Formation et ´ emissions des a´ erosols marins

Les embruns sont form´es par interaction oc´ean-atmosph`ere et plus pr´ecis´ement par l’in- teraction du vent avec les vagues. De petites gouttelettes d’eau sont ´eject´ees de la surface de l’oc´ean et sont ensuite transport´ees en majorit´e dans la couche limite marine de l’at- mosph`ere. Une partie de ces gouttelettes peut ´egalement ˆetre transport´ee sur de longues distances et rester dans l’atmosph`ere pendant plusieurs jours (Gong et al., 1997). Les plus grosses gouttelettes vont rester plus proches de leur zones d’´emission.

Le vent exerce un stress sur la surface de l’oc´ean, conduisant `a la formation et au d´efer- lement de vagues. La force qu’exerce le vent sur la surface de l’oc´ean augmente fortement et non lin´eairement avec la vitesse du vent (Garratt, 1977). Quand une vague d´eferle, de l’air est entrain´e sous la surface de l’eau et forme, en remontant `a la surface sous forme de nuage de bulles, ce qu’on appelle la couverture moutonneuse. Ces bulles sont les premi`eres responsables des ´emissions d’a´erosols marins en ´eclatant `a la surface (Blanchard et Wood- cock, 1957).

Trois m´ecanismes, illustr´es sur la figure 2.2, produisent des embruns de tailles diff´erentes. – Le premier processus produisant des gouttelettes est l’´eclatement du film des bulles.

Ces particules sont les plus petites produites et leur diam`etre est typiquement inf´erieur `

a 2 µm. Ces gouttelettes sont ´eject´ees dans toutes les directions `a environ 1 cm de hauteur (Resch et al., 1986) (Fig. 2.2 d).

– Le deuxi`eme processus produit ce qu’on appelle des gouttes de jet. En ´eclatant, les bulles laissent un vide `a la surface qui se remplit par ces gouttelettes qui sont ensuite ´eject´ees verticalement dans l’atmosph`ere. Ces gouttelettes atteignent des diam`etres compris entre 2 et 20 µm (Blanchard, 1963) (Fig. 2.2 f).

– Enfin, les plus grosses particules sont ´emises pour des conditions de vents forts (> 9 m s−1). Elles sont directement arrach´ees `a la crˆete des vagues par le vent pour former ce qu’on appelle des gouttes d’´ecrˆetage (Monahan et al., 1986) (Fig. 2.3 `a gauche).

Figure 2.2 – Repr´esentation sch´ematique de l’´emission des a´erosols marins par gouttes de film

(d) et gouttes de jet (f). Extrait de Lewis et Schwartz (2004).

Les plus grosses particules, dont le diam`etre est sup´erieur `a 1 µm, sont celles qui ont le temps de r´esidence dans l’atmosph`ere le plus court, en particulier pour les a´erosols g´eants, d’un diam`etre de plusieurs dizaines de microm`etres. Elles sont d´epos´ees essentiellement par s´edimentation. Les particules situ´ees dans le mode d’accumulation (d’un diam`etre proche de quelques centaines de nanom`etres) vont ˆetre essentiellement ´elimin´ee par d´epˆot humide (nuages et pr´ecipitations) et sont peu sensibles aux effets de la gravit´e. Ce sont ces parti- cules qui vont donc avoir le plus long temps de r´esidence dans l’atmosph`ere. Les plus petites particules sont plus sensibles `a la diffusivit´e, et d’autant plus que leur diam`etre diminue. Elles sont ainsi plus sujettes `a l’´elimination par coagulation avec d’autres particules et par le d´epˆot sec (Leeuw et al., 2011).

Ensuite, on peut distinguer le d´eferlement en pleine mer et le d´eferlement cˆotier qui ne sont pas du aux mˆemes processus. Sur les zones de surf (r´egion proche de la rive o`u les vagues d´eferlent, formant l’´ecume avec une surface appel´<sub>ee « surf »), le d´eferlement bathym´etrique</sub> engendre une zone presque enti`erement couverte de moutonnement. La bathym´etrie a majo- ritairement une influence sur les vagues dans les zones de surf, quand la profondeur devient inf´erieure `a la moiti´e de la longueur d’onde des vagues. La dynamique des vagues en milieu cˆotier et en zone de surf est particuli`ere, et nous ne nous y pencherons pas dans cette ´etude, l’´emissions des a´erosols marins dans le mod`ele MesoNH ne prenant pas en compte les sp´eci- ficit´es de cette zone particuli`ere pour les processus d’´emission.

La couche atmosph´erique marine s’´etendant de la surface de l’eau `a plusieurs centaines de m`etres, peut ˆetre divis´ee en diff´erentes sous-couches. Elles sont caract´eris´ees par des vitesses de vent, un m´elange, de la turbulence ainsi que des gradients de pression diff´erents. La premi`ere, appel´ee sous-couche visqueuse, qui est directement en contact avec la surface, a

une ´epaisseur d’environ 1 mm. Ensuite, on trouve la couche de surface, qui s’´el`eve jusqu’`a une dizaine de m`etres au-dessus de la surface. La turbulence, ind´ependamment de la hauteur, y est le processus dominant. Enfin, la couche d’Ekman s’´etend jusqu’au sommet de la couche limite marine. Le m´elange vertical des a´erosols marins y est principalement entrain´e par la convection et les m´ecanismes turbulents (Lewis et Schwartz, 2004).

Figure 2.3 – A gauche, photo repr´esentant l’´ecrˆetage au sommet des vagues par vents forts. A

droite, photo repr´esentant le d´eferlement des vagues en zone de surf.

L’´etat de la mer peut ˆetre caract´eris´e par plusieurs param`etres. La longueur d’onde et l’amplitude des vagues, la profondeur de l’eau, la longueur de fetch, et la stabilit´e de l’atmo- sph`ere qui affecte le transport vertical des a´erosols, la temp´erature de l’eau et la salinit´e. La hauteur des vagues ne d´epend pas uniquement de la vitesse du vent au moment pr´esent mais ´

egalement `a son histoire (longueur de fetch, vent s’intensifiant ou faiblissant), qui influence l’´etat des vagues et notamment leurs inclinaisons. Pour pallier `a ces effets, Zhao et Toba (2001) ont propos´e l’utilisation d’un param`etre sans unit´e repr´esentant le d´eferlement des vagues. Ce param`etre, pr´esent´e dans la formule 4.18, similaire `a un nombre de Reynolds (ReHw), prend en compte la vitesse de friction (u∗), la hauteur des vagues induites par le

vent (Hw) et la viscosit´e de l’eau (νw).

ReHw =

u∗Hw

νw

(2.1) La temp´erature de l’eau (SST) et la salinit´e sont repr´esent´ees par la viscosit´e de l’eau (Sharqawy et al., 2010). La pertinence de ce param`etre repr´esentant le d´eferlement des vagues a ´et´e confirm´ee par sa bonne corr´elation avec la couverture moutonneuse (Goddijn-Murphy et al., 2011).

Les ´emissions d’a´erosols marins d´ependent ´egalement de la salinit´e et de la temp´erature de surface de l’eau, comme indiqu´e pr´ec´edemment. La salinit´e de l’eau de mer a un effet sur la viscosit´e de l’eau et sa tension de surface, qui vont `a leur tour avoir un effet sur la quantit´e de couverture moutonneuse ainsi que sur le ph´enom`ene d’´eclatement des bulles. De plus, la masse de sels marins contenue dans les gouttelettes de « sea spray » et donc la quantit´e d’a´erosols marins ´emis dans l’atmosph`ere va directement d´ependre de la salinit´e de

l’eau de mer. Cependant une ´etude exp´erimentale r´ealis´ee en laboratoire par Z´abori et al. (2012) sur l’´emission artificielle d’a´erosols marins `a d´emontr´e que l’augmentation de la salinit´e n’augmentait la quantit´e (en nombre) d’a´erosols marins que jusqu’`a un seuil de 18 ‡. La plupart des oc´eans sont donc consid´er´es comme satur´es en sels puisque que leur salinit´e descend rarement en dessous de 30‡, ce qui est le cas de la mer M´editerran´ee dont la salinit´e varie de 36 `a 40 ‡(Sevault et al., 2014). De plus, une autre ´etude en laboratoire r´ealis´ee par M˚artensson et al. (2003) d´emontre ´egalement que la salinit´e (test´ee pour trois valeurs ; 0.0 ‡ (eau pure), 9.2 ‡ et 33.0 ‡) n’affecte pas le nombre de gouttelettes produite mais leur distribution de taille, pour des a´erosols dont le diam`etre est inf´erieur `a 0.2 µm. Etant donn´e que cette exp´erience ne teste pas les valeurs extrˆemes de salinit´e de la mer M´editerran´ee, on ne peut pas conclure sur son effet sur la distribution de taille en m´editerran´een.

La temp´erature de l’eau influe quant `a elle sur la tension de surface de l’eau, sa densit´e et sa viscosit´e. Elle a donc un impact sur la production d’a´erosols marins via les bulles et la formation des vagues d´eferlantes (Thorpe et al., 1992; Callaghan et al., 2012) ainsi que sur la couverture moutonneuse (Lewis et Schwartz, 2004). Des ´etudes en laboratoire ont investigu´e l’effet de la temp´erature de surface de l’eau sur la concentration en a´erosols marins et leur distribution en taille (M˚artensson et al., 2003; Sellegri et al., 2006; Tyree et al., 2007; Z´abori et al., 2012). Cependant, certains r´esultats sont contradictoires et la question de savoir si les exp´eriences en laboratoire sont vraiment repr´esentatives des ´emissions en mer n’a pas encore obtenu de consensus (Grythe et al., 2014). Ainsi, M˚artensson et al. (2003) ont observ´e deux comportements distincts pour l’´emission des particules de diam`etre inf´erieur et sup´erieur `a 0.1 µm, pour des temp´eratures de -2, 5, 15 et 25°C. La production des plus grosses particules augmente avec la temp´erature alors que les plus petites sont ´emises plus efficacement quand la temp´erature d´ecroit. Sellegri et al. (2006) ont observ´e une diminution des diam`etres de la distribution en taille des a´erosols marins pour une temp´erature de 4°C compar´e `a une tem- p´erature de 23°C alors que Z´abori et al. (2012) ont observ´e une diminution de la production d’a´erosols marins avec l’augmentation de la temp´erature de surface de l’eau (-1 < SST < 5°C), pour des eaux Arctiques.