Incidence possible de la pollution atmosphérique et des tempêtes de sable et de poussière sur la mousson indienne
par William K.M. Lau1, Kyu-Myong Kim2, Christina N. Hsu1 et Brent N. Holben3
Introduction
En Chine, en Inde et dans les autres pays arrosés par la mousson d’Asie, la pollution atmosphérique crée de plus en plus de problèmes de santé et de sécurité imputables à la hausse des émissions de gaz résiduaires et à l’augmentation de la consommation énergétique liée au rythme actuel d’industrialisation et de modernisation. Parallèlement, la répartition inégale des pluies a provoqué des crues éclair et des périodes de sécheresse qui ont fait de nombreuses victimes et provoqué de vastes dommages aux biens et aux cultures. Les recherches sur la pollution atmosphérique et sur la mousson étaient jusqu’à présent conduites séparément mais des travaux récents ont indiqué que les deux phénomènes pouvaient être étroitement liés et devaient donc être étudiés conjointement (Lau et al., 2008).
Les aérosols influent sur les précipitations de manière directe, par les effets radiatifs des particules en suspension, et de manière indirecte en modifiant ou perturbant les processus qui régissent la formation des nuages et des pluies. Si l’on considère leurs propriétés optiques, les aérosols peuvent être divisés en deux catégories: ceux qui absorbent le rayonnement solaire et ceux qui ne l’absorbent pas. Les deux types diffusent la lumière solaire, ce qui refroidit la surface du globe puisqu’un rayonnement plus faible parvient au sol. La baisse des températures rend l’atmosphère plus stable et la convection moins fréquente.
En plus de refroidir la surface, les aérosols du type absorbant réchauffent l’atmosphère. Cet effet tend à réduire la formation de nuages bas, en favorisant l’évaporation des gouttes nuageuses. Il peut aussi produire un mouvement ascendant, intensifier la convergence de l’humidité dans les étages inférieurs et, par conséquent, accroître les précipitations. La chaleur latente dégagée par les précipitations est susceptible de stimuler les processus de rétroaction dans la circulation à grande échelle, ce qui amplifie encore la réaction initiale et produit davantage de pluie.
De plus, les aérosols peuvent élever la concentration de noyaux de condensation des nuages, renforcer la nébulosité et abaisser les taux de coalescence et de collision, réduisant ainsi la pluviosité. Toutefois, en présence d’un air de plus en plus chaud et humide, le ralentissement des phénomènes de coalescence et de collision entraîne parfois la formation de gouttes surfondues aux altitudes supérieures, là où tombent et fondent les précipitations à l’état de glace. Le dégagement de chaleur latente dû à la congélation en altitude et à la fonte en contrebas accentue le transport thermique ascendant dans les nuages de pollution et stimule la convection profonde (Rosenfeld et al., 2008). Les aérosols sont donc susceptibles d’intensifier la convection à l’échelle locale. On le voit, selon les conditions présentes à grande échelle et les processus dynamiques de rétroaction, les aérosols ont un effet positif, négatif ou mixte sur les précipitations.
Dans les pays arrosés par la mousson d’Asie et dans les régions voisines, le forçage imputable aux aérosols et les réactions du cycle hydrologique sont encore plus complexes. Les effets directs et indirects interagissent parfois au même endroit au même moment. Les pluies de mousson sont sensibles aux conditions locales, mais elles sont aussi perturbées par les aérosols provenant d’autres régions et sont intensifiées par les rétroactions propres à l’humidité et à la circulation de grande ampleur. Par exemple, la poussière soulevée des déserts qui s’étendent au nord de l’Inde peut avoir un impact sur les précipitations dans le golfe du Bengale; les sulfates et le carbone noir dégagés par les usines implantées dans le centre et le sud de la Chine ainsi que dans le nord de l’Inde peuvent modifier le régime des pluies sur la péninsule coréenne et le Japon; le carbone organique et le carbone noir produits par la combustion de la biomasse en Inde et en Chine peuvent influer sur le régime pluvial précédant la mousson dans le sud de la Chine et les zones côtières, contribuant à la variabilité du réchauffement et du refroidissement de l’atmosphère et au contraste thermique entre les eaux et les terres.
Les études récentes
De nombreux articles ont été publiés ces dernières années sur les variations de la teneur en aérosols, le refroidissement en surface et leurs liens éventuels avec les pluies de mousson en Inde et dans l’est de l’Asie (Krishnan et Ramanathan, 2002; Devara et al., 2003; Cheng et al., 2005, Prasad et al., 2006; Nakajima et al., 2007; George et al., 2008, etc.). Les études de modélisation indiquent que les aérosols pourraient avoir un impact sur le cycle hydrologique de la mousson en modifiant le bilan énergétique régional dans l’atmosphère et à la surface du globe, ainsi qu’en intervenant dans les processus nuageux et pluviaux (Rosenfeld, 2000; Ramanathan et al., 2001; Li, 2004). Les modèles ont cependant produit des résultats très divergents selon le protocole expérimental choisi, les échelles spatio-temporelles étudiées, le forçage par les aérosols considéré et la manière de représenter les processus liés aux particules en suspension et aux précipitations.
Au moyen d’un modèle mondial de prévision météorologique, Iwasaki et Kitagawa (1998) ont établi que les aérosols pouvaient réduire le contraste thermique entre la terre et la mer et affaiblir la mousson en Asie de l’Est, retardant énormément la progression vers le nord du front Meiyu. Menon et al. (2002) ont avancé que la longue sécheresse qui sévit dans le nord de la Chine et les fréquentes crues qui surviennent en été dans le sud du pays pourraient être liées au renforcement de l’absorption et du réchauffement dû aux concentrations de carbone noir au-dessus de l’Inde et de la Chine. Ramanathan et al. (2005), se basant sur le forçage par les aérosols déduit d’expériences de terrain sur les nuages bruns, ont suggéré que le refroidissement induit par les aérosols diminue l’évaporation en surface et réduit le gradient de température superficielle nord-sud au dessus de l’océan Indien, ce qui affaiblit la circulation de la mousson. Lau et al. (2006) et Lau et Kim (2006) ont découvert qu’une grande quantité de poussière provenant du désert du Thar et des déserts du Moyen-Orient envahit le nord de l’Inde pendant la saison qui précède la mousson, c’est-à-dire d’avril à début juin.
Poussés par les vents dominants contre les hauts reliefs de l’Himalaya, les aérosols de poussière s’accumulent au pied des montagnes et se répandent dans la plaine de l’Indus-Gange. L’épaisse couche de poussière absorbe le rayonnement solaire et constitue une source de chaleur supplémentaire pendant l’été asiatique. Les particules en suspension deviennent encore plus absorbantes quand elles passent au-dessus des mégapoles de la plaine, car elles se couvrent d’une fine couche de carbone noir due à la pollution locale (Prasad et Singh, 2007).
Il est possible que le réchauffement dû à la poussière et au carbone noir déclenche une rétroaction dynamique de grande ampleur par le biais de l’effet de «pompe thermique élevée», dit effet EHP (Lau et al., 2006). Le processus amplifie la hausse saisonnière de la température sur le plateau tibétain, ce qui réchauffe la troposphère supérieure à la fin du printemps et au début de l’été et provoque la chute d’abondantes pluies de mousson sur le nord de l’Inde en juin et juillet. Wang (2007) étant arrivé aux mêmes conclusions, on peut penser que le forçage dû au carbone noir intensifie la circulation de Hadley dans l’hémisphère Nord tout en favorisant la circulation de la mousson pendant l’été en Inde. Meehl et al. (2008) et Collier et Zhang (2008) ont montré que les pluies qui s’abattent sur le pays sont plus fortes au printemps à cause de la teneur élevée en carbone noir, mais que la mousson peut s’affaiblir ensuite en raison de la hausse de la nébulosité et du refroidissement en surface. Selon Bollasina et al. (2008), les aérosols influent sur le système hydroclimatique et sur la circulation de la mousson à grande échelle en Inde par le biais du réchauffement/refroidissement de la surface terrestre qui découle de la réduction des précipitations et de la nébulosité associée à la hausse des concentrations d’aérosols au mois de mai.
Ces résultats sont aussi déroutants qu’intéressants. Les interactions entre les aérosols et la mousson sont des processus complexes que l’on commence tout juste à étudier de manière interdisciplinaire. Les effets des aérosols sur les précipitations dépendent certes des propriétés des particules, mais également des états dynamiques et des rétroactions au sein du système couplé océan-atmosphère-terre. Pour comprendre une interaction donnée, il faut connaître les conditions météorologiques de fond qui ont une incidence sur cette interaction.
Nous exposerons dans cet article les principaux modes de variabilité saisonnière à interannuelle des aérosols et de la mousson, en Inde plus particulièrement. Nous prendrons comme exemple la saison 2008 afin de préciser l’impact possible des aérosols sur le vaste système de mousson en Asie du Sud et d’analyser les rétroactions de ce dernier, compte tenu du forçage imputable à l’océan et aux terres émergées.
Les aérosols et la mousson
Les «points chauds» dans le monde
On désigne ici par «points chauds» les régions du globe qui présentent une teneur élevée en aérosols et qui se trouvent près de zones dont l’air est chargé d’humidité, par exemple les régions océaniques ou les forêts tropicales. C’est là que les rétroactions atmosphériques provoquées par les aérosols risquent d’être les plus marquées. La figure 1 montre l’emplacement de ces zones en 2005 selon les données MODIS (spectroradiomètre imageur à moyenne résolution) collection 5 (Hsu et al., 2004). Leur répartition varie avec la saison, quoique certaines présentent une forte activité tout au long de l’année.
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Figure 1 — Emplacement des points de forte concentration d’aérosols dans le monde selon les données MODIS d’épaisseur optique à 0,55 μm en a) mars-avril-mai, b) juin-juillet-août, c) septembre-octobre-novembre et d) décembre-janvier-février 2005 |
On voit que le désert du Sahara, l’Afrique de l’Ouest, l’Asie de l’Est et la plaine de l’Indus-Gange sont des points chauds permanents liés par leur emplacement aux grandes zones de mousson. La vaste étendue du Sahara est située au nord de la ceinture pluviale de la mousson ouest-africaine. La région arrosée par la mousson d’Asie orientale coïncide avec le complexe formé par les grandes villes industrielles de la Chine, sous le vent par rapport aux déserts de Gobi et du Taklamakan. De même, la plaine de l’Indus-Gange et ses mégapoles se trouvent sous le vent par rapport aux déserts du Thar et du Moyen-Orient. Ces régions reçoivent les pluies de mousson, sont touchées par la sécheresse et les tempêtes de sable et de poussière et subissent les effets d’une forte pollution industrielle. Dans la suite de cet article, nous étudierons particulièrement la plaine de l’Indus-Gange et la mer d’Oman et tenterons de cerner l’impact que les concentrations d’aérosols peuvent avoir sur la mousson d’été en Inde.
La plaine de l’Indus-Gange est un «point super chaud» qui abrite la plus forte densité de population et la plus forte concentration d’usines alimentées au charbon dans le monde. Les aérosols sont essentiellement de la catégorie absorbante: carbone noir issu de la combustion du charbon et des biocarburants, particules dégagées lors de la combustion de la biomasse, poussière. Au printemps et au début de l’été, les aérosols sont emportés par les vents d’ouest qui commencent à souffler sur le désert du Thar et les déserts du Moyen-Orient. De juillet à août, les concentrations (mesurées par l’épaisseur optique) sont très élevées au-dessus du nord de la mer d’Oman. Au contact de l’humidité atmosphérique propre aux mois qui précèdent la mousson, les aérosols forment de la brume sèche et de la fumée —les nuages bruns (Ramanathan et Ramana, 2005).
Le cycle saisonnier aérosols-pluies de mousson
La covariabilité des concentrations de particules absorbantes et des hauteurs de pluie sur le sous-continent indien apparaît si l’on compare la coupe temporelle zonale des indices d’aérosols obtenus par spectromètre imageur d’ozone total (TOMS-AI) de 1979 à 2003 et les précipitations mesurées dans le cadre du Projet mondial de climatologie des précipitations (GPCP) (voir la figure 2). Les valeurs TOMS-AI, qui indiquent la force relative des aérosols en fonction de leur capacité d’absorption dans l’ultraviolet, sont les seules données satellitaires quotidiennes mondiales dont on dispose pour la période 1979-2005, avec des lacunes entre 1993 et 1996. La hausse des teneurs en aérosols absorbants, avant que les systèmes de mousson ne progressent vers le nord, est très marquée d’avril à juin dans le nord de l’Inde (>20° N). On voit aussi très bien la baisse des concentrations due au lessivage par les pluies lorsque la mousson est bien installée (juillet-août). Il est clair que les aérosols et les précipitations sont liés à la circulation à grande échelle qui régit une bonne partie des variations saisonnières. La zone du nord de l’Inde qui présente des teneurs élevées en juin et juillet se superpose à la région des pluies. Il est donc vraisemblable que les aérosols entrent en interaction avec les nuages et les précipitations mais ne sont pas entièrement lessivés par les pluies, étant donné la reconstitution rapide des concentrations imputable aux émissions locales et aux particules provenant d’autres régions.
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Figure 2 — Coupe temporelle zonale des moyennes climatologiques selon a) l’épaisseur optique des aérosols absorbants (TOMS AI) et b) les précipitations pentadaires (GPCP) |
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Il est possible de préciser les caractéristiques des particules en examinant la répartition mensuelle des pluies, de l’épaisseur optique des aérosols et de l’exposant d’Ångström selon les observations AERONET (Holben et al., 1998) provenant du seul site de Kanpur (situé dans la plaine de l’Indus-Gange, près de la ligne qui sépare la zone humide de la zone sèche) (voir la figure 3). L’épaisseur optique présente deux pics annuels, c’est à dire une nette composante semi-annuelle (figure 3 a)). Le premier pic est associé à l’accumulation d’aérosols absorbants en mai et juin, avant que ne s’abattent les fortes pluies de mousson en juillet et août. Pendant la période d’intenses précipitations, les concentrations de fond restent très élevées (~0,5 0,6) même si elles ne sont plus à leur maximum (~0,8); tous les aérosols ne sont donc pas lessivés par les pluies. On peut sans doute attribuer le deuxième pic d’épaisseur optique, de novembre à janvier, aux nuages bruns dus aux émissions industrielles et à la combustion de biocarburants, dont la formation est favorisée par la stabilité des conditions météorologiques associée à la masse d’air en subsidence et à l’insuffisance des pluies dans le nord de l’Inde pendant la mousson d’hiver (Ramanathan et Ramana, 2005). Le cycle semi-annuel pourrait donc refléter dans une large mesure les fluctuations saisonnières des conditions météorologiques.
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Figure 3 — Données climatologiques AERONET (2001-2006) relevées à Kanpur, Inde, |
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Les caractéristiques générales des aérosols peuvent être déduites des variations de l’exposant d’Ångström (figure 3 b)). Il s’agit d’une mesure de la dépendance spectrale de l’épaisseur optique, qui est inversement proportionnelle à la taille des particules. En avril-juin, les exposants bas sont l’indice de grosses particules absorbantes (rayon effectif >1 μm), de la poussière par exemple. De novembre à janvier, les valeurs élevées signalent la présence de particules plus fines dues à la pollution industrielle, correspondant sans doute à un mélange d’aérosols absorbants (carbone noir) et non absorbants (sulfates). Étant donné les conditions de subsidence qui prévalent sur la plaine de l’Indus-Gange pendant la mousson d’hiver, il est possible que les particules fines s’accumulent davantage dans la couche limite de l’atmosphère et sous les nuages. Elles ne peuvent alors être détectées par les appareils, ce qui pourrait expliquer l’absence d’un second pic dans les indices d’aérosols TOMS. Des analyses plus poussées confirmeront ou non cette hypothèse. L’épaisseur optique et l’exposant d’Ångström révèlent une nette variabilité interannuelle, comme l’attestent les grands écarts types mensuels.
La configuration de la circulation à grande échelle associée
à l’effet EHP
On l’a vu, les aérosols absorbants commencent à s’accumuler dans l’atmosphère en avril-mai, avant les pluies de mousson. La figure 4 a) présente la forme de la régression statistique de la température moyenne par couche (de la surface à 300 hPa) et du vent à 300 hPa en mai-juin au- dessus de la plaine de l’Indus-Gange, à partir des données TOMS AI d’avril-mai s’étendant sur une vingtaine d’années. L’augmentation des concentrations d’aérosols en avril-mai est associée à une élévation anormale et prononcée de la température à grande échelle en mai-juin dans les couches supérieures de la troposphère, alliée à une vaste anomalie anticyclonique à haute altitude au-dessus du nord de l’Inde et du plateau tibétain, avec de forts vents du nord entre 75-90° E et 20-25° N et des vents d’est soufflant sur le sous-continent indien et la mer d’Oman entre 5 et 20° N. L’anticyclone à noyau chaud de grande ampleur lié à l’accumulation des aérosols semble couplé à un cyclone à noyau froid de haute altitude situé au nord-ouest. La configuration dipolaire concorde avec la réponse des ondes de Rossby en température et vent à la hausse du réchauffement diabatique au-dessus de l’Inde et du golfe du Bengale et à la baisse du réchauffement dans la région indo-pakistanaise du nord-ouest (Hoskins et Rodwell, 1995). À 850 hPa (figure 4 b)), la régression montre une augmentation générale de la pluviosité associée au renforcement de la convection sur le nord-est de l’Inde, aux pieds de l’Himalaya, la hausse la plus notable survenant sur le golfe du Bengale et la côte ouest de l’Inde en juin et juillet. Le nord-ouest de l’Inde, le Pakistan et le nord de la mer d’Oman ne reçoivent pas de précipitations.
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Figure 4 — Vastes anomalies météorologiques associées à l’effet EHP, selon la régression des données TOMS AI d’avril-mai: a) température de la troposphère et vent à 300 hPa en mai-juin et b) précipitations et vent à 850 hPa |
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L’anomalie notée dans le régime des vents d’ouest s’étend sur toute la mer d’Oman, traverse le sous-continent indien et se termine sur le golfe du Bengale par une circulation cyclonique. En raison de la force de ces vents, un plus grand volume de poussière provenant du Moyen-Orient parvient en Inde par la mer d’Oman. Tout au long des mois de mai, juin et juillet, la configuration de la circulation à grande échelle dans la haute et basse troposphère implique un net renforcement du cisaillement des vents d’est et un creusement de la dépression sur le golfe du Bengale. Tous deux sont les signes d’une mousson plus forte en Asie du Sud (Webster et Yang, 1992; Goswami et al., 1999; Wang et Fan, 1999; Lau et al., 2000). Ces régimes de grande ampleur sont typiques de l’incidence des aérosols absorbants sur la mousson indienne.
La mousson indienne en 2008
C’est l’exemple que nous avons choisi pour examiner les liens que les pluies de mousson pourraient avoir avec le forçage océan-atmosphère à grande échelle et les concentrations d’aérosols. En 2008, la mousson d’été a été quelque peu affaiblie en Inde par les conditions
La Niña présentes dans le Pacifique tropical. On a noté cependant une humidité persistante nettement supérieure à la moyenne dans le nord du pays, le long des contreforts de l’Himalaya, et une sécheresse prononcée dans le centre et le sud de l’Inde, au-dessus de la mer d’Oman et au Bangladesh (figure 5 a)). En outre, un régime de pluies dipolaire est-ouest s’est établi sur la partie méridionale de l’océan Indien, entre l’équateur et 10° S. Ce dernier phénomène pourrait être lié au dipôle de l’océan Indien (Saji et al., 1999; Webster et al., 1999), mais on ne connaît pas les causes de l’anomalie persistante des précipitations observée dans le nord de l’Inde. La circulation dans les étages inférieurs présentait de forts vents d’est reliant le dipôle de l’océan Indien et le dipôle pluviométrique, dans le sud de l’océan Indien. Des vents du sud-ouest ont soufflé avec vigueur sur la mer d’Oman et la partie occidentale de l’Inde, en direction des contreforts de l’Himalaya. Le déficit pluviométrique relevé dans l’ouest et le sud du pays semble lié à un vaste cyclone installé sur le nord de la mer d’Oman et à une circulation anticyclonique sur la partie occidentale de l’Inde et du golfe du Bengale. La température de la mer en surface a été anormalement basse dans l’ensemble de la mer d’Oman, ainsi que dans le golfe du Bengale et le nord de l’océan Indien (figure 5 b)). Une anomalie d’une telle ampleur aurait affaibli la mousson indienne, quoique le refroidissement dans la partie nord de la mer d’Oman puisse être le signe d’une plus forte mousson.
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Figure 5 — Anomalies a) des précipitations et des vents (m/s) à 850 hPa et b) de la température de la mer en surface (°C) pendant les mois de juin et juillet 2008. Une anomalie est définie comme un écart par rapport à la moyenne climatologique établie sur huit ans (2000-2007). |
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Le dipôle thermique est-ouest qui apparaît dans la partie sud de l’océan Indien, trace éventuelle du dipôle de l’océan Indien, est vraisemblablement à l’origine du dipôle pluviométrique est-ouest observé dans la même région. On ne peut cependant expliquer directement les anomalies persistantes des précipitations dans le nord de l’Inde par le dipôle de l’océan Indien, car les pluies qui s’abattent sur les terres présentent une faible corrélation avec le forçage océanique de grande échelle (dipôle de l’océan Indien, El Niño/Oscillation australe, etc.). Il est possible que l’anomalie des précipitations soit liée à une dépression extratropicale stationnaire établie sur le nord de l’Inde ou au prolongement vers l’ouest du creux de mousson à partir du sud de la Chine, mais cela reste à démontrer.
Impact possible de la poussière sur les anomalies de précipitation pendant la mousson indienne de 2008
Nous étudierons dans cette partie la distribution des aérosols et les signes éventuels de leur incidence sur la mousson indienne de 2008. Dans la figure 6 a), l’image MODIS montre l’accumulation de poussière et les nuages présents au-dessus de la zone de mousson le 18 juin de cette année-là. Le vaste amas nuageux qui recouvre le nord-est de l’Inde s’explique par la convection associée aux fortes pluies de mousson qui tombent sur les contreforts de l’Himalaya, près du Népal. Les amas nuageux visibles au large de la pointe sud du sous-continent et sur le golfe du Bengale sont liés à l’accentuation des anomalies de précipitation dans ces régions. Un contraste saisissant apparaît entre, d’une part, les zones sèches et poussiéreuses au nord-ouest de l’Inde/Pakistan et au nord de la mer d’Oman et, d’autre part, les zones humides (activité convective) qui s’étendent dans le nord-est de l’Inde et sur le golfe du Bengale. Les concentrations de poussière sont élevées sur le nord de la mer d’Oman et dans l’ouest de l’Inde. Les traînées de poussière et de nuages signalent un courant du sud-ouest dominant sur le nord-ouest de l’Arabie. Les fortes concentrations persistent tout au long du mois de juin et pendant une partie du mois de juillet, comme le montre la répartition des anomalies d’épaisseur optique des aérosols (figure 6 b)). Les principaux points chauds se trouvent sur le nord de la mer d’Oman et dans le nord-ouest de l’Inde/Pakistan, avec une zone secondaire dans l’est du pays et sur le golfe du Bengale. Le contraste est-ouest très net dans la plaine de l’Indus-Gange correspond aux régions sèches à l’ouest et aux régions humides à l’est.
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Figure 6 — Image MODIS montrant a) la répartition des nuages et de la poussière sur le sous-continent indien et les zones océaniques adjacentes et b) la répartition de l’épaisseur optique des aérosols |
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Comme le montre la rétrodiffusion mesurée par le lidar du Calipso, les couches de poussière s’élèvent jusqu’à 4 ou 5 kilomètres d’altitude et s’étendent du Pakistan/Afghanistan au nord de la mer d’Oman (figure 7, haut). Les particules sont soulevées très haut par les vents qui se heurtent aux hauts reliefs, les concentrations les plus élevées se trouvant à 4 km et plus au-dessus des terres. Sur les océans, elles forment des strates au-dessus et au-dessous de la couche limite. Il se peut que la poussière soit mélangée à des aérosols salins sous la couche limite. Plus à l’est, une épaisse couverture de poussière et d’aérosols due aux émissions locales, qui s’élève jusqu’à 5 km d’altitude, est nettement visible sur la plaine de l’Indus-Gange et le centre de l’Inde, à partir des contreforts de l’Himalaya (figure 7, bas).
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Figure 7 — Données de rétrodiffusion du Calipso montrant l’épaisseur et la concentration relative des couches d’aérosols le long d’une coupe méridienne au-dessus du Pakistan et de la mer d’Oman (en haut) et au-dessus de la plaine de l’Indus-Gange et de la chaîne de l’Himalaya (en bas). Couleurs: rouge = concentration élevée; jaune = moyenne; vert = faible; gris = nuages. Les chiffres en abscisse sont la latitude Nord et la longitude Est. |
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Les concentrations de poussière sur le nord de l’Inde ont augmenté régulièrement à compter d’avril 2008. Le calcul des rétrotrajectoires a déterminé qu’en avril 2008 (figure 8 a)), la plupart des aérosols présents à basse altitude (850 hPa) au-dessus de Kanpur, près de la ligne qui sépare la zone humide de la zone sèche dans la plaine de l’Indus-Gange, étaient de la poussière qui avait été soulevée très haut (600-400 hPa) des déserts de l’Afghanistan et du Moyen-Orient et qu’une partie était due au transport à basse altitude sur la mer d’Oman (figure 8 b)). En juin (figure 8 c)), la trajectoire s’infléchit vers le nord de la mer d’Oman et se fait essentiellement dans les couches inférieures (moins de 800 hPa), ce qui concorde avec l’établissement des vents de mousson qui soufflent du sud-ouest à faible altitude sur la mer d’Oman et le nord-ouest de l’Inde. En juillet (figure 8 d)), les trajectoires indiquent encore un certain afflux du sud-ouest, mais il se limite essentiellement au nord-ouest de l’Inde et au Pakistan, où s’observe une forte recirculation déterminée par la topographie locale.
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Figure 8 — Rétrotrajectoires sur sept jours montrant les sources et les trajets possibles des aérosols provenant des déserts adjacents, pour la masse d’air observée à 850 hPa au-dessus de Kanpur pendant 11 jours, à compter du a) 15 avril, b) 15 mai, c) 15 juin et d) 15 juillet. La couleur indique la hauteur (en hPa) du traceur. |
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On peut penser, en s’appuyant sur les modélisations passées, que les concentrations d’aérosols supérieures à la normale relevées sur la mer d’Oman, le nord-ouest de l’Inde et le Pakistan absorbent le rayonnement solaire et réchauffent par conséquent l’atmosphère. La poussière réduit le rayonnement descendant en surface, par rétrodiffusion et absorption, tandis que le rayonnement de grande longueur d’onde émanant des particules réchauffe la surface et refroidit l’atmosphère. Des études ont montré que le réchauffement de l’atmosphère imputable aux aérosols est de l’ordre de +20 à +25 W/m² et que le refroidissement de la surface est du même ordre de grandeur sur la mer d’Oman et l’océan Indien ((Satheesh et Srinivasan, 2002; Podgorny et Ramanathan, 2001). On note que la mer d’Oman et l’océan Indien avaient commencé à refroidir en février-mars 2008, avant la hausse des teneurs en poussière. En conséquence, le refroidissement causé par les aérosols est très vraisemblablement le signe d’un effet local qui s’ajoute à un refroidissement océanique de grande ampleur dû à d’autres facteurs. L’abaissement de la température de la mer d’Oman renforce la stabilité de l’atmosphère et réduit les précipitations. Les particules de poussière, éventuellement associées au carbone noir des émissions locales, qui se sont accumulées sur le nord de l’Inde et sur les contreforts de l’Himalaya en mai-juin ont toutefois fourni une grande source de chaleur. La figure 9 a) montre l’anomalie de température dans la haute troposphère et la circulation à 300 hPa. La présence du vaste anticyclone à noyau chaud et du fort courant d’est qui balaie le nord de l’Inde est extrêmement similaire aux régimes associés à l’effet EHP élevée (voir la figure 4). La circulation à 850 hPa (figure 9 b)) ressemble elle aussi à ces régimes caractéristiques, indiquant un renforcement partiel du flux de mousson sur le nord-ouest et le centre de l’Inde et une élévation de l’humidité dans la haute troposphère (600-300 hPa).
Un autre signe de l’effet EHP apparaît dans la coupe nord-sud des anomalies de température et de flux méridien, dans la zone qui va du plateau tibétain jusqu’au sud de l’Inde (75-85° E). Un réchauffement supérieur à la moyenne s’observe sur le plateau tibétain, tandis qu’un refroidissement apparaît près de la surface et dans la basse troposphère dans la plaine de l’Indus-Gange et les basses terres du centre de l’Inde. On note un mouvement ascendant prononcé au-dessus du versant sud du plateau tibétain et des mouvements plongeants au-dessus du sud de l’Inde (figure 9 c)). La circulation méridienne bifurque dans les couches inférieures de la troposphère, près de 15-20° N, présentant un mouvement plongeant sans doute associé au mouvement ascendant et au refroidissement induit par les aérosols, qui rejoint dans la troposphère moyenne et supérieure le mouvement ascendant sur les contreforts de l’Himalaya. Le flux entrant de l’étage inférieur apporte davantage d’humidité au versant sud de l’Himalaya, renforce les vents de mousson qui soufflent de l’ouest à basse altitude sur le centre de l’Inde et les vents d’est qui soufflent à haute altitude sur le sud du plateau tibétain (figure 9 d)). La circulation méridienne risque ici d’être forcée par la convection due au réchauffement de l’atmosphère par la poussière et amplifiée par la rétroaction positive résultant de la convergence de l’humidité à basse altitude et de l’air ascendant dans la couche de poussière. Ces observations ne prouvent pas hors de tout doute l’incidence des aérosols absorbants, mais les particularités de la circulation à grande échelle sont conformes à l’effet de pompe thermique élevée, dont le réchauffement amplifié de la haute troposphère sur le plateau tibétain, le refroidissement près de la surface et l’augmentation du flux de mousson et des précipitations sur le nord de l’Inde.
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Figure 9 — Répartition spatiale, en juin 2008, des anomalies a) de la température troposphérique moyenne (°C) et des vents (m/s) à 300 hPa, b) de l’humidité spécifique moyenne à 600-300 hPa, des vents à 850 hPa et des coupes méridiennes verticales sur le nord de l’Inde et l’Himalaya (75-85 °E), c) de la température et des lignes de courant méridiennes verticales et d) des vents zonaux (isoplèthes) et de l’humidité spécifique |
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Conclusions
Les résultats présentés dans ces pages suggèrent que, dans les zones arrosées par la mousson et dans les déserts avoisinants, les aérosols et les précipitations sont étroitement associés à la circulation à grande échelle et inextricablement liés aux processus dynamiques et diabatiques complexes qui se mettent en place avant et pendant la mousson. Les déserts induisent un forçage radiatif de grande ampleur, mais ils génèrent aussi des particules de poussière qui sont transportées dans des régions où elles modifient, voire perturbent, la circulation et les pluies de mousson. Les processus dynamiques couplés atmosphère-océan-terre étant les principaux facteurs à l’origine de la mousson d’Asie, une extrême prudence est de mise quand on cherche à déterminer quelles relations entre les aérosols et les précipitations sont dues à la physique des particules, et lesquelles apparaissent simplement parce que les deux paramètres sont régis par les mêmes processus dynamiques à grande échelle. La mousson indienne de 2008 donne des indices de l’incidence des aérosols absorbants mais d’autres recherches permettront de préciser le forçage induit par les aérosols et la réponse du cycle hydrologique de la mousson, ainsi que leur rôle par rapport au forçage imputable aux processus dynamiques couplés atmosphère-océan-terre.
Remerciements
Ces travaux ont bénéficié d’une aide du Programme de recherches interdisciplinaires de la NASA.
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2. Goddard Earth Science and Technology Center, University of Maryland Baltimore County, Baltimore, MD 21228
3. Laboratory for Hydrosphere and Biosphere, NASA/Goddard Space Flight Center, Greenbelt, MD 20771