Zandstorm
Achtergrond

Aerosolen in Afrika

Aerosolen en de Afrikaanse moesson. Seizoensvariaties van absorberende aërosolen in Afrika gerelateerd aan de moesson, geobserveerd met satellieten van 1995-2008.

Er bestaat een sterke relatie tussen de hoeveelheid aërosolen in de atmosfeer en regenval. Deze relatie is bestudeerd boven Afrika, het continent waar jaarlijks de grootste hoeveelheid woestijnzand de atmosfeer wordt ingeblazen en rook van vegetatiebranden voor een bijna continue productie van organische aërosolen zorgt. De seizoensvariatie in regenval boven Afrika wordt bepaald door de moesson en daarmee ook de seizoensvariatie in de hoeveelheid aërosolen in de atmosfeer.

In deze studie is de hoeveelheid aërosolen gekarakteriseerd met satelietwaarnemingen van de instrumenten Global Ozone Monitoring Experiment (GOME) en SCanning Imaging Absorption SpectroMeter for Atmospheric CartograpHY (SCIAMACHY). Beide instrumenten zijn spectrometers. Aërosolen die zonnestraling absorberen in het ultraviolette (UV) golflengtegebied worden gekenmerkt door een residu in het gemeten reflectantiespectrum in het UV en zo worden deze aërosolen gedetecteerd. Twee aërosoltypen die UV-straling absorberen zijn mineralen waar woestijnzand uit is opgebouwd, en roet, een bestanddeel van rook.

De hoeveelheid regenval wordt gemeten met regenmeters op de grond, die geschikt zijn om de totale hoeveelheid neerslag in een periode te meten.

De tijdregistratie van het residu gemeten door GOME en SCIAMACHY tussen 1995 en 2008 laat een duidelijke jaarlijkse gang zien die gerelateerd kan worden aan de maandelijks gemiddelde hoeveelheid neerslag. Dit is het gevolg van verschillen in de hoeveelheid aërosolen in de atmosfeer, die bepaald worden door de regen, die aërosolen uit de atmosfeer verwijdert. Er werden twee duidelijk verschillende regimes waargenomen, een droog regime waarin het residu willekeurige positieve waarden aanneemt, dat aangeeft dat er zich meer of minder aërosolen in de atmosfeer bevinden als er niet of nauwelijks regen valt, en een nat regime waarbij het residu, en de hoeveelheid aërosolen, afneemt met een toenemende maandelijks gemiddelde hoeveelheid neerslag.

Er wordt in deze studie onderscheid gemaakt tussen het oostelijke Afrikaanse moesson gebied (East African Monsoon, EAM) en het westelijke (West African Monsoon, WAM). Beide bezitten verschillende dynamica door de grote landmassa's in het oostelijke gedeelte van Afrika en de land-zee overgangen rond de evenaar in west-Afrika. De opdeling in droge en natte regimes was het duidelijkst in oost-Afrika, waar de moesson het meest direct gerelateerd is aan de lokale geomorfologie en forcering door lokale instraling. Dit in tegenstelling tot de westelijke moesson, die meer beïnvloed wordt door grootschalige weerspatronen. Hierdoor is de variatie in hoeveelheden aërosolen ook directer gerelateerd aan lokale invloeden in het oostelijke gebied.

De enorme hoeveelheid aërosolen die jaarlijks vanaf het Afrikaanse continent in de atmosfeer wordt gebracht maakt het plausibel dat de moesson er zelf ook door wordt beïnvloed, maar dat kon uit deze studie niet worden bepaald. 

Inleiding

In Afrika spelen twee fenomenen een dominante rol in het weer en het klimaat. Ten eerste is de moesson het drijvende mechanisme achter het klimaat op het Afrikaanse continent en speelt daardoor een belangrijke rol in de sociale en economische ontwikkeling van de Afrikaanse volken. Ten tweede hebben woestijnstofstormen uit de droge gebieden een enorme impact op de weerscondities en de gezondheid van de mensen die er wonen.

De eerste wetenschappelijk verklaringen voor de moesson werden al in de zeventiende en achttiende eeuw gegeven door Halley en Hadley (zie Webster,1987). Sindsdien is er een indrukwekkende hoeveelheid literatuur geproduceerd over de dynamica van de Afrikaanse en andere moessons. Eén van de meest recente wetenschappelijke inspanningen betreft de 'African Monsoon Multidisciplinary Analysis' (AMMA), die zich concentreert op de interactie van de Afrikaanse moesson met het globale klimaat en op de impact van de west-Afrikaanse moesson op de lokale bevolking (Redelsberger et al.,2006). 

De wetenschappelijke belangstelling voor aërosolen is van veel recenter tijdstip, maar heeft een enorme stimulans gekregen door het besef dat ze de energiebalans van de aarde sterk beïnvloeden door hun invloed op wolkenvorming. Met name nadat bleek dat bij de modelering van de stralingsbalans de grootste onzekerheid stak in de invloed van aërosolen (IPCC,2001). Op het Afrikaanse continent worden enorme hoeveelheden woestijnzand en rook in de atmosfeer geblazen, waarmee het één van de meest interessante gebieden is voor onderzoek naar het effect van aërosolen op de atmosfeer en het lokale en globale klimaat. De Afrikaanse moesson wordt beïnvloed door vele globale teleconnecties als El Niño-Southern Oscillation (ENSO), zeewatertemperatuur-anomalieën en de Noord-Atlantische Oscillatie (NOA), zodat variaties in de moesson mogelijk globale effecten kunnen hebben.

Het effect dat aërosolen hebben op het klimaat is voornamelijk via interacties en terugkoppelingen met wolken. Aërosolen fungeren als condensatiekernen voor wolkendruppels en beïnvloeden de wolkenvorming en de druppelgrootte (Twomey,1977). Hierdoor varieert de helderheid van een wolk (Twomey,1977), de levensduur (Albrecht,1989), de hoogte waarop de wolk zich bevindt (Pincus & Baker,1994) en de neerslag die de wolk produceert. Deze effecten staan bekend als de indirecte effecten van aërosolen. Bovendien verstrooien aërosolen zonnestraling en de straling van de aarde, en sommige aërosolen absorberen straling, dit is het directe effect van aërosolen. Als de geabsorbeerde energie de atmosfeer verwarmt kan bovendien de structuur en stabiliteit van de atmosfeer worden veranderd, wat weer invloed heeft op wolkenvorming en –levensduur (Ackerman, et al.,2000). Dit staat bekend als het semi-directe effect.

Gezien de grote hoeveelheid aërosolen die boven Afrika in de atmosfeer wordt gebracht is een effect op de moesson zeer waarschijnlijk. Een voorbeeld van het effect van een absorberende aërosollaag op de dynamica van de moesson is al aangetoond in Azië. Zuid-Azië heeft één van de hoogste concentraties van semi-permanente vervuiling door verstedelijking en populatiegroei (Lelieveld et al.,2001). Tijdens de 'Indian Ocean Experiment' (INDOEX, Ramanathan et al.,2001) campagne zijn de effecten van de absorptie van zonnestraling van deze aërosolen uitvoerig in kaart gebracht door middel van directe observaties (bv. Lau & Kim,2006; Bollasina et al.,2008) en modelstudies (bv. Chung et al.,2002; Ramanathan & Ramana,2005). Uit deze studies bleek dat een bruine, drie kilometer dikke, semi-permanente laag vervuiling over zuidoost Azië, de Indische Oceaan en delen van de Stille Oceaan de stralingsbalans in dit gebied zodanig beïnvloeden dat de Aziatische moessoncirculatie en de regenval er door veranderd worden.

De belangrijkste typen aërosolen die in Afrika voorkomen zijn woestijnzand en rook van vegetatiebranden. Enkele honderden miljoenen tonnen zand van de Sahara worden jaarlijks in de atmosfeer geblazen en getransporteerd naar de tropische Noord-Atlantische Oceaan en de Middellandse Zee en verder (D'Almeida,1986, Prospero et al.,1996; Engelstaedter et al.,2006). Vooral de Westelijke Sahara is een belangrijke bron van zand (e.g. Prospero et al.,2002; Reid et al., 2003; Kaufman et al.,2005) en mondiaal de belangrijkste bron van atmosferische mineraal-aërosolen. Woestijnzand in de atmosfeer heeft vele invloeden op het klimaatsysteem. Het absorbeert UV-straling, het maakt atmosferische chemische reacties mogelijk aan het aërosoloppervlak, het fungeert als wolkencondensatiekern en speelt een belangrijke rol in de koolstofhuishouding van de oceanen en beïnvloedt zo direct het mondiale koolstofbudget (Gao et al.,2001). De mineralen zijn zowel in de oceanen als op land van fundamenteel belang voor de voedselketen en spelen een belangrijke rol in nutriënten-recycling (Okin,2005). Zandproductie in de atmosfeer piekt in de Westelijke Sahara in juni en juli, wanneer de 'Intertropical Convergence Zone' (ITCZ) zijn meest noordelijke positie bereikt door intense verwarming van het oppervlak, veroorzaakt door de noordelijke positie van de zon. Zand wordt opgeblazen door in omvang kleine, maar zeer sterke winden (Engelstaedter & Washington, 2007). In de zomer op het Noordelijk Halfrond (NH) zijn de winden het sterkst ten noorden van de ITCZ langs de 'InterTropical Discontinuity' (ITD), het grensvlak tussen de moesson (waaiend van de oceaan) en de Harmattan (typisch waaiend richting de Golf van Guinee), waardoor hevige stofstormen kunnen ontstaan. Het woestijnzand kan vervolgens vertikaal getransporteerd worden langs dit vlak tussen moesson en Harmattan door de mechanische schering ('shear') boven de moessonlaag. Hiermee is de weg vrij voor het zand om over enorme afstanden te worden getransporteerd door de Harmattan richting en voorbij de Noord-Atlantische Oceaan (Bou Karam et al.,2008,2009).

Rook en andere aërosolen die ontstaan na vegetatiebranden worden geproduceerd door jaarlijkse bos- en savannebranden in alle begroeide delen van Afrika tijdens de droge perioden. Aërosolen van verbrandingsproducten zijn chemisch zeer actief en hun interne chemische en fysieke samenstelling verandert zeer snel in de eerste uren na een brand (Reid et al.,2005). De kern van verse verbrandingsaërosolen is opgebouwd uit koolstof ('Black Carbon', BC) en organisch materiaal, variërend met de bron, d.w.z. type verbranding en brandstof. Deze aërosolen absorberen licht in het hele zonnespectrum. De verwarming van de atmosfeer door de absorptie van zonnestraling kan lokaal wolkendruppeltjes laten verdampen. Op deze manier kunnen wolken 'wegbranden' en kan de stralingsforcering aan het aardoppervlak van negatief (koelend) naar positief (verwarmend) omslaan (Hansen et al.,1997; Koren et al.,2004). Naarmate de levensduur van deze aërosolen toeneemt en ze verder van de bron vervoerd worden, worden de deeltjes meer en meer omhuld door water en neemt de absorptie-efficiëntie af, maar de efficiëntie als condensatiekern neemt toe. Daarom zijn satellietopnamen met verouderde verbrandingsaërosolen, die met name belangrijk zijn in klimaatstudies, vaak bewolkt.

Aërosolen worden uit de atmosfeer verwijderd door de zwaartekracht of dynamische processen (droge depositie) of door het invangen ('scavenging') in wolkendruppels en vervolgens uitregenen (natte depositie). Aërosolen kunnen zelf wolkendruppels vormen en neerslaan ('in-cloud scavenging') of worden ingevangen door vallende regendruppels ('below-cloud scavenging'). Voor grote deeltjes is droge depositie de belangrijkste verwijderingsvorm en de verblijftijd in de atmosfeer is gering. Voor gemiddeld grote deeltjes is het vormen van druppels en uitregenen belangrijker dan ingevangen worden door vallende druppels. Vallende druppels hebben een stromingsveld om de druppel heen die een deeltje kan volgen zodat het niet ingevangen wordt. Invangen is vooral belangrijk voor heel kleine deeltjes (zoals rookdeeltjes) waarvoor de Brownse beweging groter is dan de valsnelheid van de druppel en voor zeer grote deeltjes (zoals zand) met een grote traagheid (Henzing et al.,2006).

Het mag duidelijk zijn dat de mechanismen voor de productie en verwijdering van aërosolen in de atmosfeer sterk verbonden zijn met de Afrikaanse moesson. In deze studie concentreren we op de langjarige variatie van de moesson, zowel in west- als oost-Afrika, en het vóórkomen van UV-absorberende aërosolen op tijdschalen van een maand. 

De verblijftijd van aërosolen in de atmosfeer is typisch een paar dagen tot enkele weken, de bronnen en putten zijn grillig in tijd en ruimte en vaak ver van de bewoonde wereld. De horizontale verspreiding van aërosolen in de atmosfeer is daardoor zeer inhomogeen. Satellietinstrumenten, die dagelijks een groot deel of zelfs de hele aarde waarnemen, zijn bij uitstek geschikt om deze verspreiding in kaart te brengen. Een groot nadeel is dat de meeste aërosol-algoritmen eerst een wolkenfilter toepassen voordat aërosol-informatie kan worden verkregen (bv. Tanré et al.,1996; Veefkind et al.,2000; Diner et al.,2001; Martins et al., 2002; Hauser et al.,2005; Holzer-Popp et al.,2008). Dit betekent een enorme beperking van de waarneemcapaciteit van satellietinstrumenten, met name voor instrumenten met grote pixels. En het betekent dat studies naar interacties tussen aërosolen en neerslag bemoeilijkt worden in bewolkte situaties.

De residu-methode (Herman et al., 1997; Torres et al.,1998; De Graaf et al.,2005) die hier wordt gebruikt is niet afhankelijk van een wolkenfilter, omdat deze methode de reflectantie in het UV vergelijkt met een gemodelleerde Rayleigh-atmosfeer, en in het UV zijn de meeste ondergronden spectraal vlak. Dit geldt ook voor wolken en deze methode kan daardoor UV-absorberende aërosolen onderscheiden van wolken, zowel boven land als boven de oceaan, waarvoor het uitgebreid is gebruikt (bv. Gleason et al.,1998; Tanré et al.,2001; Prospero et al.,2002; Duncan et al.,2003; Eckardt & Kuring,2005; Kaufman et al.,2005; Fromm et al.,2006). In enkele gevallen is de ondergrond niet spectraal vlak in het UV, en worden valse residuen waargenomen, bijvoorbeeld boven kale woestijnoppervlakken (residuen tot +1, Kleipool, et al.,2008) en in de oceaan waar het water verkleurt door algenbloei (residuen tot -1, Torres et al.,1998). 

Het is niet mogelijk om aërosollagen onder wolken waar te nemen, aangezien UV-straling over het algemeen niet door een wolk heen gaat als de wolk dik genoeg is. Aërosollagen kunnen dus altijd worden afgeschermd voor de satellietwaarneming ('shielding'). Ook kunnen dunne, gebroken wolken en verstrooiende aërosolen kleine negatieve residuen opleveren (Penning de Vries et al.,2009), wat tegen het effect van UV-absorberende aërosolen inwerkt. Wolken die onder een aërosollaag liggen verhogen juist het residu. Bij rook neemt de aërosol optische dikte toe met afnemende golflengte, waardoor de absorptie toeneemt bij afnemende golflengte, zelfs als de brekingsindex spectraal vlak is. Dit effect wordt versterkt door de wolk, die veel meer straling weerkaatst dan een donker oppervlak. Bij woestijnzand is het juist de brekingsindex die afhangt van de golflengte en maakt dat de absorptie toeneemt bij afnemende golflengte (De Graaf et al.,2007). Over het algemeen worden residuen kleiner dan 1, wat neerkomt op radiantieverschillen van minder dan 2.3%, te klein geacht om geofysische effecten te onderscheiden van ruis. In deze studie worden de residuresultaten vergeleken met informatie uit de wetenschappelijke literatuur, voordat er een vertaling naar woestijnzand of verbrandingsaërosolen wordt gedaan.

De residumethode is beschikbaar voor Total Ozone Mapping Spectrometer (TOMS) data (Herman et al.,1997; Torres et al.,1998) van 1978 tot 1994 en 1996 tot 2005, voor GOME van 1995 tot 2003 (De Graaf et al.,2005), voor SCIAMACHY van 2002 tot heden (De Graaf & Stammes,2005; Tilstra et al.,2007), en voor Ozone Monitoring Instrument (OMI) van 2004 tot heden (Torres et al.,2007). Voor deze studie worden GOME en SCIAMACHY gebruikt, respectievelijk van 1995 tot 2000 en van 2002 tot 2008.

Het effect van moessonbewolking en -neerslag op het residu wordt hier statistisch benaderd. De dynamica van moessons kan op veel manieren worden gekarakteriseerd, maar de jaarlijkse gang in de neerslag is één van de meest in het oog springende eigenschappen van een moessonklimaat. Bovendien is natte depositie het belangrijkste verwijderingsmechanisme voor aërosolen. Neerslag meten we hier met neerslagmeters, die het neerslagtotaal meten. Er zijn ook satellietmetingen van neerslag beschikbaar, maar deze meten alleen neerslag bij overkomst van de satelliet, waardoor veel neerslag gemist kan worden. Bovendien kan de vergelijking met het residu een vertekend beeld opleveren bij (semi-)synchrone satellietwaarnemingen. Regenmeters hebben het nadeel dat ze zeer dun gezaaid zijn en vrijwel alleen op land aanwezig zijn, maar er is veel ervaring mee om weersystemen mee te karakteriseren.

In figuur 1 worden de gebieden gedefinieerd die van belang zijn in deze studie (links) en wordt de dichtheid van het regenmeternetwerk weergegeven (rechts). Van zeven gebieden is de tijdsevolutie van het gemiddelde residu bepaald en getoond in figuur 2: 1. Noord-Atlantische Oceaan (blauw); 2. noordwest-Afrika (red); 3. Guineese zone (groen); 4. Zuid-Atlantische Oceaan (cyaan); 5. noordoost-Afrika (Bruin); 6. centraal-oost Afrika (donkergroen); 7. zuidelijk Afrika (grijs). In de figuren 3 en 4 worden de zonaal gemiddelde residuen in de gebieden EAM en WAM vergeleken met de zonaal en maandelijks gemiddelde neerslag in deze gebieden. De resultaten worden hieronder beschreven.

Figuur 1. Studiegebied. In de zeven gekleurde en genummerde gebieden in de linkerplaat werd de tijdsevolutie van het gebiedsgemiddelde residu bepaald voor de GOME en SCIAMACHT perioden, zie figuur 2.
Figuur 1. Studiegebied. In de zeven gekleurde en genummerde gebieden in de linkerplaat werd de tijdsevolutie van het gebiedsgemiddelde residu bepaald voor de GOME en SCIAMACHT perioden, zie figuur 2.

Relatie tussen de west-Afrikaanse moesson en het residu

De seizoensvariatie in noordwest-Afrika (gebied 2) is zeer groot, met in het algemeen zeer hoge residuen. De productie van Sahara-zand piekt in juni en juli in de westelijke Sahara, wat resulteert in hoge residuen in deze maanden (fig. 2). De correlatie tussen de curves van noordwest-Afrika en de Noord-Atlantische Oceaan bevestigt de vele waarnemingen van woestijnzand dat vanuit de Sahara over de oceaan wordt geblazen (bv. Darwin, 1846). In de winter nemen de oppervlaktetemperatuur en de winden af en daarmee het residu. De productie van woestijnzand in de Sahara in de winter is voornamelijk gerelateerd aan korte oplevingen van de Harmattan (bv. Evan et al.,2006; Engelstaedter & Washington,2007). Uit figuur 3 kan hetzelfde gedrag worden afgeleid in de Sahara (ten noorden van 10°N). In de NH-zomer, als de moessonregens hun meest noordelijke positie bereiken ontstaat er een sterke noord-zuid gradiënt in het residu, veroorzaakt door sterke stofstormen in de Sahara en de regens ten zuiden daarvan. In de NH-winter, de droge periode, zijn de residu-waarden gematigder en gelijkmatiger verspreid over een groter gebied.

Figuur 2. Tijdsevolutie van het residu van GOME (juli 1995 tot december 2000) en SCIAMACHY (augustus 2002 tot april 2008) gemiddeld over de zeven gebieden aangegeven in figuur 1; en het mondiaal gemiddelde.
Figuur 2. Tijdsevolutie van het residu van GOME (juli 1995 tot december 2000) en SCIAMACHY (augustus 2002 tot april 2008) gemiddeld over de zeven gebieden aangegeven in figuur 1; en het mondiaal gemiddelde.

In de Guineese zone (gebied 3), net ten zuiden van de evenaar, kan ook een sterke seizoensvariatie worden waargenomen in het residu, maar deze is uit fase met het residu-signaal in de Sahara. In figuur 3 zien we dat de seizoensvariatie sterk correleert met de moessonregen, waarbij het residu afneemt met toenemende neerslaghoeveelheden. Voor dit gebied is de NH-zomer de natte tijd. De NH-winter is de droge tijd en woestijnzand uit de Sahara en rook van lokale savannebranden zorgen dan voor hoge residuen (bv. Mallet et al.,2006). Uit de data in deze studie kan geen onderscheid gemaakt worden tussen deze typen aërosolen. 

Ten zuiden van de evenaar (gebied 4) kunnen jaarlijks primaire en secondaire maxima worden waargenomen, in respectievelijk juni/juli en december/januari. Dit gebied wordt gekarakteriseerd door twee natte (oktober tot midden december en eind februari tot mei) en twee droge (juni tot september en december, januari) perioden, veroorzaakt door de overkomst van de zon. De primaire maxima worden veroorzaakt door antropogene vegetatiebranden, waarvan de pluimen tot ver over de zuidelijk Atlantische Oceaan reiken. De regen ten noorden van de evenaar vormt in deze periode een effectieve afscheiding voor aërosolen en er treedt dan ook vrijwel geen menging op met woestijnzand uit het noorden. Tijdens de secondaire maxima ligt de moessonregen ten zuiden van dit gebied en wordt het residu bepaald door zowel aërosolen van vegetatiebranden als stofstormen.

Figuur 3. Zonaal gemiddeld residu voor elke dag tussen juli 1995 en december 2000 (linksboven) en augustus 2002 tot april 2008 (rechtsboven) als functie van breedtegraad in west-Afrika; en de 1°x1° gegridde en maandelijks gemiddelde neerslag.
Figuur 3. Zonaal gemiddeld residu voor elke dag tussen juli 1995 en december 2000 (linksboven) en augustus 2002 tot april 2008 (rechtsboven) als functie van breedtegraad in west-Afrika; en de 1°x1° gegridde en maandelijks gemiddelde neerslag.

Relatie tussen de oost-Afrikaanse moesson en het residu

In noordoost-Afrika (gebied 5) is het gemiddelde residu hoog, maar de seizoensvariatie is klein vergeleken met dat van noordwest-Afrika, zeker in de GOME data. In figuur 4 zien we dat ten noorden van 10°N ook de gemiddelde residuen lager zijn dan in het westen. zowel tijdens de droge als de natte seizoenen. Daarentegen ligt in noordoost-Afrika de Bodélé-depressie (een gebied rond 17°N, 18°E), dat bekend staat om zijn enorme zandproductie door het hele jaar heen (Prospero et al.,2002; Washington et al.,2006; Todd et al.,2007). Het effect van deze permanente stofbron is te zien in figuur 4 als een doorlopende lijn op ongeveer 17°N.

Figuur 4. Zonaal gemiddeld residu voor elke dag tussen juli 1995 en december 2000 (linksboven) en augustus 2002 tot april 2008 (rechtsboven) als functie van breedtegraad in oost-Afrika; en de 1°x1° gegridde en maandelijks gemiddelde neerslag.
Figuur 4. Zonaal gemiddeld residu voor elke dag tussen juli 1995 en december 2000 (linksboven) en augustus 2002 tot april 2008 (rechtsboven) als functie van breedtegraad in oost-Afrika; en de 1°x1° gegridde en maandelijks gemiddelde neerslag.

In centraal-oost Afrika (gebied 6) zien we het residu-signaal weer uit fase lopen met de rest van het continent, net zoals de Guineese zone meer naar het westen. De amplitude is echter iets kleiner. Ook in centraal-oost Afrika is de hoeveelheid aërosolen laag tijdens natte perioden en hoog tijdens droge perioden. 

In zuidelijk Afrika (gebied 7) zien we afwisselend hoge en lage residu-waarden. De hoge waarden worden hoofdzakelijk veroorzaakt door vegetatiebranden tijdens het droge seizoen, die afwezig zijn tijdens het natte seizoen (bv. Stein et al.,2003). Ze zijn in fase met de stofproductie in het noorden en er zijn geen duidelijke secondaire maxima zichtbaar.

In figuur 4 wordt de asymmetrie van de Afrikaanse moesson zichtbaar: Tijdens de NH-zomer bestaat er een sterke meridionale gradiënt in de neerslag, én het residu, rond 15°N, die de noordelijke grens van de Afrikaanse moesson markeert. Deze gradiënt wordt veroorzaakt door de convergentie van noord-oostelijke stromingen vanuit de zuidelijke Sahara en de koele, vochtige zuid-westelijke moessonstroming vanaf de oceaan. De hete, droge noord-oostelijke continentale lucht heeft een lagere dichtheid dan de koele lucht van de oceaan en stroomt daarover heen, zodat de voorste begrenzing van de moessonstroming wordt afgedekt met hete droge lucht, die neerslag in de buurt van de convergentiezone onderdrukt. Ten noorden van deze zone blijft de zuidelijke Sahara onder de invloed van de hete continentale lucht die veelal wolkenvrij is, terwijl ten zuiden van de convergentiezone de wolkenvorming en de neerslag een maximum bereiken (McGregor & Niewold,1998). In zuidelijk Afrika, op de meest zuidelijke positie van de ITCZ is deze gradiënt afwezig, door de afwezigheid van grote continentale gebieden.

Natte en droge modus

Een meer statistische analyse laat de sterke relatie zien tussen het residu en de neerslag (figuur 5). Hiervoor is gebruik gemaakt van residuen van de continentale gebieden, omdat de neerslagdata van de oceanen geëxtrapoleerd zijn en niet betrouwbaar. De linkerplaatjes in deze figuur verwijzen naar de gearceerde gebieden van west-Afrika in figuur 1 en de rechterplaatjes naar de gearceerde gebieden van oost-Afrika. Er is onderscheid gemaakt tussen residuen tijdens droge perioden (neerslagtotalen kleiner dan 5 mm in een maand) en natte perioden (meer dan 5 mm per maand). Deze zijn aangegeven met groene (droog) en rode (nat) lijnen. In figuren 5c en 5d is de onregelmatige verdeling van de neerslag goed zichtbaar: In veel gebieden en maanden valt er geen neerslag, en in enkele maanden vallen er enorme hoeveelheden. Merk op dat de y-as in deze figuren doorgesneden is; de verhouding natte tot droge maanden is ongeveer 1:2 in oost-Afrika en 2:3 in west-Afrika. We zien dat het residu elke waarde aanneemt tussen -1.5 en 2 tijdens droge perioden, maar tijdens natte perioden een lineaire daling laat zien met toenemende neerslag, aangegeven met de rode lijn in figuren 5a en 5b. Dit wordt veroorzaakt door het uitregenen van de aërosolen, het afschermen voor waarneming met een satelliet van aërosolpluimen door bewolking en de vermindering van aërosolemissies vanaf de vochtige grond.

Figuur 5. Maandelijks gemiddelde residuen als functie van de maandelijks gemiddelde neerslag tussen 1995 en 2008 in (a) west-Afrika en (b) oost-Afrika; en gemiddelde maandelijkse neerslagverdelingen in (c) west-Afrika en (d) oost-Afrika.
Figuur 5. Maandelijks gemiddelde residuen als functie van de maandelijks gemiddelde neerslag tussen 1995 en 2008 in (a) west-Afrika en (b) oost-Afrika; en gemiddelde maandelijkse neerslagverdelingen in (c) west-Afrika en (d) oost-Afrika.

De droge en natte modi zijn duidelijk gescheiden, zoals wordt getoond in figuur 6. De frequentiedistributie van alle data wordt daar getoond in grijs, terwijl de data wordt uitgesplitst in droge en natte perioden, aangegeven door respectievelijk de groene en rode lijnen. Met name in oost-Afrika kunnen twee duidelijk gescheiden pieken worden waargenomen. In dit gebied zijn de aërosolbronnen (stofstormen en vegetatiebranden) en de -putten (natte depositie) dicht bij elkaar en wordt de structuur van de moesson ook meer bepaald door de lokale meteorologische omstandigheden en de lokale morfologie. Dit in tegenstelling tot de westelijke helft waar aanvoer van aërosolen en de moessonstructuur meer bepaald worden door grootschalige weersystemen. Deze scheiding van natte en droge modi werd nog niet eerder aangetoond.

Figuur 6. Frequentieverdeling van het residu in (a) west-Afrika en (b) oost-Afrika in grijs. De groene lijn geeft het deel van de data tijdens de droge perioden en de rode lijn het deel tijdens de natte perioden.
Figuur 6. Frequentieverdeling van het residu in (a) west-Afrika en (b) oost-Afrika in grijs. De groene lijn geeft het deel van de data tijdens de droge perioden en de rode lijn het deel tijdens de natte perioden.

Discussie en conclusies

De aanwezigheid van aërosolen van stofstormen en vegetatiebranden werd aangetoond met data van GOME en SCIAMACHY van 1995 tot 2008. Residuen kunnen worden gebruikt voor de dagelijkse waarneming van deze UV-absorberende aërosolen in de moessongebieden. Beide aërosoltypen komen veelvuldig voor boven het Afrikaanse continent en de omliggende oceanen en beide laten een sterke seizoensvariatie zien. Deze seizoensvariaties worden bepaald door de geografische ligging van de bronnen en de heersende meteorologische omstandigheden. Die laatste worden hoofdzakelijk bepaald door de Afrikaanse moesson, wat weerspiegeld wordt in de relatie tussen de moessonneerslag en het residu.

Het residu heeft twee duidelijk gescheiden modi, een droge en een natte. Dit is met name duidelijk in oost-Afrika, waar de moesson en de aërosoldistributie meer bepaald wordt door lokale omstandigheden dan in west-Afrika. Tijdens de natte perioden is er een lineaire relatie tussen het residu en de neerslag, waarbij het residu afneemt met toenemende regenval. De oorzaak hiervan liggen in de natte depositie tijdens regenval, het vochtig worden van de grond wat nieuwe aërosolemissie voorkomt, en eventueel het afschermen van aërosolpluimen voor detectie vanuit de ruimte door wolkenstructuren. Bij dit laatste moet worden opgemerkt dat moessonneerslag veroorzakende wolken vaak enorme convectieve cumulus systemen zijn die helemaal tot de tropopauze reiken, terwijl afscherming vooral belangrijk is bij stratus bewolking. 

De enorme hoeveelheid aërosolen die in de atmosfeer wordt gebracht vanaf het Afrikaanse continent maakt het waarschijnlijk dat de aërosolen een belangrijke invloed hebben op de wolkenvorming en de stabiliteit in de atmosfeer en zo een belangrijke terugkoppeling veroorzaken in de moesson en het mondiale klimaat. UV-absorberende aërosolen werden al eens aangetoond in bewolkte satellietscènes boven de Zuid-Atlantische Oceaan ten westen van zuidelijk Afrika (De Graaf et al., 2007). Deze aërosolen fungeerden als wolkencondensatiekernen en absorbeerden zonnestraling, zodat de wolkenvorming en de -levensduur beïnvloed werden, welke op hun beurt een invloed hebben op de energiebalans en de sterkte en locatie van de Afrikaanse moesson. Uit de huidige studie kunnen echter geen conclusies worden getrokken over mogelijk terugkoppelingen, omdat zowel de verspreiding van de aërosolen als regenval gelijktijdig kunnen worden beïnvloed door andere dynamische effecten. Maar het is duidelijk dat de relatie tussen aërosolen en de moesson in de toekomst meer aandacht verdient.

Referenties

  • Ackerman, A.S., Toon, O.B., Stevens, D.E., Heymsfield, A.J., Ramanathan, V., Welton, E.J., 2000. Reduction of tropical cloudiness by soot. Science 288, 1042-1047. doi:10.1126/science.288.5468.1042.
  • Albrecht, B., 1989. Aerosols, cloud microphysics, and fractional cloudiness. Science 245, 1227-1230.
  • Bollasina, M., Nigam, S., Lau, K.-M., 2008. Absorbing aerosols and summer monsoon evolution over South Asia: an observational portrayal. J. Clim. 21, 3221-3239. doi:10.1175/2007JCLI2094.1.
  • Bou Karam, D., Flamant, C., Knippertz, P., Reitebuch, O., Pelon, J., Chong, M., Dabas, A., 2008. Dust emissions over the Sahel associated with theWest African monsoon intertropical discontinuity region: a representative case-study. Q.J.R. Meteorol. Soc. 134, 621-634.doi:10.1002/qj.244.
  • Bou Karam, D., Flamant, C., Tulet, P., Chaboureau, J.-P., Dabas, A., Todd, M.C., 2009. Estimate of Sahelian dust emissions in the intertropical discontinuity region of the West African Monsoon. J. Geophys. Res. 114 (D13106). doi:10.1029/ 2008JD011444.
  • Bovensmann, H., Burrows, J.P., Buchwitz, M., Frerick, J., Noël, S., Rozanov, V.V., Chance, K.V., Goede, A.P.H., 1999. SCIAMACHY: mission objectives and measurement modes. J. Atmos. Sci. 56 (2), 127-150. doi:10.1175/1520-0469.
  • Burrows, J.P., et al., 1999. The global ozone monitoring experiment (GOME): mission concept and first scientific results. J. Atmos. Sci. 56 (2), 151-175. doi:10.1175/1520-0469.
  • Chung, C., Nigam, S., Kiehl, J.T., 2002. Effects of the South Arabian absorbing haze on the northeast monsoon and surface-air heat exchange. J. Clim. 15, 2462-2476.
  • D'Almeida, G.A., 1986. A model for Saharan dust transport. J. Clim. Appl. Meteorol. 24, 903-916.
  • Darwin, C., 1846. An account of the fine dust which often falls on vessels in the Atlantic Ocean. Q.J. Geol. Soc. 1e2, 26-30. doi:10.1144/GSL.JGS.1846.002.01- 02.09.
  • De Graaf, M., Stammes, P., 2005. SCIAMACHY absorbing aerosol index. Calibration issues and global results from 2002-2004. Atmos. Chem. Phys. 5, 3367-3389.
  • De Graaf, M., Stammes, P., Torres, O., Koelemeijer, R.B.A., 2005. Absorbing aerosol index: sensitivity analysis, application to GOME and comparison with TOMS. J. Geophys. Res. 110, D01201. doi:10.1029/2004JD005178.
  • De Graaf, M., Stammes, P., Aben, E.A.A., 2007. Analysis of reflectance spectra of UVabsorbing aerosol scenes measured by SCIAMACHY. J. Geophys. Res. 112, D02206. doi:10.1029/2006JD007249.
  • Diner, D.J., et al., 2001. MISR aerosol optical depth retrievals over Southern Africa during the SAFARI-2000 dry season campaign. Geophys. Res. Lett. 28 (6), 3127-3130. doi:10.1029/2001GL013188.
  • Duncan, B.N., Bey, I., Chin, M., Mickley, L.J., Fairlie, T.D., Martin, R.V., 2003. Indonesian wildfires of 1997: impact on tropospheric chemistry. J. Geophys. Res. 108 (D15), D154458. doi:10.1029/2002JD003195.
  • Eckardt, F.D., Kuring, N., 2005. SeaWiFS identifies dust sources in the Namib Desert. Int. J. Remote Sens. 26 (19), 4159-4167. doi:10.1080/01431160500113112.
  • Engelstaedter, S.,Washington, R., 2007. Atmospheric controls on the annual cycle of North African dust. J. Geophys. Res. 112, D03103. doi:10.1029/2006JD007195.
  • Engelstaedter, S., Tegen, I., Washington, R., 2006. North African dust emissions and transport. Earth Sci. Rev. 79 (1e2), 73-100. doi:10.1016/j.earscirev.2006.06.004.
  • Evan, A.T., Heidinger, A.K., Knippertz, P., 2006. Analysis of winter dust activity off the coast of West Africa using a new 24-year over-water advanced very high resolution radiometer satellite dust climatology. J. Geophys. Res. 111, D12210. doi:10.1029/2005JD006336.
  • Fromm, M., Tupper, A., Rosenfeld, D., Servranckx, R., McRae, R., 2006. Violent pyroconvective storm devastates Australia's capital and pollutes the stratosphere. Geophys. Res. Lett. 33 (L05815). doi:10.1029/2005GL025161.
  • Gao, Y., Kaufman, Y.J., Tanré, D., Kolber, D., Falkowski, P.G., 2001. Seasonal distributions of Aeolian iron fluxes to the global ocean. Geophys. Res. Lett. 28, 1. doi:10.1029/2000GL011926.
  • Gleason, J.F., Hsu, N.C., Torres, O., 1998. Biomass burning smoke measured using backscattered ultraviolet radiation: SCAR-B and Brazilian smoke interannual variability. J. Geophys. Res. 103, D24. doi:10.1029/98JD00160.
  • Hansen, J., Sato, M., Lacis, A., Ruedy, R., 1997. The missing climate forcing. Phil. Trans. R. Soc. Lond. B 352, 231-240.
  • Hauser, A., Oesch, D., Foppa, N., Wunderle, S., 2005. NOAA AVHRR derived aerosol optical depth over land. J. Geophys. Res. 110, D08204. doi:10.1029/ 2004JD005439.
  • Henzing, J.S., Olivié, D.J.L., van Velthoven, P.F.J., 2006. A parameterization of size resolved below cloud scavenging of aerosols by rain. Atmos. Chem. Phys. 6, 3363-3375.
  • Herman, J.R., Bhartia, P.K., Torres, O., Hsu, C., Seftor, C., Celarier, E.A., 1997. Global distributions of UV-absorbing aerosols from NIMBUS 7/TOMS data. J. Geophys. Res. 102, D14. doi:10.1029/96JD03680.
  • Holzer-Popp, T., Schroedter-Homscheidt, M., Breitkreuz, H., Martynenko, D., Klüser, L., 2008. Improvements of synergetic aerosol retrieval for envisat. Atmos. Chem. Phys. 8 (24), 7651-7672.
  • IPCC, 2001. Climate Change 2001, The Scientific Basis. Cambridge University Press, Cambridge, 295 pp.
  • Janicot, S., Harzallah, A., Fontaine, B., Moron, V., 1998. West African monsoon dynamics and eastern equatorial Atlantic and Pacific SST anomalies. J. Clim. 11, 1874-1882.
  • Kaufman, Y.J., Koren, I., Remer, L.A., Tanré, D., Ginoux, P., Fan, S., 2005. Dust transport and deposition observed from the Terra-Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer (MODIS) spacecraft over the Atlantic Ocean. J. Geophys. Res. 110, D10S12. doi:10.1029/2003JD004436.
  • Kleipool, Q.L., Dobber, M.R., de Haan, J.F., Levelt, P.F., 2008. Earth surface reflectance climatology from 3 years of OMI data. J. Geophys. Res. 113 (D18308). doi:10.1029/2008JD010290.
  • Koren, I., Kaufman, Y.J., Remer, L.A., Martins, J.V., 2004. Measurement of the effect of biomass burning aerosol on inhibition of cloud formation over the Amazon. Science 303, 1342-1345. doi:10.1126/science.1089424.
  • Lau, K.-M., Kim, K.-M., 2006. Observational relationships between aerosol and Asian monsoon rainfall, and circulation. Geophys. Res. Lett. 33 (L21810). doi:10.1029/ 2006GL027546.
  • Lelieveld, J., et al., 2001. The Indian Ocean experiment: widespread air pollution from South and Southeast Asia. Science 291 (5506). doi:10.1126/science. 1057103.
  • Mallet, M., et al., 2006. Aerosol direct radiative forcing over Djougou (northern Benin) during the African Monsoon Multidisciplinary Analysis dry season experiment (Special Observation Period-0). J. Geophys. Res. 113 (D00C01). doi:10.1029/2007JD009419.
  • Martins, J.V., Tanré, D., Remer, L., Kaufman, Y., Mattoo, S., Levy, R., 2002. Modis Cloud screening for remote sensing of aerosols over oceans using spatial variability. Geophys. Res. Lett. 29 (12), 8009. doi:10.1029/2001GL013252.
  • McGregor, G.R., Niewold, S., 1998. Tropical Climatology, An Introduction to the Climates of the Low Latitudes. John Wiley & Sons, 352 pp.
  • Okin, G.S., 2005. Dependence of wind erosion and dust emission on surface heterogeneity: stochastic modeling. J. Geophys. Res. 110, D11208. doi:10.1029/2004JD005288.
  • Penning de Vries, M., Beirle, S., Wagner, T., 2009. UV aerosol indices from SCIAMACHY: introducing the SCattering Index (SCI). Atmos. Chem. Phys. Discuss. 9, 13569-13592.
  • Pincus, R., Baker, M.B., 1994. Effect of precipitation on the albedo susceptibility of clouds in the marine boundary layer. Nature 372, 250-252. doi:10.1038/ 372250a0.
  • Prospero, J.M., Barrett, K., Church, T., Dentener, F., Duce, R.A., Galloway, H., Levy II, H., Moody, J., Quinn, P., 1996. Atmospheric deposition of nutrients to the North Atlantic basin. Biogeochemistry 35, 27-73.
  • Prospero, J.M., Ginoux, P., Torres, O., Nicholson, S.E., Gill, T.E., 2002. Environmental characterization of global sources of atmospheric soil dust identified with the Nimbus 7 Total Ozone Mapping Spectrometer (TOMS) absorbing aerosol product. Rev. Geophys. 40 (1), 1002. doi:10.1029/2000RG000095
  • Ramanathan, V., Ramana, M., 2005. Persistent, widespread, and strongly absorbing haze over the Himalayan foothills and the Indo-Gangetic Plains. Pure Appl. Geophys. 162, 1609-1626.
  • Ramanathan, V., et al., 2001. Indian Ocean Experiment: an integrated analysis of the climate forcing and effects of the great Indo-Asian haze. J. Geophys. Res. 106 (D22), 28371-28398.
  • Redelsperger, J.-L., Thorncroft, C.D., Diedhiou, A., Lebel, T., Parker, D.J., Polcher, J., 2006. African monsoon multidisciplinary analysis, an international research project and field campaign. Bull. Am. Meteorol. Soc. 87, 1739-1746. doi:10.1175/ BAMS-87-12-1739.
  • Reid, J.S., Kinney, J.E., Westphal, D.L., et al., 2003. Analysis of measurements of Saharan dust by airborne and ground-based remote sensing methods during the Puerto Rico Dust Experiment (PRIDE). J. Geophys. Res. 108, D19. doi:10.1029/ 2002JD002493.
  • Reid, J.S., Koppmann, R., Eck, T.F., Eleuterio, D.P., 2005. A review of biomass burning emissions part II: intensive physical properties of biomass burning particles. Atmos. Chem. Phys. 5.
  • Rudolf, B., Hauschild, H., Rueth, W., Schneider, U., 1994. Terrestrial precipitation analysis: operational method and required density of point measurements. In: Desbois, M., Desalmond, F. (Eds.), Global Precipitations and Climate Change. NATO ASI Series I, vol. 26.
  • Springer-Verlag, pp. 173-186.
  • Schepanski, K., Tegen, I., Laurent, B., Heinold, B., Macke, A., 2007. A new Saharan dust source activation frequency map derived from MSG-SEVIRI IR-channels. Geophys. Res. Lett. 34, L18803. doi:10.1029/2007GL030168.
  • Schneider, U., Fuchs, T., Meyer-Christoffer, A., Rudolf, B., 2008. Global Precipitation Analysis Products of the GPCC. Global Precipitation Climatology Centre (GPCC). Tech. Rep.. Deutscher Wetterdienst, Offenbach a.M.
  • Stein, D.C., Swap, R.J., Greco, S., Piketh, S.J., Macko, S.A., Doddridge, B.G., Elias, T., Bruintjes, R.T., 2003. Haze layer characterization and associated meteorological controls along the eastern coastal region of southern Africa. J. Geophys. Res. 108, D13. doi:10.1029/2002JD003237.
  • Tanré, D., Herman, M., Kaufman, Y.J., 1996. Information on aerosol size distribution contained in solar reflected spectral radiances. J. Geophys. Res. 101, D14. doi:10.1029/96JD00333.
  • Tanré, D., Bréon, F.M., Deuzé, J.-L., Herman, M., Goloub, P., Nadal, F., Marchand, A., 2001. Global observation of anthropogenic aerosols from satellite. Geophys. Res. Lett. 28, 24. doi:10.1029/2001GL013036.
  • Tilstra, L.G., de Graaf, M., Aben, I., Stammes, P., 2007. Analysis of 5 years SCIAMACHY Absorbing Aerosol Index data. In: Proceedings of the 2007 Envisat Symposium, ESA Special publication SP-636.
  • Todd, M.C., Washington, R., Martins, J.V., Dubovik, O., Lizcano, G., M'Bainayel, S., Engelstaedter, S., 2007. Mineral dust emission from the Bodélé Depression, northern Chad, during BoDEx 2005. J. Geophys. Res. 112, D06207. doi:10.1029/ 2006JD007170.
  • Torres, O., Tanskanen, A., Veihelmann, B., Ahn, C., Braak, R., Bhartia, P.K., Veefkind, P., Levelt, P., 2007. Aerosols and surface UV products from Ozone Monitoring Instrument observations: an overview. J. Geophys. Res. 112, D24S47. doi:10.1029/2007JD008809.
  • Torres, O., Bhartia, P.K., Herman, J.R., Ahmad, Z., Gleason, J., 1998. Derivation of aerosol properties from satellite measurements of backscattered ultraviolet radiation: theoretical basis. J. Geophys. Res. 103, D14. doi:10.1029/98JD00900.
  • Torres, O., Bhartia, P.K., Herman, J.R., Sinyuk, A., Ginoux, P., Holben, B., 2002. A longterm record of aerosol optical depth from TOMS observations and comparison to AERONET measurements. J. Atmos. Sci. 59 (3), 398-413. doi:10.1175/1520- 0469.
  • Twomey, S.A., 1977. The influence of pollution on the shortwave albedo of clouds. J. Atmos. Sci. 34, 1149-1152.
  • Veefkind, J.P., de Leeuw, G., Stammes, P., Koelemeijer, R.B.A., 2000. Regional distribution of aerosol over land, derived from ATSR-2 and GOME. Remote Sens. Environ. 74, 377-386.
  • Washington, R., Todd, M.C., Engelstaedter, S., Mbainayel, S., Mitchell, F., 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.
  • Webster, P.J., 1987. The elementary monsoon. In: Fein, J.S., Stephens, P. (Eds.), Monsoons. John Wiley & Sons, pp. 3-32 (Chapter 1).
Niet gevonden wat u zocht? Zoek meer achtergrond artikelen