jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
x CO2 par rapport à la référence. Il s'en suit un réchauffement polaire atteignant 12 K pendant la période hivernale. Ces différences d'origine dynamique ont également été simulées dans le modèle stratosphérique du GISS [9]. L'examen de la moyenne zonale de l'anomalie de rapport de mélange en ozone (fig. 2) révèle une augmentation de la quantité d'ozone dans la stratosphère d'environ 0,5 ppmv en corrélation avec la baisse de température produite par le doublement du CO2. Cet effet provient d'une efficacité moindre des cycles catalytiques homogènes de destruction de l'ozone aux basses températures. Le cycle de destruction de l'ozone le
aux basses températures. Le cycle de destruction de l'ozone le plus sensible à la température est le cycle de Chapman, qui est notamment contrôlé par la réaction suivante dont l'efficacité décroît lorsque la température baisse : O+03 —> 2 O2 avec la vitesse suivante K = 8 x 10"12 exp [ -2060/T ], où T est la température. Cette réaction est effective dans la gamme d'altitude proche de la moyenne stratosphère vers 40 km, et explique donc l'augmentation d'ozone calculée par le modèle entre 10 et 1 hPa aux latitudes moyennes et équatoriales. De fortes augmentations sont également produites au-dessus
moyennes et équatoriales. De fortes augmentations sont également produites au-dessus des Pôles où l'ozone est transporté par les mouvements méridiens descendants de la circulation générale. Ces mouvements étant plus intenses au Pôle Nord du fait de l'augmentation de la fréquence des réchauffements soudains, la croissance de l'ozone est dissymétrique, au moins deux fois plus élevée dans l'Hémisphère Nord (HN) que dans l'Hémisphère Sud (HS) en dessous du niveau 20 hPa au-delà de 60° de latitude. L'augmentation de la concentration d'ozone dans la haute stratosphère produit, du fait d'un allongement de la longueur optique, une décroissance du flux ultra-violet atteignant les
la longueur optique, une décroissance du flux ultra-violet atteignant les bas niveaux et par voie de conséquence une baisse de la production d'ozone par photodissociation de l'oxygène moléculaire. Il s'ensuit la formation d'une zone de diminution d'ozone à la ceinture équatoriale en dessous du niveau 20 hPa. Cette réduction est renforcée par une élévation du niveau de la tropopause dans les régions tropicales. La distribution géographique de l'anomalie du contenu en ozone intégré sur la verticale (fig. 3) montre une augmentation maximale aux hautes latitudes avec des valeurs atteignant 15 dans l'HN. Au contraire, l'augmentation d'ozone est plus faible dans
dans l'HN. Au contraire, l'augmentation d'ozone est plus faible dans les régions équatoriales (environ 2 %). Les variations de la colonne d'ozone totale étant le reflet de celles du contenu en ozone de la basse stratosphère, l'augmentation aux hautes latitudes de l'HN est environ deux fois plus forte que celle de l'HS. L'examen du cycle annuel de l'ozone en moyenne zonale (fig. 4) révèle le caractère saisonnier de l'augmentation aux hautes latitudes de l'HN. Au cours de l'hiver, les anomalies atteignent des valeurs supérieures à 80 DU dans ces régions. Cette dissymétrie résulte d'un renforcement de la circulation méridienne résiduelle
Cette dissymétrie résulte d'un renforcement de la circulation méridienne résiduelle conduisant à un transport plus efficace de l'ozone stratosphérique vers les pôles. Cette pseudo-circulation est induite par le forçage des ondes planétaires d'origine troposphérique sur le courant zonal dont la propagation verticale n'est possible qu'au cours de l'hiver de l'HN. Ces résultats sont en bon accord avec l'étude [11] où une augmentation comprise entre 1 et 4 de la colonne d'ozone a été trouvée pour un doublement du CO2 avec un modèle bidimensionnel de photochimie stratosphérique. L'augmentation du gaz carbonique devrait donc aboutir à un accroissement significatif de l'ozone stratosphérique
devrait donc aboutir à un accroissement significatif de l'ozone stratosphérique devant masquer tout ou partie de la décroissance actuelle de l'ozone due aux rejets dans l'atmosphère des chlorofluorocarbures (CFCs) [12]. Cependant, dans la basse stratosphère l'activation du chlore détruisant l'ozone se produit à la surface des nuages stratosphériques qui sont très fréquents dans les vortex polaires, notamment dans l'HS. La fréquence de ces processus de chimie hétérogène devrait être augmentée avec la diminution de la température dans la basse stratosphère qui suivrait l'augmentation du CO2, C'est ce que semble confirmer une étude numérique récente [13]. Les résultats que nous avons
une étude numérique récente [13]. Les résultats que nous avons obtenus avec ce modèle montrent cependant que ce mécanisme devrait agir plus efficacement dans l'HS que dans l'HN, car dans ce dernier hémisphère la simulation produit un réchauffement net de plusieurs degrés. Les résultats du modèle suggèrent donc qu'une partie de la décroissance de l'ozone due aux rejets des CFCs sera contre-balancée par l'augmentation de l'ozone due à l'augmentation du CO2 dans l'HN, alors que dans l'HS où la destruction est déjà très sévère avec la formation du "trou d'ozone" au printemps [4], cette contre-réaction sera moins effective, voire inexistante.
au printemps [4], cette contre-réaction sera moins effective, voire inexistante. Il se peut même que l'accroissement du CO2 conduise à un refroidissement permettant la formation de nuages polaires plus tôt en saison et à de plus basses latitudes, conduisant ainsi à une plus large extension et à une durée de vie accrue du "trou d'ozone" de l'HS. Cet effet ne devrait être effectif qu'entre les années 2030 et 2060. Durant cette période, le CO2 devrait dépasser les 450 ppmv [7]. Seuil au-delà duquel la température stratosphérique aura diminué de façon notable. Dans le même temps la quantité totale de chlore,
notable. Dans le même temps la quantité totale de chlore, en décroissance par suite de l'application du protocole de Montréal, devrait se maintenir au-dessus de 2 ppbv [12], seuil où l'on a vu l'apparition du "trou d'ozone". IV. CONCLUSIONS. — Les modifications stratosphériques résultant d'un doublement du gaz carbonique ont été examinées avec le modèle de circulation générale de MétéoFrance. En imposant des anomalies de température de surface de mer à la limite inférieure, il a été possible de simuler une réponse réaliste de la troposphère. Les résultats dans la stratosphère indiquent qu'en dehors des régions polaires de l'hémisphère nord,
stratosphère indiquent qu'en dehors des régions polaires de l'hémisphère nord, l'augmentation du gaz carbonique conduit à un fort refroidissement qui augmente avec l'altitude pour atteindre 10 K au voisinage de la stratopause. L'ozone étant une quantité prédite par le modèle avec une paramétrisation de la chimie, il a été possible de mettre en évidence une augmentation de la quantité d'ozone total comme conséquence directe de la baisse de température stratosphérique. Cependant, les études récentes ayant montré l'importance des réactions hétérogènes à la surface des nuages stratosphériques polaires, l'évolution prévisible de l'ozone devrait être très différente entre les deux hémisphères, avec
l'ozone devrait être très différente entre les deux hémisphères, avec une augmentation de l'ozone devant suivre la décroissance actuelle dans l'hémisphère nord et un possible accroissement de la destruction dans l'hémisphère sud jusqu'à la moitié du XXe siècle. Une meilleure prise en compte des interactions entre l'ozone et le gaz carbonique devra donc passer par l'introduction d'une paramétrisation de la chimie hétérogène dans le modèle de climat. Nous remercions le Max Planck Institut et l'Université de Hambourg, et en particulier R. Sausen, pour nous avoir communiqué les champs de température en surface de leur simulation couplée. Ce travail a bénéficié
en surface de leur simulation couplée. Ce travail a bénéficié d'un soutien financier du Programme national d'Étude de la Dynamique du Climat, du Programme Atmosphère moyenne et de la Commission des Communautés européennes. Note remise le 28 août 1992, acceptée après révision le 10 novembre 1992. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] Rapport de l'Académie des Sciences, La Vie des Sciences, 8, n° 2, 1991, p. 89-106. [2] J. COIFFIER, Y. ERNIE, J. F. GELEYN, J. CLOCHARD, J. HOFFMAN et F. DUPONT, J. Met. Soc. Japan, Special NWP Symposium Volume, 1987, p. 337-345. [3] S. PLANTON, M. DÉQUÉ et C. BELLEVAUX, Clim. Dynamics,
[3] S. PLANTON, M. DÉQUÉ et C. BELLEVAUX, Clim. Dynamics, 5, 1991, p. 189-200. [4] D. CARIOLLE, A. LASSERRE-BIGORRY, J. F. ROYER et J. F. GELEYN, J. Geophys. Res., 95D2, 1990, p. 1883-1898. [5] D. CARIOLLE et M. DÉQUÉ, J. Geophys. Res., 91D10, 1986, p. 10825-10846. [6] U. CUBASCH, K. HASSELMANN, H. HOCK, E. MAIER-REIMER, U. MIKOLAJEWICZ, B. D. SANTER et R. SAUSEN, Max-Planck Institut für Meteorologie, Tech. Rep., n° 67, I.S.S.N. 0937-1060, 1991. [7] Intergovernmental Panel on Climate Change, Climate Change, The IPCC Scientific assessment, J. T. HOUGHTON, G. J. JENKINS et J. J. EPHRAIMS éd., Cambridge University Press,
J. JENKINS et J. J. EPHRAIMS éd., Cambridge University Press, 1990. [8] J. F. MAHFOUF, Impact climatique d'un doublement du CO2 avec le modèle Emeraude, Note de travail du Groupe de Météorologie de Grande Échelle et Climat n° 7, Météo-France, 1992, 48 p. [9] D. RIND, R. Suozzo, N. K. BALACHANDRAN et M. J. PRATHER, J. Atmos. Sci., 47, 1990, p. 475-494. [10] D. CARIOLLE, Planet. Space Sci., 31, 1983, p. 1033-1052. [11] G. BRASSEUR et M. H. HITCHMAN, Science, 240, 1988, p. 634-637. [12] Scientific Assessment of Ozone Depletion R. T. WATSON and D. L. ALBRITTON éd., 1991, World
R. T. WATSON and D. L. ALBRITTON éd., 1991, World Meteorological Organization, publication série n° 25. [13] G. PITARI, S. PALERMI, G. VISCONTI et R. G. PRINN, J. Geophys. Res., 97, 1992, p. 5953-5962. Météo-France, Centre national de Recherches météorologiques, G.M.G.E.C./ U.D.C., 42, avenue G.-Coriolis, 31057 Toulouse Cedex. Gravimétrie/Gravimetry Topographie du Moho sous les Hautes Terres de Madagascar déduite de l'inversion de données gravimétriques Jean-Pierre FOURNO et Jacques ROUSSEL Résumé — Quelques profils EW d'anomalies de Bouguer à travers le socle précambrien des Hautes Terres ont été inversés en utilisant une méthode linéarisée. Les résultats, présentés sous forme de courbes
une méthode linéarisée. Les résultats, présentés sous forme de courbes d'isoprofondeur du Moho, montrent notamment l'existence, tout au long de l'île, d'une zone de croûte amincie parallèle à l'une des directions tectoniques principales (N 20° E) qui est aussi celle de la côte orientale. L'amincissement apparaît maximal au voisinage des massifs volcaniques de l'Ankaratra et de l'Itasy. Confrontée aux données sismiques et tectoniques, cette topographie crustale pourrait représenter la signature d'une tentative d'extension voire de rifting de la lithosphère malgache au cours de l'histoire de la dislocation gondwanienne au Crétacé. Moho topography beneath the Hautes Terres plateau of Madagascar through
Moho topography beneath the Hautes Terres plateau of Madagascar through the inversion of gravity data Abstract Some select EW profiles of Bouguer gravity anomaly across the Precambrian basement of Hautes Terres (Madagascar) have been inverted using a linearized procedure in the spectral domain. Inversion results are displayed in terms of Moho topography. They indicate undulations of the crust-mantle interface with a narrow zone of thin crust which extends throughout the length of Madagascar basement with a maximum thinning near the Tertiary and Quaternary volcanic massifs of Ankaratra and Itasy. This crustal feature parallels the strike of the East coast which
crustal feature parallels the strike of the East coast which corresponds to the line of separation of India from Madagascar during the Cretaceous. A possible interpretation is that it could be the trace of a first attempt at rifting which finally occurred farther East. This interpretation is found to be consistent with seismic data and geological setting. Abridged English Version — INTRODUCTION. — The knowledge of the deep structure of the Malagasy crust started with the analysis of seismic data ([1], [2]). A crustal zone of weakness probably linked to the Cretaceous rifting history of Madagascar has been suggested from
the Cretaceous rifting history of Madagascar has been suggested from seismotectonic relationships and inversion of teleseismic P-wave arrivals ([2], [3]). Primary gravity interpretation [4] also suggested a fault block pattern of the crust. Considering that the gravity data along survey profiles were of suitable quality for quantitative analysis, some profiles of Bouguer gravity anomaly (Fig. 1) have been inverted using a linearized procedure [5]. I. GEOLOGICAL AND STRUCTURAL SETTING. — The Precambrian basement which crops out in most of Madagascar (Fig. 1) consists of folded and strongly metamorphosed and migmatized Archean rocks ([7] to [10]). A late tectonothermal event of
Archean rocks ([7] to [10]). A late tectonothermal event of Pan-African age (550 Ma) marks the end of the crustal evolution of the cratonic basement. Sedimentary basins, with Karoo to Quaternary deposits, are found along the Western coast ([7], [11]). Volcanism is mainly characterized by Cretaceous and Plio-Quaternary events. Two main tectonic trends occur — N 20° W (Bongolava-Ranotsara) and N 20° E (East coast) — which are clearly enhanced by the shape of the island and may be related to the separation of Madagascar from Africa (N20°W trend) and to the subsequent separation of India from Madagascar (East coast
to the subsequent separation of India from Madagascar (East coast trend) ([12], [13]). A N8°W trend, characterized by alignment of magmatic rocks of various age, is considered as a main axis of magmatic reactivation [14]. II. DATA ANALYSIS AND METHODOLOGY. — A substantially simplified two layers model was chosen depicting only the Moho interface, of constant density contrast. A linearized inversion procedure was used to found a surface distribution satisfying selected gravity anomalies. Using the spectral approach [15], the Moho interface topography was upward continued. Direct upward continuation of the Moho topography is the same as calculating the gravity due
Moho topography is the same as calculating the gravity due to the Moho topography at observation level and then converting the computed gravity back into equivalent topography. The gravity field resulting from the Moho topography was then calculated by Parker's method [16]. III. RESULTS AND CONCLUDING REMARKS. — The inversion results (Fig. 2) are displayed for all cross-sections located on Figure 1. By displaying the results as iso-thickness contours (Fig. 3), a characteristic undulation of the Moho topography is observed throughout the whole length of the island. Putting aside the thin crust (25 to 27 km thick) related to the
thin crust (25 to 27 km thick) related to the East coast passive margin where our model has poor lateral resolution, we thus appear to have from East to West (Fig. 3): 1) A crustal domain of normal thickness (35 to 40 km thick) corresponding to a region of plateau with an elevation reaching 1,500 m. 2) A crustal compartment of substantially thinned crust (30-32 km); the maximum thinning is located in the vicinity of the Cenozoic to Quaternary volcanic rocks constituting the Ankaratra and Itasy massifs ([21] to [24]). 3) the western extremity of cross-sections corresponds to a thicker
3) the western extremity of cross-sections corresponds to a thicker crust (33-35 km). The thin crust of the central compartment appears to parallel the strike of the East coast (N20°E tectonic trend) which results from the northward motion of India with respect to Madagascar. Independent evidence that an anomalously thinned and weakened crust is located beneath the Precambrian basement is based on analysis of regional seismicity [2], inversion results of teleseismic travel time residuals [3], swell axis of the gravimetric geoid [25] and geological and tectonic surface observations ([7], [14]). The nature and geodynamic significance of these features are the
The nature and geodynamic significance of these features are the subject of some debate. One possibility is that they could be the trace of continental lithospheric thinning and extension associated with the rifting and dislocation history of the Seychelles-Madagascar and Indian continental blocks, whose separation actually occurred farther East at the location of the present East coast margin. I. INTRODUCTION. — Dans la région centrale des Hautes Terres de Madagascar, une zone de faiblesse crustale a été suggérée par l'étude de la sismicité locale et son contexte sismotectonique ([1], [2]) ainsi que par l'inversion de données télésismiques du réseau local
ainsi que par l'inversion de données télésismiques du réseau local ([2], [3]). La gravimétrie suggère également une tectonique crustale modélisée en compartiments affaissés et surélevés [4]. Considérant que la qualité des mesures gravimétriques existantes [4] permettait un traitement quantitatif des données (espacement des stations voisin de 4 km, erreur relative entre points voisins de l'ordre de 2 à 3 mgal), six profils d'orientation sensiblement EW à travers le socle des Hautes Terres ont été choisis (fig. 1). Ces profils qui suivent les cheminements gravimétriques au plus près ont été inversés en utilisant une méthode linéarisée [5]. Étant donné l'espacement de
en utilisant une méthode linéarisée [5]. Étant donné l'espacement de ces cheminements, la densité des points de mesure a été jugée généralement insuffisante pour satisfaire le théorème de Shannon [6] pour une inversion 3 D. II. CADRE GÉOLOGIQUE ET STRUCTURAL. — Le socle précambrien qui affleure sur les deux tiers orientaux de l'île est constitué de roches cristallophylliennes difficiles à différencier parce que très déformées par les épisodes tectoniques et métamorphiques successifs qui ont affecté le craton africain depuis l'Archéen ([7] à [10]). Les travaux de Hottin [9] distinguent cependant les terrains précambriens de part et d'autre de la ligne
les terrains précambriens de part et d'autre de la ligne de dislocation importante (N20°W) dite direction Bongolava-Ranotsara. La structuration s'achève avec Caractérisée par l'alignement de plusieurs amas de roches magmatiques d'âges variés, elle est considérée comme un axe majeur de réactivation magmatique traversant le centre de l'île et pourrait correspondre à une fracturation profonde ou une zone de faiblesse crustale. Quant à la direction N 10° E qui affecte les Hautes Terres, elle est associée à des fossés d'effondrement néogènes qui affectent le socle précambrien localement, comme celui d'Alaotra au Nord-Est d'Antananarivo. III. ANALYSE DES DONNÉES ET MÉTHODOLOGIE. Étant donné
Nord-Est d'Antananarivo. III. ANALYSE DES DONNÉES ET MÉTHODOLOGIE. Étant donné l'indétermination fondamentale bien connue du problème gravimétrique inverse, nous avons choisi un modèle substantiellement simplifié à deux couches avec une interface croûte-manteau caractérisée par un contraste de densité constant. Par ailleurs, pour obtenir une distribution de densité superficielle qui satisfasse les anomalies gravimétriques, nous avons utilisé une méthode d'inversion linéarisée et choisi l'approche spectrale. Pour prolonger la topographie de l'interface (Moho) jusqu'à l'altitude d'observation, on a multiplié chaque composante harmonique de la topographie par el-1 cl, K étant le nombre d'onde (2 π/λ) et Zc la distance du Moho au
d'onde (2 π/λ) et Zc la distance du Moho au niveau d'observation. Le champ de gravité G(K) créé par la topographie du Moho a été calculé par la méthode de Parker. Dans cette expression, K est le nombre d'onde, ρc et ρm sont les densités respectives de la croûte et du manteau supérieur et F(h) représente la transformée de Fourier de la fonction profondeur pour la topographie du Moho. Nous recherchons une paramétrisation simple (dans le domaine spectral) pour décrire la relation régionale entre la topographie du Moho et les anomalies gravimétriques. Vu la profondeur de l'interface, le premier terme
anomalies gravimétriques. Vu la profondeur de l'interface, le premier terme est suffisant dans l'expression ci-dessus et la topographie quadrillée du Moho peut être construite à partir de l'expression : y = h = L nD(x-2hD)Hn, n = 1 où ΠD est la fonction porte (ou fenêtre), Hn est la profondeur du Moho au n-ième point et D est la demi-largeur de la porte profondeur du Moho. La formule correspondante pour une contribution de la ième harmonique de Fourier est alors : dans laquelle Ki = 2 π i/L et y = L/D, L étant la demi-largeur du profil de calcul.
= L/D, L étant la demi-largeur du profil de calcul. Pour dériver les profondeurs de points à partir des anomalies gravimétriques, il faut résoudre : g = G H, G = 6gi/6hj étant la matrice des dérivées partielles à l'emplacement de la i-ième observation pour les j-ièmes profondeurs de points. Le problème est linéarisé dans le domaine du nombre d'onde, et la solution est donnée par : H = (GT.G + a2 I) -1 GT.g, expression dans laquelle GT est la matrice transposée, a2 le multiplicateur de Lagrange et I la matrice d'identité, g est rendu égal au champ de
la matrice d'identité, g est rendu égal au champ de gravité observé. Nous cherchons à mettre en évidence des variations d'épaisseur crustale et, pour supprimer les effets directs de la topographie, g est pris égal à l'anomalie de Bouguer calculée tous les 4 km le long des profils de 320 km de long. La stabilité des résultats qui dépend des valeurs propres de la matrice (GT G + a2 I), est assurée par le choix du multiplicateur a2, lequel, ajouté à toutes les valeurs propres, diminue l'influence des courtes longueurs d'onde sur la solution. Pour diminuer le phénomène de Gibbs,
d'onde sur la solution. Pour diminuer le phénomène de Gibbs, effet de bord dû aux discontinuités que représentent les extrémités des profils, on ajoute une bordure où l'on fait tendre les valeurs de g vers zéro par une arche de cosinus. L'introduction de données marines rend la solution instable vu l'hétérogénéité très prononcée entre zone marine et zone continentale de la Côte Est. Le choix de l'échantillonnage dans le domaine temporel (4 km) et fréquentiel (1/L) limite l'observation des longueurs d'onde comprises entre 10 et 150 km. L'erreur introduite par les échantillonnages de g et H à la fréquence de
les échantillonnages de g et H à la fréquence de Shannon sur un profil limité est évaluée à 0,5 km par le calcul de l'écart type σ = ((Fe/2).L)1/2, Fe étant la fréquence d'échantillonnage. IV. RÉSULTATS ET DISCUSSIO. — L'inversion des anomalies gravimétriques a été réalisée en prenant un modèle initial représentant une interface croûte-manteau supérieur à 30 km avec un contraste de densité de 600 kg/m3. Les résultats de l'inversion pour les 6 profils étudiés (fig. 1) sont illustrés sur la figure 2 où, pour chaque profil, on a représenté l'anomalie mesurée et calculée d'une part et la topographie
représenté l'anomalie mesurée et calculée d'une part et la topographie correspondante du Moho d'autre part. Des fluctuations de petite longueur d'onde sont dues à l'influence du multiplicateur de Lagrange a2. L'anomalie de longueur d'onde non négligeable et non corrélée à une ondulation du Moho (profil 4 passant par Antsirabé) résulte de la seule extrapolation que l'on a été amené à faire dans cette étude et qui concerne précisément l'absence de données dans la partie correspondante du profil. En ce qui concerne l'amplitude des ondulations du Moho, l'écart type calculé étant de l'ordre de 0,5 km, les variations de topographie observées
de l'ordre de 0,5 km, les variations de topographie observées qui sont de l'ordre de 3 km sont significatives. Les courbes d'isobathes obtenues à partir des profils (fig. 3) mettent en évidence une ondulation du Moho qui se manifeste sur toute la longueur de l'île. Mise à part la croûte mince (25 à 27 km) associée à la marge passive orientale de l'île et où le modèle possède une faible résolution latérale, on peut observer d'est en ouest : 1) un domaine crustal d'épaisseur normale (35 à 40 km) correspondant à une région de plateau d'altitude atteignant 1 500 m