Formation et granulométrie

Les aérosols atmosphériques sont formés par différents processus : ils peuvent être émis directement sous forme de particules, on parle alors d’aérosols primaires, ou résulter de la conversion de gaz en particules, on parle alors d’aérosols secondaires. Leurs tailles varient sur 6 ordres de grandeur, de 10^-4 à 100µm de diamètre (Seinfeld & Pandis, 1998). Leur granulométrie se caractérise par la présence de plusieurs modes.

Les aérosols primaires sont principalement de tailles importantes, supérieures au micron. Ces grandes particules constituent le mode grossier (cf. Figure 9). Par exemple, les aérosols marins ont des diamètres caractéristiques de l’ordre de 2 à 4µm et les aérosols terrigènes des diamètres caractéristiques de l’ordre de 4 à 8µm.

Les aérosols secondaires ont, eux, de plus petites tailles, inférieures au micron, et constituent les modes de nucléation et d’accumulation (cf. Figure 9). Ils résultent de 3 types de mécanismes :

La formation de particules à partir de composés à l’état gazeux : phénomène de nucléation homogène. Il y a création d’aérosols.

La modification physique d’une particule par des composés gazeux. Différents mécanismes existent tels que le phénomène de condensation des gaz à la surface des particules. Il n’y a pas création d’aérosols, mais leur volume et leur masse augmentent.
L’union de différentes particules : phénomène de coagulation. Il y a réduction du

nombre de particules mais conservation de la masse totale d’aérosols.

Figure 8. Produit réalisé à partir des données acquises en juin 2009 par l’instrument MODIS (embarqué sur la plateforme Terra) permettant d’évaluer la taille des aérosols

atmosphériques. 0 représente les plus grosses particules et 1 les plus petites (http://modis-atmos.gsfc.nasa.gov).

Les phénomènes prépondérants pour décrire l’évolution d’une population d’aérosols sont la coagulation et la condensation. Cette évolution est beaucoup plus rapide lorsque les concentrations particulaires sont élevées, notamment pour la coagulation, et tendent à agir principalement sur les particules de petite taille (de l’ordre de la dizaine de nanomètres). Les temps caractéristiques de

coagulation en milieu urbain (concentrations élevées) sont inférieurs à la seconde pour des particules nanométriques. Il en résulte un temps de vie très court pour les particules de petite taille. Pour des particules de quelques centaines de nanomètres, ces processus sont beaucoup moins efficaces à cause de la différence de taille entre celles-ci et les molécules de gaz ou les petits aérosols. Les aérosols de taille importante n’auront donc pas tendance à gagner en volume.

Il résulte de tout ceci un phénomène important : les particules ont tendance à atteindre des dimensions caractéristiques. Les particules de diamètre compris entre 0,15 et 0,80µm sont dites « particules d’accumulation » et les particules à durée de vie très courtes de taille typiquement inférieure à 15.10^-3µm sont dites « particules de nucléation ». Etant donné leur durée de vie, ces particules ne sont pas toujours observées.

Finalement, les différents processus de formation ainsi que les diverses sources de particules mis en jeu entraînent une granulométrie généralement trimodale des aérosols comme cela est schématisé sur la Figure 9.

Figure 9. Représentation d’une distribution volumique typique d’aérosols en fonction de leur diamètre. Cette structure est trimodale.

1.1.3 Répartition

Les aérosols atmosphériques ont des concentrations extrêmement variables en fonction de la zone géographique et de l’altitude. Seinfeld & Pandis, 1998 donne une quantification de ces concentrations pour différentes atmosphères (cf. Tableau 1) et montrent notamment une très forte concentration des particules dans les villes.

La répartition horizontale de ces particules est liée à la localisation des sources ainsi qu’aux phénomènes météorologiques rencontrés. Les aérosols créés dans les villes sont principalement localisés au sein de celles-ci et de leur proche périphérie (de l’ordre de quelques kilomètres) alors que les poussières désertiques ou volcaniques projetées plus haut dans l’atmosphère peuvent être transportées par les vents sur des centaines ou des milliers de kilomètres.

0,001 0,01 0,1 1 10 100

Diamètre des particules (µm)

Mode grossier Mode

d’accumulation Mode de

ATMOSPHERE CONCENTRATION

(particules.cm^-3)

urbaine 5.10⁴ – 10⁶

rurale 5.10⁴ – 4.10⁴

troposphère libre (au-dessus de

2km d’altitude) ¹⁰ 2 – 10⁴ marine 10² – 10³ arctique 10 – 10⁴ antarctique 1 – 10

Tableau 1. Concentrations particulaires caractéristiques des aérosols pour différentes atmosphères, d’après Seinfeld & Pandis, 1998.

Les sources d’aérosols étant localisées à la surface terrestre, les particules émises dans l’atmosphère sont majoritairement situées dans la troposphère, et plus particulièrement dans le bas de cette couche, à moins de 1,5km d’altitude (Lenoble, 1993). Cependant, la répartition des particules dépend de leur source et certains aérosols peuvent tout de même être rencontrés dans la stratosphère, notamment les aérosols secondaires formés à partir de composés gazeux et les cendres volcaniques injectées à de très hautes altitudes. La concentration verticale des aérosols est généralement modélisée comme décroissante de manière exponentielle jusqu’à une altitude h et comme constante au-dessus de celle-ci (Jaenicke, 1993).

1.1.4 Dépôt

Les aérosols ont des durées de suspension dans l’air très variables suivant leurs dimensions. Deux types de dépôt existent : les dépôts secs et les dépôts humides.

Les dépôts secs consistent en la sédimentation des plus grosses particules sous l’action de la gravité et de la diffusion des plus petites particules sous l’action d’un gradient de concentration établi entre le haut de l’atmosphère et le sol. Dans le premier cas, cela peut se faire en l’espace de quelques heures seulement, alors que dans le second, cela peut prendre jusqu’à plusieurs semaines.

Les dépôts humides consistent en un dépôt des particules sous l’action des précipitations. C’est le principal mode de dépôt des particules les plus fines.

1.2 Propriétés optiques

Les propriétés optiques des aérosols traduisent leur impact sur la lumière. C’est par le biais de cette modification du rayonnement qu’il est possible de les « observer » par télédétection. Il est donc nécessaire d’introduire ces paramètres qui seront utilisés tout au long de ce manuscrit : l’épaisseur optique τ dont découle le coefficient d’Angström α , l’albédo de simple diffusion ω₀, ainsi que la fonction de phase P_a caractérisée par le facteur d’asymétrie g.

Mais avant cela, il est important de décrire la théorie de Mie qui lie ces grandeurs aux propriétés physiques des aérosols.