Les oscillations semi-annuelles (SAO)

Description

Les oscillations semi-annuelles (SAO) dans la stratosphère ont été mises en évidence pour la première fois par Reed, (1962), à partir d’une analyse des champs de température en région équatoriale. Reed, (1966) a démontré par la suite que ces SAO d’origine équatoriale puisent leur source de la variation du vent zonal au niveau de la stratopause où le vent zonal équatorial présente une alternance semi-annuelle entre les écoulements d’est et d’ouest. Par la suite, une autre oscillation semi-annuelle est observée

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dessus de la région polaire à partir d’une analyse des données de fusées sondes, et par analyse des données d’ozone obtenues par radiosondage (Loon, 1967 ; Angell et Korshover, 1970)..

Figure 1. 11 : (a) Distribution saisonnière de la vitesse du vent zonal (u) à 50 km. (b) Variation saisonnière du vent zonal (u) à l’équateur en fonction de l’altitude. D’après Belmont et al. (1975)

Les oscillations semi-annuelles du vent zonal ont cependant une influence globale avec une amplitude maximale aux environs de la stratopause en région équatoriale où la composante semi-annuelle maximale des vents d’ouest (est) apparait juste après les équinoxes (solstice) et se propage de façon descendante vers la moyenne stratosphère (Hirota, 1978 ; Dunkerton, 1982). La figure 1.11(a) présente la distribution du vent zonal obtenue à partir des observations effectuées par fusées sondes. On observe à travers la figure 1.11(a) des oscillations annuelles du vent zonal à l’échelle globale. Les régimes entre vent d’est et d’ouest s’alternent suivant une période d’environs 6 mois (oscillation annuelle). Dans l’hémisphère sud, le régime du vent d’est apparait entre décembre et février et le régime d’ouest s’observe entre mai et octobre. Les équinoxes sont donc caractérisées par le changement de phasage entre les deux régimes. On s’aperçoit que le vent d’ouest est plus intense par rapport à celui de l’est, il possède une vitesse maximale d’environ 80 m·s-1 en juin pendant le solstice d’hiver.

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Cependant, au-dessus de l’équateur (figure 1.11(b)), le régime du vent zonal présente plutôt un comportement semi-annuel avec l’apparition d’un vent d’ouest en automne et au printemps ayant pris naissance à la stratopause et se propageant vers la haute/moyenne stratosphère. Le cycle semi-annuel est donc caractérisé par des vents d’est en été et en hiver et des vents d’ouest en période équinoxiale. L’amplitude maximale de ces oscillations est observée dans la bande d’altitude 45-50 km (Quiroz et Miller ,1967).

Mécanisme

Le mécanisme de base des oscillations semi-annuelles observées sur la climatologie de la région équatoriale est décrit comme une balance entre la déposition du moment angulaire par les ondes de Kelvin équatoriales conduisant à un écoulement d’ouest et la présence d’une forte advection horizontale des masses d’air traversant l’équateur durant la période de solstice ayant comme conséquence, une inversion des écoulements d’ouest en écoulement d’est à l’équateur (Shepherd, 2000).

Le processus de « déposition » du moment angulaire est le plus souvent rencontré pour le cas de transfert du moment cinétique non local et non diffusif par les ondes. Les ondes de Kelvin sont de basses fréquences à l’échelle planétaire, avec une vitesse méridienne nulle. A cet effet, ses mouvements ondulatoires méridiens sont inhibés, ils s’effectuent donc zonalement suivant une direction vers l’est (vent d’ouest). Ces ondes sont renforcées par la convection troposphérique générée au-dessus des espaces océaniques (Shepherd, 2000). Elles prennent naissance au niveau de la troposphère et se propagent de façon ascendante avec augmentation d’amplitude vers la moyenne atmosphère où elles se dissipent éventuellement en raison de processus non-linéaires. Au moment de la dissipation, les ondes de Kelvin déposent le moment angulaire transporté par conservation de la quantité de mouvement. Ce dépôt du moment angulaire conduit à des écoulements zonaux avec une accélération orientée vers l’est (Hirota, 1978; Delisi et Dunkerton, 1988). Ce mécanisme s’observe dans la région tropicale régulièrement pendant la saison des équinoxes (Hirota, 1978). Ce processus renverse la direction du vent d’est généré par advection au-dessus de l’équateur dont la composante maximale du vent s’observe durant la saison de solstice.

Pour expliquer le mécanisme qui conduit à un maximum d’écoulement d’est durant la saison de solstices, nous allons commencer par d’écrire l’équation traduisant l’écoulement moyen zonal. Cet écoulement satisfait la relation suivante :

φ

φ

∂

∂

−

=

∂

∂











 + T

aH

R

z

u

a

u

f 2 ^tan

Où f, u, a, et z représentent respectivement la force de Coriolis, la composante zonale du vent, le rayon de la surface de la terre, l’altitude et la hauteur logarithmique de la pression. R, T et H sont respectivement, la constante des gaz parfaits, la température et la hauteur (par échelle de densité). A l’équateur, le terme entre parenthèse dans la partie gauche de l’équation 1.5, est nul. Ce qui traduit l’invariabilité de la température

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avec la latitude (terme de droite de l’équation 1.5). Cependant, durant la saison de solstice dans l’hémisphère d’été, la région de maximum de chauffage dans la stratosphère (due à l’absorption des UV par l’ozone) est décalée par rapport à l’équateur. Le profil de température d’équilibre radiatif entre les deux hémisphères présente donc un gradient non nul à travers l’équateur. Ce qui rompt l’équilibre thermique à l’équateur tel qu’il est traduit par l’équation (1.5). Il y’a donc un transfert méridien de chaleur depuis les faibles latitudes de l’hémisphère d’été vers l’hémisphère d’hiver pour maintenir l’équilbre thermique. Ce transfert se fait par forte advection horizontale avec conservation du moment angulaire. L’expression mathématique du moment angulaire est la suivante :

) cos ( cos a u a m= φ Ω φ + (1.6)

Où Ω est le terme géopotentiel. Pour qu’il y’ait conservation du moment angulaire, la vitesse du vent zonal u doit diminuer lorsque les parcelles d’air s’éloignent de l’équateur (Shepherd, 2000). Ce mécanisme conduit par la suite à un écoulement moyen zonal orienté vers l’ouest (vent d’est) à l’équateur.

Impact sur l’ozone

Pour maintenir la balance dynamique et photochimique de la moyenne atmosphère tropicale, la SAO du vent zonal est associée à d’autres champs géophysiques. Dans le cadre de l’équilibre du vent thermique, une SAO de température suit celle du vent zonal. La SAO de la température est mise en place par une circulation secondaire afin d’éviter l’amortissement radiatif (Ray et al., 1994). Cette circulation se manifeste par une subsidence (ascendance) et un réchauffement (refroidissement) pendant le cisaillement du vent zonal d’ouest (est). Nastrom et Belmont, (1975) ont expliqué que l’amplitude maximale de ces SAO varie de 2 à 4 K au-dessus de l’équateur entre 2 et 3 hPa. La propagation du régime de température froide dans la région sous un vent de cisaillement d’est s’effectue autour des solstices et la propagation du régime de température chaude dans la région sous un vent de cisaillement d’ouest, s’observe pendant les équinoxes.

La SAO de l’ozone est à son tour liée à la variabilité de la SAO de température stratosphérique. Au-dessus des tropiques, deux régimes semi-annuels de l’ozone sont identifiés : dans la haute stratosphère (~40 km), l’ozone présente un régime semi-annuel caractérisé par des minimas en période d’équinoxe et des maximas en période de solstice (Maeda, 1984). Au-dessous de 27 km, la concentration d’ozone indique des maximas pendant les équinoxes et des minimas durant les solstices. En effet, dans la haute stratosphère et basse mésosphère la durée de vie de l’ozone varie de quelques heures à quelques jours en fonction de l’activité photochimique. Cette dernière est sous contrôle de la température. Pendant la phase chaude, (régime du vent à cisaillement d’ouest), les réactions de production et de destruction de l’ozone sont spontanées dans la haute stratosphère/basse mésosphère (Coe et Webb, 2003) ; ce processus réduit fortement la concentration de l’ozone. Ainsi, dans la haute stratosphère, la SAO de l’ozone est en opposition de phase avec celle de la température (Maeda, 1984). C’est la raison pour laquelle les maximas d’ozone s’observent aux solstices avec un régime froid de température.

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Dans la moyenne et basse stratosphère, la durée de vie de la molécule d’ozone est très longue. La distribution de la concentration de l’ozone est fortement liée aux échanges dynamiques et à la capacité d’absorption des UV par l’ozone (Coe et Webb, 2003). Par conséquent, la SAO de l’ozone perd son déphasage avec la température. La phase chaude de la température observée aux équinoxes s’accompagne d’une forte absorption des rayonnements UV dans les tropiques, et à une production significative d’ozone. Puisque le transport des masses d’air des tropiques vers le pôle est très limité durant les équinoxes (cf. section 1.2.3.), la quantité d’ozone formée est majoritairement confinée aux tropiques. Ce mécanisme se traduit par des valeurs maximales d’ozone dans la moyenne et basse stratosphère en période d’équinoxe aux tropiques, plus précisément dans la région de faible latitude. Le maximum de production d’ozone s’observe aux environs de 25 km. La figure 1.12 illustre la relation entre la SAO de la température et celle de l’ozone. Il s’agit de données de la variabilité journalière de l’ozone et de la température au-dessus de l’équateur entre octobre 1991 et septembre 1993. Les mesures ont été effectuées à partir de l’instrument MLS (Microwave Limb Sounder) à bord du satellite UARS (Upper Atmosphere Research Satellite). On observe une alternance entre valeurs positives et négatives de l’ozone/température à travers le temps. La variabilité maximale est observée aux environs de la stratopause pour la température et à 3 hPa (~ 30 km) pour l’ozone. La propagation des phases positives et négatives de l’ozone et de la température se fait de façon descendante à travers le temps. De la haute vers la moyenne stratosphère au-dessus de 10 hPa (~ 26 km) km, les régimes d’anomalie d’ozone et de température par rapport à leurs valeurs journalières sont en opposition de phase alors qu’ils sont presque en phase au-dessous de 26 Km.

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Figure 1. 12 : Distributions temporelles de la variabilité de l’ozone (haut) et de la température (bas) en fonction de la pression, mesurée par MLS/UARS au-dessus de l’équateur entre octobre 1991 et septembre 1993. D’après Ray et al. (1994).

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