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F
.......
THE8E
présentée
à l'Université Nationale de Côte d'Ivoire
POUR OBTENIR LE GRADE DE
Docteur ès-sciences physiques
par
Dominique NGANGA
Soutenue le 24 mai 1991 devant la Commission d'Examen
Président:
M. J. BAUDET, Professeur à l'Université Nationale de Côte d'Ivoire
Examinateurs: MM. A ACHY-SEKA, Professeur à l'Université Nationale de Côte d'Ivoire
J. FONTAN, Professeur à l'Université Paul Sabatier de Toulouse
P. ASSAMOI, Mcûtre de Conférences à l'Université Nationale de Côte d'Ivoire
B. CROS, Maître de Conférences à l'Université Marien Ngouabi du Congo
R. DELMAS, Mcûtre de Conférences à l'Université Paul Sabatier de Toulouse

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A ma femme et à mes enfants, pour les sacrifices consentis lors de la réalisation
de ce travail.

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Remerciements
Ce travail a été réalisé au Laboratoire de Physique de l'Atmosphère de la faculté
des sciences de Brazzaville.
Je tiens à exprimer mes sincères remerciements:
à Monsieur Bernard CROS, coordonnateur du Laboratoire de Physique de
l'Atmosphère qui m'a accueilli dans son équipe de recherche et m'a proposé ce thème
de recherche dont il a guidé l'évolution. Qu'il trouve exprimé ici, le témoignage de ma
profonde reconnaissance pour m'avoir fait bénéficier de ses conseils, de ses critiques et
de son expérience;
à Monsieur le Professeur Jacques FONTAN, fondateur du Laboratoire
d'Aérologie de l'Université Paul Sabatier de Toulouse avec lequel le Laboratoire de
Physique de l'Atmosphère de l'Université Marien NGOUABI entretient une collaboration
fructueuse et continue. C'est pour moi un grand honneur et un réel plaisir de l'avoir
comme membre de mon jury et de pouvoir ainsi lui exprimer le témoignage de mon
attachement et de ma respectueuse reconnaissance;
à Monsieur le Professeur Jean BAUDET qui a favorisé mon inscription à
l'Université Nationale de Côte d'Ivoire et m'a aidé à résoudre les problèmes
administratifs. Il a bien voulu s'intéresser à mon travail et a très aimablement accepté
de le juger en participant à mon jury. Qu'il soit assuré de ma gratitude et de mon profond
respect;
à Monsieur le Professeur Antoine ACHY Séka, Directeur du département de
Physique de la Faculté de Sciences et Techniques de l'Université Nationale de Côte
d'Ivoire, qui m'a chaleureusement accueilli dans son département. C'est pour moi un
honneur qu'il ait accepté de juger mon travail et de lui témoigner toute ma
reconnaissance et mon profond respect;
à Monsieur Paul ASSAMOI, Maître de Conférences à l'Université Nationale de
Côte d'Ivoire qui a accepté de juger ce travail. Qu'il trouve ici ma profonde gratitude;
à Monsieur Robert DELMAS, Maître de conférences à l'université Paul Sabatier
de Toulouse, ancien membre du Laboratoire de Physique de l'Atmosphère qui m'a aidé,
par ses conseils et critiques, à parfaire ce travail. Qu'il trouve ici l'expression de ma
reconnaissance;
à tous mes collègues et membres du Laboratoire de Physique de l'Atmosphère:
Clobite BOUKA-BIONA, Alexis MINGA, Jean-PierreTHA TY, Jules LOEMBA-
NDEMBI, Jér6me MBOUKOU et Faustin TONDO. Ce mémoire représente le fruit
de notre parfaite entente et de notre collaboration efficace dans le travail. Qu'ils soient
assurés de ma sincère amitié et de ma disponibilité totale dans la poursuite de cette
précieuse collaboration;

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aux Autorités administratives de l'Université Marien NGOUABI qui ont toujours
porté une attention particulière à toutes mes sollicitations. Ou'elles soient assurées de
toute ma gratitude et de mon profond respect;
aux Auton"tés administratives de l'Université Nationale de Côte d'Ivoire qui m'ont
accueili dans leur institution et qui ont supporté les frais de mon long séjour à Abidjan.
Ou'elles trouvent ici l'expression de ma profonde gratitude;
aux Responsables de la Coopération française à Brazzaville qui, par leur soutien
financier, m'ont fait bénéficier de beaucoup de missions, permettant à ce travail d'être
mené à son terme. Ou'il me soit permis de leur exprimer toute ma reconnaissance;
aux Autorités de l'ORS rOM qui nous ont permis d'effectuer la campagne de
mesures sur l'Océan Atlantique à bord de leur navire NIZERY;
aux Autorités de l'ASECNA qui nous ont fourni les données climatologiques du
Congo;
à la Direction de la Forestière du Nord Congo (FNC) qui nous a fait bénéficier de
son infrastructure pendant un an à Enyelé et faciliter les déplacements;
à tous ceux qui, de près ou de loin, ont participé à la réalisation de ce travail, en
l'occurence
aux dessinateurs et photographes de l'Université Marien NGOUABI, aux
enseignants et à la sécrétaire du département de Physique et à tous les autres en
particulier à César MFOUA MBA MA.

---

---

d'Ozone ont
aérienne~N Elles ont
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1983 à 199~f'rique Equator 1.
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1983
to
1990
surface,
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airborne
measu~~~:nts of ozone we;e undertaken inequatorial Africa
between S·S and 2·N. These measurements,sh~w~,
1- A seasonal oz~ne varlatl~n~lth"maxima in
dr
seasons,
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in rainy seasons;
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)- An
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located between 1 and 4 km altitude during the 1, sea ayer which
hemisphere.
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Meteorological observations,
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which
originate
in northen or southern Africa
a m alr
mass
advected
over
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large amounts of aerosols ozone precursors.
nlng
emits
These
air
masses (the southeast or the
n~
trapped
in
the
equatorial
region
between
t~st) beCOme
monsoon flow, and the
easterly flow above 4 kear-Surface

---

---

TABLE DES MATIERES
INTRODUCTION GENERALE
page 1
-:-:-
CHAPITRE! =L'OZONE 1.. SON ORIGINE, SA DESTRUCTION, SES
DISTRIBUTIONS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . • . . . . . . .
5
INTRODUCTION . . • . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . • . .
5
1.1 - Ozone stratosphérique - Formation et destruction ••
9
l .1. 1 - Formation ••........•.•.•.......••..•.....
9
1.1.2 - Destruction .•.......••......•......•..•..
9
1.2 - Ozone troposphérique .•................•.•.•.•.•.. 12
1.2.1 - Origine ....•••...•.•.•••.••.•..•..•.•.•.. 12
A. Origine stratosphérique
B. origine photochimique
a. Mécanismes de formation
b. Précurseurs d'ozone
l . 2 . 2 - Destruction .•.•...••••..••.••...••..•...• 19
A. Destruction par dépôt au sol
B. Destruction par les NOx
C. Destruction par oxydation de CO et CH4
1.3 - Variation diurne continentale au sol ••.•••• 21
1.4 - Distribution méridienne de l'ozone .••..•••. 23
1.5 - Variation saisonnière •...•••..••..•..•....• 24
1.6 - Conclusion .•..•...•.•.•..•...•..••..••.•••. 25
-:-:-
CHAPITRE II:
SITUATION GEOGRAPHIQUE ET METEOROLOGIQUE =METHODES
ET DISPOSTIFS EXPERIMENTAUX .••.••...•••••••.•••.•••••••••.••• 26
II.1 - situation géographique et météorologique ••••••.. 26
II.1.1 - Situation géographique ••••..••.•••••.•. 27
A. Zone intertropicale africaine
B. Congo
a. Congo méridional
b. Congo septentrional
II.1.2 - situation météorologique •••••••.•.••.•• 31
A. A l'échelle continentale
B. A l'échelle régionale
II.2 - Méthodes et dispositifs expérimentaux •.•..•.••.• 35
II.2.1 - Mesures de l'ozone •••.••••.•••.••••.••• 35
A. Sondes électrochimiques
B. Analyseurs d'ozone
C. Appareils de mesure par télédétection
II.2.2 - Mesures complémentaires ••••.••••••••••• 38
A. Mesures des noyaux d'aitken
B. Mesures des grandeurs dynamiques,

---

---

INTRODUCTION GENERALE
L'atmosphère,
cette
enveloppe gazeuse qui entoure
notre
planète
est indispensable à la vie.
La connaissance de sa
com-
position
et
le
SU1V1 de son évolution préoccupent
les
hommes
depuis fort longtemps.
L'atmosphère n'a jamais été stable:
depuis la formation du
globe,
sa
composition,
sa
température
ont
beaucoup
évolué.
Cependant,
cette
évolution
s'est
considérablement
accélérée
depuis
le début du XIXè siècle.
Il n'y a certes aucun risque de
voir
les
composés majeurs de l'air
atmosphérique,
l'azote
et
l'oxygène,
subir des variations importantes à plus ou moins long
terme.
Ils représentent toujours plus de 99 % de l'atmosphère et
cela, depuis bien avant l'apparition de l'Homme. Il n'en est
pas
de même pour les constituants en trace tels que CO,
N20, 03, NO,
N02,
COS,
CH4
et
autres hydrocarbures non
méthaniques.
Leur
proportion
est
infime,
mais en
raison de certaines
de
leurs
propriétés
physiques
et/ou
chimiques,
ils
jouent
un
rôle
important dans l'équilibre" physico - chimique" de l'atmosphère.
Ils
font,
de ce fait,
l'objet d'une attention croissante de la
part de la communauté scientifique.
Certains phénomènes de notre
temps
sont
attribués aux variations de
concentrations
de
ces
composés en trace.
Le
dioxyde de soufre et les oxydes d'azote sont
considérés
comme
les
principaux
responsables
des
dépôts
acides.
Leur
agressivité
sur les forêts des pays du Nord a été
spectaculaire
au cours des dix dernières années.
Les quantités croissantes de méthane,
de protoxyde d'azote,
de
gaz
carbonique etc ..•
amplifient l'effet de serre
et
font
craindre
un réchauffement de la terre d'ici dix à vingt ans dont
les
conséquences
pourraient
être néfastes pour la vie
sur
le
globe. Les chlorofluorocarbones injectés dans l'atmosphère depuis
1930
sont
rendus responsables de la destruction de
l'ozone
et
seraient
à
l'origine
du "trou d'ozone" découvert depuis peu au
au-dessus de l'Antarctique.
Les
émissions de monoxyde de carbone liées à
l'utilisation
de
combustibles fossiles,
à la combustion de la biomasse et
au
déboisement sont de
plus en plus importantes.
Elles
entrainent
une
diminution
sensible
des radicaux hydroxyles
qui
sont
de
véritables agents purificateurs de l'atmosphère.
On
pourrait multiplier les exemples de composés présents en
trace
dans l'atmosphère dont les variations
de
concentrations,
généralement
liées
aux activités de
l'Homme
ont,
ou
peuvent
avoir, des conséquences néfastes sur "l'état de l'atmosphère".
1

---

Il
est
cependant
bien
établi que
la
composition
de
l'atmosphère
est
la
conséquence de phénomènes
naturels
parmi
lesquels,
l'activité de la biosphère joue un rôle important. Les
perturbations introduites par l'Homme dans les interactions de la
biosphère
terrestre et marine avec l'environnement atmosphérique
agissent
sur
les
cycles
biogéochimiques
naturels
dont
les
conséquences peuvent être de longue durée voire irreversibles
et
affecter de façon sensible les conditions de vie sur la planète.
Les
pays
industrialisés
ont
été
les
premiers
à
s'intéresser
à ces problèmes sans doute parce qu'ils étaient les
prem1eres
victimes
de
leur
fantastique
développement
dont
certaines conséquences devenaient incontrôlables.
Les recherches
entreprises ont abouti non seulement à de nombreuses
découvertes
mais
aussi
à
une perception nouvelle de
l'atmosphère,
à
une
vision
globale
de
ces
problèmes.
Elles
ont
fait
prendre
conscience
que notre planète était un tout indissociable et
que
l'on
ne
pouvait
comprendre
et préserver
son
équilibre
sans
développer
des études dans toutes les régions du monde
et
plus
particulièrement dans les régions intertropicales. C'est en effet
dans
ces régions que la biomasse est la plus importante,
que le
rayonnement
solaire est le plus favorable
pour la formation
et
la
diffusion de nombreux composants atmosphériques.
Un
intérêt
croissant s'est donc développé pour ces régions. Intérêt d'autant
plus
justifié qu'une pression démographique se fait de
plus
en
plus
sentir
sur leur environnement.
Les prévisions
les
moins
alarmistes
font
état
de plus de 300
millions
d'habitants
au
Nigéria
en
2025 - il en compte actuellement
120
millions,
le
Zaïre passerait dans le même temps de moins de.40 millions à près
de
100
millions (N.
Keyfitz,
1989).
On peut
craindre,
pour
l'avenir,
de profondes mutations dans l'occupation des sols;
la
disparition
de
la
forêt
tropicale
au
profit
des
terres
cultivables en serait une des plus spectaculaires manifestations.
Les universités africaines d'Abidjan,
de Brazzaville, de
Niamey etc ..•
ont effectué un véritable travail de pionnier dans
le
domaine
de
la
chimie
de
l'atmosphère
des
régions
intertropicales
en
montrant
l'importance
de
ces
régions
au
travers d'études de certains composés.
On peut citer les travaux
de
Crozat ( 1979 ) sur le potassium,
de Delmas (1980,1987)
sur
les
composés soufrés,
de Cros (1977) et Clairac (1986) sur
les
aérosols etc ..••
Le
travail
que nous présentons dans ce
mémoire
s'inscrit
dans
ce contexte.
Il est relatif à une étude entreprise
depuis
1982 sur l'ozone troposphérique en Afrique équatoriale.
L'ozone
troposphérique
est un gaz à effet
de
serre;
il
contribue, avec d'autres gaz, au réchauffement de la terre. C'est
aussi
un
des
éléments clés de la chimie
de
l'atmosphère.
En
effet,
c'est
un
oxydant puissant qui réagit
directement
avec
certains composés de l'atmosphère comme les oxydes d'azote ou les
hydrocarbures non saturés et dont la photodissociation
conduit à
la formation des radicaux hydroxyles, véritables ordonnateurs des
mécanismes chimiques de l'atmosphère.
2

---

On ne disposait,
jusqu'à ces dernières années, que de rares
données
sur l'ozone en régions équatoriales et
particulièrement
en
Afrique.
Elles étaient principalement le fait
d'expéditions
aériennes
au - dessus
des océans
telles
que
GAMETAG
(Global
Atmospheric
Measurements Experiment On Tropospheric Aerosol
and
Gases), GASP (Global Atmospheric Sampling Program) ou de quelques
stations
qui ont fonctionné plus ou moins régulièrement
pendant
le programme TROZ (Tropospharishes Ozon)
(Stallard et al.,
1975,
Chatfield and Harrison,
1977 ~
Fabian and pruchniewicz,
1977 ~
Fishman and Crutzen, 1978, Routhier et al, 1980, Oltmans, 1981).
c'est
à partir de ces quelques données qu'ont été
définies
les
grandes
lignes
du transport,
de
la
distribution
et
de
l'évolution
de l'ozone en milieu tropical.
Cette
interpolation
semblait
satisfaisante
pour
les
régions
maritimes
mais
se
trouvait en désaccord avec les plus récentes mesures
entreprises
au Brésil par Kirchhoff (1983, 1984).
Il nous a donc semblé important de multiplier les études sur
l'ozone
troposphérique
en milieu tropical et en particulier
en
Afrique
pour
identifier ses sources et ses
puits,
suivre
son
évolution
et
mieux
connaître sa
distribution.
C'est
un
des
objectifs importants de notre travail qui a été effectué dans
le
cadre du programme DECAFE (Dynamique et Chimie de l'Atmosphère en
Forêt
Equatoriale).
Ce programme a été initié en
collaboration
étroite
avec le Laboratoire d'Aérologie de Toulouse.
Des études
semblables ont
par ailleurs été entreprises
en Amérique
latine
avec le programme ABLE (Atmospheric Boundary Layer Experiment) ou
par
des
initiatives plus ponctuelles (Sanhueza et
al,
1985
Delany et al, 1985 ~ Crutzen et al, 1985 ~ Gregory et al, 1986).
Nos
travaux ont commencé en 1982
par des mesures
au
sol
dans
la région de Brazzaville.
Les évolutions journalières
ont
été
complétées
par
des
profils
verticaux
dans
la
basse
troposphère.
Les points de mesures ont ensuite été diversifiés:
Pointe
- Noire sur la côte,
Dimonika dans la forêt du
Mayombe,
Enyelé
et
Impfondo dans le Nord - Congo au coeur de
la
grande
forêt africaine. Pour compléter notre série de mesures dans cette
région équatoriale,
nous avons effectué une campagne en mer dans
le Golfe de Guinée entre Lomé et Pointe - Noire.
Notre
mémoire de thèse résulte de l'étude de l'ensemble
de
ces
données
parfois
associées
à
celles
trouvées
dans
la
littérature.
Il représente un des premiers documents sur l'ozone
troposphérique
en
Afrique
équatoriale.
Nous
espérons
ainsi
apporter une contribution à l'amélioration des connaissances
sur
l'environnement atmosphérique du continent africain.
Cette étude
pourra
également
permettre
de
valider
certains
modèles
prévisionnels et certaines mesures par télédétection.
Ce
travail
se
subdivise
en
cinq
chapitres. Le
premier
fait le point des données actuelles sur l'ozone.
Le second situe
le
contexte
géographique
et
météorologique
de
la
région
intertropicale en général et des sites de mesures en particulier~
3

---

il traite
également
des
méthodes expérimentales. Nos résultats
sont analysés ou interprétés
dans les chapitres III,
IV, V.
Le
chapitre
III
concerne
la climatologie de
l'ozone
en
Afrique
Equatoriale.
Le
chapitre IV traite
de l'influence maritime sur
l'ozone continental,
du rôle joué par la forêt et de l'influence
des
feux de végétation.
Enfin le chapitres V est réservé
à
la
discussion générale et à la conclusion.
4

---

CHAPITRE l
L'OZONE: SON ORIGINE, SA DESTRUCTION, SES DISTRIBUTIONS
INTRODUCTION
L'ozone est un constituant en trace de l'atmosphère.
Il
en
est
un
des
éléments clés.
Il participe à
la
production
des
radicaux
hydroxyles
(Levy,
1971,
1972)
qui
jouent
un
rôle
dominant
dans le cycle atmosphérique de beaucoup de
gaz
(Levy,
1972,
1973,
McConnel
et al.,
1971,
Weinstock et Niki,
1972;
Fishman 1979, Routhier 1980).
L'ozone est surtout connu pour la protection qu'il apporte à
notre planète. En effet la couche d'ozone stratosphérique absorbe
les rayonnements ultraviolets de plus grande énergie situés
dans
la
bande de 180-310 nm comme le montre la figure 1.1.
si
de
tels
rayonnements atteignaient le sol par suite d'une diminution
importante
de
l'ozone
stratosphérique,
la
vie
sur
terre
deviendrait
difficile
augmentation des cancers de
la
peau,
destruction des grosses molécules biologiques comme l'A.D.N. avec
ses effets mutagènes, perturbation de la photosynthèse, réduction
des récoltes,
modification des écosystèmes aquatiques,
etc . • . •
La
destruction
de
l'ozone stratosphérique est
un
sujet
très
préoccupant pour l'humanité. La découverte du "trou d'ozone" dans
l'antarctique
a
augmenté
cette
préoccupation.
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). (pm)
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0.73
I.S
).(pm)
2
Figure
1.1:
spectre
d'émission
du soleil avant
et
après
la
traversée de l'atmosphère terrestre
5

---

Si
~ans la stratosphère,
l'ozone a une action
protectrice
sur
la V1e,
il n'en est pas de même de l'ozone près du sol.
En
effet en concentrations très élevées dans les plus basses couches
de l'atmosphère,
l'ozone est considéré comme un polluant.
A ces
concentrations, il est nuisible aussi bien pour les hommes et les
animaux
que
pour les végétaux.
Aux premiers,
il provoque
des
oedèmes
pulmonaires;
aux seconds,
il produit des
lésions
et
réduit
les
rendements de façon sensible (Haageen-Smit,
1952
;
Ashmore et al,
1978,
1980,
Posthumus,
1982; Jacobson, 1982 ;
Heck
et al 1982;
Roberts,
1984;
Logan,
1985).
Des
études
rapportent
que
l'ozone est une des causes du
dépérissement
de
certaines
forêts aux Etats Unis et en Europe de
l'Est
(Skarby,
et Stellden, 1984) .
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"
..
.. JO " . "
Figure
1.2:
Variation
de
la
températion
en
fonction
de
l'altitude
( Cours de météorologie générale Tome 1
Niamey
1973
2ème édition)
L'ozone
comme d'autres gaz en trace dans l'atmosphère
tels
que le gaz carbonique,
le méthane,
la vapeur d'eau,
les oxydes
d'azote
(NOx)
et
autres chlorofluorocarbones
(CFC),
ont
des
effets radiatifs (Ramanathan, 1975, 1976). Sa variation peut donc
avoir
des
conséquences
sur
la
structure
thermique
de
l'atmosphère. Des études théoriques ont montré que l'augmentation
du C02, des CFC et NOx entraine une diminution de l'ozone dans la
stratosphère
et un refroidissement de cette dernière (Callis
et
al, 1983). Les mêmes études ont mis en évidence l'augmentation de
6

---

la température avec la concentration d'ozone par l'effet de serre
(transparence
d'un
rayonnement reçu de l'espace et
opacité
au
rayonnement réémis par la terre) dans la troposphère (Brasseur et
De Rudder, 1987).
D'une
manière
générale,
la température
décroît
dans
la
troposphère
du sol jusqu'à la tropopause (10 à 16 km
d'altitude
suivant
la
latitude
fig.I.2).
Dans
la
stratosphère
la
température
est
d'abord constante,
ensuite
elle
croît
avec
l'altitude.
Cette
inversion
de température
est due à
l'ozone
qui,
par l'absorption du rayonnement solaire ultraviolet (180
310 nm) et visible (400 - 700 nm),
contribue au réchauffement de
cette région (Gowan,
1930:
Pendorf, 1936). Ainsi, la structure
thermique
de la stratosphère est essentiellement déterminée
par
la
distribution
de
l'ozone
représentant environ 90
%
de
la
quantité totale de l'ozone atmosphérique.
Dans
l'infra-rouge,
l'atmosphère
est
opaque
pour
le
rayonnement
thermique
compris
entre
7
et
12
~m
(
fenêtre
atmosphérique). L'ozone (03),1'oxyde nitreux (N20), le dioxyde de
carbone
(C02) et autres chlorofluorocarbones contribuent à cette
opacité.
Lorsque
ces gaz absorbent
un
rayonnement,
l'énergie
qu'il contient
se transforme en énergie cinétique des particules
composant ces gaz.
Ce réchauffement est accentué par l'effet de
serre.
Lorsqu'un
gaz
reçoit
un rayonnement,
une
partie
est
absorbée,
une
autre est réémise vers la terre et vers
d'autres
directions de l'atmosphère. Par rapport à cet effet, l'ozone a un
comportement particulier.
En effet, bien que possédant plusieurs
bandes d'absorption centrées respectivement autour de
4,75,
9,6
et
14,2
~m
pour
les
plus
importantes,
l'absorption
du
rayonnement
thermique dans l'atmosphère en infra-rouge,
se fait
au
voisinage de 9,6 ~m qui constitue le centre de
la
"fenêtre"
atmosphérique.
La
deuxième particularité de l'ozone par rapport
aux
autres
gaz
de serre est que son absorption
dépend
de
la
pression
et
de
la latitude
(Ramanathan
et
Dickinson,
1979,
Ramanathan
et al.,
1976,
Wang et al.,
1980) avec
un
maximum
d'effet dans les tropiques.
Ainsi, une perturbation à 10 km aura
4
à
5
fois
plus d'effet qu'une perturbation à
20
km
où
la
pression
est plus faible (Wang et al.,
1980).
C'est ainsi que,
bien que
la quantité d'ozone troposphérique ne représente que 10
% de l'ozone atmosphérique,
elle possède une plus grande opacité
que
les
90
% d'ozone
stratosphérique.
Le
coefficient
d'absorption
K(p)
de l'ozone est lié à la pression
p,
par
la
relation:
K(p) = K( p/p
)\\ (Kondrat'yev,1965).
o
0
K
est le coefficient d'absorption dans les conditions
normales
o
de température (273 K) et de pression
Po (1013 hpa).
Dans le cas
d'une atmosphère isotherme,
la pression p est liée à
l'altitude
par la relation:
p = Po exp(-az)
( a = g/RT).
7

---

Le coefficient d'absorption a alors pour expression:
K(p) = Koexp(-Bz)
(B = a/4).
Une
modification
dans
le
profil
vertical
de
l'ozone
peut
affecter le climat même si la quantité globale reste sensiblement
inchangée.
Ainsi, le climat troposphérique est plus sensible aux
modifications
de
la
distribution
verticale
de
l'ozone
troposphérique que celle de la stratosphère (Fishman et
Crutzen,
1978 b,
Fishman et al.,
1979 a, Ramanathan et Dickinson,
1979,
Ramanathan et al., 1985, Bojkov, 1969, 1976, 1983, 1984).
En
raison de son action protectrice de la vie sur terre
et
de
ses effets climatiques d'une part,
et du rôle central
qu'il
joue
dans
le
contrôle
de
la
composition
chimique
de
la
troposphère d'autre part,
la communauté scientifique
a toujours
accordé à ce gaz une attention particulière,
un intérêt toujours
croissant.
La
présence de l'ozone dans l'atmosphère de la terre a
été
découverte
par
Schônbein en 1845 (Nicolet,1978).
A la
fin
du
XIXème siècle,
on savait déjà que la totalité du spectre solaire
n'atteignait pas le sol,
une coupure étant observée vers 300 nm.
Les progrès faits dans la mise au point des instruments d'optique
entre 1920 et 1930 ont permis à Fabry et Buisson à
Marseille,
à
Dobson
à
Oxford,
et
à
Gôtz
à
Arosa,
d'améliorer
les
connaissances
sur
l'ozone
atmosphérique,
et
d'apprécier
sa
distribution
verticale.
90 % de cet ozone est concentré dans la
stratosphère au voisinage de 25 km correspondant à une couche
de
3 mm d'épaisseur optique (Muller, 1982).
L'étude de l'ozone troposphérique a commencé à se développer
autour
des
années 30 avec la réalisation des
sondes
chimiques
utilisant
l'iodure
de potassium.
Ces nouvelles techniques
ont
permis de réaliser des mesures au sol et
plus tard,
des
études
de distribution
à partir des sondages (Caner,1935i Regener,1938i
A.
& H. Ehmert, 1941ai Effenberger, 1948). Autour des années 50,
plusieurs
sites
existent où est mesurée __ la concentration
de
l'ozone
au
sol.
Ces
mesures
intéressent
non
seulement
les
chimistes mais aussi les physiciens et les
dynamiciens.
L'année
internationale
de
géophysique (1956-1957)
est,
entre
autres,
consacrée
à l'étude de l'ozone dont les profils de
distribution
verticale deviennent disponibles.
Après 1957 le développement de
la recherche au dessus de 100 km d'altitude par l'utilisation des
satellites
relègue
au second plan la recherche
stratosphérique
jusqu'aux
années
70.
Le développement de l'aviation
civile
a
permis
de relancer la recherche stratosphérique
en
particulier
celle
sur
l'ozone surtout après la découverte de
Stolarski
et
Cicerone
(1974)
concernant
la
destruction
de
l'ozone
stratosphérique par les radicaux libres du chlore.
8

---

1. 1
OZONE STRATOSPHERIQUE -
FORMATION ET DESTRUCTION
D'une
manière
générale la formation et la
destruction
de
l'ozone
sont deux processus qui sont en compétition.
Par soucis
de clarté nous présentons chacun des deux processus séparement.
1.1.1
Formation
Le
premier
mécanisme conduisant à la formation de
l'ozone
dans la stratosphère a été imaginé par Chapman (1930).
L'oxygène
produit
par
la
photosynthèse
des
végétaux
arrive
dans
la
stratosphère
où,
sous l'action du rayonnement solaire,
il
est
dissocié en oxygène atomique. Cet atome d'oxygène réagit avec une
molécule
d'oxygène
pour
former
une
molécule
d'ozone.
Cette
molécule d'ozone, sous l'effet du rayonnement solaire ultraviolet
se
dissocie
à son tour en oxygène atomique et
moléculaire.
Il
s'établit
un équilibre entre la formation et la
destruction
de
l'ozone.
Cette
théorie
a été reprise par d'autres
auteurs
et
reste encore actuelle (Junge,
1962;
Fabian,
1973,
stolarski,
1988)
:
1)
O
+ h\\J
*
*
--------------> 0 + 0
2
2)
O
+ 0 *
(formation)
--------------> 0
2
3
3)
0
+
h).>
+ 0 *
(
destruction)
--------------> O
3
2
A
partir
des années 50,
les
premières
observations
des
constituants
en
trace
dans
l'atmosphère
comme
l'hémioxyde
d'azote,
le
monoxyde
de
carbone,
le
méthane
ainsi
que
la
découverte
des
radicaux
hydroxyles
(OH)
sont
faites.
Des
mécanismes
photochimiques
plus
complexes
de
formation
et
destruction de l'ozone stratosphérique sont alors développés.
1.1.2
Destruction
La
destruction
de l'ozone stratosphérique est envisagée
à
travers
des modèles qui font intervenir l'oxyde nitreux (N20) et
tous les réservoirs de chlore.
L'oxyde nitreux,
inerte dans
la
troposphère
conduit
à
la production de NO
(Crutzen,
1971
Nicolet
et Virgison,
1971). Les NOx (N02 + NO) représentent les
principaux
catalyseurs
de
la
réduction
de
03.
Les
avions
supersoniques
de
transport
ont
été
soupçonnés
de
produire
quantités importantes de NOx.
Volant à des altitudes de
l'ordre
de 20 km, ils furent donc considérés comme des destructeurs de la
couche
d'ozone stratosphérique.
Ce risque s'est avéré
exagéré.
Les
chlorofluorocarbones
sont
utilisés
comme
réfrigérants,
laques, décapants électroniques, propulseurs d'aérosol etc •.. Ils
9

---

sont stables dans la troposhère. Par contre dans la stratosphère,
sous
l'effet
des rayonnements ultraviolets, il peut se produire
une
dissociation
et une libèration d'atomes de chlore qui
sont
très actifs et destructeurs d'ozone dans certaines conditions. La
communauté internationale,
consciente du danger, est en train de
réglementer l'utilisation de ces réservoirs de chlore.
certaines théories photochimiques attribuent l'existence
du
trou
d'ozone
qui
apparaît
au - dessus
de
l'Antarctique
à
la présence du chlore due au CFC (stolarski,
1988:
Molina
et
al.,
1987:
Crutzen
et
Arnold
1986:
Tolbert
et
al., 1987).
L'équilibre entre la formation et la destruction peut alors
être
rompu en faveur de la destruction suivant les mécanismes
+
hY
+
*
--------------->
°3
°2
°
CFC
+
h).J
---------------> Cl
+
M
Cl
+
---------------> CIO +
°3
°2
CIO
+
*
°
---------------> Cl
+
°2
N 0
+
*
---------------> NO
+
NO
2
°
NO
+
---------------> N0
+
°3
2
°2
\\
f
sommet
dl' la
i-.
st rotos phèrl'
maximum
d"ozonl'
Pôll' Nord
EQuatl'ur
Pôll' Sud
Figure 1.3:
Circulation atmosphérique d'après Stolarski (1988)
En
1985,
des chercheurs britaniques ont publié un
rapport
dans
lequel
ils
ont
fait
état
d'une
diminution
de
la
concentration
d'ozone de près de 40 % entre
12 et
24
kms,
de
1977 à 1984 au-dessus
de la baie de Halley en Antarctique. Cette
découverte
confirmée par d'autres chercheurs fait l'objet
d'une
préoccupation particulière de la communauté internationale. si ce
phénomène
devait
durer
et s'étendre,
il pourrait
en résulter
de
graves
conséquences sur la vie
dans
notre
planète.
Cette
diminution
connue sous le nom du trou d'ozone est observée entre
les
mois
d'août
et
de septembre avec
une
décroissance
très
10

---

prononcée
à la fin du mois de septembre.
Elle se développe
à
l'intérieur .. du vortex polaire.
Les mécanismes responsables
de
cette
diminution
d'ozone
stratosphérique ne
sont
pas
encore
complètement élucidés. Plusieurs études existent.
Deux
principales théories (*) sont avancées pour expliquer
ce trou
d'ozone, l'une
dynamique et l'autre chimique.
La
théorie dynamique explique le trou par des processus
de
transport (Tung et al., 1986 ; Mahlman and Fels, 1986, stolarski,
1988).
Des
masses
d'air
riches
en
ozone
se
déplacent
de
l'équateur
vers le pôle Nord et le 60ème degré de latitude
Sud.
Elles
se déplacent également du pôle Sud vers le 60ème degré
de
latitude Sud comme le montre la figure 1.3 (Stolarski,1988). Dans
cette
théorie,
l'ozone
n"est pas détruit;
il
est
simplement
déplacé
d'une
région à une autre de sorte que le
bilan
global
reste inchangé.
Dans
la théorie chimique,
l'ozone est détruit
(Farman
et
al., 1985 ; Solomon et al., 1986; McElory
et al., 1986 ; Crutzen
and
Arnold,
1986).
Plusieurs
mécanismes
sont
envisagés.
La
plupart
d'entre eux font intervenir
les
réservoirs
de chlores
(chlorofluorocarbones
chlorures
de
nitrate,
acide
chlorhydrique •• )
et les acides nitriques et sulfuriques (McElory
et al.,
1986,
Toon et al.,
1986,
Crut zen et Arnold, 1986). Au
printemps,
le
rayonnement
solaire
facilite la
libération
du
chlore atomique et du monoxyde de chlore qui sont actifs dans
la
destruction
de
l'ozone
(Tolbert et al.,
1987).
A
ce
sujet,
plusieurs
cycles
catalytiques existent qui mettent en
jeu
des
radicaux
libres d'halogènes.
McElory et al.,
(1986)
ont
fait
intervenir
le
monoxyde de chlore (CIO) et le monoxyde de
brome
(BrO)
; Crutzen et Arnold (1986) Tolbert et al.,
(1987) utilisent
l'acide
hypochloreux
(HOCI)
dont la photolyse
est
rapide
au
printemps. Parmi les réactions qui se font à basse température en
hiver,
citons
la
réaction
du
nitrate
de
chlore
avec
respectivement
l'eau
et l'acide chlorhydrique (Tolbert et
al.,
1987):
CION0
+
H 0
--------------> HOCI +
( 1 )
2
HNO]
2
HOCI
+
HOCI -------------->
Cl 0
+
H 0
( 1 ) ,
2
2
(déshydratation de l'acide hypochloreux)
CION0
+
HCI
-------------->
+
HN0
(2)
2
2
Au
printemps,
la
photolyse
de HOCI,
Cl20
et
Cl2
peut
rapidement
conduire à la production d'atomes de chlore.
Malgré l'existence de ce trou d'ozone qui,
pour
l'instant,
reste
une anomalie tout à fait localisée,
d'une façon générale,
les
variations
de la concentration de
l'ozone
stratosphérique
sont
faibles
;
de ce fait,
le bilan global reste
constant
à
grande échelle.
* Des études récentes font apparaître une seule théorie qui tient
compte des aspects photochimiques et dynamiques.
11

---

1.2 OZONE TROPOSPHERIQUE
1.2.1 Origine
Actuellement
deux
origines
sont
envisgées
pour
l'ozone
troposphérique,
une
origne
stratosphérique
et
une
formation
dans la troposphère à partir des réactions photochimiques.
A)
Origine stratosphérique
L'ozone
troposphérique
ne
constitue que 10 % de
l'ozone
total de l'atmosphère (Crutzen et al., 1983).
Au
début,
la
seule
origine
qui
était
envisagée
était
l'origine stratosphérique.
Selon cette théorie,
la distribution
de
l'ozone troposphérique est gouvernée par des injections d'air
riche
en
ozone en provenance de la stratosphère qui en
est
le
réservoir.
Ensuite
il
est détruit
au sol par
dépôt.
L'ozone
apparaît
comme un gaz inerte dans la troposphère.
Cette théorie
a
été
émise
par Regener
(1941,
1943).
Elle
sera
largement
répandue
et
retiendra
toute
la
pensée
scientifique
pendant
longtemps (Junge,
1962;
Aldaz,
1969; Fabian et Junge, 1970 ;
Fabian
1974
;
Chatfield
et
Harrisson,
1977
;
Fabian
et
Pruchnewicz,
1977;
Danielsen et al., 1970, Viezee et al 1980).
La
tropopause
n'est
pas
une
entité
homogène
et
uniforme
(cf.fig.l.4).
Elle présente des cassures au niveau des tropiques
à
travers lesquelles se font les transferts de
la
stratosphère
vers
la
tropopause
conformément
à
la
cellule
de
Hadley
(
Danielsen 1960, 1968; Newell, 1971).
(MBI
.... f - _ . l . . - _ " ' - _ - ' - _ - - - ' - _ - - - '_ _.l..-_-'--_--'-_---L_----'_ _.l..-_"'-_-'-_......J..._-+
10
)Il
s:
D'
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70
60
50
40
10
20
10
0
10
20
10
40
50
60
70
NOR~
LATITUDE (DEGRES)
~qure
1.4:
Echanges entre la stratosphère et la troposphère à
oavers la tropopause dans la zone intertropicale
12

---

B) Origine .photochimique
a) Mécanismes de formation
La
théorie
stratosphérique considère l'ozone comme un
gaz
chimiquement
inerte
dans la
troposphère.
C'est
pourtant
un
puissant
oxydant
qui peut être formé ou
détruit.
Des
schémas
réactionnels
complexes
avaient
déjà
été
imaginés
pour
sa
formation
(Haagensmith 1952,
Renzetti,
1955,
1959:
Frenkiel
1955,
1957,
Leighton,
1961). Frenkiel avait suggéré qu'en plus
des
injections
stratosphériques,
l'ozone pouvait être
produit
in situ
à
partir
de
la
dissociation
de
N02
en
présence
d'hydrocarbures naturels,
même dans une atmosphère rurale.
Il a
fallu
attendre
les
années
70
pour
relancer
la
théorie
photochimique
(Ripperton
et Vukovich 1971).
Levy
(1971)
émet
l'hypothèse
selon
laquelle,
dans
l'atmosphère,
il
existe
suffisamment
de
radicaux
hydroxyles pour
initier
des
cycles
photochimiques.
Il propose l'un des mécanismes qui sert de pivôt
à
la chimie de la troposphère,
la production des hydroxyles
en
présence de la vapeur d'eau:
(1)
+
h~ ----------> 0 (10)
+
À < 320 nm
(2)
O( 10) +
----------> 2 OH
Les radicaux hydroxyles produits à partir des deux réactions
couplées précédentes, jouent un rôle de premier plan dans d'autres
mécanismes
chimiques
de
la
troposphère
notamment
ceux
qui
régénèrent
l'ozone
à
partir
de
l'oxydation
du
monoxyde
de
carbone,
du
méthane ou autres hydrocarbures (Levy
1971,
1972,
1973,
1974,
Wofsy,
1972)
;
Crutzen 1973, 1974,
: Davis et al,
1976 : McConnell et al, 1971).
Dans
la
troposphère,
par
rapport
à
la
théorie
stratosphérique,
la
théorie photochimique donne
une
meilleure
explication des observations suivantes:
- des
concentrations élevées d'ozone sont mesurées dans
la
troposphère
alors
qu'en même temps dans la
basse
stratosphère
d'où devrait provenir cet ozone, les niveaux sont faibles.
- on observe des augmentations de concentration d'ozone dans
les environnements pollués (Hesstvedt, 1975, 1978, Isaksen, 1977,
Hov,1977).
- des
villes
fortement industrialisées
peuvent
être
des
sources
non
négligeables
de précurseurs et
sont
susceptibles
d'altérer
de
façon substantielle la composition
de
l'air
des
sites ruraux éloignés (Chameides et Stedman 1977);
- les
épisodes
de pollution à l'échelle régionale
pendant
lesquels
des
concentrations d'ozone peuvent dépasser
100
ppbv
durant plusieurs jours,indiquent une grande influence anthropique
sur
l'ozone près du sol en Europe et aux Etats
Unis
d'Amérique
(Cox et al., 1975; Vukvich et al., 1977; Wolff et 1977, Guichérit
13

---

et Van Dop 1977, Wolff et Lioy, 1980);
- En
provenance
des
explosions
nucléaires,
le
stratosphérique
est
réinjecté
dans
les
basses
couches
de
l'atmosphère et peut, par conséquent, être utilisé comme traceur;
or il arrive qu'aux mêmes endroits et au même moment, le 14C02 et
l'ozone soient fortement
anti-correlés (Fishman et al 1979).
Fishman
et Crutzen(1978) ont montré qu'environ la moitié de
l'ozone
transporté
depuis la stratosphère est détruite par
des
processus photochimiques avant d'atteindre le sol.
L'origine
de
l'ozone
troposphérique
a
été
longtemps
discutée. D'un côté, Junge (1962), Fabian et Pruchniewicz (1977),
Chatfield et Harrison (1977),
Singh et al.,
(1978);
Hussain et
al.
(1979), pensaient que la seule source était stratosphérique.
D'autres
par
contre
estimaient
qu'à
côté
de
la
source
stratosphérique,
pouvait
exister une production locale par voie
photochimique.
Cette
dernière
pouvant
être
dans
certaines
conditions, prépondérante (Crutzen 1973;
Crutzen et
al., 1983,
1985 ; Chameides, 1973, 1978 ; Chameides et Stedman, 1977 ; Evans
et al.,
1974,
1977;
Fishman,
1980, Fishman et Crutzen 1987 ;
Fishman et al., 1979, 1983, 1985, 1986 ; Günter, 1987; Hidalgo et
Crutzen 1977 ; Kelly et al., 1984; Liu et al., 1980 ; Liu, 1985 ;
Logan,
1985;
Lopez et al.,
1982;
Marenco,
1986; Seiler et
Fishman 1981;
stewart,
1977).
Bojkov (1984) et Fishman (1984)
faisant l'historique du débat, concluent que les deux
processus,
physique
et chimique jouent,
un rôle important dans le contrôle
du
bilan
d'ozone
troposphérique,
ainsi
que
l'avaient
déjà
affirmé:
Fishman et al.,
1979; Gidel et Shapiro, 1980; Galbally
et Roy, 1980.
La
production photochimique de l'ozone
troposphérique
est
désormais bien établie.
Elle est souvent plus importante que les
apports stratosphériques (Logan,
1985,
Marenco,
1986). D'après
cette
théorie,
l'ozone
peut
être produit et détruit
dans
la
troposphère
par des réactions chimiques qui font intervenir
des
radicaux libres. Il est formé à partir de l'oxydation du monoxyde
de
carbone
(CO),
du méthane CH4 et
autres
hydrocarbures
non
méthaniques en présence
des oxydes d'azote (NOx). Il est détruit
par les radicaux HOx (Chameides et Walker,
1973; Crutzen, 1973,
1974 ; Fishman et Crutzen 1978, Liu 1983; Kelly et al., 1984).
Le N02 constitue le principal précurseur de l'ozone suivi du
CO,
du
CH4
et des hydrocarbures non
méthaniques.
En présence des molécules d'oxygène et d'un troisième corps,
la photolyse des N0 2 conduit à la formation d'03 ( Penkett et al.
1988, Altsuller 1986) suivant le mécanisme :
N0
+
h~
-----> NO + 0(3p)
À< 400 nm
2
0(3p) + O
+ M -----> 0
+ M
2
3
14

---

L'ozone
formé
au
cours de ce mécanisme
réactionnel
peut
réagir
rapidement
avec
les
NO
suivant
la
réaction :
NO
+
0
---------->
+ M·
3
N0 2
Pendant la journée,
très souvent,
la compétition entre les
deux mécanismes de formation et de destruction d'ozone se traduit
par un
gain en ozone dans la troposphère. En effet, les radicaux
de peroxy,
formés à partir de l'oxydation
des
CO,
CH4, et des
hydrocarbures non méthaniques, réagissent avec les NO pour former
les N02 dont la photolyse conduit de nouveau à la formation de 03
(R02
+ NO ---> RO + N02).
On pense, à l'heure actuelle,
que la
photolyse
des N02 constitue le premier mécanisme
de
production
photochimique
de 03 dans la troposphère en présence des radicaux
peroxy (Fehsenfeld, 1988).
Les
oxydes
d'azote
(NOx)
interviennent
aussi
comme
catalyseurs
dans la chaîne d'oxydation des hydrocarbures (Liu et
al.,
1983;
Crutzen,
1983;
Crutzen 1973,
1974;
Fishman and
Crutzen 1978
Oelany, 1985 ; Howard et Even, 1977). Ils peuvent
directement conduire à la formation de l'ozone (Altshuller, 1986,
Crutzen, 1988).
La
plupart des processus de formation d'ozone à
partir
de
l'oxydation
des
composés
en
trace
dans
l'atmosphère,
font
intervenir
les
radicaux
hydroxyles
produits à
partir
de
la
photodissociation
de
l'ozone, en
présence
de
vapeur
d'eau
(Levy,1971, 1972) à travers les réactions (1) et (2)
(voir supra,
page
14) ou en présence du méthane suivant la
réaction
faisant
intervenir le 0(10) de (1):
0(10) +
CH
----------> CH +
OH.
4
3
Plusieurs mécanismes de production de l'ozone sont envisagés:
1) Oxydation du méthane
R1
OH
---------->
R2
CH
+
3
---------->
R3
CH 0
+
N0
3
2
---------->
2
R4
N0
+
o
;.. < 400 nm
2
---------->
R5
CH 0
+
3
---------->
+
H0 2
R6
H0
+
2
---------->
+
OH
R7
N0
+
+
o
).. < 400 nm
2
---------->
R8
CH 0
+
2
---------->
+
CO
R9
20
+
20
+
M
2+ M ---------->
R10
CH
+ 40
+ hV ---------> CO
4
2
15

---

Remarquons,
ainsi
que nous le verrons plus
loin,
que
la
réaction R6 est en compétition avec la réaction de destruction de
0
----------->
3
(NO
+
0 3
N02 + O2 ).
McConnell
et al.,
(1971) et Wofsy et al.,
(1972) trouvent
que
l'oxydation
du
méthane
par les
hydroxyles
est
la
plus
importante source du monoxyde de carbone de l'atmosphére.
2) Oxydation du CO
R11
co
+
OH
----------> CO + H
2
R12
H
+
O
+ M ----------> H0 + M
2
2
R6
H0
+
NO
----------> OH + N0
2
2
R7
N0
+
~
----------> NO + a À < 400 nm
2
R13
a
+
O
+ M ----------> 0
+
M
2
3
R14
CO
+
20
----------> 0
+
CO
2
3
2
Notons
qu'au
cours
de
ces
deux
oxydations,
les
NOx
interviennent en tant que
catalyseurs de
réaction.
En
effet,
la
production
de
03 dépend énormément de la
quantité
des
NO
disponibles. Lorsque la concentration en NOx est trop faible, les
réactions (R6) et (R7) n'ont pas lieu.
Dans ce cas, les radicaux
H02 disponibles réagissent avec l'ozone:
H0
+
----->
+
2
0 3
20 2
OH
(K = 1,4.10-14 exp(- 380/T)
cm3 mol-1s-1 )
D'autre part, les hydroxyles peuvent réagir avec 0 3
0 3 + OH -----> H02 + O2
(K = 1,5.10-12 exp( -1000/T) cm3 mol- 1s-1 )
En
raison
de
la
faible
vitesse
de
réaction,
les
H02
réagissent préférentiellement avec 03,
lorsque la
concentration
des
NO est
très faible (Fishman et al.,
1979).
A partir d'une
concentration
de
NO supérieure à 5 pptv,
la production
de
03
augmente avec [NO] (Fishman et Crutzen,
1977: Liu et al, 1980).
Altshuller
(1986)
confirme cette augmentation;
toutefois
elle
n'est pas linéaire.
Lorsque l'intensité de la source de NOx
est
trop
forte,
on
observe
une diminution d'ozone
avec
celle-ci
(Prieur, 1983).
L'oxydation
des
hydrocarbures
non
méthaniques,
en
particulier
l'isoprène,
conduit
entre
autres
produits
à
la
formation
de CO tout comme le méthane.
En présence des NOx,
il
peut y avoir formation photochimique de 03 (Fishman et al., 1979;
Crutzen,
1979,
Fehsenfeld, 1983), mais
peu
d'auteurs les
ont
16

---

inclus dans leur modèle car :
- les
mécanismes
décrivant
leur
oxydation
sont
très
complexes.
- la durée de vie de ces hydrocarbures est faible.
- la participation des hydrocarbures non méthaniques dans la
production de 03 est faible (Fishman 1985).
Dans
son modèle,
Prieur (1983) trouve une influence
assez
marquée de l'isoprène sur l'ozone.
b) Précurseurs de l'ozone
Les
précurseurs de l'ozone sont des composés qui,
dans les
mécanismes réactionnels, participent à sa formation.
La
formation de l'ozone à travers une photochimie lente
est
la
source
la plus importante dont il faut tenir compte dans
le
bilan global de l'ozone troposphérique.
A cet effet,
le CO,
le
CH4,
les
hydrocarbures
non
méthaniques
jouent
un
rôle
non
négligeable (Crutzen 1974,
Chameides et Walker 1973,
Fishman et
Crutzen
1978).
D'après
Fishman et Seiler (1983) et Fishman
et
Crutzen (1979a), ils constituent une source importante de 03 dans
la
troposphère.
La production de 03 par cette voie est
limitée
seulement par les NOx disponibles (LOGAN, 1981).
Plusieurs
types
de
sources
de
ces
précurseurs
sont
actuellement
envisagés:
une
source
industrielle,
une
source
automobile,
une
source naturelle et une source liée aux feux de
la biomasse.
La source industrielle est liée à la combustion des
produits
pétroliers;
la source automobile est considérée
comme
non
négligeable (seiler,
1974).
Cette source est
prédominante
dans
l'hémisphère
Nord
où
se
trouvent
des
pays
fortement
industrialisés. La source naturelle du CO provient de l'oxydation
du
méthane
et
des hydrocarbures non méthaniques tels
que
les
terpènes
et isoprènes (Marenco et Delauney
1980;
Rasmussen
et
Went 1965;
Robinson et Robins 1979; Levy 1979; Cruz en et Fishman
1977;
Zimmerman et al., 1978; Kleindlenst et al., 1982). De plus
les sols tropicaux des savanes et des forêts émettent directement
du CO (Conrad et Seiler,1982;
Marenco et
Delauney,
1980).
Les
feux
de
végétation
allumés
par
l'Homme,
émettent
d'énormes
quantités
d'effluents
dans l'atmosphère;
ils
constituent
la
source anthropique de précurseurs d'ozone.
Le
CO
serait également émis directement
par
les
plantes
(Wilks,
1959).
Les
forêts tropicales fournissent des quantités
importantes
de
CO,
CH4 et les
hydrocarbures
non
méthaniques
notamment
en période de feux (Seiler et Crutzen 1980;
Delany et
al 1985;
Crutzen et al.,
1979;
Logan et al.,
1981; Marenco et
Delaunay, 1980; Greenberg et al., 1984; Gregory et al., 1986).
Le
méthane peut être produit par des micro-organismes
dans
les termitières (Seiler et al., 1984; Breznak, 1975; Zimmerman et
al.,
1982;
Rasmussen,
1983).
D'après
Keller
et
al.,
1987,
17

---

Matthews
et
al.,
1987,
les sols peuvent agir comme source
ou
puits
de
méthane.
Ils
ont
montré
que
beaucoup
de
reg10ns
d'Afrique centrale sont des sources potentielles de méthane.
Des
études
plus récentes ont confirmé et précisé ces
résultats
sur
l'Afrique centrale (Tathy et Delmas, 1990).
Les
NOx,
bien
qu'agissant
souvent
comme
catalyseurs
constituent les principaux précurseurs d'ozone.
Ils participent à
tous
les
mécanismes
de
formation
d'03.
En
concentration
insuffisante,
l'oxydation de CO entraîne
une destruction plutôt
qu'une
formation
de
03.
C'est dire leur
importance
dans
la
production
photochimique de l'ozone (Fishman et Crutzen,
1977;
Liu,
1977;
Chameides 1978;
Fishman et al., 1979 ; stewart et
al.,
1977; Fehsenfeld et al."
1983 ; Parrish, 1986 ; Howart et
Even,
1977).
En
présence
des radicaux hydroxyles OH, les
NO
peuvent être transformés en acide nitrique:
x
N0
+ OH + M -----> HN0
+ M (Liu 1983) qui
sont,
lorsque
2
3
les conditions s'y prêtent, restitués aprés photolyse
HNO
+ h~ -----> OH + NO
3
2
L'acide
nitrique
sert donc de réservoir
de
NOx.
Ceux-ci
peuvent ainsi augmenter leur durée de vie et être transportés par
ce biais sur de longues distances (Liu 1983).
Plusieurs sources de NOx ont été identifiées:
stratosphère,
océans,
sols, éclairs, combustion des produits fossiles et de la
biomasse.
Il
est maintenant bien établi que dans la
troposphère,
la
production
photochimique
n'est
pas
contrôlée
par
les
NOx
d'origine
stratosphérique
comme
l'ont
suggéré
Liu
et
al.,
(1980).
et
que
l'origine
océanique des
NOx
est
négligeable
(Zafririou
et Farlan 1981,
Crutzen 1983).
La contribution
des
éclairs
reste
encore un sujet discuté.
La plupart des
auteurs
s'accordent sur son existence mais ne lui attribuent pas la
même
importance (Altsuller, 1986 ; NOx, 1986; Tuck, 1976; Chameides et
al.,
1977; Dawson, 1980; Hill et al., 1980; Levine et al., 1981;
Crut zen
et al.,
1985).
Lors du projet CITE1 mené en
1983,
en
étudiant
des nuages électriquement actifs,
des valeurs de
[NO)
supérieures à 500 pptv ont été enregistrées par des scientifiques
de
la NASA dans la zone intertropicale,
au-dessus du
pacifique
(NASA, 1990) ; la concentration normale est de 20 pptv. La source
anthropique est par contre importante.
Elle concerne surtout les
pays
industrialisés d'Europe et d'Amérique du Nord car elle
est
liée à l'activité industrielle (Sôderland et Svensson, 1976).
La
combustion de la biomasse constitue également une source
importante de NOx (Seiler and Crutzen 1980,
Wong,
1978, Crutzen
et al.,
1979;
Greenberg et al.,
1984;
Logan, 1983; Andreae et
al.,
1988).
Cette
source est d'autant plus importante
qu'elle
intéresse
d'énormes étendues de savanes et de forêts
d'Amérique
du Sud et d'Afrique (Seiler et Crutzen 1980, Wang 1980).
18

---

I.2.2
Destruction
A) Destruction par dépôt au sol
Jusqu'aux années 70,
l'ozone atmosphérique a été
considéré
comme un gaz inerte dans la troposphère qui se détruit uniquement
par
dépôt au sol.
Actuellement on considère d'autres formes
de
destruction
mais le dépôt au sol reste la voie par laquelle
la
plus
grande partie de l'ozone est détruite.
Les conditions
qui
gouvernent
cette
destruction
ont
été
examinées
par
Regener
(1957).
La
vitesse de dépôt Vg de l'ozone est estimée à partir
des
mesures
de
flux.
Plusieurs
processus
(météorologiques,
dynamiques,
chimiques,
etc .. )
influencent les
échanges
entre
l'atmosphère
et le sol.
Hicks et al.,
(1985) ont développé
un
modèle
physique
basé
sur
les "résistances"
associées
à
ces
processus
qui
a été repris par Meyers
et
Yuen
(1987).
Cette
vitesse
de dépôt est
définie par Vg = 1/[03] où le flux 1 et la
concentration
d'ozone sont mesurés au sol. La mesure directe
du flux d'ozone au sol est difficile.
On peut cependant
estimer
sa
valeur
dans la couche adjacente au sol qui dépend alors
des
conditions aérodynamiques.
Ces conditions sont prises en
compte
en considérant les mécanismes de transport en terme analogique de
résistances,
l'une,
Rm, concerne la couche de mélange, l'autre,
Rs,
la
couche
de surface.
En désignant Rg,
l'inverse de
Vg,
Galbally (1980)
propose la relation qui permet d'estimer 1 soit:
1 = [03]z/(Rm +Rs + Rg).
[03]
représente la concentration d'ozone mesuré à la hauteur
z
z
et où Rm et Rs ont respectivement pour expression:
2
Rm = u(z)/u. '
Rs = l/(BU.).
u(z) désigne la vitesse horizontale mesurée à la hauteur z et u.,
la
vitesse de friction.
l/B est une grandeur sans dimension qui
dépend de la nature de la surface.
Vg
dépend également de la nature et de l'état
du
sol;
le
dépôt
au
sol varie avec l'humidité,
l'état de rugosité
de
la
surface, le couvert végétal
(Regener,1957; Galbally,1971; Turner
et
al.,
1974).
La destruction de l'ozone par la végétation
se
fait
à
l'intérieur
de
la plante lorsque
les
stomates
sont
ouverts (Rich et al.,
1970; Thorne et Hansen, 1972 ; Bennett et
Hill,
1973a; Turner et al., 1974 ; Wesly et al., 1978, Hill and
Chamberlain,
1974).
Ceci
expliquerait
une
vitesse
de
dépôt
beaucoup
plus grande le jour que la nuit au-dessus des
couverts
végétaux et notamment des forêts.
19

---

La
vitesse moyenne de destruction d'ozone par dépôt au
sol
29
est
comprise,
estime-t-on, entre
2 et 6 x 10
molécules
par
seconde soit 0,5 à 1,5 x 1011 kg par an (Galbally et Roy, 1980).
Sur la neige, la vitesse de dépôt est nettement plus faible.
Sur
les
océans
d'après
Aldaz,
1969
;
Wilbrandt,
1975,
la
destruction est 10 fois plus faible que sur le continent.
Bien
que
souvent dominant,
le dépôt au sol
n'est pas
la
seule
voie de destruction de l'ozone.
Il existe des mécanismes
photochimiques et chimiques contrôlés par les oxydes d'azotes
et
les radicaux OH.
B. Destruction
par les NOx
Selon
le
modèle de stewart et al (1977),
la
plus
grande
formation
d'ozone est obtenue pour une concentration de NOx
0,5
ppbv.
Pour
des quantités plus importantes de NOx,
l'ozone
est
détruit suivant les réactions (prieur, 1983) :
N0
+ 0
----------> N0 + O (1,2.10-13 e -2450/T)
2
3
3
2
13
NO
+ 0
----------> N0 + 02 (9.0;10
e -1200/T)
3
2
Ce
mécanisme
réactionnel
de
destruction
de
03
est
prépondérant pendant la nuit. Il existe une valeur minimale de la
concentration
des NOx en dessous de laquelle i l y a
destruction
de
l'ozone.
Au-dessus
d'une
certaine valeur
maximale
de
la
concentration
des
NOx,
il y a également destruction
de
1'03.
D'une
manière générale,
les auteurs ne s'accordent pas sur
les
valeurs
extrémes de la concentration de NOx.
La difficulté
est
liée
au
fait que les modèles utilisés ne fonctionnent pas
dans
les mêmes conditions.
En effet,
la production ou la destruction
de
l'ozone à partir d'une concentration donnée de NOx dépend
de
la
concentration
des
autres
précurseurs,
notamment
des
hydrocarbures
tels
que les isoprènes
et
monoprènes
(Ganesan,
1981; Lurmann et al 1983 ; Prieur, 1983).
C. Destruction par oxydation du CO et du CH4
Dans
un milieu très pauvre en NO,
les H02 formés dans
les
chaînes d'oxydation de CO et CH4,
ainsi que les CH20 formés dans
la
chaîne
d'oxydation
de CH4,
détruisent les 03
suivant
les
réactions :
1) CH 0 +
-----> CO + H 0 + O
3
°3
2
2
/ .
,
{
,
,,
2) H0
+ 0
-----> OH + 20
2
3
2
1
{
"
i: "
\\
»
20

---

Les radicaux hydroxyles OH peuvent réagir également avec 0
(OH +
03 -----> H02 + 02).
3
Les
hydrocarbures non méthaniques peuvent,
dans les
mêmes
conditions,
détruire
l'ozone (Crutzen et al,
1985,
Killus
et
Whitten, 1984).
1.3
VARIATION DIURNE COHTINENTALE AU SOL
En
règle
générale,
la variation de
la
concentration
de
l'ozone
près du sol
pour un site, est liée à l'extension de
la
couche
limite planétaire (CLP) d'une part (fig.I.S A et B) et
à
celle du rayonnement solaire d'autre part.
Pendant
l'inversion
nocturne,
l'ozone
piégé
dans
cette
couche
stable va être détruit par dépôt au sol ou
par
réaction
chimique.
Le
matin,
la destruction de l'inversion nocturne
et
l'apparition du mélange convectif
favorisent l'arrivée au sol de
l'air
des couches supérieures plus riches en ozone
(Garland
et
Derwent
1979).
On
assiste
alors
à
une
augmentation
de
concentration d'ozone qui atteint son maximum en général au début
de l'après-midi. A partir de 18 heures, on observe une diminution
de la concentration.
A
B
,........
JO
ho
-:f
'-
/
E
I~
.'"c~.•
E
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~500 r-
Zonwl
Zon.l
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V
i
\\00 t\\.
/
!1
h
1
o
,
Ir
'2
•
•
"
k
Figure 1.5:
A)
Variation
journalière
de la hauteur
de
mélange
équivalente (Lopez et al., 1982)
B)
Variation diurne de [03] à Toulouse en 1977 (Lopez
et al., 1982)
L'évolution
du
rapport
de
mélange de 03 et celle
de
la
21

---

-
Jusqu'aux
années
80,
il était admis que dans les
régions
intertropicales,
la
concentration
d'ozone
troposphérique
est
faible
(figure 1.7),
qu'elle augmente aux
moyennes
latitudes
pour
atteindre
des
valeurs maximales entre
40·
et
50·,
les
concentrations
les
plus
élevées
se
trouvant
aux
latitudes
moyennes
de l'hémisphère nord
(pruchniewicz 19:3
;
Fabia~ et
Pruchniewicz, 1977 ; Fabian et al., 1979; Chattf~eld et Harr~son,
1977; Routhier et al., 1980 ; Seiler et Fishman, 1981).
Les
deux
théories
sur
l'origine
stratosphérique
et
photochimique
de
l'ozone troposphérique militent en
faveur
de
cette distribution car :
_ les échanges entre la stratosphère et la troposphère
dans
les
reg~ons
de
faibles latitudes et se font plutôt
dans
le
sens troposphère-stratosphère (fig.I.4);
_ les
précurseurs
d'ozone
d'origine anthropique
sont
en
concentrations
plus
élevées
dans
les
pays
du
nord
plus
industrialisés
(Pittock,
1977
;
Fishman et
Crutzen,
1978
Fishman et Seiler, 1983 ; crutzen et Gidel, 1983).
cependant
des
études
ont montré que la combustion
de
la
biomasse
est
une
source
importante
de
précurseurs
d'ozone
(Delany,
1985;
Crut zen et al.,
1985;
Gregory et al., 1986 :
Logan et al.,
1986:
Seiler et Crutzen,
1980, Wong 1978, Logan
1983)
et
que les régions intertropicales sont soumises
sur
de
très grandes étendues aux feux de végétation.
D'autre
part,
on
sait
que
les
forêts
des
régions
intertropicales
sont
des
sources
importantes
de
CO,
CH4,
d'hydrocarbures non méthaniques et de NOx.
Les
quelques
mesures disponibles en
zone
intertropicale
semblent
mettre
en
cause la
distribution
communément
admise
jusque-là.
Les
basses latitudes ne correspondent pas toujours à
des
faibles concentrations d'ozone.
C'est ainsi qU'à
Natal
au
Brésil
(6° ,3S·N),
Kirchhoff (1981,
1983,
1984) trouvent
des
concentrations
élevées
d'ozone dans la troposphère
moyenne
du
Brésil.
1.5 VARIATION SAISONNIERE
l
Lier
. ,
L'ozone
présente
une forte
variation
saisonnière.
D'un
!lter
manière générale, dans les latitudes moyennes, le maximum d'ozor
apparaît ~u printemps ou en été et le minimum en hiver
(Marenc<
1986:
s~ngh,
1980;
Oltman 1981 ; Logan, 1985 ; Singh et al
1978;
V~ezee et al.,
1982;
Chatt~ield and Harrison,
1977b
Mohnen et al.,
1977:
Mueller and H~dy,
1983:
Shaw and Pau
1983 : Pratt and al.,1983). En effet, en
été ou au printemps
existe des conditions favorables:
'
- ensoleillement plus long et plus intense;
émissions anthropiques de NOx, CO et hydrocarbures:
- situation
anticyclonique
avec stagnation
des
pollua
24

---

dans la couche limite planétaire (C.L.P.).
.
Cette
for~e. variabilité saisonnière s'explique par
1mporta~te. ~ct1v1té photochimique en été ou au printemps.
une
est.â 1 or1g1ne des fortes concentrations
observées
durant Elle
pér10des
dans
les régions les plus industrialisées et les
ces
peuplées des Etats Unis et d'Europe Centrale.
plus
Les
quelques
mesures
dont
on
dispose
dans
la
zone
intertropicale
font
apparaître
une variation
saisonnière
que
certains
auteurs
attribuent
à
des
injections
d'ozone
stratosphérique
(stallard et al,
1975,
Fabien et Pruchniewicz,
1977).
D'autres
comme
Kirchoff
(1984) l'expliquent par
une
activité photochimique.
j
(
1.6 CONCLUSION
Cette
revue des données bibliographiques sur l'ozone nous a
permis
de
mettre
en évidence les
processus
de
formation
et
destruction de l'ozone.
Deux
théories expliquent la formation et la destruction
de
l'ozone :
- la
théorie
dite
stratosphérique
qui
considère
la
stratosphère
comme zone source et la troposphère comme un
puits
d'ozone.
La
destruction
de
l'ozone dans
la
troposphère
est
attribuée au dépôt au sol.
- la théorie dite photochimique qui explique la présence
de
l'ozone
dans
la
troposphère
à
partir
des
mécanismes
photochimiques
au
cours
desquels l'ozone peut
être
formé
ou
détruit.
Les
études sur l'ozone
dans la région intertropicale
sont
encore
peu
nombreuses
et
cela
malgré
les
immenses
sources
potentielles
des
précurseurs
représentées
par
les
grandes
étendues de forêts et de savanes.
En
dehors de quelques travaux isolés et ceux effectués dans
le cadre du programme TROZ,
il n'y a pas d'autres mesures sur le
continent
africain.
Notre
travail
se propose de
combler
une
partie
de
ce
vide et d'apporter
quelques
éléments
pour
une
meilleure
compréhension
de
l'ozone troposphérique
en
Afrique
Intertropicale.
25

---

II.1.1 situation géographique
Le
relief,
par ses éventuels effets orographiques
et
la
végétation
par ses émissions,
ont une influence locale sur
les
évolutions diurnes des gaz en trace.
~
P. C.A
\\
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t\\/~o
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Enyelle
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E Clualeur
0'
GABON
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i
0
100 200km
.. Kinshasa
!:3Forêt
Ili! Forêt inondée
___ ~
OSavone
12'
1 J.'
18" E
Figure II.2:
Carte de végétation du Congo
A.
Zone intertropicale africaine
La zone intertropicale africaine est limitée au Nord par les
déserts
du Sahara et de Lybie,
au Sud par le désert de Kalahari
(fig.II.1),
à
l'Est
et à l'ouest
respectivement
par
l'Océan
Indien
et l'océan Atlantique.
L'Afrique orientale est la région
la
plus
accidentée
de ce continent;
le
terrain
s'élève
par
paliers successifs,
jusqu'à 2000 m. La Cuvette congolaise est une
vaste
dépression qui occupe la partie centrale de l'Afrique.
La
forêt
équatoriale
s'étend
de
part
et
d'autre
de
l'équateur
sur une largeur de 100 km,
de la région
des
Grands
lacs
à l'océan Atlantique soit une longueur de près de 2 500 km.
nIe
est
entourée de savanes qui occupent
d'immenses
étendues
entre les latitudes 20· S et 15' N.
La surface des forêts et des
~vanes sont respectivement de 3,5 et
12 millions de km2 avec un
œux de déforestation moyenne de 0,5 \\ l'an (OIson et al, 1982).
27

---

Très inégalement répartie, la population de cette région est
faible. En forêt, la densité ne dépasse guère un habitant
au km2
alors
que
près des côtes,
au Nigéria par
exemple,
elle
peut
atteindre de fortes valeurs.
L'Afrique
est faiblement industrialisée
d'où,
l'existence
d'une
faible
pollution
anthropique
avec
cependant
quelques
exceptions
près
des
côtes
avec les torchères
de
forages
de
pétrole offshore.
B. Congo
situé
à
cheval sur l'équateur,
le Congo s'étend
sur
une
superficie
de 342.000 km2 entre les latitudes 3°30 N et
0
5 S
et
les
longitudes
11°
et 18·E.
Il occupe la
position
Ouest
de
l'Afrique équatoriale (fig.II.2).
L'essentiel
de sa végétation est constituée
de forêts
qui
occupent près de 60 % du territoire et de savanes boisées ou nues
(fig.II.2).
Sa population
(1,8 million)
se
répartit
de façon
inégale.
Elle est faible au Nord du pays,
région de forêt, plus
importante dans le Sud où domine la savane.
~ - ~ . _ - ~
o
~
lOk ..
(II • c~nhe méte.
UI. hlcullé det tciChCU
!l111.D.R.
o
o
Figure II.3:
Plan de situation de Brazzaville (Cros, 1977)
28

---

a) congo méridional
Le Congo méridional est un ensemble non homogène aussi bien
par
son
relief
constitué de quelques montagnes dont
les
plus
élevées
sont comprises entre 700 et 900 m,
des plateaux et
des
plaines que par sa couverture végétale composée à plus de 75 % de
savanes et de 25 % de forêts.
Nos
expériences
s'étant déroulées
à
Brazzaville,
et ses
environs. sur
la côte atlantique
et dans la
forêt du Mayombe à
Dimonika, une attention particulière sera portée sur ces sites.
Brazzaville (fig.II.3),
capitale de la République Populaire
du congo est une ville de plus de 700.000 habitants. Nous y avons
mené
une grande partie de notre travail de recherche.
Elle
est
située à la latitude 4'17 S et la longitude 15'16 E. Son altitude
moyenne est de 300 m.
Elle s'étend sur la rive droite du
fleuve
Congo à la pointe Sud du stanley Pool,
en face de la capitale du
Zaïre,
Kinshasa.
C'est une ville faiblement industrialisée.
La
plus
grande
partie de la pollution qui reste à des
proportions
faibles
(Cros 1977) est due à la circulation automobile
et
aux
feux domestiques.
La
plaine
côtière
est large de 50 à 55 km
et
se
relève
graduellement
jusqu'à
300 m d'altitude.
Vers
l'intérieur,
la
végétation
est
constituée
de savanes
arborées
et
de
forêts
galeries.
D'importantes
surfaces ont été nouvellement
plantées
d'Eucalyptus et de pins.
La
forêt du Mayombe fait partie de la reg10n du Kouilou
au
Sud-Ouest
du
Congo.
Elle s'étend parallèlement à
la
côte
de
l'océan Atlantique depuis le cabinda jusqu'au Gabon.
Le
relief
est
suffisamment
contrasté
pour
exercer
des
influences
sensibles
à
l'échelle régionale et
locale
(Samba-
Kimbata
1978).
Cette
région
est
constituée
de
plaines,
de
plateaux, de collines et des montagnes.
Le Mayombe,
région dont le relief est très accidenté sépare
la
zone
côtière de la dépression synclinale du
Niari.
Il
est
caractérisé
par
une
grande
dissymétrie.
C'est
un
massif
montagneux
de
type
appalachien à structure
plissée
dont
les
principaux
plis
sont
parallèles à la
côte
atlantique.
Cette
chaîne de montagnes est interrompue par de nombreuses dépressions
longitudinales
dont
la plupart sont empruntées
par
le
fleuve
Congo,
les
rivières Kouilou et Loemé.
Elle est orientée
Nord-
Ouest Sud-Est,
s'étend sur près de 450 km de long et se prolonge
au Zaïre, au Cabinda et au Gabon.
La couverture végétale est essentiellement constituée
d'une
forêt sempervirente dense et humide de type équatoriale. Elle est
constituée
de grands arbres dont les plus grands atteignent 60 m
de haut. Elle apparaît en quelques endroits sous formes de forêts
galeries.
Elle est parsemée de clairières recouvertes de savanes
anthropiques
où la forêt ne s'est pas reproduite.
29

---

1- DIHU~ICA
2- sile oc cnLeLA
3- YILLA:e De cnL~LA
Figure II.4:
situation des sites expérimentaux dans la forêt du
Mayombe (Clairac, 1987)
Le
Mayombe central est constitué d'une chaine de
montagnes
dont la plus élevée,
la chaîne Mbamba, varie entre 700 et 900 m.
Il
est situé à 80 km environ de l'océan Atlantique.
Deux
sites
ont
été
choisis
pour nos mesures
(fig.II.4),
la
station
de
DIMONlKA et le site de Koulila.
située
dans
une clairière entourée de
monts
couverts
de
forêts,
la station de Dimonika (SolOS, 12°30E) est au sommet d'un
chaînon
dont l'altitude est comprise entre 500 et 600 m environ.
Créée en 1975,
la station de Recherche Bioécologique de Dimonika
(STARDI) domine un petit village.
Le site de Koulila est situé en pleine
forêt,
inaccessible
aux véhicules,
à 2.500 m au Nord-Ouest du village de Koulila. Il
est
équipé d'un pylône de 45 m.
Autour du site,
la forêt
a un
sous-bois clairsemé.
b) Congo septentrional
contrairement à la partie Sud, le Nord Congo est un ensemble
homogène.
Ses
140.000
km2
sont
recouverts
d'une
forêt
sempervirente
inondée
en certains
endroits.
Cette
forêt
est
constituée
d'arbres
dont les émergents ne dépassent pas
40
m.
C'est
un
massif
forestier qui va du Rwanda
jusqu'aux
régions
côtières
du Cameroun et se prolonge plus ou moins
régulièrement
vers le Nigéria et l'Afrique de l'Ouest.
Son relief est assez uniforme avec des dénivellations qui ne
dépassent pas 60 m.
30

---

Deux sites nous intéressent dans cette région
Impfondo et
Enyelé.
Impfondo,
située
à la latitude 1·37 N et la longitude
18·
04 E, est une petite ville de près de 10.000 habitants
qui prend
place
au
bord
du
fleuve
oubangui.
Durant
la
campagne
D.E.C.A.F.E.
(Dynamique
et
Chimie
de
l'Atmosphère
en
Forêt
Equatoriale),
des
expériences ont été faites
à Impfondo et 20
km plus loin en pleine forêt
sous le couvert et dans une
petite
clairière.
Enyelé (2·55 N,
18· E) est
une petite localité faiblement
peuplée. Elle est située au coeur de la grande forêt équatoriale.
Le site de mesures se trouve à environ 2 km de
ladite
localité.
II.1.2 situation météorologique
A) A l'échelle continentale
En
Afrique,
plusieurs
centres
d'action
gouvernent
la
circulation
des
masses
d'air.
Il
s'agit
des
anticyclones
dynamiques
d'origine
maritime
des Açores/et de
Sainte
Hélène
respectivement dans l'Atlantique Nord et l'Atlantique Sud,
et de
l'anticyclone
de
l'océan Indien Sud.
A côté de
ces
zones
de
hautes
pressions
permanentes
s'ajoutent
les
anticyclones
thermiques égypto-lybien au Nord et de l'anticyclone sud-africain
au
Sud.
Il
s'agit
de deux anticyclones
continentaux
qui
ne
prennent naissance aux voisinages des latitudes subtropicales que
pendant
les
hivers
boréal et austral.
Il
faut
signaler
que
l'anticyclone des Açores,
en dehors de la côte, n'a pas vraiment
d'influence sur le continent.
L'anticyclone
de Sainte-Hélène n'intervient qu'en
surface
dans les basses couches.
Il atteint sa pression maximale (1024 à
1025
hPa
au centre) en hiver austral (de juin à
septembre); il
occupe
alors
sa position la plus basse en latitude et
donc, la
plus
rapprochée du Congo.
Par contre,
en été,
il s'éloigne du
continent en s'affaiblissant.
Il est à l'origine du flux du Sud-
Ouest souvent appelée mousson.
Les anticyclones de l'océan Indien,
sud-africain et égypto-
lybien
sont
des
anticyclones qui exercent
leur
influence
en
latitude.
L'anticyclone
de
l'océan
indien
se
déplace
avec
les
saisons. Il atteint
sa
puissance
maximale
en
hiver
austral
lorsqu'il occupe sa position la plus méridionale.
L'anticyclone
égypto-lybien est centré en surface
sur
les
régions
désertiques du Sahara.
Il est à l'origine du flux d'air
continental
chaud
et
sec
de
Nord-Nord-Est
à
Nord-Est, dans
certaines régions souvent dénommé harmattan.
situé entre l'anticyclone de Sainte-Hélène et
l'anticyclone
31

---

de
l'océan
Indien,
l'anticyclone sud-africain dirige
un
flux
d'alizé
continental pendant la saison sèche de l'hémisphère sud.
Entre
les anticyclones thermiques subtropicaux, s'intercale
la
ceinture des basses pressions intertropicales (ZCIT) dont
la
trace
au
sol
de son axe est désignée
sous le
nom
d'équateur
météorologique
par
certains
(Garnier
1976). Cette
zone
de
convergence
intertropicale
sépare
les
deux
circulations
méridiennes
des
masses
d'air:
l'harmattan
provenant
de
l'hémisphère Nord, la mousson, de l'hémisphère Sud. Ces deux flux
sont attirés par la dépression intertropicale. La direction de la
mousson
est
modifiée
après
la
traversée
de
l'équateur
géographique
subissant
de plus en plus l'action des
forces
de
coriolis.
lS·W o·
15·E JO· 1,5·
O·
ls·r JO·
45·
A
O·
Figure II.S:
Vent et trace au sol des surfaces de continuité sur
le continent africain en juillet (A) et en janvier (B)
L'équateur météorologique,
entité planétaire,
effectue une
partition de la troposphère en deux hémisphères
météorologiques.
Il
se déplace du Sud vers le Nord puis du Nord vers le Sud.
Sur
le continent africain,
il varie
en moyenne entre 17· N et 7·
N
pour des longitudes comprises entre lS· W et 40· E d'une part, et
d'autre
part entre 17· N et lS· S de 40· E à 4S·
E
(fig.II.S).
Ces
oscillations sont liées au mouvement apparent du soleil.
Sa
position
dépend
donc
des
besoins
énergétiques
des
deux
hémisphères.
La position la plus méridionale intervient entre le
lS janvier et le 1S
février (Leroux,
1973),
fig.II.S.
Pendant
cette
période correspondant à l'hiver boréal,
il
est
repoussé
vers
le Sud par l'anticyclone égypto-lybien et l'anticyclone des
Açores
dans une moindre mesure.
Ce mouvement est
possible
car
l'anticyclone sud-africain n'exerce plus son influence. Il en est
de
même
des anticyclones de Sainte-Hélène et de l'océan
Indien
qui,
éloignés
du continent africain,
n'exercent qu'une
faible
influence. Dans cette position, l'équateur météorologique possède
une
branche
méridionale située autour de lS·S
dans
sa
partie
orientale
à
partir
du
30· de
longitude
Est.
La
dépression
intertropicale
est
nettement décalée par rapport
à
l'équateur
32

---

géographique.
Elle
n'est plus une simple vallée dépressionnaire
entre
deux
anticyclones subtropicaux mais un
véritable
centre
d'action
dont
les
caractéristiques
sont
liées
aux
facteurs
géographiques régionaux.
Entre le 15 juillet et le 15 août,
pendant l'hiver austral,
l'équateur
météorologique
occupe
sa
position
la
plus
septentrionale
(fig.II.5). Il est
alors repoussé vers le
Nord
sous les actions conjuguées des anticyclones de sainte-Hélène, de
l'océan
Indien
et
sud-africain qui
atteignent
leur
pression
maximale.
Il
faut toutefois remarquer que
la partie
occidentale
de
l'équateur météorologique reste toujours dans l'hémisphère Nord.
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Figure II.6: Alternance saisonnière dans la zone intertropicale
Les
oscillations
de
l'équateur
météorologique
ont
une
implication
sur
les
saisons de pluies et les
saisons
sèches.
Pendant l'été austral,
les masses d'air issues des
anticyclones
de
Sainte-Hélène
et de l'océan Indien,
après un long
parcours
33

---

maritime au cours duquel elles se chargent
d'humidité,
arrivent
sur
un
continent
surchauffé"
Cet
échauffe~ent provoque
un
mouvement
ascendant
de l'air humide, et la vapeur d'eau
qui se
condense rapidement engendre, des précipitations importantes. Par
contre,
les
masses
d'air
sec
issues
des
hautes
pressions
sahariennes n'engendrent pas de pluies.
La
pluviométrie
constitue
l'élément
climatique
le
plus
pertinent
qui permet de différencier les deux saisons.
Dans
la
zone intertropicale,
l'année se subdivisera en une saison
sèche
et une saison de pluies.
La
saison
sèche
est
d'autant plus
courte
que
l'on
se
rapproche
de l'équateur où elle ne se manifest~ plus que par des
arrêts
de pluviométrie (fig.11.6 et II.7).
Figure II.7: Histogrammes comparés de l'évolution saisonnière des
hauteurs
de pluies à Dimonika
(05·10
S, 12·30
E); Brazzaville
(04·17 S, 15"16 E); Makoua (00°01 N, 15°35 E); 1mpfondo (01°37 N,
18°04 E) et Bangui (04°24 N, 18°21 E)
B) A l'échelle régionale
Dans
les
basses couches de l'atmosphère,
jusqu'à
1500
m
parfois
2000 m,
le Congo subit toute
l'année,
l'influence
de
l'anticyclone
de Sainte-Hélène qui joue un rôle important sur le
climat.
Le
flux
issu de ce centre d'action est
en
permanence
humide
durant
toute l'année.
Cet air maritime
atlantique
est
frais l'hiver et chaud l'été.
L'anticyclone
sud-africain
n'exerce son influence
sur
le
Congo
qu'en hiver austral entre 1 500 et 5 000 m
en
surmontant
l'air atlantique hivernal. Entre 1 500 et 2 000 m,cet air possède
une
surface
de subsidence qui se traduit par une
inversion
en
température.
Cette
surface de subsidence très stable
constitue
une
véritable
"barrière" qui bloque les
mouvements
convectifs
34

---

susceptibles
de
prendre
naissance
au-dessous
d'elle
(Samba-
Kimbata,
1978).
La fraîcheur et la sécheresse qui caractérisent
l'alizé
issu de ce centre
d'action, sont
dues à son origine et
à
son long parcours sur un continent assez
fortement
refroidit
pendant
cette période.
Il est de ce fait un puissant inhibiteur
de pluies.
L'anticyclone
égypto-lybien exerce son influence. au
Congo
pendant
l'hiver boréal entre janvier et
février entre
2000
et
4000 m environ. L'air frais et sec saharien vient surmonter l'air
atlantique
estival.
Son
centre
d'action
au
maximum
de
sa
puissance est alors décalé vers l'équateur. Il agit fortement sur
le
climat du Nord Congo qui se trouve en cette période en saison
sèche,
mais
son influence peut se faire sentir au Sud.
Il
est
responsable
de
la diminution de la
pluviométrie
constatée
en
cette période au Sud.
En résumé:
La
forêt
et
la savane sont au
Congo,
comme
dans
toute
l'Afrique
intertropicale,
les
deux
pr1ncipaux
écosystèmes.
Cependant,
de
part sa position géographique,la forêt domine
et
occupe
plus
de
60 % du
territoire.
Forêts
et
savanes
sont
soumises
à
l'alternance
des
saisons
caractérisée
par
la
pluviosité.
En général la saison sèche est plus longue en région
de savane qu'en région de forêt.
Les
caractères climatiques généraux d'un site dépendent
de
la
latitude,
de
la proximité de l'océan,
des masses d'air
en
présence etc .. , des conditions orographiques locales. C'est ainsi
que
le
relief accidentel du Mayombe induit un
microclimat
qui
influence
le
biotope
et permet à la forêt
d'exister
dans
un
milieu qui, sans cela, ne lui serait pas favorable.
II.2
METHODES ET DISPOSITIFS EXPERIMENTAUX
II.2.1
Mesures de l'ozone
Il existe plusieurs appareils de mesures d'ozone.
A. Sondes électrochimiques
Grâce à leurs faibles dimensions et leur
poids
réduit, les
sondes d'ozone
sont particulièrement adaptées pour des études de
distribution
verticale
dans
la
troposphère
et
même
la
stratosphère à partir des sondages ballon.
Les sondes d'ozone se
sont répandues autour des années 60.
Ils ont été développées par
Regener
(Hering
et Borden 1965).
Une
sonde électrochimique est généralement constituée d'une
35

---

cellule
électrolytique comportant une cathode en platine et
une
anode
en argent;
tout cet ensemble baigne dans une
solution
à
0,1%
de l'iodure de potassium.
Grâce à une pompe dont le
débit
est réglable,
de l'air barbote dans la solution;
l'ozone qu'il
contient
est complètement absorbé par la solution en
réagissant
avec les ions iodures à travers le mécanisme suivant :
2KI + 0
+ H 0 --------> 2KOH + 1 + O
3
2
2
2
1
+ 2e
--------> 21
(à la cathode)
2
21
+ 2e + 2Ag --------> 2AgI
(à l'anode)
Chaque
molécule
d'ozone conduit à deux électrons
dans
le
circuit
extérieur,
à
partir
de la
formation
de
l'iode,
la
concentration
de l'ozone contenu dans l'échantillon prélevé
est
donc
proportionnelle au courant extérieur i
(Brewer and Milford,
1960).
Une
tension
de
0,41
v
est
appliquée
entre
les
deux
électrodes pour contrôler la formation de l'iode.
Un
système
électronique
permet
de
déterminer
la
concentration d'ozone.
D'une manière générale, la qualité de ces sondes est liée au
soin
apporté
à la préparation des solutions.
Pour
éviter
des
interférences
avec
d'autres
espèces
chimiques,
des
filtres
spécifiques sont utilisés.
Deux
types
de
sondes
électrochimiques
sont
employés
couramment.
Il s'agit des sondes de type Brewer-Mast (Brewer
et
Milford,
1960)
utilisées dans la basse atmosphère et les sondes
de
type ECC (Electrochemical Concentration Cell) employées
dans
la
haute atmosphère (Kirchhoff et al.,
1983).
Ces deux
sondes
sont
basées sur la methode KI et ne diffèrent que par
la
forme
des
cellules et par l'efficacité des pompes.
Nous avons utilisé
les
deux types d'appareils,
une sonde électrochimique
de
type
Brewer-Mast
pour
les
sondages
de 0 à 400 m (en
juin
1988
à
Dimonika,
au-dessus
de la forêt du sud Congo,
et du 12
au
25
février 1988 à Impfondo au-dessus de la forêt du nord Congo),
et
une
autre
de
type ECC pour les sondages de 0
à
35000
m.
La
précision des sondes est de l'ordre de 5% .
B. Analyseurs d'ozone
a) Analyseur à chimiluminescence
Cet
appareil
de
faible
constante
de
temps,
a
son
fonctionnement basé sur la réaction lumineuse entre l'éthylène et
l'ozone
(Pruchniewicz,
1973).
Nous l'avons utilisé pendant une
courte période, pour la mesure d'ozone au sol.
36

---

b) Appareils à absorption UV
La
plupart
d'appareils utilisant des techniques
optiques,
employés
pour la mesure d'ozone au sol et dans
la
troposphère,
sont
basés
sur
la mesure de l'atténuation de la lumière
à
la
longueur
d'onde
de
254 nm,
suivant la
loi
de
Beer-Lambert.
Plusieurs appareils existent dans le commerce,
les plus employés
étant le Dasibi et le thermoélectron. Beaucoup de nos mesures ont
été
effectuées
à l'aide de l'analyseur
1003
AH
fabriqué,
en
France par Environnement S.A.
sous licence Dasibi. L'ensemble de
son dispositif est représenté sur la figure II.8.
La
cellule irradiée
.par
un rayonnement UV monochromatique
( 1\\ =
254 nm) est traversée par un échantillon d'air qui
passe
d'abord à travers
un filtre sélectif d'ozone. L'intensité 1
du
o
rayonnement
transmis est mesurée par une photodiode
réceptrice.
Ensuite
un deuxième échantillon non filtré passe dans la cellule
(Fig.II.8).
L'ozone
contenu
dans
cet échantillon
absorbe
le
rayonnement
UV.
La cellule réceptrice mesure alors
pendant
le
même temps une intensité 1.
Les
deux intensités 1 et 1
sont reliées,
selon la loi
de
Beer Lambert, par la relation : 0
1 = 1
exp(- a XC)
dans laquelle C représente la
0
concentration de l'ozone s o i t :
C =
(lia À)
10g(I II)
o
a
et À représente respectivement le coefficient d'absorption
et
la longueur de la cellule d'absorption.
Figure
II. 8:
Schema
de principe-de l'analyseur
d'ozone
1003
AHIHC
A chaque mesure,
l'intensité 1 est comparée à une intensité
de
référence
1
qui
doit donc
rester
constante.
Parmi
les
o
37

---

facteurs susceptibles de faire varier I
, signalons :
o
- l'interférence des autres gaz qui absorbent le rayonnement
à la même longueur d'onde (254 nm);
- les dérives de la lampe UV;
- le vieillissement de la cellule de mesure;
- l'encrassement de la cellule;
- la variation du temps de mesure.
L'appareil est muni d'un système de corrections automatiques
des dérives éventuelles de la lampe UV. D'autre part, les mesures
de
I
et I sont séquentielles suivant un cycle de
24
secondes.
o
Enfin,
I
est
maintenu
constant
grâce
à
une
valeur
pré-
O
sélectionnée.
La précision de l'appareil est de l'ordre de 1 ppbv pour des
valeurs
inférieures à 10 ppbv et de 10% pour les
concentrations
supérieures.
Au cours de la campagne de mesures effectuée dans la
région
d' Impfondo,
du
12 au 25 février 1988,
trois analyseurs ont été
utilisés,
un
Dasibi,
modèle
1008
(de
Dasibi
environmental
corporation,
USA),
un
analyseur 1003 AH, et un Thermo-Electron
modèle
49
(Thermo-Electron
Instruments,
USA).
Ils
ont
été
intercalibrés
au
sol,
au
début
de
la
campagne.
Les
trois
appareils
ont
donné des résultats semblables.
La constante
de
temps
du
Thermo-Electron
est plus faible que
celle
des
deux
autres,
de
plus, il
est
doté
d'un
système
automatique
de
correction de pression, et de température jusqu'à 3 km d'altitude
environ.
c. Appareils de mesure par télédétection
Nous
n'avons
pas fait de mesures par
télédétection;
nous
signalons
à titre d'information que de tels appareils
existent.
Il s'agit en particulier du:
- spectromètre DIAL (DifferentiaI Absorption Lidar) qui peut
aussi
bien
être utilisé au sol,
qU'embaqué en avion,
pour
la
mesure d'ozone ou d'autres paramètres météorologiques;
- photomètre
dobson,
pour la mesure de la quantité
totale
d'ozone contenu dans une colonne d'atmosphère.
II.2.2
Mesures complémentaires
Dans le but d'une meilleure interprétation des évolutions de
03,
des
mesures
complémentaires
de
Noyaux
d'aitken,
du
rayonnement
et d'autres grandeurs dynamiques et thermodynamiques
ont été effectuées.
38

---

A. Mesures des noyaux d'aitken
Les
noyaux
d'aitken sont des particules
de
très
faibles
dimensions «
0,1 ~ ). La connaissance de leur concentration
est
une donnée intéressante dans la mesure où elle permet d'apprécier
la pollution d'une atmosphère donnée.
La mesure simultanée de la
concentration
d'ozone et celle des noyaux,
peut s'avérer utile.
L'existence
d'une
pollution
importante
et
d'une
forte
concentration
de 03 peut dans certains cas
appuyer
l'hypothèse
d'une formation photochimique.
A
cause de leur faible dimension,
les noyaux
d'aitken
ne
sont
pas directement mesurables.
Il existe deux techniques pour
dénombrer les N.A..
L'une est basée sur l'analyse des particules
préalablement chargées, l'autre, sur les noyaux de condensation.
Au
sud
Congo,
dans la région de Brazzaville et
celle
de
Pointe-Noire,
nous avons utilisé un appareil type Pollack
conçu
par
Cabrol(1970) et amélioré par Clairac (1986).
Dans la région
d'Impfondo,
au nord Congo,
c'est le TSI, modèle 3030 (TSI, Inc,
USA) qui a été employé.
Les deux appareils,
pour dénombrer
les
fines
particules,
sont
basés
sur le principe
des
noyaux
de
condensation.
Les particules servent de noyaux pour la formation
de
gouttelettes dans une chambre où une détente adiabatique crée
une sursaturation de la vapeur d'eau.
L'échantillon d'air à analyser est placé dans une chambre où
il
subit
une
compression
isotherme,
suivie
d'une
détente
instantanée.
La détection des gouttelettes se fait à l'aide d'un
système
constitué
d'une
lampe et d'une cellule photo
- résistante.
Il
mesure
le
taux
d'extinction
E
(%)
=
(1 -1)/1.
l
et
l
o
0
représentent
respectivement les
signaux délivrés par la cellule
avant et après l'extinction.
L'type
Pollak est plus sensible (environ 300 p/Cm3) que
le
TSI.
B. Grandeurs dynamiques et thermodynamiques - Rayonnement
Comme
tous les autres gaz en trace
dans
l'atmosphère,
le
rapport de mélange de 03,
indépendamment de sa production, et de
sa
destruction
photochimique
et 1 ou chimique,
dépend
de
la
structure
dynamique et thermodynamique de l'air.
En
effet
les
mouvements
dynamiques (déplacement de l'air) ou thermodynamiques
(mouvements
convectifs) influencent énormément la
concentration
de 03 en un site donné.
De même,
autant une situation de grande
stabilité peut favoriser une accumulation de
polluants,
autant,
dans
le
cas
d'une inversion nocture par
exemple,
elle
peut
favoriser
son
élimination
par dépôt au sol
ou
par
réactions
chimiques.
39

---

Les températures,
la vitesse de vent et l ' humidité ont été
mesurées
respectivement
à
l'aide
d'un
thermocouple,
d'un
anémomètre et d'un psychromètre.
Pour
les mesures du rayonnement solaire,nous avons
employé
un pyranomètre thermoélectrique transparent aux longueurs d'ondes
comprises entre 0,3 et 2,5 ~m.
II.2.3 Moyens mis en oeuvre
Notre étude comprend l'ensemble des mesures en mer et sur le
continent. Pour ces données nous distinguerons les mesures au sol
et les mesures aériennes.
A) Mesures en mer
Comme
nous l'avons vu au paragraphe
II.1.2.B,
quelle
que
soit
la
période
de
l'année,
le Congo
est
sous
l'influence
de
l'océan Atlantique dans
les
basses couches.
Pour connaître
la
teneur
en ozone dans la couche
limite
atmosphérique
avant
l'entrée
sur le continent,
nous avons effectué une campagne
de
mesures dans le Golfe de Guinée, entre Lomé et Pointe - Noire.
L'analyseur
d'ozone
a
été
installé
à
bord
du
navire
océanographique André Nizery de l'ORSTOM. Il a fonctionné tout au
long
du trajet maritime ainsi que lors des escales sur les
îles
de principe,
Sao-Tomé et Annobom. L'air est prélevé à travers un
tube
de téflon à 6 m au-dessus de l'eau,
au vent de toutes
les
émanations polluantes du bateau (cheminée,cuisine, etc •• )
B. Mesures sur le continent
1) Mesures au sol
Les
sites
choisis pour les mesures au sol en savane
et en
forêt, sont caractéristiques de la région intertropicale.
a) site de savane
Les
mesures en savane ont été faites pendant une période de
5
ans dans la région de Brazzaville (04·17 S,1~~16 E):
et
sont
les plus nombreuses.
,
!
, , ,
b) Sites de forêt
40

---

Nous avons distingué la grande forêt africaine du bassin
du
Congo et la forêt "d'altitude" qui borde l'océan Atlantique.
La
grande
forêt du Nord Congo a été étudiée dans
la
zone
d'Impfondo sur plusieurs sites:
-
l'un proche, d'Impfondo (01°37 N, 18°04 E)
-
l'autre, plus au nord à Enyelé (2°55 N, 18°E)
Dans le
premier, à 20 km d'Impfondo, nous avons construit un
laboratoire en pleine forêt et installé des
poulies au sommet de
grands
arbres
pour
l'étude
de
la
distribution
verticale
à
l'intérieur de la forêt.
Dans le second,
nous avons utilisé les
installations de la Forestière du Nord Congo (FNC) pour une étude
au sol de longue durée (1 an).
La forêt d'altitude recouvre la chaîne du Mayombe qui
borde
la façade atlantique du Congo.
Dimonika, station de recherche de
la
Direction Générale de la Recherche scientifique et
Technique
du Congo (DGRST) et ses environs ont été les lieux privilégiés de
notre étude. On y dispose d'un laboratoire et d'un pylône de 45 m
pour l'étude du couvert végétal.
2. Mesures aériennes
a) Mesures par avion
Les
mesures
aériennes entre 0 et 4000 m ont été
réalisées
avec
un CESSNA 172
au Sud Congo et un Norman Brittain
Islander
dans
le Nord Congo.
Ces deux appareils,
équipés pour
mesurer,
l'ozone,
les
noyaux d'aitken,
la pression,
l'humidité
et
la
température,
on été instrumentés par nos soins. Les prises d'air
sont choisies à l'abri de toute pollution au travers de tuyaux de
téflon.
Les
appareils de mesure d'ozone que nous avons employés ont
été intercalibrés.
b) Sondages ballon
a) Mesures entre 0 et 400 mètres
L'étude
de
la distribution de l'ozone et de
la
structure
dynamique
et
thermodynamique
de l'atmosphère au-dessus
de
la
forêt équatoriale,
entre 0 et 400 m environ, a été faite grâce à
3
un
ballon
captif
instrumenté d'un volume de
9
m ,
gonflé
à
l'hélium. Il est équipé:
- d'une sonde d'ozone électrochimique,
- d'un bilanmètre (0,4 - 0,8 ~m),
- d'une sonde de température,
41

---

- d'un anémomètre,
- d'un psychromètre.
Toutes
ces données sont transmises au sol vers le récepteur
et enregistrées sur cassette à l'aide d'un micro-ordinateur Epson.
Le ballon est lancé à partir d'une petite clairière située à
20
km
d'Impfondo
pour
la forêt du Nord et
à
la
station
de
Dimonika
pour la forêt du Mayombe au Sud.
B) Mesures entre 0 et 35 kilomètres
Dans
le cadre du programme international TRACE
(
Tropical
Atmospheric
Chemistry
Experiment)
initié par la
NASA
et
qui
associe
notre
Laboratoire,
nous
avons commencé
les
sondages
ballon
le
3
juin 1990 à Brazzaville et ils
se
poursuivrons
jusqu'à
1992
au
moins.
Ces
sondages
qui
nous
permetttent
d'explorer
toute
la
troposphère
et
la
basse
stratosphère,
compléteront nos mesures antérieures sur la région.
Les
ballons
gonflés
à
l'hydrogène ou à l'hélium sont instrumentés
pour
la
mesure
d'ozone
grâce
à
une
sonde
ECC
(Electrochemical
Concentration cell) et des mesures de température, de pression et
d'humidité à partir d'une sonde PTU.
La
sonde d'ozone est une cellule électrochimique
classique
constituée de deux électrodes en platine.
La cathode plonge dans
une solution (1%) de KI, KBr, NaH2P03 et Na2HP04,7H20
tandis que
la
solution
anodique est celle de la cathode saturée
avec
les
cri taux de KI.
L'ensemble des signaux relatifs aux grandeurs
mesurées
est
gere
par
un
système
électronique
équipé
d'un
émetteur.
L'équipement
au
sol
est
constitué
d'un
récepteur
et
d'un
enrégisteur.
Après
un
premier
dépouillement
manuel
de
l'enregistrement, les données sont traitées sur ordinateur.
42

---

---

CHAPITRE III
CLIMATOLOGIE DE L'OZONE EN AFRIQUE EQUATORIALE
Dans
ce
chapitre,
nous
nous
proposons
d'étudier
les
évolutions de la concentration d'ozone au sol en différents lieux
caractéristiques de la région.
Au chapitre l nous avons montré l'importance de l'ozone dans
la chimie de la troposphère.
L'action directe ou indirecte de ce
puissant
oxydant
peut avoir
de fâcheuses con~équences
sur
le
monde
vivant (végétal et animal). De plus, son rôle dans l'effet
de
serre n'est pas
à négliger. Il nous semble donc tout à
fait
intéressant d'établir une climatologie de l'ozone dans une région
qui en est jusqu'à maintenant dépourvu.
Cette
climatologie devrait nous amener à réfléchir sur
les
sources
et puits de ce gaz dans cette partie du continent où
la
chimie
atmosphérique
est
trés
active du
fait
de
conditions
climatiques favorables: fort rayonnement, température et humidité
élevées
et présence de zone de fortes émissions
naturelles.
La
forêt tropicale produit des quantités importantes d'hydrocarbures
(Zimmerman,
1978) d'oxyde de carbone (Marenco et Delauney, 1980;
Volz et al., 1981; Crutzen et al., 1983). Les feux de végétation,
pratiques
courantes
dans
ces
régions
pour
la
chasse
ou
l'agriculture, injectent dans l'atmosphére d'énormes quantités de
gaz en trace tels que le CO,
le CH4,
les NOx etc .. ( Crutzen et
al., 1979).
Un
effort
important
a été fait pour
mesurer-
l'ozone
en
différents
lieux
du
globe dans des conditions
climatiques
et
géographiques
fort
différentes
que ce soit en ville
ou
à
la
campagne,
sur
la
neige,
sur
le
sable,
sur
les
océans
etc .•. (Coffey et al.,
1978;
Mohnen et al.,
1977;
Karl,
1978;
Ganor et al., 1978; Post and Biger, 1978; Ogawa and Miyata, 1984;
Attmannspacher and Hartmansgruber,
1981;
Kauper,
1978, Oltmans
and
Komhyr,
1976;
Chatterjee et al.,
1982).
Peu de
donnéès
existent
sur
la
zone
intertropicale
d'une
maniére
générale
(Kirchhoff, 1984:
Kirchhoff et Logan,
1985) et sur l'Afrique en
particulier ( Fabian et Pruchniewicz, 1977).
Nous
présentons
et
comparons les
cycles
journaliers
et
saisonniers
du rapport de mélange de l'ozone au niveau du sol de
deux
sites situés de part et d'autre de l'équateur:
Brazzaville
(04" 17 S, 15"16 E) et Enyelé (2"55 N, 18" E)"
43

---

De
1982 à 1987 nous avons suivi l'évolution de l'ozone à la
Faculté
des· Sciences de Brazzaville.
Ce sitè se situe en
zone
urbaine.
Pour
estimer l'influence de la pollution de la
ville,
nous
avons
comparé les cycles journaliers avec ceux
d'un
site
rural de savane situé à l'Institut de Développement Rural (IDR) à
20
km
au Sud Ouest de Brazzaville (fig.II.3),
en amont de
la
ville.
D'aoùt
1988 à juillet 1989,
nous avons
obtenu,
dans
des
conditions
relativement
difficiles,
un cycle annuel
dans
une
grande
clairière
de la forêt du
Nord Congo,
à 2 km
d'Enyelé.
C'est
à
notre
connaissance la plus longue
série
de
mesures,
jamais réalisée, en forêt tropicale humide .
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Figure 111.1: Variation de la concentration d'ozone et des noyaux
d'aitken
à
Brazzaville et à l'Institut de
Développement
Rural
(IDR)
111.1 ETUDE DES VARIATIONS JOURHALIERES MOYENNES A BRAZZAVILLE
111.1.1 Cycle diurne de l'ozone sur un site rural
L'évolution diurne de l'ozone sur le site de savane, à l'IDR
est
représenté
sur
la figure 111.1.
Elle
présente
un
cycle
continental
classique. L'augmentation
de
la
concentration
de
l'ozone commence au lever du soleil vers 6h. Il atteint sa valeur
44

---

maximale
dans
l'après-midi pour ensuite décroître.
Pendant
la
nuit, la concentration reste faible.
Le
minimum nocturne dépend de plusieurs facteurs.
Dans
le
cas
d'une forte inversion de température, les échanges verticaux
sont fortement limités. La couche de surface n'est plus alimentée
en ozone par les couches supérieures ou ne l'est que
faiblement.
Dans
ces conditions, l'ozone piègé dans cette couche
peut
être
détruit
par
dépôt
au
sol et 1 ou
par
destruction
chimique.
Galbally et Roy (1980) pensent que la destruction de l'ozone
par
dépôt
au
sol
est
un
facteur
important
qui
contrôle
la
concentration
de
03
dans la basse troposphère
en
dehors
des
périodes
de
forte
pollution.
Cette
destruction
peut
être
caractérisée par une vitesse de dépôt au sol. Les valeurs varient
légèrement
suivant
les auteurs:
0.6 cmls pour Aldaz (1969)
et
0.42 pour Garland (1978).
Ce dernier observe une
diminution
de
la
vitesse
de
dépôt
pendant
la
nuit
qu'il
attribue
à
la
reduction
de
la
vitesse
du vent et
au
développement
de
la
stabilité.
Comme
nous le verrons par la suite,
dans certaines
conditions,
le
NO
peut
jouer
un
rôle
primordial
dans
la
destruction nocturne.
Le
réchauffement matinal du sol par le rayonnement
solaire
s'accompagne
d'une
destruction
progressive
de
l'inversion
lorsqu'elle existe.
Au fur et à mesure,
les échanges convectifs
s'établissent
et
s'amplifient avec les couches
supérieures
et
sont
intenses autour de midi lorsque le rayonnement solaire
est
maximum.
Ces
échanges
se
traduisent
par
une
augmentation
graduelle de la concentration de 03 dès les premières heures
de
la matinée.
Elle atteint sa valeur maximale l'après-midi.
Cette
augmentation
due
aux
échanges convectifs
a
été
relevé
par
d'autres auteurs comme
Evans,
1979;
Kelly et al, 1984, Singh,
1978.
L'évolution
de
03 est
semblable à celle de la
couche
limite
planétaire (Lopez et al. 1987, fig.I.5 A). Les
processus
thermodynamiques
ne
sont
pas
les
seuls
à
expliquer
cette
augmentation.
Lorsque le rayonnement solaire est suffisant,
des
réactions photochimiques faisant intervenir les précurseurs de 03
peuvent avoir lieu.
(Chameides,
1976;
Crutzen,
1977,
Evans,
1979, Kelly et al, 1984).
En fin
d'après-midi,
on
observe
une
diminution
de
la
concentration
de
03 qui résulte de la diminution
des
échanges
convectifs
parfois associée à une destruction
photochimique
ou
chimique, avant le coucher du soleil, et au dépôt au sol.
111.1.2
Influence de la pollution
Dans
le
but de mettre en évidence l'action
des
émissions
anthropiques
de
Brazzaville sur la concentration
en
03,
nous
avons
effectué
des mesures simultanées d'ozone
et
de
Noyaux
d'Aitken
(N A) sur le site de la Faculté des Sciences en
pleine
ville
et
sur
un
site rural à 20 km
à
l'ouest et en amont de
Brazzaville.
45

---

Braz?aville
est
une agglomèration de 700 000 habitants qui
s'étend sur près de 70 km2.
La pollution résulte
principalement
de
la
circulation
automobile et des feux
liés
aux
activités
domestiques (Cros 1977). Brazzaville est rarement dans le panache
de
Kinshasa
car les vents dominants sont de secteur
Ouest-Sud-
Ouest.
La concentration maximale moyenne journalière des
noyaux
d'Aitken
est de l'ordre de SO 000 p/cm3 avec des maxima
pouvant
atteindre lOS cm- 3 vers 19 heures (Cros,
1982).
Sa variation en
fonction
du temps est bimodale avec des maxima autour de 6 et 19
heures liés aux activités de la ville.
Sur le site de l'I.D.R., la concentration en noyaux d'aitken
présente une évolution caràctéristique d'un milieu rural: absence
de maximum secondaire le matin et le soir.
Nous
avons
regroupé sur la figure
111.1,
les
évolutions
journalières
de
la
teneur en ozone et de la
concentration
en
Noyaux d'aitken pour les deux sites.
La
discussion
sur
les
évolutions
comparées
des
concentrations
d'ozone
et des noyaux d'aitken est délicate
car
les
mesures
sur
les
deux
sites
n'ont
pas
été
faites
simultanément.
Cependant
les
cycles journaliers du rapport
de
mélange
de 03 sur les deux sites sont tout à
fait
comparables.
Ils sont conformes à celui que d'autres auteurs observent sur des
sites
continentaux
(Broder et al., 1981,
Lopez
et
al., 1982,
Harrison et al., 1978,
Lenschow et al., 1981, Fehsenfeld et al.,
1983, Kirchhoff, 1988 Ilyas, 1987, Decker et al., 1976).
La
pollution urbaine affecte peu les valeurs
maximales
de
l'après-midi.
On
observe toutefois une augmentation
légèrement
plus
prononcée
entre
6 et 12 heures, et une décroissance
plus
rapide
entre
16
et 19 heures.
Cette plus grande
rapidité
de
décroissance correspond à la forte augmentation des N.A au moment
où
les
échanges verticaux diminuent, et où commence à s'établir
l'inversion nocturne.
On note également que le minimum du
matin
est
légèrement
plus
marqué en ville et correspond
au
maximum
secondaire des N.A ..
Les échanges convectifs à eux seuls ne peuvent pas justifier
ces
faibles
différences de comportement.
On
peut
vraisembla-
blement attribuer
l'augmentation
entre
6 et 12
heures
à
une
formation photochimique et la décroissance entre 16 et 19
heures
à
une
destruction chimique plus importante par
des
composants
d'origine
anthropique le soir.
Les
récentes
mesures
des
NOx
effectuées
par
notre
Laboratoire
en janvier 1991 ont montré de faibles concentrations
autour
de
midi
([NO]
= 0,6
ppbv,
[N02]
=
1.1
ppbv).
Une
augmentation
est
observée
entre 17 et 19
heures
locales avec
des
maxima
de 2 et 4,8 ppbv respectivement pour le [NO]
et
le
[N02]
à 19 heures.
Rodriguez et Rancher
(1983),
trouvent
des
concentrations
de NO plus élevées (elles varient de 2 à 6 ppv) à
Abidjan
en
Côte d'Ivoire,
où
l'activité
urbaine
est
plus
46

---

important~..
Autour de midi,
l'apport des NOXo dus à la pollution
de Brazzaville peut donc être considéré comme négligeable.
Dans
les villes fortement polluées, on observe parfois
une
évolution
diurne
de
l'ozone quelque peu
différente
de
celle
habituellement rencontrée:
existence de deux maxima
journaliers
( Atkins et al., 1972; steinberger et Balmor, 1973; Ganor et al.,
1977;
steinberger
et Ganor 1979).
L'après-midi,la décroissance
est généralement très rapide.
L'influence de la pollution de Brazzaville peut, somme toute,
être
considérée comme négligeable si l'on ne
s'intéresse
qu'au
maximum journalier qui est,
comme nous le verrons, représentatif
de la basse troposphère pendant la plus grande partie de l'année.
-J
1
,
•
!
•
ta
1\\
unu&)
Figure
111.2:
Influence
des
orages sur
la
concentration
de
l'ozone à Brazzaville au cours des épisodes orageux
111.1.3
Influence des orages
Les
éclairs
qui
apparaissent
au
moment
des
orages
constituent
l'une
des
sources
d'oxydes
d'azote
les
plus'
importantes
d'aprè~
plusieurs
auteurs:
Tuck
(1976),
Dawson
(1980),
Hill et al.,
(1980),
Levine et al.,
(1981). Certains
47

---

auteurs
-la
considèrent
aussi
importante. que
les
rejets
industriels
(Crùtzen et al.,
1979 ~
Chameides et
al.,
1977).
Selon
Liu et al.,
(1983),
les éclairs constituent la source la
plus
probable
des
NOx dans la haute
troposphère
des
régions
intertropicales.
E(kv)
G
A
l.
1.
2
J
2
J.11'h-(> J."....... A
HL
0
0
1 1:1 fi"
~
-2
-2
-1.
ppbv
~c = -
5 ppbv
20
2
10
J\\/,---
10
HL
0 L..----.--.....- - , . - - - r - - _ HL
15
16
12
13
11.
l'
18
Figure
111.3:
Variation de la concentration dé l'ozone
et
du
champ électrique pendant un orage;
A) augmentation de [03]
B) diminution
de [03]
Nous
avons observé plusieurs
épisodes
orageux.
L'arrivée
d'un
orage sur un site provoque souvent une brusque augmentation
de la concentration d'ozone;
le maximum, variable d'un épisode à
l'autre
peut,
atteindre 70 ppbv.
Nous avons représenté sur
la
figure
111.2 quelques situations caractéristiques:
le
6
Avril
1982 la concentration d'ozone atteint 70 ppbv à 10h30 locales~ le
18
Novembre 1983 le maximum est 59 ppbv à 19h.
Pendant toute la
durée
de
l'orage,
la concentration reste élevée
puis
décroît
rapidement. L'augmentation d'03
n'est enregistrée que pendant le
passage de la cellule orageuse sur le site. Pour essayer de mieux
comprendre
le phénomène,
nous avons entrepris
une
étude
plus
fine.
Nous avons enregistré simultanément les évolutions d'03 et
du champ électrique terrestre ET au niveau du sol.
ET est mesuré
par
un
moulin
à champ.
Trente trois
enregistrements
d'ozone
correspondant
à une augmentation du champ
électrique
terrestre
supérieure à 3kvjm
ont été
obtenus
au
cours de l'année 1985.
La
figure 111.3
montre
deux
des
évolutions
de
03
et
ET.
48

---

-15
-10
-5
o
.~ù
lie; P?b )
Figure
III.4:
Distribu~ion
en fréquence de
C au
cours
des
épisodes orageux
Une augmentation du champ électrique ne correspond pas toujours à
une augmentation de la concentration d'ozone.
Il arrive parfois
qu'une
diminution soit observée (fig.III.3 B).
Cette·diminu~ion
avait déjà été observée par Garstang et al.,
(1988)
dans la basse
troposphère.
Il la relie au transport d'air pendant les orages.
Pour
caractériser
la
variation
de
la
concentration
de
l'ozone pendant un orage et ~et~re ainsi en évidence
l'influence
de
ce
dernier 1
nous
avons étudié la différence.6C
entre
la
concentration
C.
de l'ozone au moment du passage de la
cellule
orageuse et de la concentration maximale Cnax de la
journée avant
l"orage (L\\C = C.- CI:lax). Ainsi que nous le verrons par la suite,
pendant
la
saison
des
pluies à
la
mi-journée,
lorsque
les
échanges
convectifs
sont
les
plus
intenses,
Crnax
est
représentative
àe la concentration d'ozone dans la couche licite
planétaire (Junge,
1962, Pruchniewicz et al.,
1974, Lopez et al.,
1982). Trois cas se présentent:
~ C
>
0
qui correspond à une augmentation par rap~ort au
naximuc journalier.
49

---

ÔC
<
o
correspond à une diminution.
6 C
=
0,
l'orage n'a eu aucun effet sur la concentration
de l'ozone au sol.
Aucune corrélation n'a
pu être
établie
entre
C et ET sur
les
33
cas
observés.
Seulement
13
orages
ont conduit à une
augnentation comprise entre 5 et 20 ppbv, 14 orages ont donné des
variations -nulles.
Pour le reste,
c'est une diminution comprise
entre 5 et 15 ppbv qui a été observée. La figure 111.4 représente
la distribution de fréquence de toutes les situations.
I l
est
difficile
de
donner
une
interprétation de
ces
résultats.
Nous ne disposons pas en effet de données
dynamiques
et
thermodynamiqu~~ qui
nous
permettraient
de
connaître
la
structure
verticale
de
l'atmosphère ainsi que
l'activité
des
nuages au moment de ces orages.
Il est peu probable, même lorsque
l'on
enregistre une augmentation d'ozone
pendant
l'orage,
que
celle-ci
-soit
le
résultat d'Une production
in situ.
A
cela,
plusieurs ~aisons :
- la
plupart
des
augnentations
ont
eu
lieu
la
nuit,
interdisant
de
ce
fait
toute
possibilité
de
production
photochimique,
alors
que
la concentration initiale d'ozone
au
niveau du sol est faible;
- les
rapides
augmentations
et diminutions semblent
être
liées à des effets dynamiques de transport;
- pendant la journée,
les mouvements de descente d'air
qui
existent
au
moment
de l'orage,
détruisent les
conditions
de
stagnation
des
précurseurs
susceptibles
de
participer
à
la
formation photochimique de l'ozone alors que,
par
ailleurs,
le
rayonnement est disponible. Rappelons à ce sujet que la formation
de
l'ozone à partir des NOx susceptibles d'être produits par les
éclairs
se fait à partir de la photolyse du dioxyde d'azote sous
l'influence
du rayonnement solaire suivant
la
réaction
N02
+
h lJ
--------;>
NO + O( 3p)
À < 400 nm.
Les
atomes
d'oxygène
formés
à
partir
de cette réaction
peuvent
rèagir
avec
les
molécules
d'oxygène
toujours présentes en concentration
élevée
dans l'atmosphère, pour former l'ozone. La dilution des polluants
due
aux
processus dynamiques rend peu probable cette
formation
photochimique.
En
général,
dans la basse troposphère la concentration
de
l'ozone
augmente
avec
l'altitude.
Pendant
leur
activité
convective, les nuages injecten~
vers
le sol
de
l'air
chargé
d'ozone
qu'ils
ont piége.
Beaucoup de travaux
expliquent
les
mécanismes
de transport de précurseurs par l'activité des nuages
(Vukovich and Ching, 1985, Ritter, 1983, 1984, Cros et al., 1987)
Ching et al 1988).
La
présence
d'un
orage
produit
deux
effets
qui
sont
entièrement indépendants de la production de l'ozone au sol:
50

---

-
la
présence du flux d'air descendant qui
accompagne
les
orages
peut apporter dans la couche limite des masses d'air plus
riches
en ozone.
Celles-ci sont issues d'altitudes
différentes
suivant
la
nature
des
orages.
Signalons
à
ce
propos
que
l'activité des nuages joue un rôle important dans la distribution
verticale
des
gaz en trace dans l'atmosphère (Dickerson et
al.
1987). D'autre part Garstang et al.(1988)
ont mis en évidence un
transport
d'ozone
de la haute troposphère à
la
couche
limite
planétaire.
Les
descentes
d'air provoquées par l'activité
des
nuages à grand développement vertical seraient responsables de ce
transport.
De
même lIas (1987) et Kirchhoff (1988) ont
observé
une
rapide
augmentation de la concentration d'03 au sol
qU'ils
attribuent également à l'aètivité des nuages.
- Le mélange rapide associé à un orage conduit à la dilution
des
gaz précurseurs d'ozone généralement présents dans la couche
limite dans des conditions de stabilité atmosphérique.
Tous ces facteurs peuvent agir dans un sens ou dans un autre
sur la concentration de l'ozone au sol,
mais il est difficile de
les
différencier
et
selon l'importance
respective,
Ac
peut
prendre
différentes
valeurs.
Dans
tous
les
cas
l'activité
orageuse
est
limitée
dans l'espace et dans
le
temps
et
son
influence directe sur la concentration moyenne de l'ozone près du
sol est sensiblement faible.
pp~ r - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - j
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co~------:-,--------:'::c---------:"a:-------z..L •
12
A
Figure
III. 5:
Variation de [03] les 8,
9 et 10 octobre 1984 à
Brazzaville
51

---

111.1.4
Episode d'ozone d'octobre 1984
Jusque
dans les années 80 les régions des basses
latitudes
sont
considérées cocme des régions où la concent~ation d'03
es~
faible.
Le manque de développement industriel,
la faiblesse des
échanges
entre
la
stratosphère et
la
troposphère,
sont
les
raisons
qui
justifient
cette
conception.
Les
concentratior.s
mesurées à Brazzaville les 8,
9.et 10 oc~obre 198~
contrea~ser.~
cette approche et mè~itent une attention particulière.
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•
U
,
figure II1.6:
Evolutions comparèes de la pression a Brazzaville
et
à
Pointe - Noire, de l'ozone et
de
l'humidité
relative
a
Brazzaville: du 1er au 15 octobre 1984
Durant
ces 3 jours les concentrations d'ozone ont
atteir.t
des
valeurs
supérieures
à 70 ppbv.
De
telles
concentrôtions
sont
dues à
des smog photochimiques
dans
les
grandes
villes
fortement
industrialisées
comme
Los Angeles
où
la
pollution
anthropique
dèpasse parfois le.seuil de toxicité.
L'épisode
de
Brazzaville
est
plutôt surprenant.
Les évolutions
diurnes
du
rapport
de mélange de 03 pour"les trois jours sont
représentées
sur la figure III.5.
Avant et après les trois jours, des valeurs
légèrement plus basses avaient été enregistrées. Les ondes
diur-
nes
de ces 3 jours présentent une grande
similitude. Elles sont
conformes
au
cycle diurne
classique d'un site continental avec
52

---

un maxim~~~n milieu de l'après-midi,
au moment où les
échanges
convectifs sont les plus importants.
Par contre les minima, liés
aux
conditions de stabilité nocturne sont variables.
Ces fortes
concentrations
inhabituelles
ont
été
accompagnées
d'une
augmentation de pression
et d'une chute d'humidité.
De méme, de
la
brume sèche rare à cette latitude a été observée les 8
et
9
octobre.
Les
hautes pressions relevées simultanément à Pointe -
Noire
et
à
Brazzaville
(fig.III.6)
mettent
en
évidence
l'extension de l'anticyclone de Sainte-Hélène.
Les masses
d'air
issues
de ce centre d'action repoussent vers le Nord
l'équateur
météorologique.
Le~ alizés du Sud-Est, chargés de poussières des
déserts
sud-africains,
atteignent
le
Congo
méridional.
Ils
surmontent
la mousson comme le confirment les radio-sondages
et
la faible humidité de l'air est une de leurs caractéristiques.
30
20
10
(7 L)
o
6
10
12
14
16
la
20
22
24
Figure 111.7:
Evolution journalière de la concentration moyenne
mensuelle de l'ozone à Brazzaville en 1985
L'après-midi,
lorsque
les
échanges
convectifs
sont
suffisamment
importants,
la
brume
sèche
atteint
les
basses
. couches. La parfaite correlation de la concentration d'ozone avec
la
présence
des
alizés du Sud-Est
(ainsi
que
le
confirment
l'existence des brumes sèches et la faible humidité),
nous amène
53

---

à
penser
que cet ozone est transporté par les alizés
à
partir
d'une
source
lointaine.
Nous
n'avons
pas
fait
de
mesures
aériennes.
Mais,
comme nous le montrerons par la suite, pendant
la saison des pluies,
les maxima journaliers sont représentatifs
de
la
concentration
d'ozone
dans la couche limite planétaire.
Il
est
probable que,
pendant trois jours
au
moins,
la
concentration
de
l'ozone au-dessus de la couche de
mousson
se
situe
au voisinage de 70 ppbv au-dessus de Brazzaville.
L'image
de
celle-ci
au
sol,
n'apparaît
que
lorsque
les
échanges
convectifs'
avec
les
couches
supérieures
sont
suffisamment
intenses.
Il
est
peu
vraisemblable
qu'une
production
photochimique
locale puisse expliquer de telles
concentrations.
En
effet,
les
feux
de
végétation
à
l'origine
de
fortes
productions
d'ozone
sont
rares en octobre dans
la
région
de
Brazzaville.
Par contre les savanes sud africaines des
plateaux
de Zimbabwé sont encore en feu et sont survolés par les alizés du
S.E.
qui
se chargent alors en précurseurs d'ozone.
Les
fortes
concentrations d'ozone qui en résultent sont transportées par ces
alizés
vers
l'équateur.
Des
situations
semblables
ont
été
observées
au-dessus
des
savanes brésiliennes et
de
la
forêt
amazoniennè (Crutzen et al.,1985; Andreae et al., 1988).
D'autre part, en raison de l'augmentation de la pression, on
ne peut pas écarter l'hypothèse d'injections d'ozone à partir des
hautes
couches où les concentrations sont plus élevées (Stallard
et al., 1975j Pratt and Falconer, 1979 ; Routhier et al., 1980).
Scheel
et
al.
(1986) ont observé
des
concentrations
élevées
d'ozone
dans
la haute troposphère de la côte
ouest
africaine.
Cette
hypothèse
semble toutefois peu vraisemblable car
Fishman
(1986)
a
trouvé
par
des
mesures
satellitaires,
de
fortes
concentrations de CO à la même période.
Il
est également intéressant de noter qu'au Brésil,
à
une
latitude voisine de celle de Brazzaville 4·17 S,
à Natal
(6·S),
Logan et Kirchhoff, (1986) ont trouvé des valeurs similaires à la
même époque; ce qui peut faire penser à un transport au dessus de
l'Atlantique Sud.
111.2
VARIATION SAISONNIERE EN AFRIQUE EQUATORIALE
Grâce
à
sa
position
géographique,
le
Congo
est
assez
représentatif de l'Afrique équatoriale. Son appartenance aux deux
hémisphères,
sa
couverture
végétale
qui
rassemble
les
deux
principaux
écosystèmes
(savane
et forêt)
de
l'Afrique,
lui
confèrent
un cadre privilégié d'étude.
Nous avons mis à
profit
les possibilités que nous
offre ce pays pour faire des études de
l'ozone dans des sites appropriés.
C'est ainsi que, pour l'étude
de la variation saisonnière de l'ozone,
nous avons effectué,
de
1982 à 1986 des mesures continues au sol à Brazzaville,
site
de
savane
situé
dans l'hémisphère sud.
Cette climatologie
a
été
54

---

comparée
à
celle
d'un site de forêt de
l'~émisphère Nord
à
Enyelé.
Nos
mesures
sont les premières et les seules qui aient
été
effectuées dans un environnement forestier pendant un
cycle
annuel complet. Kirchhoff (1988) a récemment effectué des mesures
semblables
pendant
3 semaines de saison sèche
en
juillet/août
1985.
ë) (ppbvl
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ss
S.S
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~o N DIJ f loi AM J J A J 0 N op F loi A loi J J 1\\ > 0 N op F loi A hl J J A> 0
1915
1984
1985
1986
Figure
111.8:
Evolution des valeurs moyennes mensuelles de la
concentration maximale journalière de l'ozone
111.2.1
Brazzaville
Quelle
que
soit
la période de l'année, l'onde
diurne
se
conserve
(fig.III.7).
On
voit apparaître une
similitude
dans
l'évolution
journalière
de la concentration
moyenne
mensuelle
d'ozone en 1985. On y note par contre une variation mensuelle des
valeurs maximales. Les plus faibles se situent aux environs de 25
ppbv pendant la saison des pluies et les plus élevées,
autour de
40 ppbv en moyenne,
en saison sèche. D'une manière générale, les
55

---

concentratjons sont plus élevées en saison sèche qu'en saison des
pluies.
Pour bien mettre en évidence cette variation saisonnière
nous
avons
reporté sur la figure 111.8
les
valeurs
moyennes
mensuelles de la concentration maximale journalière d'ozone.
Les
valeurs
minimales
apparaissent
entre
novembre
et
avril,
on
observe
ensuite une augmentation avec des valeurs maximales
qui
se situent en septembre ou octobre .
• Iggg
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••
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VI
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cr
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1
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sc
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cr
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u.
1
1
,1,,,,,,
[03 ](ppbv)
:
nombre de jours
o
o
•
:0
:JO
&0
~o
10
'0
'0
'00
Saison ~s DlUIf'~
5alson ~.cnf'
1: 4J71ours
L: 248 lour~
0]:2".8PPbv
OJ= 3".8 PPCv
_:
9.7 ppcv
_= 93 pOcv
Figure
111.9:
Distribution
en
fréquence de la
concentration
maximale de l'ozone en saison sèche et en saison des pluies
La
figure 111.9
montre la distribution en fréquence de ces
concentrations
maximales
journalières
au
sol.
Nous
avons
distingué
les deux saisons.
Pendant la saison
des
pluies,
la
moyenne
arithmétique
qui porte sur 437 jours de mesures est
de
24,8 ppb
avec une déviation standard de 9,3 ppbv.
Cette moyenne
passe à 34,8 ppbv pendant la saison des pluies avec
pratiquement
la
même
déviation
standard,
9,3
ppbv.
La
distribution
des
fréquences
pendant
la
saison des
pluies
et la saison sèche,
n'obéit
pas parfaitement à la loi log-normale (Fig.111.9). Elles
sont
cependant
bien
séparées,
ce
qui
suggère
que
ces
56

---

distributions
sont
déterminées par
des
phènomènes
différents
selon la saison.
D'une manière générale, deux types de processus
contrôlent les maxima journaliers au sol :
-
les
processus
thermodynamiques ou
dynamiques
qui,
en
provoquant des mouvements d'air verticaux,
alimentent les basses
couches
de
l'atmosphère
à
partir
des
couches
supérieures,
riches
en
ozone.
La
grandeur du maximum diurne dépend
de
la
charge en ozone de ces couches,
-
les
processus
photochimiques
qui,
à
partir
de
gaz
précurseurs provoquent la formation de l'ozone;
la disponibilité
des
précurseurs
et
l'intensité
du
rayonnement
solaire
déterminent la valeur du
maximum atteint dans la journée.
Bien
entendu,
pour un maximum journalier
donné,
il
est
difficile,
sinon
impossible,
de
faire
la part
de
ces
deux
processus
qui,
tous
deux,
éxigent
un
certain
niveau
de
rayonnement
et
donc interviennent de façon
concomittante.
111.2.2 Enyelé
Le
site
d'Enyelé
est un
site où l'on peut
considérer la
pollution
anthropique autre que celle liée à la combustion de la
biomasse
inexistante.
Pendant un an nous y avons
effectué
des
mesures d'ozone au sol.
A) Estimation de NO
Les
oxydes
d'azote sont certainement les
plus
importants
précurseurs
de l'ozone.
De jour,
ils participent au
mécan1sme
d'oxydation des hydrocarbures à travers une photochimie controlée
par les radicaux OH et H02.
Dans
les zones rurales,
loin de toute activité urbaine
et
industrielle,
en
plus
des
émissions de la
combustion
de
la
biomasse
et des émissions biogéniques,
la photodissociation
de
N02 est une source possible de NO, dont le mécanisme de formation
fait intervenir la réaction NO + 03 -----> N02 + 02 (cf. pages 14
et 15).
Cette réaction est rapide; sa vitesse de réaction est de
l'ordre
de 1,8 10-14cm3s -1 (Kirchhoff,
1988).
En l'absence
de
tout
rayonnement solaire,
la nuit,
le N02 formé au cours de la
journée,
ne
subit
plus
de
photodissociation.
Ce
mécanisme
constitue,
dans certaines conditions,
est la principale voie de
destruction de l'ozone.
En
considération
de ce qui précède d'une part
et
d'autre
57

---

part
en remarquant que la vitesse de destruction de l'ozone
par
dépôt
au
sol
diminue avec l'humidité
(Turner
et
al.,
1973:
Garland, 1974): on peut envisager que la décroissance nocturne de
l'ozone
observée
sur
un site après le passage
de
la
cellule
orageuse
est due à la destruction chimique de ce dernier par
le
NO.
Pour
avoir
une
idée
de l'évolution annuelle
des
NOx
à
Enyelé, site
situé
dans
un
environnement
de forét tropicale,
nous
avons
estimé
la
concentration
de NO mise en jeu lors de
cette
destruction,
en
utilisant
la
mème
relation
que
603
Kirchhoff
(·1988) :
[NO]
---------- ,
où
=
[03] . ,
est
la
1
K. Llt. [03].1
concentration
de 03 __ avant le passage de la cellule
orageuse
et
4 03,
sa
variation
pendant
le temps
bot.
Les résultats de ces calculs
sont rassemblés sur le tableau
111.1.
Leur analyse met en évidence une grande différence entre
la saison sèche et la saison des pluies. Les concentrations de NO
sont
nettement
plus
élevées
en
saison sèche qu'en saison des
pluies.
1
Mois
1
J
1
F 1
M 1
A 1 M i J
1
J
1
A 1 S 1
a 1
N 1
D 1
1
- - - ,
1
1
1
1
1
'
'
1
'
'
1
1
: Enyelé
1
13601389 1
122411931
1
1
1 94 1198 1
1
1
1_ _ 1_ _ 1_ _ 1_ _ 1_ _ 1_ _ 1_ _ 1_ _ 1 _ _ 1_ _ 1 _ _ 1 _ _ 1
Tableau 111.1: Concentration en pptv de NO calculée
On
note de fortes concentrations
de NO en début de
saison
des
pluies.
Ces
résultats
semblent confirmer les
mesures
de
Johansson
et
Sanhueza
(1988)
qui
trouvent
de
fortes
concentrations
de
NO sur des brûlis dès les
prem1eres
pluies.
Deux origines semblent expliquer l'évolution de la
concentration
de
NO,
les émissions naturelles par les sols et
la
végétation
tout au long de l'année (Kaplan et al.,
1988,
Farquhar et
al.,
1983: Klepper, 1979), et les émissions directes par combustion de
la
biomasse.
L'intensité de la source biogénique
est
beaucoup
plus
faible que celle de la source anthropique liée aux feux
de
végétation car la forte humidité du sol, proche de la saturation,
limite fortement l'émission des NOx,
(Johansson et Granat, 1984;
Anderson et Levine, 1987; Williams et al., 1987).
B. Etude des maxima
Nous
avons regroupé sur une même figure 111.10
l'évolution
des
valeurs
moyennes mensuelles des maxima
journaliers
de
la
58

---

concentration de 03 au sol à Enyelè et à Brazzaville.
-
.
- f . " 9 . " ·
jo•••••••••,
••
,.
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Il
t
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1
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1
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• .....,.,--:.--"1,~""'
. ...,-,- - -
A
,
0 . 0 1 '
. . . . . . .
, ' "
".t..
Figure
III.10:
Evolutions comparèes des valeurs mensuelles des
maxima
et
minima
journaliers de l'ozone au sol
à
Brazzaville
(1985) et Enyelè (août 1988 -
juin 1989)
Comme
dans la savane de l'hémisphère Sud,
nous observons à
Enyelé
une
forte
variation saisonnière de
l'ozone.
Les
plus
fortes valeurs des concentrations sont obtenues pendant la saison
sèche de l'hémisphère Nord de décembre à février avec des valeurs
maximales
moyennes
pendant le mois de Janvier de l'ordre de
34
ppbv.
Les valeurs correspondantes à Brazzaville
sont de 40 ppbv
au mois d'octobre.
Pendant la saison des pluies les maxima
sont
plus
faibles et se situent autour de 15 ppb.
Notons que pendant
les
saisons
sèches
de chaque hémisphère les écarts
entre
les
maxima des deux sites sont faibles.
La
saison sèche
à Enyelé (2'55 N,
18' E) plus
proche
de
l'équateur comme Impfondo (1'37 N,
18'04 E),est plus courte qu'à
Brazzaville
et
sa pluviométriè n'est pas négligeable si
on
se
refère
à
celle d'Impfondo (IL.7).
Elle correspond plus
à
une
forte diminution de pluviométrie qu'à une véritable saison sèche.
C'est
pendant
cette
période
que se
déroulent
les
activités
agricoles et que sont allumés les feux.
Les
fortes
concentrations d'ozone observées pendant
cette
59

---

saison
résultent
aussi bien
de processus de transport
que
de
processus de formation photochimique.
Deux types de formation photochimique sont mis en jeu:
- une
formation
photochimique
à
partir
des
précurseurs
biogéniques. L'hypothèse formulée par Zimmerman (1978),
Volz
et
al.(1981),
Crutzen et al.(1983),
selon laquelle les sols et les
forêts
tropicaux émettent de grandes quantités de gaz en
trace,
parmi
lesquels des précurseurs d'ozone,
a été confirmée par
de
récents travaux,
notamment ceux réalisés en Afrique, par Marenco
et Delauney (1980),
Thaty et al.,
(1990), Bonsang et al.,(1990).
A
partir
de l'analyse des eaux de pluies collectées
au
Congo,
Lacaux
et
al.,
(1990)
ont montré qu'une partie
des
composés
azotés
proviennent~es émisions biogéniques
principalement
des
forêts.
- une
formation
photochimique
à
partir
des
émissions
anthropiques
résultant
des
feux
de
végétation
locaux
ou
lointains.
L'intensité
de
la
source anthropique est de loin la
plus
importante.
Elle
est
à
l'origine de
la
forte
concentration
d'ozone enregistrée pendant la saison sèche. Il est en effet bien
établi
que la combustion
de la biomasse émet dans
l'atmosphère
d'énormes quantités de gaz en trace.
Malgré
la proximité des feux de l'hémisphère Nord dont
les
produits d'émissions sont transportés par les alizés du Nord-Est,
les
maxima
d'ozone sont en moyenne plus faibles à
Enyelé
qu'à
Brazzaville.
Cette différence pourait être due au rôle de
puits
joué par la forêt.
Il est intéressant de noter qu'à Penang,
Ilyas (1987) trouve
une
variation
saisonnière
de
03 dont
les
valeurs
les
plus
élevées,
moyennes
calculées
sur 12 heures, sont observées
en
décembre.
Un deuxième maximum apparaît entre
mars et
mai.
Les
deux maxima correspondent à la saison sèche au cours
de laquelle
des feux de végétation sont susceptibles d'être allumés.
CONCLUSION
Contrairement à ce qui était précédemment admis au début des
années
80,
nos mesures ont montré qu'en Afrique
intertropicale
les
concentrations de l'ozone troposphérique peuvent être
aussi
élevées
que
celles
des latitudes plus grandes
Pendant
la
saison sèche, elles atteignent de fortes valeurs. Le réservoir le
plus important se situe certainement dans les couches moyennes et
supérieures qui alimèntent les basses couches.
Les
maxima
diurnes dépendent de l'intensité
des
échanges
convectifs et de la charge en ozone des couches supérieures.
Ils
60

---

sont
d'autant
plus représentatifs de la charge en ozone
de
la
couche limite qu'elle est bien mélangée.
Les
injections
stratosphériques,
trop
sporadiques,
ne
peuvent
pas
expliquer les fortes variations
saisonnières.
Les
fortes
concentrations
de
l'ozone
se
produisent
pendant
les
saisons
sèches
c'est-à-dire pendant les périodes
des
feux
de
végétation.
Ces
feux
génèrent
de
grandes
quantités
de
gaz
précurseurs
qui
sont
injectés
dans les
couches
moyennes
et
supérieures. où
se produisent les réactions
photochimiques
qui
conduisent à la formation de l'ozone.
A Enyelé bien que les feux
sont proches,
les concentrations d'ozone pendant la saison
sont
plus
faibles
qU'à
Brazzaville.
La
réduction
des
échanges
verticaux
et
surtout
le
rôle
de
puits
joué
par
la
forêt
expliquent
cette différence de comportement de l'ozone entre
un
environnement
de savane et un environnement
forestier.
D'autre
part,
pour une même saison, l'écart entre les valeurs mensuelles
des
maxima
journaliers
d'ozone
des
deux
sites
(Enyelé
et
Brazzaville),
est
environ
deux fois plus élevé en
saison
des
pluies qu'en saison sèche. Il semble, d'après ce qui précède, que
ce puits soit plus actif en saison des pluies qu'en saison sèche.
61

---

---

CHAPITRE IV
FACTEURS
DETERMINANT
LES
VARIATIONS
DE
L'OZONE
EN
AFRIQUE
EQUATORIALE
Dans
le chapitre précédent nous avons mis en
évidence
une
variation
saisonnière
d'ozone,
avec des concentrations
fortes
pendant
les
saisons sèches, et faibles pendant les
saisons des
pluies.
Nous nous proposons, dans ce
chapitre,
d'analyser, les
différents
facteurs susceptibles d'influencer le bilan global de
l'ozone, et d'étudier (notamment) les rôles respectifs de l'océan
Atlantique, de la forêt équatoriale et des feux de végétation.
IV.!
L'OZONE DANS LA COUCHE LIMITE DU GOLFE DE GUINEE
Les
études sur l'ozone en milieu maritime tropical ont
été
presque
exclusivement conduites dans l'océan Pacifique.
Liu
et
al.
(1983)
y
ont
mesuré
des
concentrations
variant
progressivement
de 5 à 20 ppbv entre 8° Nord et 8° Sud avec
des
valeurs
inférieures à 10 ppbv dans HN. Routhier et al.,
(1980),
Piotrowicz
et
al.,
(1986) ont également rencontré
de
faibles
concentrations
dans l'océan pacifique équatorial.
Aucun de
ces
auteurs
n'a mis en évidence un cycle journalier à la surface
de
la
mer:
les valeurs sont généralement faibles de jour comme
de
nuit et de même ordre de grandeur.
Des
modèles dynamiques de distribution verticale de l'ozone
au-dessus
des océans prévoient une décroissance à l'approche
de
la surface de la mer. Cette décroissance apparaît aux environs de
1000
m
mais selon Thompson et Lensown (1984) elle
s'arrêterait
vers
100
m
;
il y aurait alors une augmentation jusqu'
à
la
surface, ce qui ne semble pas conforme aux observations qui
font
généralement état de faibles concentrations à ce niveau.
Dans
le
but de déterminer l'influence éventuelle
du
flux
atlantique sur les mesures continentales au Congo et de connaître
la
charge
en
ozone
du flux du mousson
dès
qu'il
aborde
le
continent, nous avons effectué une série de mesures dans le Golfe
de Guinée entre Lomé et Pointe-Noire en décembre 1986.
Au
cours de cette campagne,
outre les mesures le
long
du
trajet atlantique,
nous avons
pu établir des cycles journaliers
sur les îles de Principe, Sao Tomé et Annobom (fig.IV.1).
Entre
3
et
4· au large des côtes du
Nigéria
nous
avons
enrgistré
des concentrations élevées (38 - 40 ppbv).
La zone de
convergence est alors située entre 5 et 8· N.
62

---

E.péro.ne.
NITOGA - 3
eone.ntrohon
d°O:3
(ppbvl ~l'
]~,~~
h.,.
,0
'0
,0
0::-,~"",,~of.-,.. L.T.
,.
~
Il • .10
"C\\
r
T
,.
.. .. .. .. n· 12"
Figure
IV.l:
Trajet
maritime
de
l'expérience
Nitoga
3
évolutions de [03] sur les îles de: Principe, Sao-Tomé et Annobom
Ce
sont
vraisemblablement
des mécanismes
dynamiques
qui
transportent
l'air
riche
en
ozone
vers
les
basses
couches
(Stellard et al.,1975),
plus précisément des mécanismes
liés
à
l'activité
convective
des
nuages
(Gidel,
1983;
Garstang
et
al.,1988) qui sont responsables des fortes concentrations d'ozone
prés de la zone intertropicale de convergence ( Winkler, 1988).
Il
est
intéressant
de
remarquer
que
les
mesures
satellitaires
ont
mis
en
évidence
une
zone
de
fortes
concentrations d'ozone troposphérique au dessus de la côte
ouest
africaine (Fishman et al., 19867) et si l'on tient compte du fait
que
dans
ces régions les échanges se font surtout dans le
sens
troposphère - stratosphère (fig.I.4),
les fortes
concentrations
rencontrées
au
niveau de la mer n'ont vraisemblablement pas une
origine stratosphérique.
Loin
du continent,
dans l'hémisphère Sud
notamment,
les
concentrations
sont
plus
faibles.
Elles sont en
accord
avec
celles
de
Stellard
et
al.,
(1975)
obtenues
sur
le
trajet
6]

---

atlantique. entre Dakar et Walvis Bay, ainsi qu~ celles de Winkler
(1987)
effectuées dans la même zone de décembre
à
avril
1984,
et
qui
a enregistré des concentrations situées entre 13
et
17
ppbv.
Le
comportement
diurne de l'ozone à Lomé est
conforme
au
cycle
diurne
lié
à l'évolution des échanges
convectifs
et
à
l'inversion radiative associé 1C1,
en plus,
à l'existence d'une
brise
de
terre.
Cette onde apparaît également à l'île
de
Sao
Tomé. Cette île recouverte de forêt est suffisamment étendue pour
induire une inversion radiative. L'ozone détruit par dépôt au sol
et / ou réaction chimique n'est pas renouvelé: les concentrations
deviennent
alors très faibles.
Le même schéma d'évolution à été
observé
sur
l'île de Penang (5·5 N,
100· E) en
Malaisie
par
Ilyas (1987).
Par
contre
nous n'avons pas trouvé d'onde diurne
à
l'île
d'Annobom. Sa surface, 10 km2
n'est certainement
pas suffisante
pour
qu'une
inversion
radiative
nocturne
puisse
s'établir.
L'environnement
océanique
l'emporte
sur
le
comportement
continental
(l'inversion
nocturne
n'apparaissant
pas
sur
la
surface
de
l'eau). Cette île peut, de ce fait, être
considérée
comme
représentative
d'un
site
océanique.
Nous
n'avons
pas
enregistré
de
différence de concentration entre le jour
et
la
nuit,
ce
qui aurait tendance à montrer que dans cette zone
les
échanges
sont
faibles à l'intérieur de la couche
atmosphérique
marine.
En effet,
les vents y sont en général faibles. De même,
la
température
de la surface de la mer
est
généralement
plus
basse
que
celle
de la tranche
d'air
adjacente.
Ces
actions
dynamiques
et
thermodynamiques
conjuguées
confèrent
à
cette
couche
une
stabilité
qui explique les
faibles
concentrations
d'ozone
(inférieures à 20 ppbv).
L'ozone qui y est
piégé
peut
subir
une
destruction photochimique faisant intervenir les
NOx
qui,
bien
que
lente,
peut se prolonger et
avoir
des
effets
sensibles.
Les
faibles concentrations mesurées par Routhier
et
al.(1980)
sur
le Pacifique et Winkler (1988) sur
l'Atlantique
sont, entre autres, expliquées par une destruction photochimique.
Cependant,
en
tenant
compte
des
différentes
mesures
effectuées dans cette région nous pouvons affirmer que:
- l'océan se comporte comme un puits d'ozone,
- les masses d'air originaire de l'océan Atlantique sont peu
chargées en ozone,
- les
concentrations
d'ozone
évoluent
peu
au
cours
de
l'année.
Il est donc peu probable que l'océan atlantique puisse avoir
une grande influence sur la charge en ozone sur le continent.
IV.2
INFLUENCE DE LA FORET EQUATORIALE SUR L'OZONE
Nous
nous proposons
d'étudier dans ce paragraphe
le
rôle
joué par la forêt équatoriale dans la formation et la destruction
de
l'ozone.
Pour atteindre cet objectif,
nous avons comparé le
64

---

comportement de l'ozone en clairière et sous le couvert
végétal.
Nous avons" "également fait une étude comparative' entre la forêt du
Nord
Congo
(Impfondo)
et du Mayombe située au
Sud,
les
deux
baignant
dans
des environnements climatiques
et
géographiques
différents.
Les forêts tropicales occupent encore environ 50% des terres
de la ceinture équatoriale.
Elles jouent un rôle important
dans
le
bilan global de nombreux gaz en trace dans l'atmosphère, dont
elles sont sources et/ou puits.
Très peu de données existent sur
l'ozone
sous
le
couvert
forestier en
milieu
équatorial
(Kirchhoff,
1988).
Ces
forêts fermées et ·denses en général
s'individualisent
par
leur végétation hétérogène,
haute,
multistrate,
riche
en
lianes et par leur microclimat humide.
Trochain (1980) distingue
trois
strates
dans
les
forêts
tropicales
humides
dont
la
continuité
et
la
définition varient suivant les lieux
et
les
éssences. Les deux forêts du Nord et Sud Congo où se trouvent les
sites
de
mesures
qui font l'objet de
notre
étude
présentent
quelques caractéristiques qui les différencient:
- La forêt du Nord Congo,
d'une superficie de 140000 km2 se
trouve sur un terrain plat.
Inondée en certains
endroits;
elle
est
à
la limite de la définition de la forêt
sempervirente
et
semicaducifoliée (Trochain 1980). Dans la région d'Impfondo, elle
peut
être décomposée en trois strates.
Du sol à 8 m,
elle
est
essentiellement
constituée
de
troncs
d'arbres
de
diamètres
variables,
d'un
fouillis de racines et contre-forts,
de petits
arbustes
et de plantes herbacées sciaphiles
denses.
Le
second
niveau
plus
dense
comprend
des arbres de 20 à 30
m
à
cimes
contiguës
et
s'interpénétrant
pour
former
une
voûte
quasi
continue.
Ce
recouvrement
de cimes associées au feuillage
des
lianes
ligneuses empêche la pénétration du rayonnement
solaire.
La
partie
supérieure
(au-dessus de 30
m)
est
inhomogène
et
contient
quelques
rares émergents atteignant parfois
40
m.
A
cause
de l'écran formé par la superposition des
strates,
cette
forêt
constitue
un
milieu
particulièrement
fermé
où
les
influences extérieures ne pénètrent qu'atténuées.
- La
forêt du Mayombe au Sud est moins stratifiée
avec
un
sous-bois peu dense.
Elle prend assise sur un terrain accidenté.
En
moyenne,
les arbres sont plus hauts que ceux de la forêt
du
Nord
avec
des émergents qui atteignent 60 m.
C'est,
comme
la
forêt du Nord-Congo, un milieu fermé à l'intérieur de laquelle se
développe un microclimat.
Dans
ces
deux forêts,
nous avons effectué des mesures
de
concentration
d'ozone
à
l'aide
d'une
sonde
électrochimique
d'ozone.
Grâce à un système de poulies,
nous avons pu
réaliser
des
mesures à des niveaux différents situés entre le sol et
une
hauteur
de quarante mètres environ.
Des mesures simultanées
de
température et de vitesse de vent ont également été effectuées.
65

---

IV.2.1 Evolution diurne au sol en clairière
Des
enregistrements
continus ont été effectués
sur
trois
sites pendant des périodes plus ou moins longues.
Le
site (1) est situé à Impfondo à environ 200 m du
fleuve
Oubangui
et
le site (2) à Enyelé
un peu plus au Nord
dans
le
camp de la société Forestière du Nord Congo (F.N.C.). Le site (3)
se trouve au Sud du pays à Dimonika dans la forêt du Mayombe.
Ne disposant pas d'un nombre suffisant d'analyseurs
d'ozone
pour
des mesures simultanées, nous avons choisi pour chaque site
des périodes comparables.
C'est ainsi que les évolutions diurnes
ont
été
étudiées
en saison sèche de l'HN
en
février
1988
à
Impfondo, en février 1989 à Enyelé
et pendant la saison sèche de
l'HS en juin 1988 à Dimonika.
Le cycle diurne est plus marqué à Enyelé
qu'au deux
autres
sites (fig.IV.2).
Les minima y sont plus faibles (3ppbv) et les
maxima plus élevés (35 ppbv).
40
- - IM"FONDO r 1 )
- _ . ENVElLE
(2)
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(HEURE
TU)
Figure IV.2:
Evolutions journalières de [03] dans les clairières
d'Impfondo (1) d'Enyelé (2) et de Dimonika (3)
Sur
les deux sites du Nord Congo le ciel est souvent dégagé
pendant la saison sèche.
Nous avons mesuré un rayonnement global
66

---

de l'ordre de 1000 w/m2 aux environ de midi en février à Impfondo
(fig.IV.3). Il en résulte des échanges convectifs intenses et des
basses couches bien mélangées.
Les couches supérieures riches en
ozone alimentent les basses couches.
D'autre part,
l'importance
du
rayonnement
solaire
favorise
également
la
formation
photochimique de l'ozone à partir de précurseurs tels que les NOx
et les hydrocarbures non méthaniques.
Nous reviendrons sur cette
question
lorsque
nous
aborderons l'étude
de
la
distribution
verticale
d'ozone au paragraphe IV.3.
Le ciel reste
claire
la
nuit.
Cette
situation
favorise
la formation
d'une
inversion
nocturne
qui limite les échanges de la couche adjacente
au
sol
avec les couches supérieures. L'ozone piégé dans cette couche est
détruit
par
dépôt au salau par réaction chimique avec le NO
à
travers la réaction:
NO + 03
------------> N02 + 02
Cette réaction est considérée comme le principal puits d'ozone en
milieu
forestier (Kirchhoff 1988).
En effet les sols
tropicaux
émettent de quantités importantes de NO.
Kaplan et al.(198B) ont
10
trouvé
dans
la forêt amazonienne,
un flux
moyen
de
5,2XI0
molécules/cm2/s. Dans
la
forêt du Nord, nous avons
observé
de
grandes
quantités
de
NOx, et les
concentrations
de
NO
sont
particulièrement
élevées la nuit (fig.IV.4).
D'ailleurs
quelle
que
soit
la
période de l'année, la concentration de
NO
reste
élevée comme le montre l'estimation que nous avons faite à partir
de l'analyse des effets des orages nocturnes, sur
la
concentra-
tion de 03 en milieu forestier (cf. tabeau III.l
page 58).
(W.m-' )
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Figure IV.3:
variation du rayonnement global à Impfondo
67

---

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Figure IV.4:
Variation de [NO] et [N02] dans la petite clairière
à Impfondo
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Figure
IV.5:
Variation
diurne
de
l'ozone
dans
la
petite
clairière à Impfondo
68

---

En
~~le
générale les minima de concentration
d'ozone
en
milieu
forestier
sont très bas en comparaison à ceux
que
l'on
trouve
en
savane (fig.III.11). Ils illustrent ainsi le rôle
de
puits
d'ozone
que
joue
la
forêt.
Ce
minimum
nocturne
est
généralement
nul
lorsque le site de mesure se
situe
dans
une
clairière
suffisamment
petite pour reproduire
le
comportement
nocturne
de la forêt, comme le montre les mesures faites dans la
petite clairière située à 20 km d'Impfondo (fig.IV.5).
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Rayonnemenl global
E
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DB
12
16
29
21,
Heure>
(TU)
Figure
IV.6:
Variation
journalière
du rayonnement
global
à
Dimonika
Toutefois
à
Dimonika le cycle diurne est moins marqué
qu'à
Impfondo
(fig.IV.2)
avec des maxima plus faibles et des
minima
plus
élevés.
A
Dimonika
les échanges
convectifs
sont
moins
intenses car le rayonnement en saison sèche ne dépasse guère
500
w/m2
(fig.IV.6).
La
couverture
nuageuse
est
certainement
importante;
si
on
s'en tient à l'ensoleillement des deux sites
(fig.IV.7),
elle doit être plus forte à Dimonika qU'à
Impfondo.
L'absence
d'une forte inversion nocturne à
laquelle
s'ajoutent
quelques
effets orographiques
peut expliquer les fortes valeurs
de
la concentration d'ozone que l'on peut observer et
qui
sont
surprenantes
(>17ppbv)
dans
un
milieu
tropical
forestier
(fig.IV.8).
Le
site de mesure de Dimonika se trouve
au
sommet
d'un
chaînon
entouré
de monts plus
élevês,
séparés
par
des
vallées (fig.II.5).
Il en résulte que le cycle diurne de l'ozone
est
influencê
par
"l'al~itude"
(
Feshenfeld
et
al.,
1983;
Marenco,
1983) et les effets dynamiques liés à la circulation de
l'air dans les systèmes de montagne-vallée
(Flown,
1969,
1985;
Clairac, 1986).
69

---

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A
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Figure
IV.7:
variation annuelle de l'ensoleillement à
Impfondo
(1), moyenne sur Il ans (1976-1986), et Dimonika (3), moyenne sur
5 ans (1981-1984)
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la
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18
22
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Figure
IV.a:
Evolution
de [03] et du rayonnement global le
5
juin 1988 à Dimonika
IV.2.2
Distribution verticale sous le couvert forestier
Le
compor~ement de
l'ozone sous le
couvert
forestier
à
Impfondo
et
Dimonika a été plus spécialement étudié
par
Minga
70

---

(1991). Il nous semble cependant nécessaire d'en donner un aperçu
qui
doit nous éclairer sur l'évolution de l'ozone à l'échelle de
cette partie de la région.
La
distribution
verticale
de l'ozone à l'intérieur de
la
forêt
du Nord Congo a été étudiée durant la campagne
DECAFE
en
février
88 à Impfondo. L'état
thermodynamique dans le sous-bois
est
donné
par
les profils de température et
de
vapeur
d'eau
(fig.VI.9 A B et C).
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il
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Figure IV.9:
Profils d'ozone et de température potentielle sous
le couvert forestier à Impfondo du 19 au 20 février 1988
71

---

Juste
avant le lever du soleil,
le profil d'ozone présente
un
gradierttquasi nul
mais dans la matinée,' il
évolue, pour
atteindre
une valeur maximale voisine 0.3 ppbv/m vers
midi.
Le
réchauffement
de la canopée sous l'action d'un fort
rayonnement
(~
1000
w/ m2)
développe
des
conditions
de
stabilité
sous
celle-ci illustrée
par
un gradient de température
de
0.16·c/m
(fig.IV.B).
Dans
le
même
temps
le
gradient
de vapeur d'eau
est négatif (fig.IV.9C)
et
anti-correlé
avec
celui d'ozone.
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Figure IV.10:
champ d'ozone (A)
et de vent (B) sous le
couvert
forestier à Impfondo

---

une
rapide augmentation de [03] est observéè aux environs
de
9
heures
(fig.IV.9
A et IV.1D A).
Elle est due à
une
injection
d'air extérieur plus riche en ozone. En effet le champ de vitesse
montre
un
jet
matinal
autour de
9heures
(fig.IV.1D
B).
Le
scénario inverse se déroule après 14 heures:
les
concentrations
retrouvent
leurs valeurs voisines de zéro juste après le coucher
du
soleil.
Durant
la nuit les effets radiatifs
induisent
des
conditions
adiabatiques
à l'intérieur
de la forêt.
Il n'y
a
pratiquement
plus d'ozone du sol au sommet de
la
canopée.
Les
variations d'ozone au sommet sont tout à fait semblables à celles
que
l'on
obtient au sol dans la clairière voisine au
point
de
mesure.
Les
valeurs
sont
nulles la nuit
et
atteignent
leur
maximum compris entre ID et 15 ppbv vers 12/13 heures.
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25
27
Figure IV.11:
Profils d'ozone et de température potentielle sous
le
couvert végétal au Mayombe le matin du 6 juin (A) et
l'apés-
midi (B) du 5juin 1988
Durant
la nuit,
le dépôt sec et la réaction chimique
avec
le monoxyde d'azote participent à la destruction de l'ozone (Cros
et
al 1991).
Cette réaction est d'ailleurs considérée comme
le
principal
puits nocturne d'ozone dans un environnement forestier
(Kirchhoff, 1988).
73

---

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6h
Heure (TU)
Figure IV.12:
Champ d'ozone sous le couvert forestier au Mayombe
Malgré
la
stabilité
atmosphérique à
l'intérieur
de
la
forêt, l'accroissement de la teneur en ozone sous le couvert peut
résulter
d'un
transfert
vertical
à
travers
la
canopée.
Il
8
suffirait
effectivement
d'un
très
faible
flux
de
1,4X10
molécules/cm2/s
pour expliquer une telle augmentation.
Ce
flux
correspond à un coefficient d'échange vertical K
de )X10- 2 m2/s,
z
valeur
qui
est du même ordre de grandeur que celle trouvée
par
Bonsang et al.
(1990) sur le même site à partir
des
mesures
du
Th B
et
celle
prise
par Thaty
et
al.(1990)
pour
expliquer
l'augmentation du méthane.
D'une
manière générale ce qui caractérisent les deux forêts
c'est l'éxitence des faibles concentrations d'O) au sol sur 24
h
et une variation journalère au niveau de la canopée. Il n'y a pas
d'échanges
entre
la
canopée
et
le
sol.
La
comparaison
du
comportement de l'ozone dans la forêt et dans la clairière met en
évidence le rôle de puits joué par la forét.
Des
résultats
semblables
sont observés dans
la
forêt du
74

---

l'atmosphère
intertropicale
au sud et au nord de l'équateur
et
ainsi d'améliorer notre connaissance de la distribution verticale
de
l'ozone dans le but d'expliquer son cycle saisonnier
au
sol
(cf. chap.III) et les fortes concentrations que l'on rencontre en
saison sèche.
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Figure
IV.1S:
Plan
de
vol
lors d'une
campagne
de
mesures
effectuée
au sud-Congo pendant la saison des pluies les 7 et
8
janvier 1986 entre Brazzaville et Pointe-Noire
A)
Mesures avion
a) Pendant la saison des pluies
Notre
champ d'expérimentation s'est situé entre Brazzaville
(4'17 S et 15'16 E) et Pointe - Noire (4·50 S et 11·54 E).
Cette
campagne
s'est
effectuée
suivant le plan de vol de
la
figure
IV.15 que l'on peut décomposer en:
deux
paliers,
l'un
à
500 m d'altitude au-dessus
de
la
savane
(entre
Brazzaville
et Loubomo) et l'autre à
1000
m
à
l'approche
de
Pointe-Noire pour la traversée de
la
chaine
du
Mayombe et,
- une série de sondages verticaux· du sol à 3000 mau-dessus
de la savane au vent de Brazzaville (1), avant le Mayombe dans le
vent
de
la forêt (2) et au-dessus de la côte atlantique
de
la
région de Pointe-Noire (3 et 4).
Nous
avons effectué une vingtaine de profils dont les
plus
caractéristiques
sont représentées sur la
figure
IV.16.
Cette
figure
illustre les distributions d'ozone et de N.A.) dans les 4
prem1ers kilomètres au cours d'une campagne de mesures
effectuée
les 7 et 8 janvier 1986.
81

---

La
couche
de
mélange est limitée en altitude à 2
km
par
l'inversion en température.
Elle correspond au flux de
mousson.
Celui-ci est surmonté par le flux de N.E.(la dir~ction des
Vents
est
donnée
par
le radiovent de Pointe-Noire et
les pilots
de
Brazzaville) •
13h00 (8-1-86)
14h00 (7-1-86)
12h45 < (7-1-86) > 11h00 TL
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60
10
CONCEN1RAliON
0'0,
(PPbV)
Figure IV.16: Profils d'ozone et des noyaux d'aitken au-dessus du
sud-Congo
lors
de
la
campagne
de
mesures
effectuées
entre
Brazzaville et Pointe-Noire du 7 au 8 janvier 1986
De
Brazzaville
(~11h30) ~ Pointe-Noire (~14hOO)
l'ozone
augmente
de 25 ppbv à 45 ppbv tandis que les noyaux diminuent de
3
6000 ~ 3000 cm-
dans le flux de mousson en se rapprochant de
la
côte
de l'océan Atlantique.
Les variations dans le flux de N.E.
sont beaucoup moins importantes.
Pour
un
profil
vertical
donné
les
[NA]
et
[03]
sont
anticorrelès. Il en est de méme pour l'évolution horizontale dans
la
couche de mousson.
La diminution de la concentration en H.A.
confirme le caractère de moins en moins continental ou de plus en
plus
océanique du flux de mousson en se rapprochant
de
Pointe-
Noire.
L'augmentation
de la teneur en ozone peut provenir d'une
formation photochimique in situ et/ou d'un transport vertical.
Le
profil
(3)
du 7 janvier ~ 14h00
illustre
un
mélange
homogène de N.A et d'ozone au-dessus de la côte atlantique
entre
o et 2,8 km.
Le profil (4) du 8 janvier ~ 12h au même endroit et
82

---

pour des conditions météorologiques semblables (même rayonnement,
même température,
même vent) montre qu'avant l'établissement des
transferts verticaux
entre les deux couches, la teneur en
ozone
dans
le
flux
de
mousson
est
celle
que
l'on
rencontre
habituellement
dans
l'Atlantique
tropical,
(cf.
expérience
Nitoga-3 dans le golfe de Guinée,
§
IV.1). De plus,
la teneur en
ozone
dans
la
couche
de
mousson
ne
dépasse
jamais
la
concentration que l'on trouve dans la basse troposphère libre.
Les transferts verticaux entre la basse troposphère libre et
le flux de mousson semblent
donc être le mécanisme
prèpondérant
qui gouverne l'évolution des profils d'ozone dans cette région en
saison des pluies.
La
lente
décroissance des [N.A.] dans le flux
de
mousson
tout
au
long
du palier à 500 m au-dessus de
la
savane
entre
Brazzaville
et Loubomo explique que nous n'ayions pas survolè de
feux; ceux-ci sont d'ailleurs extrêment rares en cette saison.
Dans
le
flux du Nord-Est la concentration
d'ozone
évolue
aussi très lentement.
Elle est aux environs de 40 ppbv à Pointe-
Noire,
45 à Loubomo et 50 à Brazzaville.
Ceci correspond à
une
évolution
moyenne de 0,025 ppbv/km.
Cette variation est faible;
il
faut
cependant
noter
qu'elle
s'accélère
et
se
porte
à
0,05ppbv/km en traversant le Mayombe, valeur qui est parfaitement
en
accord avec celle que l'on a trouvée au-dessus de la forêt du
Nord-Congo entre Impfondo et Ouesso. Cette évolution au-dessus de
la
forêt du Mayombe (diminution de 5ppbv) est
cependant
faible
lorsque l'on sait que la forêt est un puits important d'ozone (cf
§
IV.2).
Ceci
peut cependant s'expliquer par la réduction
des
échanges
entre
la forêt et la CLP (Clairac 1986) et
le
faible
temps de transit au-dessus de la forêt.
Tout
au
long
de la saison des pluies, dans la
région
de
Brazzaville,
on
a trouvé
autour de midi le même type de profil
vertical
d'ozone
que
le
profil (2) de
la
figure
IV.16.
La
concentration
dans
la
troposhère
libre
inférieure
est
plus
importante que dans la couche limite.
Il y a une anticorrelation
marquèe entre [NA] et [03].
Malgré une [03] relativement
forte,
la
basse
troposphère
libre
n'est donc
pas
polluée
ou
bien
l'origine
de
cette
pollution
est
lointaine
pour
que
les
concentrations
de
NA
soient
faibles et celles
de
NA
et
03
relativement
homogènes.
Notons
enfin que lorsque les
échanges
convectifs
sont intenses la concentration d'03 mesurée
au
sol
pendant
la
saison
des
pluies
peut
être
considérée
comme
représentative de celle de la CLP.
En
résumé
on peut considérer que,
pendant la
saison
des
pluies,
les
échanges
verticaux
et la teneur en
ozone
de,
la
troposphère libre contrôlent la variation diurne'de l'ozone
dans
la
basse
atmosphère
dans le Sud-Congo aux environs
de
4·
de
latitude
Sud.
De
plus
les processus
biogéniques
locaux
ne
semblent
pas avoir une influence significative à l'échelle de la
région.
83

---

b)
Pend~nt.la saison sèche
Pour
étudier la distribution verticale de l'ozone
dans
la
région de Brazzaville pendant la saison sèche, des sondages avion
ont
été
effectués
au-dessus
de
la savane
de
la
région
de
Brazzaville
aux
mois
de
juin,
juillet
et
août
1986.
20-06-86(14hOO TL)
23-08-86(14h30 TL)
O S l O
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CONCENTRATION DES NAlllOtcm'l
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20
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60
BO
CONCENTRATION
0'0)
(ppbv)
Figure
IV.17:
Profils d'ozone et des noyaux d'aitken au-dessus
des
savanes de la région de Brazzaville pendant la saison
sèche
en juin,
juillet et août 1986
Au
cours de ces sondages,
des mesures simultanées
d'ozone,
de
noyaux
d'aitken
et
de température ont été
faites.
La
figure
IV.17, donne un aperçu de ces résultats. Dans ces trois sondages,
une
couche
d'ozone
bien
marquée apparaît
entre
le
flux
de
mousson
(1 - 2 km ) et l'inversion
de
température
des
alizés
située autour de 3 km (Cros et al., 1988). Cette couche (que nous
avons
retrouvée
à Impfondo,
au Nord,
au cours de la
campagne
DECAFE,
pendant
la saison sèche de l'HN:
Cros et
al.,
1991;
Andreae,
1991),
est
très
chargée
en
particules
fines.
La
concentration
des N.A.
est en bonne corrélation ave~
celle
de
l'ozone.
Cette concentration qui atteint 20 000 Plcm
est quatre
fois plus grande que les valeurs habituellement observées dans la
couche de mélange. De telles concentrations sont caractéristiques
84

---

des
feux
de
la biomasse comme l'a montré
Cros
(1977).
Cette
saison
corre~pond en effet à la période où on brûle les
savanes
et les forêts défrichées à des fins agricoles,
ou de chasse.
Au
cours
des
sondages,
de feux très dispersés
étaient
visibles.
Toutes
nos
mesures ont été faites en dehors
des
panaches.
La
concentration
de l'ozone varie entre 60 et 100 ppbv
dans
cette
couche.
Dans
les
savanes brésiliennes Delany et al.( 1984)
et
récemment
Andreae
et
al.,
(1988)
ont
observé
de
fortes
concentrations
d'ozone aux mêmes altitudes,
accompagnées
d'une
forte
densité de fines particules.
Ils les ont attribuées à
la
combustion de la biomasse.
10
Rft
PCI.l(g'
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Il
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Il
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no,..ua.crri
10'
v.nll kU)
Figure
IV.18:
stratification des panaches de feux de végétation
par cisaillement des vents (Cros, 1977)
L'existence
de
cette
couche au-dessus de
la
mousson
est
compréhensible
si
l'on
se
réfère
aux
caractéristiques
météorologiques de la saison sèche au Congo.
En effet,
en cette
période,
comme
nous
l'avons vu au chapitre II,
la
couche
de
mousson est stable à cause de son refroidissement dû au survol du
courant
de
Benguela.
Au
dessus
de
la
mousson,
l'air
est
fortement
subsident,
subsidence
due
aux
hautes
pressions
d'altitude. L'inversion en altitude limite fortement les échanges
verticaux
avec
les
couches
supérieures.
La
base
de
cette
inversion se déplace avec l'altitude. Elle évolue entre le sommet
de la mousson (de 1 à 2 km) et 3 à 4 km.
Sa situation dépend des
conditions
thermodynamique
de
chaque
couche
(température,
humidi té etc .. ).
La figure IV.18 (Cros, 1977) montre une distribution typique
de la densité des fines particules pendant la période des feux de
85

---

la
biomassé.
Le
matin,
avant
la
destruction
complète
de
l'inversion
nocturne,
les fines particules émises par les feux,
traversent
la couche d'inversion.
Elles sont
transportées
par
l'air chaud qui s'élève. Ces particules sont ensuite piégées dans
le
flux
d'Est entre le sommet de la mousson et
l'inversion
en
altitude
des alizés.
Le profil vertical du ThB,
gaz radioactif
émis par le sol,
est utilisé comme
traceur.
Sa
durée
de
vie
étant
courte,
son profil met en évidence
le fait que les fines
particules sont proches de leur source.
Par contre le profil
du
radon
dont
la
durée de vie est longue
varie
peu.
Tout
ceci
confirme
l'origine récente de la couche polluée.
L'extension de
cette
couche
dépend de l'intensité de la source
de
pollution,
c'est-à-dire
de
l'importance
de la surface
de
la
couverture
végétale
brûlée.
Elle
dépend
également
des
conditions
thermodynamiques
et
aérodynamiques
des
masses
d'air.
La
stratification
thermique
limite considérablement
la
diffusion
verticale
et la dilution des produits des feux de végétation les
maintenant ainsi à de fortes concentrations.
La combustion de la
biomasse émet dans l'atmosphère de nombreux constituants en trace
très actifs dans la photochimie de l'ozone,
NO,
CO, CH4 et les
hydrocarbures non méthaniques (Crutzen et al.,
1985,
Andreae et
al., 1988). Le temps de passage de ces masses d'air au-dessus des
régions de savane du Sud Congo est trop court pour conduire à une
production
photochimique
de
l'ozone
significative
à
travers
l'oxydation
du
méthane.
Il
est possible
que
la
destruction
photolytique
de N02 et les émissions directes du CO
pendant
la
combustion
ou
résultant
de
l'oxydation
des
HCNM,
soient
responsables
d'une partie de cette formation photochimique comme
cela
a
été
montré dans les savanes du Brésil
(Crutzen
et
al
1985, Andreae
et
al. 1988). La concentration de NO dans les pa-
naches
des feux est probablement assez élevée pour conduire à la
production photochimique de l'ozone à travers l'oxydation
du CO.
L'homogénéité
de cette couche et sa forte concentration
en
ozone
(qui ne peut pas totalement s'expliquer par une
formation
photochimique locale) font penser que cette couche a une
origine
lointaine.
En
cette
période,
les alizés continentaux du
S.E.
venant
de
l'Afrique
du Sud
soufflent
sur
le
Congo.
C'est
probablement au-dessus des grandes savanes sud-africaines en feux
que
ces alizés se chargent en précurseurs d'ozone,
produits
de
combustion de ces savanes.
Les trois sondages verticaux de la figure IV.17 montrent que
pendant
la saison sèche,
la couche limite planétaire n'est
pas
toujours bien mélangée contrairement à la saison des pluies.
En
saison
sèche les maxima de la concentration d'ozone
au
sol ne sont donc pas toujours représentatifs de la
concentration
réelle
de la couche limite.
Ils peuvent être
sous-estimés.
La
variation saisonnière de la charge en ozone
de cette couche n'en
serait que plus marquée.
B) Mesures ballon entre 0 et 35 km
Depuis
le
3 juin 1990,
nous effectuons
des
sondages
au
66

---

rythme
de 1 à 2 par semaine pour explorer l'atmosphère du sol
à
35
km environ.
Ces mesures doivent nous permettre d'étudier
la
variation
saisonnière de la couche d'ozone troposphérique.
Nous
espérons .
également
avoir
une
meilleure
connaissance
de
l'influence
des émissions biogéniques et des feux de
végétation
sur
la
distribution
de
l'ozone troposphérique
dans
la
zone
intertropicale
africaine.
Nous
présentons
ici
les
premiers
résultats que nous possédons.
40
iL.Q
180
220
260
300
340
30
~
A
.....
~
0
::J
20
8
H
8
=1
- -Iropopause
la
a
O'---.:....::..Il::.....L..'------''-----L_---L_---l.._---..l.._~_
____L_
___J
o
20
60
100
11.0
180
Figure IV.19:
Profils
d'ozone
des
sondages des 29 (1), 19 (2)
octobre
et
du
06
août
1990
(3) ainsi
que
des
profils
de
température
correspondants
(4)
dans
la
troposphère
(A),
la
tropause
et la stratosphère (B).
Sur
la
figure IV.19
sont
regroupés les profils les
plus
caractéristiques de la saison sèche (profil 3),
de l'intersaison
(profil
2) et du début de la saison des pluies (profil
1).
Ils
confirment
les
résultats précédents
du
IV.3.1.A.
Plus
d'une
dizaine
de
sondages ont été effectués pendant la saison
sèche.
Tous font apparaître pendant la saison sèche une couche riche
en
ozone
dont
la
concentration
est de 88 ppbv
autour
de
2
km
d'altitude
(profil
3).
Elle
disparaît progressivement
en
se
déplaçant
en altitude avec apparition des maxima secondaires
de
faibles amplitudes (profil 2) avec toutefois une quantité
totale
d'ozone
troposphérique
inférieure à celle relative au profil
3
(tableau IV.3). A la fin du mois d'octobre, cette couche n'existe
pratiquement plus comme le montre le profil (1).
Elle réapparait
87

---

.
en
décembre,
janvier et février comme le montre la figure VI.20
avec
une charge en ozone beaucoup moins importante
(le
maximum
est de 55 ppbv autour de 2 km d'altitude au lieu de SSppbv).
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....
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•
20
60
100
11.0
1BO
o Z 0 H E
( n b )
Figure
IV.20:
Profils d'ozone des sondages:
-
à
Brazzaville du 2S décembre 1990 (1), des 16 jan-
vier (2) et 12 février (3)
1991 à Brazzaville (4·17
Sr
15·16 E)
- à l ' î l e de l'Ascension (S· S,
15· W) du 7
janvier
1991.
Compte tenu de la vitesse ascensionnelle du ballon ( > 4 mis
en moyenne),
il n'est pas possible d'avoir une structure fine
de
la
température de l'atmosphère.
On peut cependant remarquer que
les profils de températures sont semblables en saison sèche et en
saison des pluies (profil 4); l'existence de la couche entre 1 et
4
km ne semble pas liée aux processus des transferts
verticaux.
Par
conséquent,
son évolution ne dépend pas de phénomène local.
Les
données dont nous disposons ne nous permettent pas de
faire
une
étude
fine
de la distribution verticale
de
l'ozone
dans
l'inter-saison.
La
diminution
de l'intensité
des
précurseurs
d'03,
la
modification de la structure de l'atmosphère sont
des
facteurs qui de toute évidence influencent cette distribution.
88

---

r----~---_r_---:--~---:---r_---:--_r-------~------_r_------~
MO~S+- Ju~n
Ju~l.
Aout
Sept.·
Octo.
Novem.
~--------- -------+--------+--------+--------+--------+--------1
[03]
1 (en UO)
1 47
(4)
1 51
(3)
1 51
(1)
1 55
(3)
1 40
(4)
1 36
(3)
1
L
l
l-
l
l
l
l
J
<---------- saison sèche ----------->
Tableau
IV.3:
Quantité totale d'ozone dans la troposphère ( les
chiffres entre parenthèse désignent le nombre de sondages)
Pendant
la saison sèche la quantité totale d'ozone dans
la
colonne
troposphérique
est en moyenne de 51 unité
Oobson
(UO)
(tableau
IV.3).
Cette
quantité
tombe à 36 UO au début
de
la
saison des pluies.
La différence entre les deux valeurs (15
UO)
représente
la
contribution de la couche riche en
ozone
située
entre 1,5 et 4,5 km. Cette contribution due à la combustion de la
biomasse ainsi que nous l'avons établi précédemment,
varie entre
40 et 50 % de la charge totale de la troposphère.
La
couche
faiblement
chargée
en
ozone
que
nous
avons
observée dans la basse troposphère entre décembre 1990 et février
1991,
et
qui
ne l'a pas été de façon évidente en janvier
1986
(fig.IV.16) n'est certainement pas due à une production photochi-
mique
locale.
Pendant
la
période
considérée,
l'anticyclone
égypto-Iybien
exerce son influence au Congo entre 2000 et 4000 m
à
travers l'alizé du N.E •.
Cet alizé survole les
savanes
sub-
sahéliennes
qui sont brùlées en cette période correspondant à la
saison
sèche de l'hémisphère nord.
L'éloignement de
la
région
source,
et
le
rôle
de puits joué par la
forêt
au-dessus
de
laquelle se déplacent les masses d'air avant
d'atteindre Brazza-
ville, expliquent la faible teneur en ozone de cette couche.
D'autre part l'influence de l'anticyclone égypto-Iybien
est
plus
forte
au
nord
du Congo
qu'au
sud.
C'est
lorsque
son
intensité
est maximum que son action se fait sentir au
sud.
La
présence
de
la
couche
faiblement polluée
au
sud
dépend
de
l'activité
de cet anticyclone (et donc de l'importance et de
la
durée de la période de combustion de la biomasse sub-sahélienne).
Le
profil
d'ozone
obtenu à l'île de l'Ascension
dans
le
cadre
de
l'expérience
TRACE
(fig.IV.20,
profil
4),
met
en
évidence également,
dans la basse troposhère, une couche d'ozone
faiblement
chargée
en janvier 1991.
Elle a vraissemblement
la
même
origne que celle observée à la même période à
Brazzaville.
Cela
montre
le
rôle de source d'ozone que
joue
le
continent
africain.
Ces
couches
qui
apparaissent
en
périodes
de
feux
de
végétation
des
deux hémisphères
et disparaissent
lorsque
ces
derniers ne sont plus allumés sont-elles un phénomène localisé
à
l'hémisphère
Sud?
L'analyse des résultats de la campagne OECAFE
effectuée
dans
la région d'Impfondo pendant la
période
de
la
saison sèche boréale nous permettra de répondre à cette question.
89

---

IV.3.2
Di~tribution verticale à 2" de latitude
Nord
Au
cours
de
la
campagne de mesures effectuée à Impfondo,
une quarantaine
de
sondages
ont
été effectués
avec un
avion
Islander
instrumenté,
entre
autres
pour
les
mesures
d'ozone,
de
noyaux
d'aitken,
de
température
et
d'humidité.
SondagE' oVion~-I' H 12
Sondagp aVion
(l'H 12 )
Sondage QVlon
(14H12)
015 H 51
SondagE' ballon (...14 H 51)
-
A
B
-
r-1
E
.x
'--'
.-
-
oC(
(. C )
0
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1
1
1
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B
12
16
20
24
~4J
GO
80
2'
28
'0
LB
Vapeur
d' eau
OZONE
Température
potpnt,plle
Figure IV.21:
Profils d'ozone, de température potentielle et de
la vapeur d'eau l'après-midi du 17 février 1988 à Impfondo
llm)
~ooo .----r--.----r--,.--,.--.-----,.----. ~o .----..,.----,.--.-----,-..,-.,---,--.-----.
• OSh IL (TU)
.05h14 (lui
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o OSh 36
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4~00 r
·08h36
• OSh 36
• 12h00
• 12 h 00
4000
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A
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B
'000
JOOO
1500
2000
1000
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1000
1000
SOO
SOO
(;>pbv)
NO';lQux,d- Allken
(p/c m ' )
oL----il"-..A<...-..I..----'-........--'--"'-----I
a
1000 HOO
'000
HOO
4lltll
Figure
IV.22:
Profils
d'ozone (A) et des noyaux d'aitken
(B)
obtenus par avion au-dessus de la région d'Impfondo le 18/02/88
90

---

Ces
mesures
couplées à celles des sondages ballon ont
prolongé
ces
dernières jusqu'à
4000 m
d'altitude.
Les mesures
d'ozone
ont
été faites avec deux analyseurs d'ozone (Thermo-Electron
et
Environnement S.A). Ils sont tous deux basés sur un même principe
d'absorption u.v..
Les réponses des deux appareils sont comparés
avant et après l'expérience~
aucune différence significative n'a
été
décelée.
La prise d'air s'effectue dans le nez de l'avion à
travers un tube en téflon de 13 mm de diamètre et d'une
longueur
de 3 m.
Pour
faire la liaison avec les sondages
ballon,
plusieurs
sondages
verticaux ont eu lieu au-dessus de la petite
clairière
située
à
20 km à l'ouest d'Impfondo.
D'autres mesures ont
été
faites entre Impfondo et OUgsso (1·40 N, 16" E).
l (ml
1 1 m)
~ooo
sooo
, soo
'SOo
A
8
• 1Lt'l10
(TU 1
'000
• "hlD ITU 1
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(TU)
• 1ShiO (TU)
IS:lO
JSOo
1000
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ISOO
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SOC
0
0
ID
10
JO
'0
SO
foO
70
ID
Figure IV.23:
Profils d'ozone et des noyaux d'aitken obtenus par
avion l'après-midi du 17 février 1988
A)
Résultats expérimentaux
Dans les basses altitudes les sondages avion et ballon
sont
similaires (figure IV.21 A~ Andreae et al., 1991).
Entre
1 et 3 km,
une couche riche en ozone ( fig.IV.21 A),
plus
ou
moins
adiabatique,
piégée entre
une
1nversion
bien
marquée
dans
la couche de mousson et une inversion en
altitude
(fig.IV.21
B),
sèche
(fig.IV.21 Cl,
a été
mise
en
évidence
pendant
toute
la
campagne de
mesures,
confirmant
ainsi
nos
mesures
antérieures
réalisées au-dessus de la
savane
dans
la
région
de
Brazzaville
(
Cros
et
al.,
1988).
Les
fortes
concentrations
d'03
dans cette couche souvent supérieures à
70
ppbv
mais légèrement inférieures à celles mesurées au-dessus
de
91

---

la
région ,de Brazzaville,
coïncident
avec des
concentrations
élevées
de H.A et de gaz en trace tels que le CO,
C02 et autres
acides
organiques
(Andreae
et
al.,
1991).
Pour
étudier
l'évolution
temporelle et spatiale de cette couche,
des mesures
appropriées ont été effectuées:
- Des
sondages
verticaux les 17,18, 21, 23 février 1988
à
différentes heures de la journée;
- Des
sondages
à
altitude
constante
entre
Impfondo
et
Ouesso, Impfondo
et Brazzaville.
a) Distribution verticale
Les
profils
de
5h14,
5h56,
8h36 et 12h
du
18
février
(fig.IV.22
A
et
B)
et
ceux de
l'après-midi
du
17
février
(fig.IV.23
A et B) montrent une couche riche en ozone et chargée
en
noyaux
d'aitken
entre
1,5 et 3
km.
Cette
couche
a
été
retrouvée tout au long de la campagne de mesures (fig.IV.24). Au-
dessus
de 3km,
[03] diminue avec l'altitude.
contrairement
au
comportement
de l'ozone dans la CLP,
ces profils ne
présentent
pas une variation sensible au cours du temps (fig.IV.. i!2 A).
ZIml
5000. ;-----,---,---,----,--r--r----,-----,
ŒCAfE - UrfœllO 1~.P.colltjol
(500.
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o
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O.
O.
10.
20.
3D.
40.
50.
60.
70.
BD.
Figure
IV.24:
Variation
de la colonne d'ozone dans
la
couche
limite.
Cette
.figure représente l'ensemble des profils
d'ozone
obtenus par avion du 12 au 23 février 1988.
92

---

La
distribution
verticale des Noyaux d'Aitken
suit
d'une
man1ere
gérierale la même évolution que celle dé l'ozone avec des
concentrations
comprises entre 400 et 2000 p/cm3 dans la
couche
de
mousson
et
entre
1500
et
3200
p/cm3
dans
la
couche
d'harmattan, et de très faibles valeurs
souvent inférieures à 10
p/cm3 dans l'atmosphère libre.
Elles sont en moyenne inférieures
à
celles
mesurées
au-dessus
des
savanes
de
la
région
de
Brazzaville
dans
la même bande d'altitudes
pendant
la
saison
sèche, au sud de l'équateur.
b) Distribution horizontale
Le palier effectué à 2000 m entre Impfondo et Ouesso,
220 km
à
l'Ouest,
le
19
février
(fig.IV.25)
fait
apparaître
des
concentrations
élevées
d'03
(entre
50
et,
68
ppbv)
et
des
N.A.(entre 1000 et 2000 p/cm3).
Les valeurs de [03]
et des N.A.
mesurées lors du vol retour effectué dans la couche de mousson (à
300
m
d'altitude) sont environ deux fois plus faibles (24 à
35
ppbv pour [03]).
Le
gradient
horizontal
à grande échelle (100 km)
est
de
l'ordre
de
0,05 ppbv/km comme nous l'avons estimé au-dessus
du
Mayombe.
BD.
<\\000.
1
1
DECAFE-IHPi'DNDO [ R.P. CONGO)
+ - [03 J
70.
o -
I:NA)
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10.
500.
O. L...-_...:....-_....:...-_.....L..._-.L_----l._----l_ _l....-_..I...-_....l...._.....J O.
O.
20.
40.
fiO.
BD.
100.
120.
1<\\0.
150.
180.
200.
DI5TAIltE ( Kil)
Figure
IV.25:
Evolution
horizontale de l'ozone et des
noyaux
d'aitken (palier à 2000 m) entre Impfondo et Ouesso.
93

---

B. Interprétation
Les fortes concentrations d'ozone observées entre le
sommet
de la mousson et l'harmattan,
au-dessus d'une région rurale très
peu peuplée,
loin de toute pollution industrielle,
méritent une
attention particulière.
La question de l'origine de cet ozone se
pose.
La
présence
de cette couche riche en ozone
et
en
noyaux
d'aitken
n'est pas un phénomène propre à la région d'Impfondo et
n'est pas liée aux sources locales.
Cette couche centrée sur une
altitude de 2-3 km est présente au-dessus d'une grande partie
de
la
forêt
comme en témoignent les coupes horizontales
que
nous
avons faites au sud, au nord et à l'est d' Impfondo. Elle se situe
dans
le
flux
d'harmattan,
dénomination
locale
de
l'alizé
continental
du Nord-Est généré par l'anticyclone. égypto-Iybien.
L'harmattan se charge en fines poussières en survolant les
zones
désertiques
sahéliennes puis au-dessus des zones sub-sahéliennes
où
il
reçoit les
effluents des
savanes
en
feux.
L'imagerie
satellitaire montre d'ailleurs de nombreux feux dans cette région
durant
la période de mesures (fig.IV.26).
Avant d'atteindre' le
site
expérimental, l'harmattan
rencontre la zone intertropicale
(aux
environs
de
4" N) donc le flux de mousson plus
frais
et
plus
humide;
il doit alors prendre de l'altitude pour continuer
sa course.
La trajectographie faite à partir du modèle
européen
(ECHWF)
avec
les données du réseau A5ECNA illustre 4 jours
de
trajet
des
différentes masses d'air avant de survoler
le
site
expérimental le 16 février (fig.IV.27).
~.
.'
.....
..:~:..
.~ .. '
~<'~.
..
BRAZ ZAVILLE .'~'.:' /J
.'
j--r--'l.------+------f---\\I;----},------I--J 100S
o• Q
100 E
20·
30°
~Oo
50·
Figure
IV.26:
Répartition
des feux de végétation obtenue
par
images satellitaires, entre 12" N et 12" S en février 1988
94

---

Lors
de
la campagne de mesures,
les régions
du
nord
de
l'équateur
sont
en
saison sèche.
On retrouve dans
la
région
d'Impfondo,
les profils verticaux d'ozone et de noyaux
d'aitken
typiques
de saison sèche que nous avons déjà rencontrées dans le
sud du pays:
ils se caractérisent par une corrélation entre
les
noyaux
d'aitken
et
l'ozone.
La correlation
avec
l'oxyde
de
carbone
(CO) est une preuve supplémentaire de la pollution de la
couche d'harmattan par les feux (Andreae et al.,1991:
Rudolph et
al.,1990).
Lapez et Huertas (1990) montrent également qu'il
est
impossible
d'obtenir
des concentrations de GO/70 ppbv
dans
la
couche
d'harmattan
sans
introduire les oxydes d'azote
et
les
hydrocarbures
émis
par les feux de
vègétation.
Le
modèle
de
Chatfield
et
Delany
(1990) prévoit
de
telles
concentrations
d'ozone
lorsque
des
précurseurs sont exposés 2 à 4
jours
aux
rayonnements
solaires.
Rudolph
et
Bonsang
(1990),
par
une
approche indirecte, estiment à GO ppbv la quantité d'ozone formée
à
partir
de l'oxydation
d'hydrocarbures.
Tous
ces
résultats
confirment l'origine photochimique des fortes concentrations d'03
à partir des émissions des feux de savanes sub-sahéliennes.
A
:
B
.
. . . : . . sitè· . . . . -:. .
Equateur ---,
' .
I.,....-..,..,...---,~--+
... ".. .. .. .. .. .. .........
...... '" .. .. .. .. .. .. .. .. .
.
•
. . . .
. . . . .
,
.......
;'1# . . . .
~
..
hpal
1
100
ZCIT
1
1
Air sec
T
\\
1150
- - -
Air humide
SITE
1
--.
,
I D o o L / .
T
ï
J-4
J-J
J-Z
J-I
J
J-4
J - 3
J-Z
J - l
J
Figure
IV.27:
Trajectoire des flux de mousson ou
du
N.E.
qui
arrivent à Impfondo le 1G février 1988
95

---

La
"forêt,
nous l'avons vu précédemment (§
IV.2),
est
un
puits
pour
l'ozone.
L'analyse
des profils verticaux
va
nous
permettre d'estimer l'intensité de ce puits pendant la
nuit.
La
quantité
d'ozone absorbée la nuit par la forêt est déduite de la
différence
entre
les sondages de l'après-midi et
du
lendemain
matin.
Pendant la nuit et jusqu'au matin, la mousson est limitée
par une inversion bien marquée.
On peut donc supposer que peu ou
pas
d'ozone n'est échangé entre la mousson
et
l'harmattan.
On
obtient
la quantité cherchée en faisant la différence entre
les
sondages
du matin et ceux de la mi-journée.
Pour minimiser
les
évolutions
particulières
à chaque sondage,
nous avons fait
la
moyenne du profil de la mi-journée avec ceux du jour qui
précède
et
qui suit la nuit considérée.
Ces calculs ont été faits
pour
les nuits des 17, 21 et 23 fèvrier (fig.IV.28).
On
peut
en déduire une vitesse de déposition
qui
englobe
tous
les
mécanismes
de disparition de l'ozone:
dépôt
sec
et
pertes
chimiques.
On
trouve
en
moyenne V
= 1,2
cmls
qui
correspond
à
un
flux de
-1,5x1011
mol.cm9 2.s-1.
Les
pertes
chimiques
sont
supposées provenir des réactions
de
1'03
avec
l'oxyde nitrique NO et les hydrocarbures.
Pour obtenir la limite
supérieure de l'action de NO,
nous supposons que chaque molécule
de
NO émise par le sol détruit une molécule d'ozone.
11
- 2 - 1
En
prenant un flux de NO égal à O,52x10
mol.cm
.s
(
valeur
obtenue par Kaplan et al.,
1988 en Amazonie),
nous en déduisons
que moins de 30 % d'ozone disparaît par réaction avec NO.
\\0
11 Fiwriu
.21 Fi. ... ,.cr
11 r'.riCl
Profil
Z,. 610.
li 1: HOIII
z; •nOm
mayen
ZiZi.
05
~7L 11~00L
ll00L
~, l~OOL" Midi
0
<00
~
20
30
\\00
10
20
):)
\\0 0
10
20
JO
U
0
10
20
JO
Olone {PPb}
Figure
IV.28:
Profils verticaux d'ozone normalisés du matin et
de
l'après-midi pour les journées des 17, 21 et 23 février 1988.
Nous
nous
sommes
servis
de
ces
profils
pour
estimer
les
destructions nocturnes de l'ozone
La
réaction de l'ozone avec l'isoprène est moins rapide
et
la disparition de l'ozone peut être estimée par la relation:
~[03]
= - k [03][isoprène]
dt
-18
3
-1-1
avec
k
= 7,22x10
cm mol
s
(Loyd et
al
1983)
et
des
concentrations
d'ozone et d'isoprène respectivement égales à
10
96

---

et 1 ppbv,
qui sont des concentrations normales moyennes la nuit
dans
la coùche de mousson.
On trouve un taux ode destruction
de
11
- 2 - 1
0,03x10
mol.cm
.s
; cette perte est négligeable par rapport
à
celle due à la réaction avec NO.
La
forte augmentation que l'on observe le matin
par
avion
dans
la
couche de mousson entre le lever du soleil et
9/10
h.
(fig.IV.28) locales est due à une formation photochimique et / ou
à un échange vertical entre l'harmattan et la mousson.
i------------------T:---------------r-------~------------------1
jD'7te
Heure
1<1>(03)
<I>(O~)
I Kz(03)
1
Qa
H
Ho 1
Fev.
1
l '
Z1.
1
1
1
1988
TU
ppbvm/s
ppbv/h
m2/s
W/m2
W/rn2
Wjrn2
~------------------t---------------~-------t-------------------1
17
0546-1405
0,204
1,2
7
+121
60
71
\\------------------t_---------------t-------t-------------------1
1
0514-1114
1
0,231
1,2
1
8
1
+ 84
59
25
\\
18
1
1114-1540
1
0,162
0,7
1
6
1
+155
45
llû
1
r------------------t_---------------t-------t-------------------1
21
0735-1207
0,415
1,9
15
+224
54
170
~------------------t_---------------t-------t_------------------1
L 23
0458-0719
l- 0,449
1,5
l- 16 -l +180
115
65
J
i------------------r---------------------r------l
ID,:"te
Heure
1 ~
W
Wo
1 B
1
1i~~â
TU
1 W/m2
W/m2
W/m2
1 W/m2
1
~----------------_t_--------------------t------1
17
0546-1405
59
-300
+359
0,20
~------------------t_--------------------t------~
1
0514-1114
1 195
-160
+355
1 0,07
1
18
1
1114-1540
1
63
-120
+183
1 0 60
1
~-----------------_t_--------------------t--:---1
21
0735-1207
285
-385
+670
0,25
~-----------------_t_--------------------t------~
23
L
0458-0719
l-105
-274
+379 -l-0,17 J
Tableau IV.4:
Flux d'ozone, coefficient d'échange vertical, flux
et
bilan
de chaleur pour la couche de mousson au-dessus
de
la
forêt du Nord-Congo durant l'expérience DECAFE
=
Qa - H
(flux de chaleur sensible au sol)
=
Q
- W
(flux de chaleur latente au sol)
w
B
= H jW
(rapport de Bowen)
o
0
97

---

Pour.. ~valuer la part du transport vertical
nous
supposons
que l'augmentation est due à ce processus.
On"déduit alors comme
précédemment le coefficient de diffusion par la relation:
t(03)
=
- K
~[03]
z dz
Le
flux t(03) est estimé à partir des deux sondages dans la
couche
de mousson.
Le coefficient K
est employé pour
calculer
z
les transferts verticaux des chaleurs sensible et latente H et w.
A
partir
du
bilan
des flux de chaleurs
sensible
et
latente
stockés
Q
et ~ dans la couche de mousson,
nous déduisons
les
a
flux
correspondants
au sol H
= Q
- H et W
Q
-
W;
le
o
a
0
w
tableau IV.4 montre les résultats de ces calculs pour les 17,
18
et 21
et
23 février.
Les valeurs de
H, Wo
et
du rapport de
o
Bowen
B = H /W
sont
en accord
avec
celles trouvées par Lyra
o
0
(1990) sur le même site par une méthode dynamique. Lyra trouve un
rapport
de
Bowen
B moyen entre 7 et 12h00 TU
de
0,53
le
17
février
et
de 0,87 le 18.
En Amazonie,
les valeurs de B
sont
semblables;
Sà
et al
(1987) donnent des valeurs de B
comprises
entre 0.05 et 0.85 entre 7hOO et 16h00 TU.
Cette
comparaison
est assez grossière mais.
elle
pourrait
être
affinée
si l'on augmentait le nombre de profils et
si
on
pouvait mesurer directement le flux.
r------------------------,~
I~5
e Q 0 A TOR 1 A L
D' !: S T
(pe.."anene)
Figure IV.29: Distribution verticale des flux d'air dans la basse
troposphère au-dessus du Congo
98

---

On
voit
que
les
échanges
verticaux
peuvent
expliquer
l'accroissement
de la concentration de l'ozone dans la couche de
mousson. La production photochimique ne sert alors qu'à compenser
les pertes par dépôt sec. L'harmattan sert de "réservoir" d'ozone
qui,
dès que les conditions thermodynamiques le
permettent,
se
déverse
dans la couche de mousson augmentant ainsi sa teneur
en
ozone
jusqu'à
une
valeur
qui ne peut pas
dépasser
celle
de
l'harmattan.
C'est d'ailleurs ainsi que nous avons enregistré
à
Brazzaville
un
épisode
d'ozone
avec
des
concentrations
supérieures à 70 ppbv (cf.§ 111.1.4).
L'ozone dans la couche
de
mousson
peut alors être en contact avec la forêt et lorsque
les
échanges
entre les deux masses d'air cessent,
le puits
devient
prédominant et la couche sè vide rapidement.
CONCLUSION
Les mesures que nous avons effectuées au Congo ont permis de
détecter
la
présence d'une couche localisée entre 1
et
4
km,
riche en ozone et en noyaux d'aitken.
Des
mesures
au
sol
et
en
altitude
des
paramètres
météorologiques
et celles d'autres composés chimiques ainsi
que
l'imagerie
satellitaire
et la trajectographie
nous
permettent
d'attribuer
cet
enrichissement
aux émissions provenant
de
la
combustion de la biomasse des savanes sub-sahéliennes d'une
part
et sud-africaines d'autre part.
En raison de la circulation générale dans les basses couches
au-dessus de l'Afrique Intertropicale, les effluents issus de ces
feux
sont
piégés
dans
la couche de
l'alizé
continental
qui
parvient
soit
du
Nord-Est (harmattan) soit
du
Sud-Est
pour
atteindre les régions équatoriales.
Ces alizés continentaux sont
saisonniers
et
sont
générés
en
saison
sèche
soit
par
l'anticyclone
égypto-lybien soit par l'anticyclone
sud-africain
(fig.IV.29) .
Les mesures sur chacun des sites nous ont permis de :
- confirmer
le rôle de puits
pour l'ozone joué
par la forêt et d'estimer son intensité pendant la nuit;
- comparer les cycles journaliers de l'ozone
en
forêt et en s&vane:
- confirmer le faible rôle de l'océan Atlantique
dans la distrbut~on verticale de l'ozone.
99

---

CHAPITRE V
DISCUSSION GENERALE ET CONCLUSION
Il
est
désormais
bien
établi
que
les
processus
photochimiques
constituent
la
principale
source
de
l'ozone
troposphérique, si
on les compare aux
apports
stratosphériques
(Liu et al.,
1980;
Crutzen et Gidel,
1983; Logan et al., 1981;
Logan,
1985; Marenco 1986). L'élaboration des mécanismes de plus
en
plus complexes conduisant à la formation de l'ozone à
partir
des
gaz précurseurs a contribué à améliorer nos connaissances de
la
composition
et
de l'évolution
de
l'atmosphère.
Dans
ces
mécanismes
les
NOx,
CO,
CH4
et
autres
hydrocarbures
non
méthaniques
jouent un rôle déterminant.
En milieu tropical
ces
composés
ont des origines naturelles ( émissions de la biosphère
(fig.V.1»
ou
anthropiques
(produits
de
combustion
de
la
végétation). De plus les NOx peuvent aussi provenir des éclairs.
s e c h !
SBISOT"l
des
pluies
"'%
o ./...
J
:
,,~~
,
,
!
Figure
V.1:
Emissions
naturelles
des
gaz en
trace
par
la
végétation.
Près
de 50 % de la biomasse continentale est concentrée
en
100

---

zone tropiq~le. La forêt en est la principale composante bien que
n'occupant··que 10 % de la surface des continents.
Elle émet dans
des conditions climatiques particulièrement favorables de grandes
quantités d'hydrocarbures (Zimmerman,
1978), d'oxydes de carbone
( Marenco et Delauney, 1980~ Volz et al., 1981~ Crutzen et Gidel,
1983) de méthane (Thaty et al.1990).
Les
feux de végétation,
de forêts ou de savanes
sont
des
pratiques courantes sur le continent africain. Ils injectent dans
l'atmosphère
une
grande quantité d'effluents dont
de
nombreux
précurseurs d'ozone (Crutzen et al.,
1979;
Delany et al., 1985;
Greenberg et al., 1984).
La
savane
et
la
forêt tropicale
humide
sont
les
deux
écosystèmes les
plus
importants en
Afrique
intertropicale non
désertique.
La
savane
occupe plus de 12.000.000 de km2
et
la
forêt
équatoriale
moins
de
3.500.000
avec
un
taux
de
déforestation
de 0,5 % l'an.
L'étendue des surfaces recouvertes
par
une telle végétation ainsi que la mutation de la
couverture
végétale
des
sols
éclairent
nos
résultats,
et
permettent
d'expliquer
les
cycles
saisonniers
de
certains
composés
de
l'atmosphère, et
éventuellement
leur importance dans
le
bilan
global.
r--~-------~---:-:-----r----:----~-:-:----r----------~
1
Sltes
1
Perlode
1 Maxlmum
1 Mlnlmum
1
Source
1
(ppbv)
(ppbv)
~;~î~;i~;~--t----~~ü~----t--;;~;---t---------t---~~~~;---l
1 ( France)
~-----------t--------+--------1
et
1
1
Décembre
11
1 al. (1982)
1
r-~~~;~-;~;--~--~;;iî---+-;~~~---t---------t---~~~~~---l
1(Canada)
~--~~ü~-----t---------t---~;~;--l (1~85) 1
~;~~;~~iîî--t---;~i-----+-;;~;---t---------t---~~;~~---l
1(Canada) ~---~~ü~----t--------+-~;~;--l (1985 ) :
~~~~i~i~~~--t---~~;iî----t--;~~;---t---------t---~~;~~---l
1(u •S. A. ) ~-;~iîî~~---t---------t----;----l
(1985) 1
r-~;~;;~~iîî~~~~~~ï~~~~-t--;~-----t---------t-----------l
1 (Congo)
~--~;;iî---+--------t---;~----l Cette 1
r------------t------------t---------t---------\\
étude
1
Enyelé
Janvier
34
1
1
1 (Congo)
~--~~ü~-----t--------+--î~----l
1
L
-l-
-l-
-l-
-l-
-J
Tableau
V.1:
Moyenne mensuelle de la concentration maximale
et
minimale de l'ozone dans différents sites ruraux ou semi-ruraux.
101

---

En
to~te saison, nos mesures ont montré une teneur en ozone
dans
la basse atmosphère de l'Afrique équatoriale du même
ordre
de
grandeur que
celles des zones rurales des latitudes moyennes
(cf.tableau V.1).
si on se réfère à nos mesures océaniques ou à celles qui ont
été faites antérieurement, on met en évidence une forte influence
du
continent
sur la basse troposphère.
La moyenne annuelle
du
maximum journalier de la concentration d'ozone est voisine de
30
ppbv
sur
le
continent;
elle
n'est
que
de
lS
ppbv
dans
l'Atlantique Sud au large de l'Afrique centrale.
L'analyse
statistique des mesures au sol à Brazzaville fait
apparaître
une
distribution
en fréquence
différente
pour
la
saison sèche et la saison des pluies (fig.III.11) qui suggère que
ces
distributions pourraient être déterminées par des phénomènes
liés à la saison.
De
même,
le
cycle
annuel des maxima
journaliers
de
la
concentration
d'ozone
au
sol présente des valeurs
élevées
en
saison sèche. C'est ainsi qu'à Brazzaville (04°11 S, lS016 E), le
maximum
de [03] est voisin de 3S ppbv en saison
sèche
c'est-à-
dire
de
juin
à octobre alors qu'elle n'est que de 2S
ppbv
en
saison des pluies. On a enregistré entre le 8 et 10 octobre 1984,
des
maxima
absolus
pouvant atteindre de
très
fortes
valeurs
supérieures
à 10 ppbv et voisines de celles qu'on
obtient
dans
les régions polluées des pays industrialiséso On retrouve le même
cycle
saisonnier
à
Enyelé (2°SS,
18° E)
avec un
maximum
en
saison sèche et un minimum en saison des pluies, mais décalé dans
le temps,
car au passage de l'équateur,
les saisons s'inversent
(fig.II.6 et 1); la saison sèche dans cette région se situe entre
décembre et mars. Les valeurs moyennes mensuelles des maxima sont
légèrement
plus
élevées
(Sppbv) à Brazzaville
alors
que
les
minima
journaliers sont en général plus bas à Enyelé
en
raison
de l'environnement forestier de ce site dont le rôle de puits est
nettement
bien
établi °
En 1984,
Kirchhoff
en
comparant
des
mesures
faites
à
Natal
(So S) au Brésil et à
Panama
(9°
N)
attirait déjà l'attention sur le fait que l'ozone
troposphérique
était
plus
important
dans
les
tropiques
Sud
que
dans
les
tropiques Nord.
A
ce
sujet,
si
l'on
compare
les
évolutions
de
la
concentration
de
l'ozone
en
différents
sites
de
la
zone
intertropicale
en Afrique et en Amérique
latine
(figoV.2),
on
remarque
que l'évolution saisonnière est beaucoup mieux
marquée
au
Sud
qu'au
Nord
de
l'équateur.
Les trois stations au
Sud
(Brazzaville,
Natal, Sa
Da Bandeira ) présentent une teneur
en
ozone
maximum en saison sèche,
c'est-à-dire pendant la
période
des
feux
de
végétation °
Pour les trois stations du
nord,
le
cycle est moins évidento
De
plus, le cycle annuel de la quantité totale
de
l'ozone
dans
la troposphère intertropicale rapporté par Fishman
et
al.
102

---

1
(1988)
et déduit des données satellitaires entre 20· 5 et 20·
N
pour
l'Ouest de l'Afrique et une grande partie de l'Amérique
du
Sud,
est
en
accord avec le cycle annuel de l'ozone au sol
que
l'on trouve en zone tropicale sud.
25
PAllAMA go H (Chalf,eld end H:lrrfsen)
(Feb,en lltId Pruchn,e...o::zl
NDJAMENA 12° N
1 5
J
A
5
a N D
25
(KICchhell el el)
15
5. O. BENOEIRA 15°5
(Feblan end Prudm,e....::::)
Figure
V.2:
Comoaraison
des
évolutions
de
[03]
au
sol
en
différents
sites'
de la zone intertropicale,
en Afrique
et
en
Amérique latine
Il
semblerait
donc
que
l'augmentation
de
l'ozone
troposphérique
en Afrique équatoriale soit associée à une
large
diffusion
des
feux des savanes du Sud de l'Afrique qui
brûlent
généralement de juin à début octobre et que les feux des
régions
sub-sahéliennes jouent un rôle mineur à l'échelle du continent.
Pour qu'il en soit ainsi, i l faudrait au Nord de l'équateur:
-
des émissions moins importantes liées par exemple
à des
surfaces brûlées plus petites,
103

---

-o°-des
conditions de diffusion de précurseurs
différentes
entraînant des temps de résidence de l'ozone plus faibles dans la
troposphère.
- des
puits
d'ozone plus actifs que dans
les
tropiques
Sud.
En
Amérique du Sud,
la forte dissymétrie continentale
par
rapport
à
l'équateur peut donner à elle seule
une
explication
satisfaisante
à
la
différence
de
comportement
de
l'ozone
troposphérique dans les tropiques Sud et Nord.
Mais, en Afrique,
cette dissymétrie est inversée et beaucoup moins prononcée et
ne
peut
donc pas agir dans le même sens qu'en Amérique
latine.
Le
rôle
des
feux
des
tropiques Nord dans la teneur
en
ozone
à
l'échelle
du
continent
doit
donc
être
limité
par
d'autres
facteurs.
La
Zone
de
Convergence Intertropicale (ZCIT
)
dans
la
partie
occidentale de l'Afrique n'évolue pas symétriquement
par
rapport à l'équateur.
Elle reste toute l'année dans l'hémisphére
nord et sa trace au sol oscille entre 3·/4· N en janvier et 22" N
en
juillet.
Ceci entraine de part et d'autre de l'équateur
des
conditions
différentes de diffusion des effluents et préqurseurs
issus des feux de savanes à la formation de
l'ozone.
D'ailleurs
Chatfield (1990) prend en compte dans son modèle,
la rapidité de
la
diffusion
de
ces
précurseurs
dans
la
basse
et
moyenne
troposphère, en
distinguant les zones de stabilité et
de
forte
convection
pour
recréer
la distribution
spatiale
de
l'ozone
troposphérique tropical et expliquer ces "anomalies".
La
position
de la ZCIT détermine en partie la
répartition
pluviométrique
intertropicale.
Les zones de
pluies
abondantes
sont
plus
proches
des
feux de savane des
tropiques
Nord
en
janvier-février que ceux des tropiques Sud entre juin et octobre.
Ceci
peut
entraîner
un
temps
de
résidence
plus
court
des
précurseurs et
de l'ozone issus des tropiques
Nord
et
limiter
leurs
"réservoirs",
diminuant
ainsi leur
participation
à
la
charge totale de l'ozone troposphérique intertropical.
Il
est également possible que la forêt équatoriale dont
le
rôle
de
puits
d'ozone
est bien établi
ait
une
action
plus
déterminante
sur les émissions provenant du Nord que sur
celles
provenant
du
Sud
en
raison de
l'importance
relative
de
la
circulation
zonale
et
méridienne
dans
la
basse
et
moyenne
troposphère des deux tropiques Nord et Sud.
Toutefois,
à l'échelle régionale, lorsqu'un site au Nord de
l'équateur n'est pas trop éloigné des zones d'émission,
le cycle
annuel
de
l'ozone
en
surface
reste
typique
de
la
région
tropicale
comme en témoigne celui qu'on
a établi à Enyelé (2·50
N): le maximum (35 ppbv) est atteint en janvier, en pleine saison
sèche,
le,
minimum (de l'ordre de 20 à 25 ppbv) entre
avril
et
novembre en saison des pluies.
Cependant la forêt tropicale,
à cheval sur l'équateur,
est
104

---

soumise
pratiquement
toute l'année à l'influence des
feux
des
hémisphères
Nord et Sud comme le montrent Lacaux et al.(1990) en
étudiantîè bilan ionique des précipitations de cette région
sur
plusieurs
cycles
saisonniers.
L'acidité des pluies
est
forte
toute
l'année;
le pH moyen est de 4,7.
Il est à rapprocher des
valeurs
trouvées
en
Amazonie
(4,5)
et
au
Vénézuéla
(4,8)
respectivement
par
Andreae
et
al.
(1988)
et
Galloway
et
al.,(1982).
Dans la forêt du Sud Congo,
l'acidité provient d'un
mélange
d'acides minéraux (64 %) et d'acides organiques (36
%).
Parmi
les
acides
minéraux,
i l y a une grande
partie
d'acide
nitrique
(41
% du total) provenant surtout des
dérivés
nitrés
émis
par
les feux de végétation.
Quant aux
acides
organiques
constitués
principalement par les acides formique
et
acétique,
ils
sont
biogéniques
et
/
ou émis par
la
combustion
de
la
biomasse.
La
proportion -d'acides
minéraux et
organiques
est
inversée en d'autres régions tropicales du globe; en Amazonie par
exemple,
i l Y a 60 à 80 % d'acides organiques (Andreae et
al.,
1988,
1989). Il est remarquable que l'acidité des précipitations
que
l'on
trouve
dans ces régions ne semble
pas
perturber
le
milieu.
Malgré
des pH qui peuvent atteindre une valeur
4,
les
conséquences
ne
sont pas apparentes sur la couverture
végétale
comme
elles l'ont été dans les forêts de l'Europe
centrale.
On
peut cependant se demander si cet équilibre
biosphère-atmosphère
va
durer
en
raison
de
l'augmentation du pouvoir
oxydant
de
l'atmosphère tropicale comme nous le verrons dans les paragraphes
suivants.
Les
profils
verticaux
d'ozone
que
l'on
a
obtenu
en
différents lieux et différentes saisons permettent de préciser la
distribution
spatiale
et temporelle de
l'ozone
troposphérique
dans les basses et moyennes couches de la zone intertropicale. La
connaissance de cette distribution est nécessaire pour comprendre
les
processus
dynamiques qui entrent dans la détermination
des
bilans de plusieurs gaz présents en trace dans
l'atmosphère.
En
effet
plusieurs d'entre eux disparaissent en réagissant avec
le
radical hydroxyl (OH). L'abondance et la distribution de celui-ci
dépendent de façon critique de la quantité d'ozone présente
dans
la troposphère et réflètent son pouvoir oxydant.
Lors
de
l'expérience
DECAFE en
février
1988,
tous
les
profils
verticaux
d'ozone
établis par avion
au-dessus
de
la
région
d'Impfondo,
entre
l ' et 2' N,
montrent
clairement
la
présence d'une couche polluée riche en ozone qui se confond
avec
le flux d'harmattan.
Nous attribuons sans ambiguïté possible cet
enrichissement
en ozone également accompagné d'une
augmentation
sensible en fines particules, à l'existence de feux de savanes au
Nord-Nord-Est de la zone étudiée . Ces feux ont été survolés 3 ou
4
jours
auparavant
par
l'harmattan
comme
le
confirme
la
trajectographie établie à partir du modèle européen (ECUHWF) avec
les données du réseau ASECNA.
On
estime
que
l'enrichissement en ozone
dans
la
couche
d'harmattan
dû aux feux des savanes sub-sahéliennes au-dessus de
la forêt équatoriale, est de l'ordre de 4 Dobson. Cela représente
près de 20 % de la quantité totale de l'ozone troposphérique
au-
lOS

---

dessus
des tropiques estimée par Fishman et al.
(1988) à
partir
des
mesures
satellitaires.
On
voit donc
que
l'influence
du
continent africain en cette période de l'année (hiver boréal, été
austral)
sur
la
distribution de
l'ozone
troposphérique
peut
également être attribuée,
pour une très grande part, aux feux de
végétation
si
l'on
se
refère à
la
distribution
de
l'ozone
troposphérique
proposée par Fishman et al.(1988) qui
estime
la
quantité
totale
d'ozone
troposphérique
sur
le
côté
Est
de
l'Afrique à 20 Dobson et à 24 sur le côté Ouest.
On1t11
Dobtlon
..,~{:.
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•••••• ~(4)
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100 ld
~.
a:
5 35
'"
o
o
A
s
o
N
o
J
Figure
V.3:
Evolution saisonnière de la quantité totale d'ozone
troposphérique.
Les
chiffres
qui
sont entre
les
parenthèses
représente le nombre des sondages.
Cette
influence est en valeur absolue beaucoup plus marquée
en
saison
sèche des tropiques Sud, c'est-à-dire entre
juin
et
octobre.
L'augmentation
de
la teneur en ozone dans
la
couche
polluée est alors voisine de 15 Unité Dobson (U D)
(U D = 2, 69 x
10 16
molécules
03
cm- 2 ).
Cet enrichissement correspond
à
la
variation
longitudinale
en
cette
saison,
de
l'ozone
troposphérique
de part et d'autre des côtes africaines
propos~e
par Fishman.
Les
sondages
ballon que nous effectuons depuis
juin
1990
dans
toute
la
troposphère au-dessus de
Brazzaville
avec
une
cellule
électrochimique
à
l'iodure de
potassium
donnent
des
valeurs
du
même
ordre de grandeur que celles
que
nous
avons
estimées
avec
les
mesures effectuées en
avion,
en
utilisant
106

---

l'appareil··· à absorption UV. Les deux appareillages donnent au sol
des résultats en parfait accord (différence toujours inférieure à
5
%).
Le
06 août nous avons trouvé une quantité d'ozone de
51
Dobson répartie sur les 17 km de la troposphère.
On estime à
15
Dobson
la
couche
polluée
entre
1,5
et
4,3
km
avec
une
concentration maximale de SS ppbv à 2,2 km.
En novembre
90,
en
pleine saison des pluies,
la couche riche en ozone a disparu au-
dessus
de Brazzaville.
La quantité totale est de 36 Dobson.
La
différence
entre
les deux saisons est donc de 15
UD
dont
une
grande
partie se trouvait dans la couche des alizés continentaux
riche
en ozone,
et qui survolent les savanes en feux du Sud
de
l'Afrique.
Nous
avons représenté sur la figure V.3 la variation
saisonnière
de la quantité totale d'ozone
troposphérique.
Elle
prèsente un maximum en août et un minimum en janvier.
o
o
20
40
60
110
IDO
IZD
140
IIiD
leo
OZONE (nb)
Figure V.4:
Distribution verticale de l'ozone les 06 et 07
août
1990
respectivement
à Brazzaville (trait continu) et à l ' î l e de
l'Ascension (trait discontinu)
Notons
que le 07 août de la même année,
un sondage
ballon
a été fait à l'ile de l'Ascension (SoS,
1SoW) avec un équipement
semblable à celui de Brazzaville (4°17 S, 15°16 E), dans le cadre
de
l'expérience
TRACE (figoV05).
La
distribution
de
l'ozone
troposphérique
obtenue
à l'ile de l'Ascension est
semblable
à
celle
trouvée à Brazzaville (fig.V.4),
mais les
concentrations
107

---

dans
la
couche polluée sont 15 à 20 \\ plus faibles à
l'Ile
de
<
l'Ascension
avec un maximum de 83 ppbv à 3,5 km
d'altitude.
La
comparaison
des deux profils semblent confirmer le fait que dans
la
basse
troposphère
l'ozone
est
transporté
du
continent
africain
vers
le
Sud-Est de
l'océan
atlantique
(Fishman
et
al.,1990).
~QUATEUR
IL~
Figure
V.S:
Situation géograghique des sites de mesures dans le
programme TRACE
Quelle
que
soit
la saison, et
cela en
accord
avec
les
résultats de Lacaux et al.(1990),
les feux de végétation peuvent
donc être considérés comme le principal facteur de l'évolution de
l'ozone
au-dessus
des tropiques.
Cette
évolution
devrait
se
poursuivre
encore
longtemps en raison de l'augmentation
de
la
population
du
continent
africain et de
ses
conséquences
sur
l'environnement:
augmentation
des
surfaces
cultivées,
déforestation accélérée, industrialisation
etc •••
Il en résulte que les études d'un changement de l'atmosphére
à
l'échelle globale nécessitent une attention particulière
pour
les régions intertropicales.
D'ailleurs une première analyse des
données
satellitaires
de SAGE l
(1979-1981) et SAGE
I I
(1984-
1987)
initiée
par
Fishman
suggère
que
la
quantité
d'ozone
troposphérique
a
plus augmenté dans l'hémisphère nord que
dans
108

---

l'hémisphère
sud,
en
particulier
au-dessus
des
pays
industrialisés du Nord, qui sembleraient avoir maitrisé certaines
émissions.
Ces
différences latitudinales (fig.V.6) mettent bien
en
relief
l'augmentation
des
sources
émettrices
dans
les
tropiques
Sud dont les feux de végétation sont la composante
la
plus importante pour ne pas dire la seule,
comme le montre notre
étude.
5 0 , - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
/,0
z
!1 198/, -1987
/f::1 /A
030
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III
o
...............
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-1 0 ...L....---r---,--~--r__-_r_-__._-_,_-__r-~-__l
50
-40
-30
-20
-10
0
10
20
JO
/,0
50
SUD
LATITUDE
NORD
Figure
V.6:
Distribution de l'ozone troposphérique en fonction
de la latitude à partir des mesures satellitaires et augmentation
correspondante entre (1979-1981) et (1984-1987), (Fishman et al.,
1989)
La
diffusion
des
émissions polluantes
dans
les
régions
intertropicales à partir de l'Afrique vers d'autres continents et
au-dessus
des
océans est une des
préoccupations
du
programme
TRACE auquel nous participons activement depuis juin 1990.
Dans un tel contexte, il est difficile d'estimer le rôle des
émissions biogéniques car elles sont souvent masquées pendant une
grande
partie de l'année par les émissions
anthropiques.
Elles
ont
cependant
une
importance capitale dans
la
régulation
de
certaines réactions.
Quoi
qu'il en soit,
la formation photochimique de
l'ozone
peut se faire à partir des émissions naturelles directes de
Nox,
CH4, HCRM ou à partir de CO qui résulte, au moins pour moitié, de
l'oxydation du méthane et des HCRM (Crutzen et
al.,1985).
Les
oxydes
d'azote peuvent ëtre émis directement
par
les
sols
sous certaines conditions de température et d'humidité avec
une
forte
formation de NO par rapport à N02
(William
et
al.,
1987;
Johansson et Granat, 1984; Johansson et al. 1988). L'oxyde
nitrique
(NO) est obtenu par réduction non biotique des nitrites
dans les
sols acides, nombreux en région équatoriale, et par des
109

---

processus
biologiques
reliés
à
la
nitrification
et
à
la
dénitrification (Logan,1983). Peu de mesures de flux de NOx issus
des sols ont été effectuées en région intertropicale.
Toutefois,
Kaplan(1988),
dans
la
forêt amazonienne,
et Johansson et
al.
(1988),
dans
la
savane
vénézuélienne,
ont
mesuré
des
flux
beaucoup plus importants que ceux des régions tempérées. De plus,
Johansson
et Sanhueza (1988) ont montré que ces flux
sont
plus
intenses
si
les sols sont mouillés après une longue période
de
sécheresse.
Cependant durant les périodes de forte
pluviométrie
les émissions biogéniques sont faibles car les sols saturés d'eau
n'émettent
que
très
peu;
c'est le cas des NOx
(Johansson
et
Granat,
1984;
Anderson et Levine, 1987; Williams et al., 1987).
Ces variations de flux sont en accord avec le cycle saisonnier de
l'ozone
troposphérique que nous avons établi pour la
région
de
Brazzaville.
En
effet
une des plus fortes teneurs en ozone
se
situe
en
octobre durant la transition saison sèche
saison
des
pluies.
Bien qu'il soit difficile de faire la part des origines,
les émissions biogéniques alors substantielles doivent
s'ajouter
aux
émissions
anthropiques
encore existantes à la
fin
de
la
saison
sèche.
Par ailleurs notre estimation de la concentration
en NOx en milieu forestier est minimum en octobre dans la
région
d'Impfondo,
octobre
étant
le mois le plus pluvieux dans
cette
région.
Les forêts tropicales constituent une source non négligeable
d'hydrocarbures
non
méthaniques(Greenberg et
Zimmerman,
1984:
Crutzen et al.,
1985;
Gregory et al.,
1986;
Zimmerman et al.,
1988).
Bonsang et al.(1990) ont trouvé des émissions
d'isoprène
très
intenses
dans
la
forêt
du
Nord
Congo
avec
un
cycle
journalier
bien marqué.
Dès l'apparition du soleil,
ces fortes
concentrations
diurnes dans un milieu où la teneur en
NOx
est
relativement
élevée, réagissent pour produire une
quantité
non
négligeable
d'ozone
au-dessus de la forêt (Cros et
al.,1991;).
Elle peut limiter pendant un temps,
le rôle de puits de la forêt
équatoriale.
Ce
rôle de puits est d'ailleurs l'un des
facteurs
importants
dans
la distribution de
l'ozone
troposphérique
en
milieu
équatorial.
A
l'intérieur de la forêt,
l'ozone est
en
grande partie détruit,au niveau des strates supérieures;
le
sol
ne
participe
que
très peu à cette destruction
(Cros
et
al.,
1991).
Quant
à
la
destruction nocturne au-dessus
des
forêts
africaines,
Andreae et al.,(1991) l'attribuent,
pour
2/3,
au
dépôt
sec,
pour le reste,
à la réaction avec l'oxyde nitrique,
les pertes dues aux réactions avec les hydrocarbures pouvant être
négligées.
Delmas
et
al.(1990) estiment qu'en Afrique
intertropicale
près
de
40 % de méthane émis dans
l'atmosphère
abiotique
est
produit par la combustion de la biomasse. Les 60 % restants étant
dùs
aux
émissions de différentes
sources
biogéniques:
forêts
inondées,
savanes
détrempées,
termites
etc ...
Des
nids
de
termites émettent du méthane (Seiler et al.
1984) mais leur rôle
en Afrique équatoriale est mineur dans le bilan global du méthane
atmosphérique
(Delmas et al.1990).
Les émissions naturelles
de
CH4
dans
cette région seraient donc fortement
dépendantes
des
surfaces inondées et détrempées,
et donc de la pluviométrie.
Le
110

---

rôle
des
émissions
du CH4 biogénique pour
la
formation
d'03
serait donc plus important en saison des pluies.
On
suppose
qu'en novembre
peu de feux
de végétation sont
allumés
au-dessus
des
régions situées de part
et
d'autre
de
l'équateur.
Nous
pouvons donc estimer que la
quantité
d'ozone
alors
présente
dans
la
troposphère correspond
à
l'équilibre
naturel.
Les
sondages de novembre 1990 au-dessus de Brazzaville
ne
font,
en effet,
plus apparaître la couche riche
en
ozone
caractéristique
des
feux;
la
quantité
totale
d'ozone
troposphérique est de l'ordre 34 Dobson.
Il
résulte que,
dans l'état actuel de
nos
connaissances,
l'introduction
d'effluents
dans
l'atmosphère
intertropicale
provenant
de
la
combustion
de
la
biomasse
et
plus
particulièrement
des
savanes sub-sahéliennes et sud-africaines,
entraîne
une augmentation de près de 100 % de la quantité totale
de l'ozone dans la troposphère.
On est donc en droit de se demander ce qu'il va advenir dans
les prochaines années.
L'augmentation prévue de la population de
ce continent va,
sans aucun doute,
induire de grandes mutations
dans
l'occupation
des
sols
et des
bouleversements
dans
les
écosystèmes.
Il pourrait en résulter la disparition de la grande
forêt
africaine,
régulatrice
des
importantes
formations
photochimiques
de l'ozone,
au profit des
savanes,
principales
sources de la" pollution de ce continent. Espérons qu'il n'en sera
rien
et
que les hommes seront assez conscients
pour
gérer
au
mieux ce patrimoine nécessaire à la vie de la planète.
Dans
les
années
avenir l'Afrique
devra
développer
une
agriculture
et
une
industrialisation
afin
de
répondre
aux
besoins
d'une
population
de plus en
plus
nombreuse.
Il
est
nécessaire
de trouver des solutions adaptées à ce
développement
pour
que
celui-ci ne
se fasse pas au détriment de l'environne-
ment.
La destruction anarchique de la forêt tropicale africaine au
profil de la savane aura des conséquences néfastes, notamment sur
le climat (réchauffement de la terre),
dues à l'augmentation
de
la
concentration
des gaz à effet de serre
et sur la
pollution
avec
l'accumulation
dans l'atmosphère
terrestre
des
composés
acides
agressifs et des puissants oxydants tels que l'ozone,
le
peroxy-acétyl-nitrate. Tous ces effluents sont dus pour une large
part
aux
émissions de feux de savane qui
sont
allumés
chaque
année.
Ces
pertubations
qui
affectent
principalement
la
basse
troposphère
intéresseront non seulement les
tropiques,
régions
sources
mais aussi les autres régions de latitudes plus
élevées
par le biais des mouvements des masses d'air.
La conservation de
l'environnement
en
milieu
tropical
nécessite
une
attention
particulière
de
toute la communauté internationale qui
devrait
participer
à
la création et au soutien de centres de
recherche
spécialisés en la matière.
111

---

Les données que nous avons accumulées depuis 1983,
viennent
combler
le
vide qui a longtemps existé dans ce
domaine.
Elles
pourront servir:
- dans
les modèles physico-chimiques pour la
détermination
des
espéces
chimiques
difficilement accessibles
à
la
mesure
directe comme, les radicaux hydroxyles;
- dans les modèles climatiques;
-
à
calibrer
certains
appareils
de
mesure
d'ozone
par
télédétection, embarqués dans les satellites.
Ce
travail
est
un
début.
Il
servira
de
base,
nous
l'espérons,
à d'autres études afin d'améliorer nos connaissances
entre autres sur:
- les
facteurs qui influencent l'ozone dans
les
tropiques
nord;
les
conséquences et les effets radiatifs éventuels d~
la
couche
riche en fines particules et en ozone que nous avon~ mise
en évidence.
112

---

---

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W ET PERMIS DI n4PRIMER ABInJAN
LE 24/04/91
LE ROCTEUR DE LI UNIVERSITE
DE OOI'E DI IVOIRE
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Prof.TIo-TOORE BAKARY
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