Mesure de la répartition des aérosols
Il est possible de déterminer la répartition en nombre et en taille des particules constituant les aérosols. Ces particules dont le diamètre est compris entre 10-3 et 100 micromètres sont particulièrement concentrées au-dessus des régions industrialisées de l'hémisphère Nord.
Le formalisme d'Angström permet de caractériser les aérosols au moyen de deux coefficients : l'exposant en longueur d'onde (`alpha`) et le coefficient de turbidité d'Angström (`beta`).
L'exposant en longueur d'onde est un indice sensible à la distribution en tailles des aérosols. Il est inversement lié à la taille moyenne des particules des aérosols : plus les particules sont petites, plus l’exposant est élevé.
Par exemple, pour l'année 2007, on a pu observer des variations de 0,2 en janvier à 1,0 environ en août au milieu de l'Atlantique (aux Açores ), alors qu'il varie de 0,75 en janvier à 1,5 environ en juillet au-dessus de Paris (dans des plages similaires à celles mesurées au milieu de la forêt équatoriale amazonienne). Il est bien plus stable au milieu du Pacifique en zone équatoriale : par exemple à Nauru, les variations de ce coefficient varient de 0,3 à 0,65 en moyenne, avec des pics ne dépassant guère 0,8 en période de plus forte activité cyclonique. Des évènements majeurs comme les immenses incendies de brousse et de forêts et les éruptions volcaniques accroissent le coefficient observé sur des périodes plus longues que les habituels pics saisonniers. Au sud du plateau algérien, à Tamanrasset vers 1400 mètres d'altitude, il est encore plus faible et varie encore moins, autour de 0,1 et 0,35 (avec son pic au milieu de l'hiver).
Ce coefficient est également un bon indicateur de la proportion d'eau atmosphérique précipitable, où la concentration en aérosols joue un rôle maintenant reconnu comme très important. Il permet d'anticiper le volume des précipitations attendues dans une saison. En fonction de la concentration en eau présente dans l'atmosphère, un coefficient plus élevé favorisant la concentration des nuages et des précipitations plus importantes.
Les aérosols influent aussi, de façon complexe, sur l'albédo (*), et les évolutions climatiques à plus long terme, leur influence est encore délicate à prendre en compte en raison de la multiplicité des sources, la complexité de leur transport dans la haute atmosphère et de nombreux autres facteurs partiellement corrélés.
Les campagnes de mesure effectuées au plan mondial doivent servir à établir ces corrélations et mieux comprendre et anticiper les évolutions climatiques, mais souffrent encore de données insuffisantes (hors de l'Amérique du Nord et de l'Europe occidentale où les réseaux de capteurs sont bien développés).
(*) Albédo : rapport entre l'énergie incidente et l'énergie réfléchie par une surface.
Le coefficient de turbidité d'Angström est caractéristique de la quantité de ces particules dans l'atmosphère.
Pour calculer ces coefficients, il faut réaliser des mesures de l'épaisseur optique en évaluant l'intensité de la lumière solaire, en visant le soleil avec un photomètre. Nous avons également besoin de réaliser ces mesures dans au moins deux longueurs d'onde différentes.
Nous appellerons `tau_a`, la mesure de l'épaisseur optique réalisé dans une longueur d'onde connue.
`tau_a` peut être convertie en taux de transmission de la lumière solaire `tau_x`, plus facilement appréciable : `tau_x = 100 * e^[-tau_a]`
La longueur d'onde, l'épaisseur optique et la turbidité atmosphérique sont liés par le coefficient de turbidité d'Angström :
`tau_a = beta * lambda^-alpha`
où `beta` est le coefficient de turbidité d'Angström, `lambda` la longueur d'onde (en micromètres) et α, l'exposant en longueur d'onde d'Angström.
Attention, `beta` et α sont indépendants de la longueur d'onde.
Calcul de l'exposant en longueur d'onde (`bb alpha`)
L'exposant d'Angström `alpha` est calculé à partir de données d'épaisseur optique (`tau_[alpha_n]`) prises à deux longueurs d'onde différentes `lambda_1` et `lambda_2`:
`((bb tau_[a_1] = beta * lambda_1^-alpha),(bb tau_[a_2] = beta * lambda_2^-alpha))` <=> `bb tau_[a_1] / bb tau_[a_2] = lambda_1^-alpha / lambda_2^-alpha` <=> `ln(bb tau_[a_1]/bb tau_[a_2])=-alpha * ln(lambda_1 / lambda_2)` <=>
`ln(bb tau_[a_1]/bb tau_[a_2])=alpha * ln(lambda_2/lambda_1)`<=> `alpha=ln(bb tau_[a1]/bb tau_[a_2])/ln(lambda_2/lambda_1)`
La plage typique de valeur de `alpha` est de 0,5 à 2,5 avec une moyenne pour l'atmosphère naturelle, de l'ordre de 1,3.
Calcul du coefficient de turbidité d'Angström (`bb beta`)
`beta = bb tau_[a_1] * lambda_1^alpha = bb tau_[a_2] * lambda_2^alpha`
`lambda` est exprimé en micromètres. Les valeurs de `beta` inférieures à 0,1 correspondent à une atmosphère relativement clair et des valeurs supérieure à 0,2 sont associées à une atmosphère perturbée.
Exemple
Seysses, le 1 septembre 2010 à 12:11:19 TU
`lambda_1` = 0,675 `mu m` `bb tau_[a_1]`= 0,100
`lambda_2` = 0,532 `mu m` `bb tau_[a_2]`= 0,135
Calcul de `alpha` :
`alpha = ln([0,100] / [0,135]) / ln([0,532] / [0,675]) = bb [1,126]`
Calcul de `beta` :
`beta = 0,10 * 0,675^[1,126] = bb[ 0,064]`
