Formation et classification des aérosols

Par définition, un aérosol est une suspension de particules solides ou liquides, dans un gaz, pour lesquelles la vitesse de chute est négligeable [Renoux and Boulaud, 1998]. La taille des aérosols atmosphériques peut varier de quelques nanomètres à quelques centaines de microns et a une incidence sur leur comportement dans l’atmosphère [Calvo et al., 2013].

Les aérosols sont communément classés selon le diamètre aérodynamique de leur phase particulaire (Figure 2). Le diamètre aérodynamique da d’une particule est défini comme le diamètre d’une sphère ayant la même vitesse limite de chute que la particule et une masse spécifique égale à 1 g.cm-3. Il est donné par la relation suivante [Renoux and Boulaud, 1998] :

d_a= √^ρ_χ d₅₀

où ρ est la masse spécifique de l’aérosol, χ est le facteur de forme dynamique et d50 est le diamètre médian en masse de la distribution granulométrique des aérosols

Les aérosols n’ont pas tous une forme sphérique et c’est le facteur de forme qui va permettre d’apprécier le comportement de ces particules en fonction de leur forme. Ainsi, le facteur de forme dynamique est défini comme étant le rapport entre la force de traînée sur une particule non sphérique et celle sur une particule sphérique de même volume et d’égale vitesse de sédimentation, selon l’équation suivante [Kasper, 1982] :

χ = ^ρp ρ_a⁽ d_ev d_s⁾ 2 (Équation 2)

où χ est le facteur de forme dynamique, ρp est la masse spécifique de l’aérosol, ρa est la masse spécifique de l’air, dev est le diamètre équivalent en volume et ds est le diamètre de Stokes

On considère dans la plupart des cas que les particules sont de forme sphérique, ainsi le diamètre équivalent correspond au diamètre de la particule ramenée à une sphère ayant la même masse et la même masse volumique que la particule de forme quelconque considérée.

Le diamètre de Stokes est défini comme le diamètre d’une sphère ayant la même vitesse limite de chute (ou vitesse de sédimentation) et la même masse volumique que la particule considérée.

Ainsi, les termes PM10, PM2.5 et PM1 (PM pour "Particulate Matter" en anglais) correspondent respectivement aux particules ayant un diamètre aérodynamique inférieur ou égal à 10μm, 2,5μm et 1μm.

Figure 2 : Classification et dénomination des particules atmosphériques en fonction de leur diamètre aérodynamique

On définit les particules "grossières" comme étant les particules ayant une taille comprise entre 2,5 et 10μm et les particules "fines" comme étant celles dont la taille est comprise entre 1 et 2,5μm [Renoux and Boulaud, 1998]. Les particules "ultrafines" enfin sont celles dont le diamètre est inférieur à 1 μm [Chang et al., 2008]. Enfin, la fraction communément appelée "nanométrique" se réfère le plus souvent aux particules de diamètre inférieur à 100 nm.

Les aérosols primaires, comme les suies, les poussières désertiques, les sels marins, les pollens…, sont émis directement dans l’atmosphère sous forme de particules.

Les aérosols secondaires, inorganiques comme les sulfates, les nitrates, les composés à base d’ammonium ou organiques…, se forment, en revanche, au sein même de l’atmosphère, à partir de composés gazeux (tels les COV - Composés Organiques Volatils), par interactions gaz-particules ou par des processus de coagulation. Les aérosols secondaires ont généralement une taille inférieure à celle des aérosols primaires.

Les interactions gaz-particules sont des interactions physiques (condensation de gaz sur des particules préexistantes par exemple) ou chimiques (nucléation homogène, réactions hétérogènes gaz-solide ou gaz-liquide).

Les mécanismes de diffusion, les transports verticaux et horizontaux et la durée de vie des aérosols ont une influence directe sur la concentration d’un constituant donné dans l’atmosphère. La durée de vie d’un aérosol, qui varie de quelques heures pour les plus grosses particules (> 10 μm) à plusieurs mois pour les plus petites, dépend à la fois de la réactivité des particules, de leur taille, de leur altitude de formation et des mécanismes d’élimination mis en jeu. Ainsi, en règle générale, plus les particules sont à une altitude élevée dans l’atmosphère, plus leur durée de vie est longue : la durée de vie d’un aérosol dans la troposphère varie entre quelques minutes et deux semaines, alors qu’un aérosol pourra rester jusqu’à deux ans au sein de la stratosphère [Delmas et al., 2005].

Les processus de nucléation, de coagulation et d’adsorption/désorption ont donc une influence sur la taille, le nombre et la composition chimique des particules [Delmas et al., 2005]. La nucléation correspond à la formation de particules fines, sous l’effet de réactions chimiques ou physiques ou sous l’effet de la température [Stortini et al., 2009]. Lorsque ce phénomène se produit à partir d’une phase gazeuse, on parle de nucléation homogène et s’il se produit à partir d’un support solide ou liquide, de nucléation hétérogène. Ces processus vont conduire à la formation d’embryons de très petite taille qui vont ensuite grossir à la suite de processus de

condensation et de coalescence : les noyaux d’Aitken dont la taille varie entre 10-3 et 10-1 μm

[Delmas, 2007]. Ces noyaux vont ensuite donner naissance à des particules dont le diamètre moyen varie entre 0,1 et 1 μm et dont la masse, suffisamment faible, leur permet de rester en suspension dans l’atmosphère.

Les différents procédés de formation, de transformations physico-chimiques et d’élimination des particules peuvent être récapitulés par le schéma de la Figure 3 où apparaissent les quatre grands modes de répartition des particules selon leur taille : le mode de nucléation (particules de l’ordre du nanomètre), le mode d’Aitken (particules ultrafines de quelques dizaines de nanomètres), le mode d’accumulation (particules fines dont la taille varie entre 0,1 et 1 µm) et le mode grossier (particules supermicroniques).

En termes de concentration particulaire, le mode dit "d’accumulation" (0,1 - 1 µm) est le plus abondant du spectre granulométrique. Il est dû aux chocs entre particules du mode d’Aitken (coagulation), elles-mêmes formées le plus souvent via des réactions chimiques ou photochimiques à partir de composés gazeux (SO2, NOx, NH3, COV).

Le temps de séjour des particules du mode accumulation dans la troposphère est quant à lui limité essentiellement par deux processus :

▪ le dépôt humide ou lessivage : qui se produit lors de précipitations et se révèle être extrêmement efficace : les aérosols peuvent se retrouver incorporés à l’intérieur d’une gouttelette de nuage en formation, entrer en collision avec une gouttelette de nuage déjà formée ou bien peuvent être touchés par des précipitations ou des particules de glace sous le nuage lui-même.

▪ le dépôt sec ou sédimentation : qui comprend à la fois les collisions turbulentes des aérosols avec la surface et la décantation gravitationnelle : les particules plus grandes sont éliminées par dépôt sec beaucoup plus rapidement que les particules plus petites

Figure 3 : Schéma de la distribution granulométrique des aérosols et de leurs mécanismes de formation et de déposition adapté de Bréant [2017]