Conditions météorologiques favorisant l’émission des aérosols sahariens

Le vent est un agent d’érosion azonal, mais il agit avec prédilection dans les déserts à cause des conditions climatiques et de l’absence de végétation.

Ce sont des mouvements horizontaux de l’atmosphère qui sont la conséquence de son instabilité fondamentale. En effet, ils circulent entre les zones de basses pressions (dépression) et celles de hautes pressions (anticyclones) dans un sens tel qu’ils laissent les dépressions à leur gauche dans l’hémisphère Nord. Leur pouvoir de dispersion commenceà partir d’une vitesse égale à 2m/s (Perry et al, 1997).

Certains facteurs topographiques locaux peuvent modifier le régime des vents. Les obstacles tels que les collines, les vallées où les immeubles de grande hauteur peuvent modifier le cours du vent soit par ascendance, soit par turbulence. Les régions du Sahara les plus émettrices sont à proximité des montagnes, ce qui favorise un soulèvement d’aérosols en altitude fréquente et importante.

Le transport des aérosols est conditionné par les vents de surface et d’altitude. Lorsque l’écoulement du vent est laminaire, le flux horizontal d’aérosols se localise à proximité de la surface en formant une couche épousant l’allure horizontale du flux éolien. Dans les conditions de forte turbulence, l’action mécanique du flux turbulent entraine les particules les plus fines, issues de la corrasion, dans les couches supérieures de l’atmosphère constituante ainsi le flux vertical d’aérosols désertiques. Les mécanismes donnant lieu à ce flux vertical peuvent être d’origine dynamique (conditions météorologiques ou orographiques), thermique (convection libre sèche) ou les deux.

Les émissions d’aérosols désertiques en Afrique, au Nord de l’Equateur sont régies par un certain nombre de processus météorologiques et dynamiques spécifiques au climat de cette région. Bou Karam, (2008) résume ces mécanismes en quatre processus :

les jets de basses couches, les courants de densité associés à la convection humide, l’activité cyclonique et la dynamique du front intertropical (FIT).

II .4.1 Soulèvements liés aux jets de basses couches

Les jets de basses couches (Low Level Jets, LLJs) sont présents tout le long de

l’année dans la circulation d’Harmattan au dessus du continent avec une fréquence atteignant 50 à 80% des jours en hiver et de 30 à 40% des jours en été. Ce mécanisme contribue à hauteur de 65% des soulèvements de poussières des zones sources Africaines (Schepanski et al. 2009). Ils sont communément observés au cours des nuits

49 claires : ils se forment quand la turbulence dans la couche limite cesse et sont associés à des vitesses de vent faibles dans la basse troposphère (20 m/s environ), où l’air est stratifié en couches stables, contrairement aux vents de surface qui peuvent être beaucoup plus forts dès que la turbulence reprend.

II.4.2 Soulèvements liés à la convection humide (courants de densité) Pour ce mécanisme on trouve :

II.4.2.1 Courants de densité orographique

L’orographie force un mouvement ascendant de l’air humidifié par évaporation d’eau du sol pendant la journée par chauffage radiatif, entraînant alors le refroidissement de l’air ambiant. Cet air se trouve alors plus froid et plus dense que l’air environnant et subit alors un mouvement descendant atteignant la surface sous forme de fortes rafales de vent provoquant de forts soulèvements d’aérosols (Charba, 1974 ; Knippertz et al. 2007).

II.4.2.2 Courants de densité liés aux Haboobs

Ces phénomènes sont associés aux systèmes convectifs qui se développent sur le Sahel pendant la saison de la mousson, initiés en fin d'après-midi et d’intensité maximale la nuit. Les courants de densités engendrés par ces événements convectifs, accompagnés par des rafales de vent d’air humide et froid, se propagent au dessus des zones sources, soulevant d’importantes quantités de poussières désertiques à l’avant du système, qui forment un front de poussière appelé « Haboobs », ( Knippertz, 2008 ; Flamant et al. 2009). Les aérosols mélangés dans les nuages convectifs peuvent être transportés en altitude jusqu’à la troposphère moyenne et supérieure de 16 km.

II.4.3 Soulèvements liés à l’activité cycloniques : on trouve trois processus : II.4.3.1 Cyclones méditerranéens

Au printemps, l’activité cyclonique liée aux effets orographiques induits par l’Atlas (au Maroc) ainsi qu’au gradient températures entre le continent Africain et la Méditerranée, vient s’ajouter aux jets de basses couches (Bou Karam et al. 2010). Ces

phénomènes engendrent une différence de température entre le continent Nord Africain et la méditerranée qui renforcent la baroclinie dans la couche limite saharienne. Ce gradient de température favorise la formation des cyclones au dessus du Sahara connus sous le nom de dépression de Khamsin. Ces cyclones sont marqués par un front froid (entraînant une baisse d’environ 15°C de la température de surface) et par un front

Chapitre II Climatologie de l’Afrique du Nord

50 chaud provoquant de violents soulèvements de poussières désertiques (Washington et al. 2003 ; Knippertz and Fink, 2008). Ils se déplacent rapidement (> 10m.s-1_{) vers l’Est le long de} la côte Nord de l’Afrique.

II.4.3.2 Cyclones Sahéliens secs

Le cisaillement de vent horizontal au niveau du FIT renforcé par la présence des Jets nocturnes (induits par le blocage orographique des masses d’air froid en provenance de la Méditerranée) entraîne la formation de cyclones au sud des massifs de l’Hoggar et de l’Aïr, au dessus du Sahel (Bou Karam, et al. 2009). Ils apparaissent donc

pendant la saison de la mousson lorsque le FIT est au niveau du Sahel. Ces cyclones induisent de forts soulèvements d’aérosols et favorisent leur mélange sur la verticale

(Bou Karam, 2008).

II.4.3.3 Convection sèche

Dans la région de la dépression thermique la convection sèche et la forte turbulence, liés aux anomalies d’albédo, entraînent un flux important d’aérosols dans la couche limite Saharienne qui peut aller jusqu’à 6 km, (Kocha, 2011).

II.4.4 Dynamique du Front Inter Tropical

La convergence des vents d’Harmattan et de mousson au niveau du FIT est propice à la création de fort vents de surface de part et d’autre du FIT engendrant ainsi de forts soulèvements de poussières désertiques (Engelstaedter and Washinston, 2007 ; Bou

Karam et al. 2008). Ce phénomène est maximum pendant les pulsations de mousson en

juin.

En été, ce sont des mécanismes liés à la convection humide (courants de densité,

Flamant et al. 2009), à la dynamique de FIT et la convection sèche dans la région de la

dépression thermique, qui vont apporter un forçage dynamique supplémentaire.

Enfin, à cet ensemble de mécanismes s’ajoutent épisodiquement des processus liés au forçage orographique (courants de densité induits par le refroidissement par évaporation au contact des zones hautes) et aux interactions avec la circulation atmosphérique dans les moyennes latitudes (Knippertz & Fink, 2006).

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II.5 Le cycle de la poussière désertique dans le système climatique de l’Afrique du