Poussières

Poussières

Introduction

1. Importance et impact

Les aérosols désertiques, plus communément appelés poussières, sont principalement produits par érosion éolienne des sols en régions arides et semi-arides. Le nord de l’Afrique est la zone source de poussières la plus importante au monde. Les aérosols désertiques émis aux échelles locale et régionale induisent des nuisances et des risques pour les populations vivant à proximité des zones sources. Les tempêtes de poussières réduisent la visibilité horizontale perturbant le trafic routier et aérien dans les pays où ces tempêtes sont fréquentes. L’exposition prolongée à de fortes concentrations en aérosols telles que provoquées par les tempêtes de poussières a un impact sur la santé pouvant aller jusqu’au développement de silicoses. Les aérosols désertiques semblent également jouer un rôle dans le déclenchement et la dynamique des épidémies de méningites en saison sèche au Sahel (Morman et Plumlee, 2014).

Au cours de leur transport dans l’atmosphère, les aérosols désertiques ont un impact sur le bilan radiatif terrestre par absorption et diffusion du rayonnement solaire incident et du rayonnement réémis par la Terre. Ces aérosols peuvent être impliqués dans des réactions de chimie atmosphérique hétérogène et multiphasique et, par ce biais, affecter la concentration des composés photo-oxydants et la composition des précipitations. Le dépôt de ces aérosols contribue également au cycle biogéochimique de certains nutriments clés, tels que le fer (Fe) ou le phosphore (P). Une description correcte de la variabilité spatiale et temporelle des émissions, du transport et du dépôt de ces aérosols est donc un prérequis pour estimer et prévoir leurs concentrations et leurs impacts.

2. Le centre de prévision des poussières de Barcelone

Le site MISVA n’est pas spécifiquement dédié au monitoring et à la prévision des poussières. Pour cet objectif il est conseillé d’utiliser les produits du Barcelona Dust Forecast Center https://dust.aemet.es. Les bulletins de prévision et alertes sont émis par le Centre régional SDS-WAS de l’OMM pour l’Afrique du Nord, le Moyen-Orient et l’Europe et distribués sur son site https://sds-was.aemet.es/. Les niveaux d’alerte sont déterminés sur la bases de prévisions d’ensemble multi-modèles produites par le SDS-WAS https://sds-was.aemet.es/forecast-products/dust-forecasts/ensemble-forecast.

En complément du SDS-WAS, le site MISVA fournit une analyse de la situation météorologique et d’autres produits qui peuvent aider à comprendre le contexte des événements de poussières et à les prévoir. La suite de cet article résume les principales caractéristiques des poussières désertiques sur l’Afrique de l’Ouest. Une description plus détaillée est fournie par le chapitre 5 du Handbook dédié aux Aérosols désertiques et à leur prévision.

Caractéristiques

1. Sources

Les émissions d’aérosols désertiques mettent en jeu des processus non linéaires pilotés par les conditions météorologiques et les propriétés des surfaces (Marticorena 2014). L’émission s’effectue en 2 phases comme schématisé par la Figure ci-dessous (Laurent 2005).

  1. Lorsque le vent en surface U* dépasse le seuil d’érosion U*t (~7 ms-1), le processus de Saltation permet d’arracher des particules du sol de diamètre supérieur à 80 µm et de les transporter horizontalement (Flux G).
  2. En retombant, leur collision libèrent des particules plus fines constituant l’aérosol désertique. C’est le processus de Sand-blasting générant un flux vertical F de poussières.

L’émission est donc un processus à seuil complexe dépendant des conditions de surface (taille et texture des sols, rugosité, humidité…). Au-dessus du seuil d’érosion U*t le flux horizontal G est proportionnel à la puissance 3 de la vitesse du vent en surface U*.

Représentation schématique des processus d’émission d’aérosols désertiques. Le flux vertical F est produit par sand-blasting, quand les grains du sol en saltation (flux horizontal) entrent en collision ou heurtent la surface et libèrent les particules fines constituant l’aérosol désertique. Source: Figure 5.1 du Handbook.

Les principales régions sources de poussières se situent dans le Sud du Sahara et dans le Nord du Sahel. Comme le met en évidence la Figure ci-dessous, il existe des désaccords sur la localisation exacte des principales sources selon les différents produits et techniques d’analyse utilisés pour leur détermination. Les zones les plus communes à de nombreux produits sont présentées en grisé et numérotées PSANAF-1 à -6. PSANAF-2 et -3 sont les plus pertinentes pour la Sénégambie, alors que PSANAF-5 touche le Nigeria et les pays voisins. Les autres principales sources de poussières PSANFA-1, -4 et -6 sont trop éloignées pour affecter de façon importante l’Afrique de l’Ouest, exception faite d’épisodes de poussières extraordinairement longs et de grande échelle.

Les différentes lignes et couleurs de la figure ci-contre représentent les analyses réalisées par différents auteurs à partir de différentes données et techniques (voir la légende), illustrant le défi que représente l’identification des sources de poussières avec une bonne précision. Les régions les plus importantes sont en grisé : PSANAF-1 : zone des chotts en Tunisie et dans le nord de l’Algérie ; PSANAF-2 : contreforts du massif de l’Atlas (PSANAF-2a) et région côtière de l’ouest (PSANAF-2b ; Sahara occidental, Mauritanie occidentale) ; PSANAF-3 : frontière Mali-Algérie ; PSANAF-4 : Libye centrale ; PSANAF-5 : dépression de Bodélé (ouest du Tchad) ; PSANAF-6 : sud de l’Égypte, nord du Soudan. D’autres régions sources remarquables sont les parties méridionales de l’Azawagh, un bassin asséché situé dans le nordouest Niger/nord-est Mali (ligne pointillée rose), et la région de Kaouar dans le nord du Niger.

Vue d’ensemble des zones sources potentielles de poussières dans le nord de l’Afrique continentale (Potential dust Source Areas in Northern hemispheric AFrica, PSANAF) basée sur une analyse combinée réalisée par Formenti et al. (2011). Source ; Figure 5.17 du Handbook.

2. Transport

Les processus atmosphériques depuis les échelles synoptique, régionale et locale jusqu’à l’échelle de la turbulence peuvent générer des émissions d’aérosols désertiques et forcer leur mélange atmosphérique. Le transport de ces aérosols depuis et au-dessus de la surface ainsi que dans l’atmosphère est contrôlé par les caractéristiques de la couche limite planétaire (CLP ; voir chapitre 4 du Handbook).

Les directions de transport dominantes des aérosols sahariens sont : vers l’ouest sur l’Atlantique nord jusqu’en Amérique du Sud ou du Nord, vers le nord à travers la Méditerranée jusqu’au sud de l’Europe, et vers l’est sur la Méditerranée orientale jusqu’au Moyen-Orient. Stuut et al. (2005) notent l’effet du balancement saisonnier de la zone de convergence intertropicale (ZCIT), de 19°N au cours de l’été boréal à 5°S en hiver, sur l’origine et les directions du transport des poussières (Figure ci-dessous). En été, les couches d’aérosols désertiques subissent un fort mélange vertical sur le Sahel et le sud du Sahara.

Variation saisonnière de la position zonale de la ZCIT et de ses conséquences sur les conditions atmosphériques sur l’Afrique de l’Ouest. Les flèches indiquent la direction des vents dominants. L’extension de la zone d’harmattan sèche et souvent poussiéreuse est indiquée en gris clair sur terre et en gris foncé sur l’océan. Le panache de poussières est délimité par la ligne noire sur l’océan. En hiver (décembre-janvier-février) à gauche ; et en été (juin-juillet-août) à droite. Source : Figure 5.2 du Handbook.

Sur l’océan, les couches d’aérosols sahariens sont transportées en été au-dessus de la couche d’inversion des alizés (jusqu’à 5-7 km au-dessus du niveau de la mer) (Figure ci-contre). En hiver, le mélange vertical est plus faible et se produit plus au sud, aussi l’essentiel des aérosols désertiques est transporté dans la couche des alizés en dessous de 1,5-3 km.

Schéma représentant le transport vertical et horizontal d’aérosols désertiques depuis le continent nord-africain vers l’Atlantique nord tropical pour l’hiver (a, c) et l’été (b, d) de l’hémisphère nord. Source : Figure 5.3 du Handbook.

3. Climatologie

Les observations réalisées par les stations météorologiques, telles que la visibilité horizontale et les conditions météorologiques, permettent d’établir des climatologies. L’étude de N’Tchayi Mbourou et al. (1997) met en évidence un cycle diurne marqué de la réduction de la visibilité horizontale au Sahel. Typiquement, le maximum de réduction de visibilité horizontale est observé entre la fin de la matinée et le début de l’après-midi, en raison du développement de la couche limite convective. Pour les stations sahariennes, le cycle diurne est moins prononcé, mais les réductions de visibilité sont fréquemment atteintes au même moment. La variation saisonnière de l’occurrence de réduction de la visibilité horizontale varie selon le régime de précipitation et donc en fonction de la distance à l’équateur. De façon générale, la saison des tempêtes de poussières dure d’autant plus longtemps que la latitude augmente : au sud du Sahel (sous 15°N), les poussières sont observées d’octobre à avril/mai, avec un maximum en décembre/janvier. Plus au nord, la durée de la saison des tempêtes de poussières s’étend jusqu’à parfois couvrir l’ensemble de l’année. Au Sahara, la fréquence des jours où la visibilité est réduite par la présence de poussières est maximale en été, tandis qu’au sud du Sahara, c’est plutôt en saison sèche. Pour les stations sahariennes et sub-sahariennes, des panaches de poussières générées par des systèmes convectifs de méso-échelle (haboobs) sont également observés en saison des pluies.

Les observations satellitaires apportent une meilleure couverture spatiale mais sur de plus courtes périodes. La Figure ci-dessous présente la charge atmosphérique totale en aérosol, exprimée par l’épaisseur optique en aérosols (Aerosol Optical Thickness, AOT), tirée des observations du capteur Multi-angle Imaging SpectroRadiometer (MISR) en orbite polaire sur la plateforme Terra. L’AOT représente le contenu en aérosols intégré sur la colonne atmosphérique. Aussi de fortes AOT ne correspondent pas nécessairement à de fortes concentrations au sol ou à de fortes réductions de la visibilité horizontale. De plus, d’autres aérosols, comme les aérosols carbonés produits par la combustion de biomasse contribuent à l’AOT, notamment sur le golfe de Guinée à la saison des feux (novembre à mars). On distingue clairement deux saisons :

  1. D’octobre à février, le contenu en aérosol est à son minimum sur le nord de l’Afrique, malgré une augmentation nette sur deux régions : la dépression de Bodélé – région du Ténéré (Tchad et Niger) d’une part, et le nord-ouest du Mali d’autre part.
  2. De mars à mai, la charge en aérosol augmente, formant une ceinture de la mer Rouge à l’Atlantique, centrée entre 15° et 20°N, qui persiste jusqu’en août et s’atténue en septembre.

Les zones de fortes AOT sont liées non seulement aux émissions, mais aussi aux conditions de transport atmosphérique, et à l’accumulation de poussières favorisée par certaines structures topographiques (Schepanski et al., 2012).

Moyenne mensuelle de l’épaisseur optique en aérosols dérivée des observations MISR de 2001 à 2011. De novembre à mars, les aérosols carbonés issus de la combustion de biomasse contribuent de façon significative à l’AOT dans la région du Golfe de Guinée. Source : Figure 5.11 du Handbook.

Situations typiques

1. Les brumes sèches d’harmattan (HDH)

Les émissions de poussières sont en règle générale associées à une intensification de l’anticyclone subtropical, ce qui a pour conséquence d’augmenter le gradient de pression sud-nord au-dessus de la région concernée. La figure ci-dessous schématise deux configurations synoptiques fréquentes associées à des événements de brumes sèches d’harmattan (HDH), expliquant environ 70 % des épisodes de poussières se produisant au Sahel pendant la saison sèche.

  1. Soit un renforcement de l’anticyclone de Lybie (parties orientale et centrale de l’Afrique de l’Ouest),
  2. ou une intensification/extension de l’anticyclone des Açores vers le nord-est (nord-ouest de l’Afrique).

Les cas d’étude CS05 et CS06 du site bilingue handbook case study (umr-cnrm.fr) illustrent et analysent ces deux configurations. Ces situations sont parfois précédées par le passage d’ouest en est d’une dépression des latitudes moyennes à travers l’Afrique du Nord. Les hautes pressions augmentent parfois rapidement à l’arrière du front froid qui peut pénétrer loin à l’intérieur du continent africain. Les distributions inhabituelles des pressions au-dessus du nord de l’Afrique avec des épisodes intenses de HDH sont souvent accompagnées par des ondes de grande amplitude dans le courant jet subtropical autour du niveau 250 hPa.

Situations typiques pour les émissions de poussières au cours de périodes de HDH. (a) Anticyclone libyen renforcé ; (b) anticyclone des Açores renforcé/déplacé vers le sud-est accompagné par le passage d’une dépression extratropicale à travers l’Afrique du Nord. Les lignes en pointillés représentent les isobares typiques espacées tous les 5 hPa avec l’isobare 1 015 hPa mise en évidence en gras. Les flèches marquent les régions où le vent à 10 m est le plus fort, indiquant les directions typiques de vent. Les zones en gris contiennent les sources actives de poussières. La situation (a) va généralement précéder un épisode de HDH qui se produit dans les parties centrale et orientale de l’Afrique de l’Ouest, alors que la situation (b) est plus typique d’une HDH qui se produit dans les régions occidentales. Source ; Figure 5.18 du Handbook.

2. Impact du Jet nocturne de basse couche

La formation de jets nocturnes de basses couches (NLLJ – pour Night-time LowLevel Jet; Stensrud 1996; voir la section 4.1.3.2 du Handbook) est un phénomène important qui se produit en ciel clair, dans les régions sèches avec de forts gradients de pression à grande échelle et en toutes saisons. Ces jets sont liés dynamiquement au découplage de la couche au-dessus de l’inversion associée au rayonnement par rapport à la friction en surface pendant la nuit. Au cours de la stabilisation de la CLP après le coucher du soleil, le vent dans cette couche effectue une oscillation inertielle autour du vent géostrophique d’une période d’environ 28 heures à 25°N, pouvant conduire à un écoulement super-géostrophique (plus rapide que le vent géostrophique), autour du lever du soleil. Le mélange vers la surface de la quantité de mouvement du NLLJ au cours du développement matinal de la CLP conduit à un pic de rafales de vent près de la surface et l’émission de poussières pendant cette période (Washington et al., 2006 ; Schepanski et al., 2009).

La figure ci-contre schématise l’impact du NLLJ sur l’émission de poussières et son transport dans la couche limite planétaire.

  • Il représente une source importante de poussières en particulier dans la dépression de Bodélé.
  • Il contribue au cycle diurne des poussières avec un pic de faible visibilité au matin.
  • Les modèles de prévision ont des difficultés à représenter les rafales associées au transport vertical du NLLJ vers la surface et sous-estiment donc cette source d’émission.
Représentation schématique du transport et du mélange des poussières associés à un NLLJ nocturne. Source ; Figure 5.20 du Handbook.

3. Les tempêtes de poussière convectives (haboob)

Les tempêtes de poussière convectives (haboob) se produisent au Sahel à partir de la période précédant la mousson jusqu’au pic de mousson, soit d’avril à août. Elles sont liées à la descente et à l’étalement à la surface d’un air plus froid généré par évaporation, souvent en lien avec des systèmes convectifs de méso-échelle tels que les lignes de grains (voir Convection – Misva (aeris-data.fr) et chapitre 3 du Handbook – section 3.1.3.2).

L’imagerie satellite Météosat est la meilleure façon de suivre la convection qui peut potentiellement conduire à des tempêtes de poussières. Le prévisionniste doit être conscient qu’une grande partie des tempêtes de poussières au Sahel vont être masquées par le bouclier que forment les cirrus autour du noyau convectif (Figure ci-contre) alors que la partie du courant de densité qui s’étend sur le Sahara pourra être repérée plus facilement. Après la désintégration du système convectif associé, les particules de poussière déjà en suspension dans l’atmosphère peuvent être suivies sur des distances considérables en aval. Les épisodes de brume associés à l’advection de poussières issues des haboobs peuvent être prévus de cette manière.

Importante tempête convective de poussières vue avec le produit RGB « poussières » de MSG le 9 juin 2010 à 1730 UTC. Les poussières en rose vif au-dessus du Sahara proviennent d’un précédent développement convectif tandis que les poussières en violet plus foncé proviennent du système convectif à l’est et au sud. Il est à noter que les nuages masquent l’extension vers le sud du courant de densité au niveau du Sahel, comme c’est souvent le cas. Source: Figure 5.21 du Handbook.

Produits

Site MISVA

  • Indication des principales zones de poussières sur les WASA produites à 06 et 18UTC par les prévisionnistes du CISMF sous le nom Anasyg (Météo-France)

Produits satellitaires

  • MeteoSat en particulier la composition colorée RGB Poussières, mais délicate à utiliser, les canaux utilisés étant différents entre le jour et la nuit (voir la section 5.2.2.3 Observations satellitaires du Handbook).

Barcelona Dust Forecast Center https://dust.aemet.es

Références

Handbook

  • Chapitre 5 Aérosols désertiques pages 309-359
  • Chapitre 9 Section 9.1.4.4.3 Composite RGB poussières: pages 567-568

Illustrations et cas d’études

  • Handbook 
    • Figure 5.6 Tempête de poussières de grande échelle du 3 mars 2004 vue avec le produit RGB « poussières » de MSG: pages 336
    • Figure 5.16 Tempête de poussières du 21 février 2004 vue avec le produit RGB « poussières » de MSG: pages 336
    • Figure 5.21 Tempête de poussières associée à la convection (Haboob):  pages 350
  • Site bilingue handbook case study (umr-cnrm.fr)
    • CS05: 15-18 mars 2012 – Tempête de sable au Sahara et au Sahel pilotée par l’Anticyclone de Lybie
    • CS06: 4-7 mars 2012 – Tempête de sable au Sahara et au Sahel pilotée par l’Anticyclone des Açores

Articles

Laurent B. 2005. Simulation des émissions d’aérosols désertiques à l’échelle continentale: Analyse climatologique des émissions du nord-est de l’Asie et du nord de l’Afrique. Thesis, University Paris 12, Créteil, 225 pp.

Lothon M, Saïd F, Lohou F, Campistron B. 2008. Observation of the diurnal cycle in the low troposphere of West Africa. Mon. Weather Rev. 136: 3477-3500.

Marticorena B. 2014. Dust production mechanisms. Chapter 5 in: Knippertz P, Stuut J-B (eds.) Mineral Dust – A Key Player in the Earth System, Springer Netherlands, pp. 93-120.

Morman SA, Plumlee GS. 2014. Dust and human health. In: Knippertz P, Stuut J-B (eds.) Mineral Dust – A Key Player in the Earth System, Springer Netherlands, pp. 385-409.

N’Tchayi Mbourou GNT, Bertrand JJ, Nicholson SE. 1997. The diurnal and seasonal cycles of wind-borne dust over Africa north of the equator. J. Appl. Meteorol. 36: 868-882.

Schepanski K, Tegen I, Todd MC, et al. 2009a. Meteorological processes forcing Saharan dust emission inferred from MSG-SEVIRI observations of subdaily dust source activation and numerical models. J. Geophys. Res. 114: D10201. doi: 10.1029/2008JD010325.

Schepanski K, Tegen I, Macke A. 2012. Comparison of satellite based observations of Saharan dust source areas. Rem. Sens. Env. 123: 90-97. doi: 10.1016/j.rse.2012.03.019.

Stensrud DJ. 1996. Importance of low-level jets to climate: A review. J. Climate. 9: 1698-1711. doi: 10.1175/1520-0442(1996)009<1698:IOLLJT>2.0.CO;2.

Stuut J-B, Zabel M, Ratmeyer V, et al. 2005. Provenance of present-day aeolian dust collected off NW Africa. J. Geophys. Res. 110: D04202. doi: 10.1029/2004JD005161.

Washington R, Todd MC, Engelstaedter S, et al. 2006. Dust and the low-level circulation over the Bodélé Depression, Chad: Observations from BoDEx 2005. J. Geophys. Res. 111: D03201. doi:10.1029/2005JD006502.

Rechercher