Conséquences pour l’atmosphère de Dumont d’Urville

modèles sont à considérer de façon qualitative seulement, du fait des incertitudes provenant du modèle. De façon générale, les valeurs de flux d’émission de HCHO observés dans les régions polaires sont dans la gamme entre 2×10¹² et 1×10¹³ molécules.m-².s^-1. La source de HCHO provenant du manteau neigeux est considérée comme représentant de 30 à 70 % du bilan du HCHO atmosphérique.

HCHO) ; la dimension x est suffisamment longue pour permettre la mise à l’équilibre avant que la masse d’air n’arrive sur DDU. La diffusion et le transport par le vent sont actifs dans toutes les couches ; le dépôt n’est considéré que dans la couche la plus basse. Les trois dernières grilles de l’axe x n’émettent pas vers l’atmosphère afin de respecter l’absence d’accumulation avant les 15 premiers kilomètres du continent. Même si cela ne correspond probablement pas tout à fait à la réalité, les mécanismes en phase gaz restent identiques dans chaque grille afin de limiter les calculs, et les valeurs d’émission et de dépôt restent constantes le long de l’axe x, ce qui est également le cas pour les coefficients de diffusion turbulente verticale Kz qui ne varient que selon la direction y.

DDU F

HCHO in

(100 pptv) HCHOout

200 x 5 km

15 x 20 m

limites du modèle 2D

Diffusion (Kz) Diffusion (Kz)

Vent (WS) Vent (WS)

Dépôt (v_d) Dépôt (v_d) Photochimie (CH₄et MHP)

Figure 4-25 - Schéma bloc du modèle 2-D.

Le Modèle Atmosphérique Régional (noté MAR) (Gallée et Schayes, 1994; Gallée et al., 1996) montre que l’écoulement continental typique s’écoule dans une couche d’environ 250 mètres de hauteur au dessus du continent (voir également au chapitre 1). Il s’agit d’un modèle météorologique à aire limitée (LAM) dédié aux régions polaires, qui comprend des paramétrisations détaillées des processus microphysiques de formation des nuages et des précipitations, ainsi que de la turbulence atmosphérique. L’analyse des données issues du MAR montre qu’au niveau de la station météorologique automatique D-17, située à 12 km de la côte, certaines situations instables peuvent se produire (remontée anabatique provoquée par le réchauffement des couches de surface). Cette instabilité ne se produit plus au niveau de la station D-47, distante de 106 km de la côte. Dans les conditions typiques d’un écoulement continental stable advecté sur Dumont d’Urville, la masse d’air catabatique s’écoule le long

de la pente descendante du plateau Antarctique puis s’accumule au niveau de DDU : il n’y a donc pas de mélange avec une autre masse d’air sur le site et la conservation de la masse nous permet donc de laisser fermé le modèle en hauteur. De plus, comme nous l’avons souligné au paragraphe 1.2 de ce chapitre, 60 à 70% du jeu de données correspond à cette situation d’écoulement continental que nous étudions à l’aide de ce modèle 2D. Pour évaluer les valeurs du coefficient de diffusion Kz, nous avons donc utilisé les sorties du modèle MAR pour le mois de janvier 2010 à D-47. Au cours de la période entre le 1^er et le 9 janvier 2010, caractérisée par des conditions stables et un vent d’origine continentale régulier, les valeurs moyennes du Kz pour les premiers 300 mètres d’altitude sont comprises entre 5 et 10 m².s^-1. Ce coefficient de diffusion turbulente est fortement dépendant du cisaillement et de la différence de température entre la neige et celle de l’air responsable des mouvements convectifs. Pour les couches situées au dessus de 300m le Kz devient très faible ; il est maximal aux environs de 200 mètres, ce qui indique que l’on peut raisonnablement considérer sur une couche limite d’une hauteur de 250 à 300 mètres en été. Pour l’hiver, la vitesse du vent plus forte suggère plutôt une valeur du Kz supérieure à sa valeur estivale. Cependant, avec des valeurs moyennes de Kz entre 5 et 10 m².s^-1 utilisées pour l’été, une diffusion totale dans l’ensemble des couches est assurée en une durée entre 2.5 et 5 heures vis-à-vis du temps de vie de HCHO. La diffusion ne limitant pas le mélange du système avec les valeurs estivales disponibles pour le Kz, nous les avons donc également utilisées pour modéliser la période hivernale.

Les études menées par Hutterli et al. (1999, 2001, 2002, 2003, 2004) démontrent que l’équilibre entre le manteau neigeux et l’atmosphère est fonction de la température du site et de la concentration atmosphérique de HCHO mais aussi du taux d’accumulation, dont on devra donc tenir compte pour évaluer la valeur de flux d’émission (voir paragraphe 2.6.2). Les valeurs moyennes annuelles de ces deux paramètres (taux d’accumulation et température) sont présentées par la Figure 4-26 pour l’ensemble du continent Antarctique. Sur la base des rétrotrajectoires de masses d’air (voir chapitre 1), on peut remarquer que la Terre Adélie constitue un bon proxy du secteur du plateau Antarctique susceptible d’impacter les masses d’air arrivant à Dumont d’Urville. L’accumulation en Terre Adélie a été évaluée à 36 g.cm^-2.a^-

1 pour les 150 premiers kilomètres à l’intérieur du continent (Agosta et al., 2011) (voir Figure

similaires. Le flux modélisé et mesuré à Pôle Sud (0.5×10¹² molécules.m^-2.s^-1 en hiver, et 2×10¹² molécules.m^-2.s^-1 en été) correspond à une accumulation et une température plus faibles (respectivement 8 g.cm^-2.a^-1 et –50°C en moyennes annuelles), pour une teneur atmosphérique sensiblement identique, et constitue donc la limite inférieure. Les conditions de Summit (23 g.cm^-2.a^-1 et – 30°C en moyenne annuelle) sont relativement proches de celles de la Terre Adélie, avec une accumulation légèrement plus faible que sur la côte proche de DDU et une température similaire, et le flux observé est de l’ordre de 1.4 à 8.8×10¹² molécules.m^-2.s-1 en été. Pour le secteur impactant Dumont d’Urville, on s’attend donc à un flux plus important qu’à Pôle Sud, probablement d’un ordre de grandeur similaire ou légèrement supérieur à celui du flux observé à Summit (évalué à 6 fois celui de Pôle Sud par Hutterli et al. (1999)) car la température moyenne annuelle est similaire, mais l’accumulation est encore plus importante en Terre Adélie. N’ayant pas de données de HCHO dans la neige sur le site concerné par notre étude, nous devons insister sur le fait que notre choix de valeurs de flux d’émissions reste hypothétique. Avec un taux d’accumulation pour la zone de Terre Adélie proche de la côte (36 g.cm^-2.a^-1) quatre fois plus élevé qu’à Pôle Sud (et restant supérieur à l’accumulation de Pôle Sud), la couche des précipitations juste sous la surface devrait rester sursaturée par rapport à l’équilibre glace/atmosphère, ce qui devrait engendrer un flux sortant vers l’atmosphère. On s’attend donc à un flux d’émission tout au long de l’année comme modélisé à Pôle Sud. Pour l’été, nous estimons donc une valeur de flux moyen sur 24 heures comprise entre 6×10¹² et 1×10¹³ molécules.m^-2.s^-1 dans le secteur impactant Dumont d’Urville, soit dans l’ordre de grandeur du flux de Summit. Notons que le flux mesuré à Summit, pour une accumulation plus faible (23 g.cm^-2.a^-1) et une température plus faible (-30°C), est compris entre 1.4 et 8.8×10¹² molécules.m^-2.s^-1. En hiver, nous faisons l’hypothèse de l’existence d’un flux d’émission dont la valeur est comprise entre 0.5 et 1×10¹² molécules.m^-2.s^-1, soit 2.5 à 6 fois la valeur hivernale modélisée pour Pôle Sud.

Figure 4-26 - Cartes des moyennes annuelles de l’accumulation (a) et de la température (b) du continent Antarctique. Les températures sont dérivées des mesures à 10 mètres dans le névé et des valeurs fournies par les stations météorologiques (les points jaunes correspondent aux points de mesure) ; l’accumulation est construite sur la base de mesures de terrain extrapolées à partir d’observations satellitaires par micro- ondes. (Adapté de Dixon, 2008 et Arthern et al., 2006)

2.7. Reconstruction des sources et puits de HCHO à Dumont d’Urville