La capa de aire del Sahara (CAS) es una masa de aire extremadamente caliente, seca y, a veces, cargada de polvo de la atmósfera terrestre que se origina en el desierto del Sahara en el norte de África . Esta masa es recurrente, se forma principalmente de primavera a otoño, y se extiende desde la superficie hasta varios kilómetros de altitud.
La región cercana a la superficie en la masa de aire sahariana sufre un fuerte calentamiento por transferencia térmica de la capa subyacente. Este calentamiento diurno extremo crea inestabilidad en la capa más baja de la atmósfera, calentando y secando el aire cerca de la superficie y enfriando mientras humidifica el aire cerca de la parte superior de la capa mediante una mezcla convectiva . Las perturbaciones atmosféricas, como los complejos de tormentas , pueden formarse sobre el norte de África tan pronto como el aire pasa a una región más húmeda en el suelo o en altitud. Estos últimos producen regularmente grandes tormentas de polvo y arena , algunas de las cuales alcanzan los 6000 m de altitud. En ocasiones, la inestabilidad también puede persistir durante la noche debido a la pérdida de calor por radiación en la parte superior de la capa de aire del Sahara.
Por otro lado, el límite sur de este aire caliente del desierto actúa esencialmente como un frente cuyos vientos asociados son una fuente importante de olas africanas, precursoras de la formación de ciclones tropicales.
Como el suelo del desierto es a menudo un polvo muy fino, cuando se produce la convección en la capa límite , el aire se llena de partículas finas hasta el nivel de inversión que luego se ventilan fuera del desierto. Por lo tanto, el grosor de la capa límite tendrá una influencia definida en la severidad del transporte de polvo fuera de la región.
El espesor de la capa límite es considerable dentro de la Península Arábiga : alcanza 1 km en invierno y 5 km en verano. El mismo fenómeno ocurre en el Sahara occidental. Sin embargo, al contrario de lo que podría pensarse, en el centro del Sahara la capa límite no es muy gruesa y es la misma en el desierto de Libia o Egipto. Esto se debe a la advección de aire "fresco" del mar Mediterráneo por un flujo del norte (¿el harmattan ?). Así, en Sabbah , la capa límite apenas supera 1 km en pleno verano.
En la costa del Sahara Occidental ocurre el mismo fenómeno que en Namibia . De forma estratos o neblina costera debido a la temperatura del mar muy fría. Así, en Nouadhibou, en la costa atlántica, la temperatura media en julio al mediodía es de sólo 28 ° C, mientras que a 1 km de altitud, la temperatura del aire es de 30 ° C, lo que muestra una inversión. Casi no hay precipitaciones, lo que no impide la existencia de abundante vegetación. De hecho, en la costa atlántica se forman abundantes rocíos y nieblas costeras.
Por lo tanto, Namibia también tiene un desierto costero fresco con niebla. Sin embargo, la "ciudad" del interior de Hoachanas alberga un centro de deslizamiento conocido por sus excelentes condiciones climáticas. Esto prueba que tierra adentro hacia el este, la capa límite se está haciendo más gruesa y confirma las afirmaciones de Warner.
Por otro lado, en la masa de aire proveniente del interior, el viento aumenta con la altitud y luego se desplaza sobre el Océano Atlántico gracias a la corriente en chorro de África Oriental . Así, en temporada, una ola tropical del Sahara sale de la costa africana cada 3 a 5 días. Luego, la masa de aire es levantada por la masa de aire marino más densa, fría y húmeda. Esto provoca una capa de inversión donde la temperatura aumenta con la altitud, lo que elimina cualquier convección de la capa marina, pero el polvo capturado en la altitud puede propagarse en el mar dentro de la capa de aire del Sahara (CAS) hasta el oeste de América del Norte .
En el caso de África, el viento sopla el 20% del polvo de una tormenta en el Sahara sobre el Océano Atlántico, y el 20%, o el 4% del polvo de una sola tormenta, llega a la parte occidental del Atlántico. . El resto se deposita en el océano o es arrastrado por las precipitaciones . Los científicos creen que las mediciones tomadas en julio de 2000 en Puerto Rico , casi 8 millones de toneladas, equivalían aproximadamente a una quinta parte de la deposición anual de polvo. Estas nubes de polvo son visibles en las fotos de satélite en tonos que van del blanco lechoso al gris, similar a la neblina .
Cuando el CAS pasa sobre las Islas Canarias , donde este fenómeno se llama Calima , se manifiesta como una niebla que reduce la visibilidad y deposita una capa de polvo por todas partes.
La capa sahariana también puede llegar a Europa o Asia a través de tormentas provenientes del norte de África o transportadas por vientos como el siroco y Chamsin . El polvo alcanza alturas de varios kilómetros y suele tardar entre dos días y una semana en llegar a los Alpes. En general, contribuyen en gran medida a la concentración de aerosoles durante la primavera (de marzo a junio), así como en octubre y noviembre. Solo hay eventos dispersos en verano y muy cortos en invierno.
CAS es un tema de estudio muy animado. La investigación actual indica que las partículas de polvo ricas en hierro, a menudo presentes en AQHI, aumentan el albedo y reflejan la radiación solar , que enfría la atmósfera. Estas partículas también reducen la cantidad de energía solar que llega al océano y, por lo tanto, reducen el calentamiento de las aguas del océano.
Las partículas también tienden a aumentar la condensación a medida que se desplazan hacia la capa marina inferior, sirviendo como núcleos de condensación . Sin embargo, las cantidades de precipitación están poco influenciadas porque las gotas formadas son demasiado pequeñas para caer y no tienden a fusionarse fácilmente. Por lo tanto, estas gotas se evaporan más fácilmente cuando se mueven hacia los lados en el aire más seco o cuando el aire seco se mezcla con el aire por encima del CAS.
La investigación con aerosoles también muestra que la presencia de pequeñas partículas en el aire tiende a amortiguar los vientos. También se ha observado que CAS reduce el desarrollo y la intensificación de ciclones tropicales al secar la masa de aire, reducir las áreas organizadas de tormentas e introducir fuertes cizalladuras del viento con altitud en el sistema de aire. Un ejemplo de inhibición causada por un AQHI persistente es el de la temporada de huracanes de 2006 en el Océano Atlántico Norte, donde el número de huracanes se limitó a 5.
Parte del polvo sahariano se deposita en el mar, se hunde y queda rastreable en los sedimentos marinos del pasado. Esta sedimentación se ha utilizado en particular como fuente de información sobre los paleoclimas norteafricanos.
En 2018, un estudio presentó el primer registro de polvo sahariano durante varios ciclos glaciares (240.000 años) que podría lograrse gracias a un nuevo método para estandarizar las mediciones de flujo de polvo basado en 230Th . Este trabajo muestra, para el margen de África occidental, una fuerte correlación de los vuelos de polvo con la insolación del verano y cambios limitados entre los períodos glacial e interglacial, lo que sugiere una variabilidad constante en el cinturón monzónico africano a lo largo del Pleistoceno. Pero las emisiones de polvo del Sahara en latitudes bajas no se sincronizaron con las de latitudes medias y altas, lo que cuestiona el uso de los registros de polvo del Plio-Pleistoceno existentes para estudiar los vínculos entre el clima y la evolución de los homínidos .