surfaces isentropes sont très rapprochées dans la stratosphère que dans la troposphère et que la stabilité verticale augmente très fortement de la tropopause vers la haute stratosphère, la vorticité potentielle a une valeur absolue beaucoup plus importante dans la stratosphère que dans la troposphère où sa valeur est généralement évaluée à moins de 1 PVU. En s’appuyant sur cette propriété, Reed, (1955) a introduit la notion de tropopause dynamique basée sur un seuil de vorticité potentielle variant entre 1 et 2 PVU. A partir de l’analyse de la variabilité de ce traceur dynamique, il est alors possible de différentier les masses d’air troposphériques des masses d’air stratosphériques.

La déformation rapide et irréversible des champs de vorticité potentielle au sein des surfaces isentropes est considérée comme une conséquence du déferlement d’ondes de Rossby planétaire (McIntyre et Palmer, 1983). Or ce déferlement dans la zone de surf s’accompagne de filamentations importantes, suivies de mélange par diffusion de petite échelle qui tend à homogénéiser les concentrations dans les parcelles d’air sur un plan quasi-horizontal (Kirgis, 2008). En hiver et au printemps le phénomène de déferlement crée une zone de mélange assez large au niveau des latitudes moyennes. Cette large zone de mélange est limitée à ses bords par des régions dites de barrières dynamiques de mélange ou barrière dynamique subtropicale/haute latitude, caractérisées par des variations brusques de propriété dynamiques et chimiques. Cette barrière dynamique isole les masses d’air tropical des moyennes latitudes, ce qui conduit à de forts gradients de vorticité potentielle entre les deux régions.

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Figure 1. 8 : Vorticité potentielle sur la surface isentrope 850 K (proche de 10 hPa) pour l’hémisphère sud aux dates indiquées durant le mois de septembre 2002. Le vortex polaire correspond aux valeurs de vorticité potentielle représentée en bleue. D’après Baldwin et al. (2003).

Nous pouvons dire d’après ce qui précède que l’identification et l’analyse des filaments stratosphériques, des barrières de mélanges, des échanges troposphère-stratosphère et des échauffements stratosphériques soudains en hiver peuvent être réalisés en s’appuyant sur l’analyse des champs de vorticité potentielle (Portafaix et al., 2003; Kirgis, 2008; Baldwin et al., 2003). La figure 1.8 présente des images des champs de vorticité potentielle sur la surface isentrope 850 K. Il s’agit d’une représentation de la situation observée en Antarctique le mois de septembre 2002, suite à la déformation du vortex polaire par une onde planétaire d’ordre 2. Rappelons que cet évènement a conduit à une réduction de la surface du trou d’ozone de 20 millions de km² à moins de 5 millions de km². On peut visualiser à travers la figure les différentes étapes de la scission du vortex polaire et le mélange entre les masses d’air en provenance des moyennes et hautes latitudes. La carte PV du 15 septembre met en évidence un vortex polaire caractérisé par des valeurs importantes de PV (indiqué en bleu dans la figure) avec un fort gradient au sein du courant jet d’ouest associé aux vortex. En dehors du vortex, aux moyennes latitudes, les gradients de PV sont faibles, traduisant le mélange entre les masses d’air en provenance des moyennes et hautes latitudes. La carte du 20 septembre met en évidence un vortex polaire allongé comme étant dans un état préconditionné à être divisé. On voit

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sur la carte du 25 septembre, la scission du vortex en 2 parties et l’occupation des masses d’air chaudes au-dessus de l’Antarctique.