A´ erosols d´ esertiques

Les a´erosols d´esertiques sont pr´esents en grande partie au-dessus des d´eserts mais peuvent aussi ˆetre transport´es sur de grandes distances. Les situations synoptiques amenant les pa- naches de poussi`eres d´esertiques au-dessus du bassin m´editerran´een Ouest sont pr´esent´ees dans Salvador et al. (2014). Ces occurrences se produisent plus g´en´eralement au printemps

et en ´et´e. L’´et´e, les fortes temp´eratures de surface au niveau des zones sources conduisent `

a l’injection des poussi`eres d´esertiques en altitude, qui sont ensuite transport´ees au-dessus de la p´eninsule ib´erique et des ˆıles Bal´eares, par un syst`eme de haute pression situ´e en Atlantique Nord ou par une combinaison de ce syst`eme avec des basses pressions situ´ees `

a l’ouest de la p´eninsule ib´erique. Au printemps, c’est plutˆot le d´eplacement vers l’est du syst`eme de haute pression Nord Atlantique et par un gradient de pression plus important que lors des situations rencontr´ees l’´et´e, qui va favoriser le transport des a´erosols d´esertiques. Ces a´erosols sont caract´eris´es par des tailles comprises entre quelques centaines de na- nom`etres et plusieurs centaines de microm`etres, ce qui leur conf`ere la possibilit´e d’interagir avec les courtes et grandes longueurs d’onde. Ce sont les particules localis´ees dans le mode d’accumulation et les plus grosses particules qui vont avoir un effet pr´epond´erant sur l’ab- sorption et la diffusion du rayonnement (McConnell et al., 2008; Otto et al., 2009; Sicard et al., 2014).

Altitude de transport

Au niveau du bassin m´editerran´een, les panaches de poussi`eres d´esertiques se situent principalement en altitude et non pas `a la surface. Ainsi Hamonou et al. (1999) ont ´etudi´e la structure verticale des panaches de poussi`eres d´esertiques transport´e sur le bassin m´edi- terran´een en 1997 `a l’aide d’observations LIDAR. La plupart des panaches observ´es ´etaient localis´es dans la troposph`ere libre, `a des altitudes comprises entre 1.5 et 5 km. On peut aussi noter l’´etude de Kushta et al. (2014) qui ont simul´e avec le mod`ele RAMS/ICLAMS un cas d’´etude se d´eroulant du 15 au 19 avril, 2004 et pendant lequel un ´episode intense de soul`evement de poussi`eres d´esertiques atteint le sud de la Gr`ece. Ce panache de poussi`eres d´esertiques a ´et´e mod´elis´e `a une altitude comprise entre 3 et 12 km. En mai 2008, l’´etude d’un panache de poussi`ere d´esertique observ´e au niveau du nord-ouest de l’Europe par B`egue et al. (2012) a mis en ´evidence l’altitude de ce panache, comprise entre 2.5 et 5.2 km asl. Enfin, plus r´ecemment, Denjean et al. (2016) indiquent que les panaches de poussi`eres d´eser- tiques qui ont ´et´e observ´es pendant la campagne a´eroport´ee ChArMEx-ADRIMED ´etaient localis´es `a une altitude comprise entre 1 et 6 km asl.

Distribution de taille

On distingue ici la distribution de taille des poussi`eres d´esertiques proches de leur source et apr`es quelques jours de transport. Pour la distribution de taille en masse, c’est le mode supermicronique qui est majoritaire, que les mesures soient faites proche des sources ou apr`es transport (Seinfeld et Pandis, 2016; Rosenberg et al., 2014). R´ecemment, Denjean et al. (2016) ont montr´e que le mode grossier des poussi`eres d´esertiques ´etait conserv´e mˆeme

apr`es cinq jours de transport au dessus du bassin m´editerran´een, contrairement aux ´etudes r´ealis´ees au niveau de l’Oc´ean Atlantique. La distribution de taille volumique pour le mode grossier s’´etend pour des diam`etres effectifs de 3.8 `a 14.2 µm.

Propri´et´es optiques et radiatives

Les panaches d’a´erosols d´esertiques sont souvent caract´eris´es par une ´epaisseur optique forte dans le visible, due `a des charges tr`es importantes. Dans le bassin m´editerran´een cen- tral, `a Lampedusa, des ´epaisseurs optiques atmosph´eriques (AOD) comprises entre 0.23 et 0.26 (`a 500 nm) et un ´ev`enement plus important caract´eris´e par un AOD (`a 415 nm) de 0.51 ont ´et´e observ´es (Meloni et al., 2003, 2004). Pour des cas extrˆemes, Guerrero-Rascado et al. (2009) rapportent des valeurs d’AOD (`a 500 nm) sup´erieures `a 1 pendant un ´episode intense au niveau de la p´eninsule Ib´erique en septembre 2007. Di Sarra et al. (2011) indiquent mˆeme des valeurs d’AOD (`a 500 nm) sup´erieures `a 2 lors d’un ´ev`enement intense survenu les 25 et 26 Mars 2010 `a Lampedusa. En Turquie, des ´ev`enements de dust ont ´egalement ´

et´e observ´es. Ces intrusions augmentent de mani`ere significative l’AOD, jusqu’`a des valeurs atteignant 1.8 (Kubilay et al., 2003). Ainsi, selon l’intensit´e des ´ev`enements de poussi`eres d´esertiques, l’AOD peut atteindre des valeurs mod´er´ees (inf´erieures `a 0.5) mais peut ´egale- ment d´epasser l’unit´e lors de cas extrˆemes. Les AOD li´ees aux poussi`eres d´esertiques sont les plus importantes sur le bassin comparativement aux autres types de particules.

En outre, les propri´et´es d’absorption du rayonnement des particules sont renseign´ees par l’albedo de simple diffusion (SSA pour Single Scattering Albedo en anglais). Les poussi`eres d´esertiques sont globalement diffusantes avec des SSA observ´es proches de 1. Cependant, dans le bassin m´editerran´een, une grande variabilit´e a ´et´e observ´ee pour diff´erents ´episodes de poussi`eres d´esertiques. En effet, des valeurs de 0.81 (`a 415.5 nm) ont ´et´e ainsi report´ees `

a Lampedusa (Meloni et al., 2003). Des valeurs encore plus faibles (0.75-0.80) ont ´et´e obser- v´ees sur un site de mesure en altitude, `a la station Alpine de Jungfraujoch, lors d’un ´episode de poussi`eres d´esertiques alors qu’habituellement, leur SSA est sup´erieur `a 0.9 sur ce site (Collaud Coen et al., 2004). La large gamme des valeurs de SSA observ´ees lors d’´episodes de poussi`eres d´esertiques d´enote la variabilit´e des origines de ces poussi`eres ainsi que le possible m´elange de ces a´erosols avec d’autres esp`eces.

Enfin, en terme de for¸cage radiatif direct, les a´erosols d´esertiques ont, comme les a´erosols marins, un impact `a la fois dans les courtes (SW) et les grandes (LW) longueurs d’onde. Les mod`eles num´eriques permettent d’obtenir une estimation au niveau global ou r´egional. Ainsi, l’effet radiatif direct (ERD) `a la surface (BOA) SW mensuel moyen au-dessus de l’Afrique du Nord a ainsi ´et´e estim´e `a environ -17 W m−2 `a la surface pour la p´eriode 2003-2009 (Nabat et al., 2015a). En se basant sur des mesures de t´el´ed´etection `a la surface et par satellite entre 2004 et 2007, Di Biagio et al. (2010) indiquent un ERD SW de -69 W m−2 `a la surface et de

-46 W m−2 au sommet de l’atmosph`ere (TOA) `a Lampedusa. Pour un cas extrˆeme (AOD de 1.9) un for¸cage radiatif instantan´e (SW) de -209 W m−2 `a la surface et de -116 W m−2 au TOA a ´et´e observ´e (Di Sarra et al., 2011). Dans le spectre LW, l’effet radiatif est moindre mais n´eanmoins significatif. Les valeurs obtenues par Di Sarra et al. (2011) `a Lampedusa pendant un ´episode intense en mars 2010, sont en effet de +41.5 W m−2 `a la surface et de +20 W m−2 au TOA qui contrebalancent, en partie, la diminution du rayonnement observ´e dans les courtes longueurs d’ondes.