Le cycle annuel

2.4.3 Le cycle annuel

L’étude de la variabilité saisonnière des émissions d’aérosols désertiques depuis l’Afrique au nord de l’Equateur a fait l’objet de nombreuses études moyennant des d’épaisseur optique en aérosols (AERONET) et des observations satellitaires (Météosat, MODIS …). Par exemple,

Kaufman et al., [2005] ont analysé les épaisseurs optiques dérivées des observations MODIS

au dessus des Iles du Cap Vert pour la période 2000 à 2003 et ils ont constaté la présence d’un cycle saisonnier régulier et bien marqué; les épaisseurs optiques en aérosols sont maximales en été, un autre maximum apparait au mois de Mars et les valeurs les plus faibles sont observées en automne. Ce même cycle a été remarqué durant l’année 1987 à partir des épaisseurs optiques en aérosols issues de Météosat (Chiapello, 2006).

Récemment, une étude basée sur les AI de TOMS par Engelstaedter et al., [2006], a confirmé la présence de ce cycle annuel très marqué auquel obéissent les émissions d’aérosols désertiques en Afrique du Nord. Selon cette étude, la plupart des sources Africaines présente un minimum dans les AI de TOMS en Octobre/Novembre et un maximum entre Avril et Août (Fig. 2.6). Cependant la dépression de Bodélé, qui d’après ces observations semble maintenir une activité élevée en quasi-continu tout au long de l’année, présente un maximum d’émissions entre Janvier et Mars comme le montre une étude basée sur les données MODIS par Washington et Todd, [2005].

48 LES AÉROSOLS DÉSERTIQUES

Dans l’ouest et le nord-ouest de l’Afrique, les émissions d’aérosols minéraux augmentent à partir du moi d’Avril et sont maximales en Juin/Juillet (durant la saison de mousson) avant de décroître en Septembre. Par ailleurs, le maximum d’émissions en Lybie est plutôt situé entre Avril et Juin alors qu’en Nubie ce maximum est plutôt observé entre Avril et Août (Fig. 2.6).

Figure 2.6 : Le cycle annuel des émissions d’aérosols désertiques en Afrique du Nord à partir

de la moyenne mensuelle de l’AI de TOMS (x10) sur la période 1980-1992 (Engelstaedter et al., 2006).

Plus particulièrement, durant l’année 2006 ce cycle a été bien présent (Fig. 2.7) comme le montre l’étude par Schepanski et al., [2007] où la variabilité des fréquences d’émissions d’aérosols désertiques en Afrique de l’Ouest, identifiée à partir des observations spatiales SEVIRI-MSG dans l’infrarouge, était maximale en Juin-Juillet-Aout 2006 et minimale en Septembre-Octobre-Novembre 2006.

Laurent et al., [2008] ont consacré à ce cycle saisonnier une étude par modélisation sur la

période 1996-2001. Ils ont montré que ce cycle est très marqué aussi bien en intensité d’émissions qu’en occurrence des soulèvements et il présente pour les zones sources situées

LES AÉROSOLS DÉSERTIQUES 49

plus à l’Ouest un maximum en été (Juin-Juillet), alors que pour celles situées plus à l’Est le maximum est simulé au printemps (Mars-Avril).

Figure 2.7: Fréquence saisonnière de l’activation des sources d’aérosols désertiques dérivée

des images SEVIRI-MSG dans l’infrarouge (Schepanski et al., 2007).

Toutes ces études sont donc en accord sur le fait que les émissions d’aérosols désertiques en Afrique de l’Ouest sont maximales en été durant la saison de mousson. Ceci coïncide, en effet, avec le déplacement annuel vers le nord du Front Intertropical (FIT) à travers les principaux ‘hot spots’ Africains (Fig. 2.8). Cette coïncidence temporelle suggère que la convergence des vents en direction du FIT offre des processus, tels que la convection sèche et la convection humide, qui favorisent les émissions d’aérosols minéraux en augmentant les phénomènes de turbulence dans les basses couches (cf. Paragraphe 2.6).

Ceci a été bien illustrée par l’étude d’Engelstaedter et Washington, [2007a] qui, moyennant les analyses du Centre Européen de Prévisions (CEP) et les AI de TOMS, ont montré que le cycle annuel des émissions est lié au changement de la convergence près de la surface

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associée à la dynamique du FIT et que les émissions d’aérosols désertiques en Afrique de l’Ouest sont dus à des évènements, à petite échelle, de forts vents plus qu’à une augmentation du champ moyen de vents de surface.

Figure 2.8: Une coupe méridionale à 6.5°W représentant en fonction de la latitude de 5.5°N

à 19.5°N: Le cycle annuel de l’AI de TOMS (x10, en couleurs) 1990 et les isohyètes (isocontours noirs

tiretée représente la position de la zone source d’aérosols en Afrique de l’Ouest (Engelstaedter et Washington, 2007

A cette échelle de temps, les émissions d’a sont donc contrôlées par le cycle

sahéliennes.

2.4.4 La variabilité i

Les observations spatiales permettent

variabilité interannuelle des émissions d’aérosols désertiques depuis l’Afrique du Nord.

Chiapello et Moulin, [2002] ont conduit une étude sur

caractérisation de la variabilité d’une année à

poussières désertiques depuis l’Afrique du Nord. Cette analyse a montré que la variabilité

LES AÉROSOLS DÉSERTIQUES

associée à la dynamique du FIT et que les émissions d’aérosols désertiques en Afrique de l’Ouest sont dus à des évènements, à petite échelle, de forts vents plus qu’à une augmentation du champ moyen de vents de surface.

coupe méridionale à 6.5°W représentant en fonction de la latitude de 5.5°N e cycle annuel de l’AI de TOMS (x10, en couleurs) calculé sur la période 1982

isocontours noirs en mm) calculées sur la période 1961

tiretée représente la position de la zone source d’aérosols en Afrique de l’Ouest (Engelstaedter et Washington, 2007a).

ette échelle de temps, les émissions d’aérosols minéraux en Afrique au nord de l’Equateur par le cycle annuel du FIT. Ceci est surtout visible

interannuelle

Les observations spatiales permettent, à l’heure actuelle, l’analyse et la compréhension de la variabilité interannuelle des émissions d’aérosols désertiques depuis l’Afrique du Nord.

[2002] ont conduit une étude sur la période 1979

de la variabilité d’une année à l’autre du transport transatlantique des poussières désertiques depuis l’Afrique du Nord. Cette analyse a montré que la variabilité

LES AÉROSOLS DÉSERTIQUES

associée à la dynamique du FIT et que les émissions d’aérosols désertiques en Afrique de l’Ouest sont dus à des évènements, à petite échelle, de forts vents plus qu’à une augmentation

coupe méridionale à 6.5°W représentant en fonction de la latitude de 5.5°N calculé sur la période 1982-calculées sur la période 1961-1990. La ligne tiretée représente la position de la zone source d’aérosols en Afrique de l’Ouest

en Afrique au nord de l’Equateur visible dans les sources

l’analyse et la compréhension de la variabilité interannuelle des émissions d’aérosols désertiques depuis l’Afrique du Nord. la période 1979-1997 pour la transport transatlantique des poussières désertiques depuis l’Afrique du Nord. Cette analyse a montré que la variabilité

LES AÉROSOLS DÉSERTIQUES 51

interannuelle est très marquée en hiver (Décembre-Mars) avec des années (comme 1986) où les aérosols sont quasiment absents et des années (comme 1989) où les épaisseurs optiques en aérosols s’approchent de celles observées en été. En revanche, la variabilité d’une année à l’autre des émissions d’aérosols durant les mois d’été est faible. Ce qui suggère que ce sont surtout les émissions d’aérosols désertiques durant les mois d’hiver qui influencent la variabilité interannuelle du transport transatlantique.

De plus, Laurent et al., [2008] ont montré, à partir d’une étude par modélisation sur la période 1996-2001, que la variabilité interannuelle des émissions depuis les zones sources de l’Afrique de l’Est s’élève à 60%, alors que les émissions depuis les sources de l’Afrique de l’Ouest sont plutôt régulières d’une année à l’autre avec une variation de l’ordre de 20%. Cette variabilité d’émissions depuis les zones sources de l’Afrique de l’Ouest (e.g. en Mauritanie, Mali et Algérie) a été aussi étudiée par Barkan et al., [2004] sur la période 1979-1992 à partir de l’AI de TOMS. Ils ont montré que les émissions dans ces zones sources présentent une discontinuité entre la période 1979-1982 avec des conditions de soulèvements faibles et la période 1983-1992 où les émissions étaient élevées.

Les zones sources en Libye, au Soudan et en Ethiopie se sont montrées particulièrement actives durant l’année 1991 (Barkan et al., 2004). La variabilité interannuelle des émissions dans la région de Bodélé au Tchad, quand à elle, est surtout contrôlée par la variabilité du LLJ; Washington et Todd, [2005] ont analysé cette variabilité sur la période 1979-1992 et ont trouvé que les années marquées par une forte activité en aérosols sont celles associées à une intensification de 40% du LLJ par rapport à la moyenne.

Moulin et Chiapello, [2004] et Chiapello et al., [2005] ont également montré que les

conditions de sécheresse au Sahel affectent les émissions et le transport des aérosols minéraux à la fois en été et en hiver d’une année à l’autre, le contenu atmosphérique en aérosols minéraux étant intimement lié aux précipitations des années précédentes. Une explication possible est que le temps de réponse de la végétation au déficit pluviométrique aussi bien que l’effet « mémoire » de la mousson africaine pourraient contrôler la variabilité interannuelle du contenu atmosphérique en aérosols minéraux en Afrique de l’Ouest. Cependant, les interactions entre la végétation, la précipitation et les émissions d’aérosols demeurent, à l’heure actuelle, mal connues.

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2.4.5 La variabilité multiannuelle