Quantification de la variabilité de l’ozone totale

Tableau 5. 1 : Pourcentage de contribution moyenne (± σ) de chaque forçage (cycles annuel et semi-annuel, cycle solaire, QBO et ENSO) sur la variabilité totale de la TCO sur chaque site

Stations Oscillations annuelles

Oscillations semi-annuelles

Flux solaire QBO ENSO R2

Nairobi 20.33±1.89 5.29 ±1.02 5.91± 0.83 20.48 ± 1.92 5.67 ± 0.87 0.70 Natal 32.60±2.26 12.18±1.34 5.61 ± 0.97 9.33 ± 1.22 5.78 ± 0.64 0.76 Java 32.61 ±1.37 13.88 ±1.16 7.70 ± 0.86 8.68 ± 0.75 10.75 ± 0.80 0.76 As. Island 34. 15±2.04 15.51±1.29 7.81 ± 0.43 8.23 ± 0.82 7.27 ± 0.54 0.75 Samoa 36.15±1.78 9.05± 0.83 7.36 ± 0.41 5.56 ± 0.67 12.48± 0.99 0.72 Fiji 37.55± 2.13 6.79±1.34 5.13 ± 0.95 5.22 ±0.96 7.91 ± 0.28 0.71 Réunion 64.66±3.94 6.33±1.55 4.38 ± 1.12 3.82 ± 0.89 0.07 ± 0.03 0.90 Bauru 63.55±2.95 6.37±1.48 4.61±1.75 3.72±1.23 0.30±0.78 0.83 Irène 65.96±3.93 6.26±1.24 4.65 ± 1.19 3.66 ± 1.07 0.00 ± 0.02 0.87 Springbok 64.95±3.42 3.71±1.67 3.19±1.61 3.60±1.09 0.01±0.39 0.84 Buenos Aires 75.70±4.05 1.07± 1.40 0.02±0.54 2.55±1.03 0.00±0.39 0.85 Melbourne 82.61± 5.07 1.09±171 0.83±1.60 2.10±1.02 0.00±0.48 0.93

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Tableau 5. 2: Magnitude de la réponse du forçage (annuelle et semi-annuelle, flux solaire, QBO et ENSO) sur la variabilité totale de l’ozone pour chaque site. La réponse est donnée en pourcentage par unité normalisée du forçage Stations Oscillations annuelles Oscillations semi-annuelles Flux solaire QBO ENSO Nairobi 1.66 1.52 1.60 3.04 2.15 Natal 1.96 1.73 1.59 2.95 -2.55 Java 1.87 1.90 1.88 2.55 2.87 As. Island 2.83 1.96 1.90 2.42 -3.08 Samoa 2.44 1.42 1.50 2.32 -3.47 Fiji 3.03 1.40 1.65 -1.44 -3.16 Réunion 5.56 1.27 1.26 -1.63 0.15 Bauru 4.71 1.19 3.49 -1.67 0.69 Irène 5.57 1.27 1.18 -1.80 0.04 Springbok 6.03 1.44 2.79 -1.81 -0.16 Buenos Aires 8.30 0.98 0.30 -1.90 -0.15 Melbourne 12.29 1.41 2.58 -2.05 0.23

L’application du modèle Trend-Run sur les données mensuelles de la TCO mesurée sur chaque site a permis de quantifier la part de contribution et la réponse de chaque forçage sur la variabilité totale de l’ozone. Les résultats des sorties du modèle sont présentés dans les tableaux 5.1 et 5.2. Ces résultats vont être analysés et discutés dans les sous sections ci-après.

5.3.1.1. Analyse de la contribution des forçages saisonniers

Les travaux présentés aux chapitres 3 et 4 permettent d’identifier les variations saisonnières (oscillations annuelles et semi-annuelles) comme étant le mécanisme qui contrôle le plus, la variabilité de l’ozone. Dans ce travail, les parts de contribution de ces oscillations sur la variabilité totale de l’ozone sont quantifiées et présentées dans les colonnes 1 et 2 du tableau 5.1. Les valeurs présentées montrent qu’à part Nairobi, les oscillations annuelles constituent le mode de variabilité de l’ozone le plus dominant sur tous les sites. Cependant, l’influence du cycle annuel apparait plus importante pour les sites subtropicaux comparativement aux autres sites. Le pourcentage de contribution du cycle annuel augmente avec la latitude de Nairobi à Melbourne, dans le sens équateur – pôle sud. Il est de l’ordre de 20% au-dessus de Nairobi et atteint 82% au-dessus de Melbourne. Les magnitudes de la réponse des oscillations annuelles sur la variabilité de l’ozone sont présentées dans la colonne 2 du tableau 5.2. Cette réponse est positive sur tous les sites, ce qui signifie que la fonction annuelle modélisée est en phase avec le signale temporel réel de l’ozone. Toutefois, les valeurs de la réponse obtenue sur les sites subtropicaux sont les plus élevées. Elle

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est évaluée à environ 12% par unité de la fonction annuelle normalisée sur Melbourne et varie approximativement entre 1% et 3% à partir de Fiji vers l’équateur.

Les parts de contribution des oscillations semi-annuelles sur la variabilité totale de l’ozone sont présentés dans la colonne 2 du tableau 5.1. Elles varient entre 1% et 15.5% sur l’ensemble des sites étudiés. Toutefois, le maximum de contribution s’observe sur les sites équatoriaux situés entre 5° et 10° S, plus précisément sur le site d’Ascension Island (7.98° S, 14.42° W). La contribution semi-annuelle diminue graduellement lorsqu’on s’éloigne de ce site, que ce soit vers le nord ou vers le sud. La réponse du forçage semi-annuel sur la variabilité de l’ozone est positive et sa magnitude est très élevée sur Java et Ascension comparativement aux 2 autres sites proches de l’équateur (Natal et Nairobi). Nous concluons que même si les oscillations semi-annuelles sont induites par le changement des régimes semi-annuels du vent zonal (est et ouest) à l’équateur, leur influence maximale ne s’observe pas sur les sites très proches de l’équateur, mais sur les sites localisés aux voisinages de 8° de latitude.

5.3.1.2. Analyse de la contribution de la QBO

L’oscillation quasi-biennale (QBO) constitue le forçage dynamique qui contrôle le plus la variabilité de l’ozone après les oscillations saisonnières. La relation entre QBO et ozone est illustrée et discutée au chapitre 4 où il est démontré que la signature biennale de l’ozone dans la région équatoriale et en phase avec l’indice de la QBO, mais elle est en opposition de phase par rapport à celle de la région tropicale et subtropicale. Toutefois, la limite entre les deux régimes (d’anomalies positives et négatives d’ozone) n’a pas été déterminée. Ce chapitre traite la contribution du forçage de la QBO dans la variabilité de la TCO et détermine la bordure entre les deux régimes quasi-biennaux de l’ozone.

Les valeurs de la réponse du forçage QBO sur la variabilité de l’ozone obtenues sur l’ensemble des sites sont utilisées comme indice de signature pour déterminer la bordure entre les deux régimes quasi-biennaux de l’ozone. Pour un site donné, si la réponse de la QBO sur la variabilité de l’ozone est positive, le signal temporel de l’ozone évolue de la même façon que le signal temporel de l’indice de la QBO ; par contre, si la réponse de la QBO est négative, cela veut dire que le signal temporel de l’ozone est en opposition de phase avec le signal de l’indice de la QBO. Les valeurs des réponses de la QBO sur l’ozone calculées par le modèle Trend-Run à cet effet sont affichées à la colonne 5 du tableau 5.2. On observe à travers cette colonne des réponses positives d’une part avec une magnitude qui diminue avec la latitude, de Nairobi (1.27° S) jusqu’à Samoa (14.13° S). On observe d’autre part des réponses négatives et décroissantes avec la latitude de la QBO à partir de Fiji (18.13° S) vers le sud. Ces resultats sont conformes à ceux rapportés par Chehade et al. (2014). Ces derniers ont étudié l’influence de quelques forçages atmospheriques sur la variabilité de l’ozone à partir d’un model de regression multiple et ils ont obtenu des coefficients positifs de la QBO entre 0° et 15° S et des coefficients négatifs à partir de 15° S vers les hautes latitudes. En s’appuyant sur les résultats obtenus et présentés dans ce paragraphe et en se référant des

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travaux de Chehade et al. (2014), on peut alors conclure que le changement du régime quasi-biennal de l’ozone se produit aux environs de 15° S de latitude.

Les résultats présentés à la colonne 5 du tableau 5.2 montrent que la contribution de la QBO sur la variabilité de l’ozone est importante sur tous les sites étudiés, confirmant que le régime du vent zonal au-dessus de l’équateur ne module pas seulement la variabilité de l’ozone aux latitudes tropicales, mais il influence aussi les régions subtropicales. Par contre, l’influence de la QBO sur la variabilité de l’ozone total est très prononcée sur les sites équatoriaux, où sa contribution moyenne est évaluée à 11.68%. Le forçage maximum dû à la QBO sur l’ozone total est obtenu à Nairobi, avec une valeur estimée à environs 21%. Globalement, on constate que la QBO présente une signature méridionale avec un gradient négatif de l’équateur vers les latitudes moyennes. Dans ce travail, la plus faible contribution de la QBO est obtenue sur le site de Melbourne dans le subtropique (2.10% environ).

5.3.1.3. Analyse de la contribution ENSO

La 6ème colonne du tableau 5.1 présente le pourcentage de contribution du forçage ENSO sur la variabilité interannuelle de l’ozone pour chaque site. Les résultats présentés dans le tableau montrent clairement que le forçage ENSO ne contribue pas beaucoup à la variabilité de l’ozone au-dessus des sites subtropicaux. On constate que la contribution de l’ENSO sur la variabilité de l’ozone est inférieure à 1% à partir de la Réunion (21.06°) vers le sud. Par contre, elle augmente sensiblement pour les autres sites situés entre l’équateur et 19°S. En plus, dans cette bande de latitude (0°-19° S), nous avons constaté que la contribution de l’ENSO est plus élevée sur les sites situés entre 6° S et 19° S par rapport aux sites localisés entre 0° et 6° S. La contribution moyenne de l’ENSO sur les 4 sites situés dans la bande 6°-19° S est de 9.40%, alors qu’elle est estimée à 5.73% en moyenne dans la bande 0-6°S. Ces résultats montrent que l’influence de l’ENSO est statiquement plus importante dans la zone tropicale que dans la zone équatoriale. Ce résultat est en cohérence avec les conclusions de Zerefos et al. (1992). Ils ont en effet rapporté que si les signatures des oscillations saisonnières, de la QBO et du flux solaire sont enlevées sur le signal temporel de l’ozone des régions tropicales, une large partie du reste de la variabilité serait expliquée par les évènements ENSO. En plus de son influence tropicale, la contribution de l’ENSO sur la variabilité de l’ozone aux tropiques est caractérisée par une signature zonale (Randel et Thompson, 2011; Logan et al., 2008; Ziemke et Chandra, 2003; Ziemke et al., 2010; Chandra et al., 1998 et 2007). Cette signature zonale est aperçue dans ce travail à partir de Fiji vers l’équateur et elle s’exprime par de fortes contributions de l’ENSO sur les sites localisés dans le Pacifique (Fiji, Samoa et Java), en comparaison avec les autres sites localisés à l’ouest (Ascension Island, Natal et Nairobi). Nous avons ensuite remarqué que la contribution de l’ENSO estimée sur l’île de l’Ascension est supérieure à celles obtenue pour Nairobi et Natal. Nous estimons que la contribution élevée de l’ENSO observée sur l’île de l’Ascension comparativement à Natal et Nairobi est due au fait que l’île est situé au large de l’océan Atlantique et qu’il existe une connexion de l’évènement ENSO entre les océans Atlantique et Pacifique. Notons que l’ENSO est un phénomène dû aux

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interactions océan-atmosphères générées dans le Pacifique. La faible contribution de l’ENSO sur l’ozone observée sur Natal et Nairobi peut être donc expliquée par le caractère continental de ces deux sites.

La magnitude de la réponse du signal de l’ENSO obtenue par le modèle est analysée afin d’étudier l’impact des évènements ENSO sur l’évolution de l’ozone sur les différents sites. Il est important de rappeler que l’influence de l’ENSO sur la variance de l’ozone est essentiellement observée sur l’ozone troposphérique (Randel et Thompson, 2011 ; Ziemke et Chandra, 2003). Toutefois, du fait de la variabilité saisonnière très faible de l’ozone stratosphérique aux tropiques (Ziemke et al., 1998), les variations de l’ozone troposphérique durant les évènements ENSO (essentiellement lors des échanges troposphère-stratosphère) peuvent affecter significativement le bilan de l’ozone stratosphérique, donc la variabilité de la TCO. Comme la variation temporelle de l’indice ENSO utilisé dans ce travail est caractérisée par des valeurs positives pendant El-Niño (cf. figure 5.1), une réponse positive (négative) du signal ENSO sur l’ozone sur un site donné indique que les évènements chauds (froids) de l’ENSO contribuent à une augmentation (diminution) de l’ozone au-dessus de ce site. La magnitude de la réponse de l’ENSO calculée par le modèle sur chaque site est affichée à la dernière colonne du tableau 5.2. Les valeurs de la réponse de l’ENSO sont positives pour les sites subtropicaux (sauf Springbok et Buenos Aires) et négatives dans les sites tropicaux et équatoriaux, à l’exception de Java et Nairobi où des valeurs positives sont enregistrées. Les réponses négatives de l’ENSO sur l’ozone aux tropiques sont liées au renforcement du transport des masses d’air riches en ozone des tropiques vers les subtropiques, suite à l’accélération de la circulation de Brewer-Dobson pendant les évènements chauds de l’ENSO (Rieder et al., 2013; Randel at al., 2009; Frossard et al., 2013; Chehade et al., 2014). Il est par ailleurs rapporté par Rieder et al. (2013) que les évènements El-Niño conduisent à une augmentation fréquente de la température dans la basse stratosphère et un soulèvement de la tropopause. Ce phénomène implique une diminution de l’ozone dans les tropiques et une augmentation de l’ozone dans les subtropiques, comme expliqué au chapitre 4. Ce mécanisme explique pourquoi la réponse de l’ENSO est positive sur les sites Bauru, Irène et Melbourne. Les évènements El-Niño aux tropiques entrainent une suppression des mouvements convectives au-dessus du Pacifique ouest ce qui conduit à des anomalies positives à l’ouest, tandis que la convection des masse d’air est renforcée dans le Pacifique est, conduisant souvent à des anomalies négatives d’ozone dans cette régions (Ziemke et Chandra, 2003). Ce mécanisme constitue la raison pour laquelle la réponse ENSO sur l’ozone est positive sur Java à l’ouest du Pacifique et négative sur Samoa et Fiji à l’est du Pacifique. La connectivité océanique entre le Pacifique ouest et l’Océan Indien peut constituer une des raisons qui explique la présence d’indice positif de l’ENSO à la Réunion dans l’ouest de l’océan Indien et à Nairobi dans l’est du continent africain. Nous supposons que l’observation des valeurs d’indice négative de l’ENSO sur Springbok et Buenos Aires est liée à la connectivité entre le sud-ouest de l’océan Atlantique et l’est de l’océan Pacifique où les évènements El-Niño engendrent des anomalies négatives d’ozone. Toutefois, d’autre analyse sont nécessaires pour confirmer cette supposition étant donné que les deux sites (Springbok et Buenos Aires) se trouvent aux subtropiques

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5.3.1.4. Analyse de la contribution du cycle solaire

L’implication effective des flux solaires sur la variabilité de l’ozone est mise en évidence au chapitre 3 où une période de retours d’environs 11 ans est aperçue sur la variation de l’ozone. Il a été démontré au chapitre 4 que de fortes anomalies d’ozone peuvent être observées pendant des périodes de faible/haute activité solaire. Ces démonstrations permettent de mettre en relation la variabilité de l’ozone et l’activité du flux solaire. La figure 5.5 (bas) présente la variation de la moyenne annuelle de l’ozone normalisée entre janvier 1998 et décembre 2012 sur les trois régions d’étude. La figure 5.5 (haut) présente la variation moyenne annuelle du flux solaire mesuré sur la même période (1998-2012). Le cycle solaire de 11 ans apparait sur la variation annuelle de la TCO présentée à la figure 5.5 (bas). De faibles (fortes) valeurs annuelles d’ozone sont observées durant la période d’activité minimum (maximum) du flux solaire, confirmant la relation existante entre la production de l’ozone et le flux solaire incident. Des résultats similaires sont reportés par Efstathiou et Varotsos, (2013) en utilisant une combinaison de mesures satellites (Nimbus-7, Meteors-3, TOMS et OMI). La comparaison entre les valeurs annuelles des TCO quand l’activité solaire est à son maximum en 2001 et celles enregistrées en 2008 quand l’intensité du flux solaire est à son minimum, donne une bonne indication sur l’importance de l’activité du cycle solaire sur la variation de l’ozone. Il est observé entre l’année où l’intensité du flux solaire est maximale (2001) et l’année où l’intensité est minimale (2008), une variation de l’ozone totale estimée à environ 1.05%, 1.52% et 1.60% respectivement au niveau des régions équatoriale (a), tropicale (b) et subtropicale (c). On suppose que ces taux de variation de l’ozone observés sont associés, en partie, à la variation de l’activité solaire. Zerefos et al. (1997) ont montré que le flux solaire contribue à la variation de l’ozone de 1 à 2% par décade. Il est donc tout à fait raisonnable d’observer dans le cas du présent travail une variation de la TCO d’environ 1-2% sur 8 ans (2001-2008). Cependant, le taux de variation de l’ozone observé entre l’année de fort activité et celle de faible activité solaire, augmente lorsqu’on s’éloigne de l’équateur. Ces observations sont en accord avec les résultats obtenu par Gray et al. (2010).

Etant donné que l’indice du flux solaire est parmi les paramètres utilisés dans le modèle de régression Trend-Run, le pourcentage de contribution et la réponse du flux solaire sur la variabilité de l’ozone sont quantifiés. Les valeurs des réponses du flux solaires sur la variabilité totale de l’ozone sont présentées à la quatrième colonne du tableau 5.2. La réponse obtenue sur chacun des sites est positive. Ce résultat indique que le cycle solaire est en phase avec la variation de l’ozone, en accord avec le rapport du WMO/OMM, (2014). Une augmentation (diminution) de l’activité du flux pourrait conduire à une augmentation (diminution) de la concentration de l’ozone. La magnitude de la réponse du flux solaire sur la variabilité de l’ozone est estimée en moyenne à 1.57% par unité d’indice du flux solaire sur l’ensemble des sites étudiés. La contribution du flux solaire sur la variabilité de l’ozone total varie approximativement entre 0.03% et 7.81%. Le maximum de contribution du flux solaire s’observe sur Ascension Island dans la région équatoriale et le minimum sur Buenos Aires dans le subtropique. Cette observation permet de confirmer que la part de contribution du flux solaire sur la variabilité totale de l’ozone est plus élevée sur la région

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équatoriale par rapport aux autres régions. On remarque en plus, une forte similitude entre la variation de la contribution du flux solaire et celle du forçage semi-annuel. En effet, la contribution du flux solaire est à son maximum sur l’île de l’Ascension et elle diminue graduellement lorsqu’on s’éloigne de cette zone qu’il soit vers l’équateur ou vers le subtropique. Ce même comportement est observé aussi dans le cas de la contribution du cycle semi-annuel. Ce qui suggère que les variations semi-annuelles sont modulées en partie par l’activité solaire. Nous remarquons que la valeur moyenne de la contribution du flux solaire calculée, en considérant la totalité des sites, est d’environ 4.77%. Cette valeur est supérieure au 3% rapporté par WMO/OMM, (2010 et 2014). La différence est probablement liée à la couverture spatiale (notre étude se limite aux tropiques et subtropiques) et/ou temporelle des données utilisées (inférieure à 2 cycles complets du cycle solaire)

Figure 5. 5 : Variations annuelles du flux solaire 1.07 cm (haut) et des moyennes annuelles normalisées des TCO (bas) enregistrées pendant la période 1998-2012 au-dessus des régions équatoriale (a) , tropicale (b) et subtropicale (c).

5.3.2. Quantification de la variabilité suivant la distribution verticale

L’objectif de cette section est d’analyser le comportement de chaque forçage sur la variabilité de l’ozone dans la tranche d’altitude 15-30 km. Le travail est réalisé à partir des distributions verticales des concentrations d’ozone présentées à la figure 5.3. Les données sont interpolées par pas de 0.1 km, ce qui donne 150 niveaux dans la tranche d’altitude 15-30 km. Le modèle est appliqué sur chaque niveau d’altitude. Notons que la contribution du flux solaire obtenu est très faible sur cette gamme d’altitude. De ce fait les résultats en rapport avec le flux solaire ne sont pas présentés et discutés dans cette section.

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5.3.2.1. Analyse des contributions des oscillations saisonnières (AO et SAO)

Figure 5. 6 : Profils des pourcentages de contributions des oscillations annuelles, AO (à gauche) et semi-annuelles, SAO (à droite) obtenus à partir du modèle Trend-Run appliqué aux profils d’ozone mesurés au-dessus des régions équatoriale (en haut), tropicale (au milieu) et subtropicale (en bas). Les écart-types (lignes pointillées) par rapport à la moyenne de la contribution exprimée en pourcentage sont également représentés.

Les pourcentages de contributions des oscillations annuelle et semi-annuelle sur la variabilité totale de l’ozone entre 15 km et 30 km sont présentés à la figure 5.6. Il se trouve que les variations saisonnières constituent le mode de variabilité dominante de l’ozone dans la basse stratosphère. Dans la région équatoriale, le cycle annuel s’observe clairement au-dessous de 20 km et explique plus de 40% de la variabilité à l’UT-LS (haute troposphère-basse stratosphère). Aux environs de la tropopause équatoriale, la contribution du cycle annuel est d’environ 80% (figure 5.6, a1). Ceci peut être expliqué par les échanges troposphère-stratosphère qui se produisent saisonnièrement entre les tropiques et les subtropiques. On peut noter parmi ces échanges, les masses d’air troposphérique qui rentrent par convection dans la stratosphère

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en été à travers la tropopause et les intrusions stratosphériques dans la troposphère en hiver. Nous remarquons que le cycle annuel contribue plus de 40% à la variabilité au-dessus de la région équatoriale entre 15 km et 20 km ; par contre c’est sur la tranche d’altitude 17.5-22 km que plus de 40% de la variabilité est expliqué par le cycle annuel aux tropiques. De plus, la contribution maximale des oscillations annuelles s’observe à 18.4 km dans la région équatoriale alors qu’elle est à 19.5 km aux tropiques. Ces résultats supposent qu’au-dessous de 25km, le forçage du cycle annuel sur la variabilité de l’ozone augmente avec l’augmentation de l’altitude et de la latitude. En effet, au niveau des subtropiques, le cycle annuel de l’ozone