Exposant d'Ångström

L'exposant d'Ångström est le nom de l'exposant dans la formule généralement utilisée pour décrire la dépendance de l'épaisseur optique d'un aérosol avec la longueur d'onde.


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Changement climatique - Photométrie - Mesure physique - Métrologie

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  • radiatifs des aérosols. C'est le rapport entre le cœfficient de ... L'exposant d'Angström [ Angström, 1964], qui définit la dépendance.... l'épaisseur optique des aérosols qu'on peut comparer par des mesures photométriques réelles.... (source : ice.uvsq)
  • ... On a trouvé que les cœfficients de diffusion des aérosols ambiants, σdif (HR), ... de ξ (HR) avec l'exposant d'Ångström å (basé sur la diffusion uniquement).... des aérosols à partir des données optiques du lidar.... (source : infoscience.epfl)

L'exposant d'Ångström (quelquefois aussi nommé cœfficient d'Angström) est le nom de l'exposant dans la formule généralement utilisée pour décrire la dépendance de l'épaisseur optique (appelée aussi profondeur optique en astrophysique) d'un aérosol (mais aussi son cœfficient d'extinction ou d'atténuation) avec la longueur d'onde.

Théorie

Dépendante de la distribution de taille des particules, la dépendance spectrale de l'épaisseur optique de l'aérosol est donnée approximativement par la formule :

\frac{\tau_\lambda}{\tau_{\lambda_0}} = \left( \frac{\lambda}{\lambda_0} \right)ˆ{-\alpha}

τλ est l'épaisseur optique à la longueur d'onde λ, et \tau_{\lambda_0} est celle à la longueur d'onde de référence λ0.

En principe, si l'épaisseur optique à une longueur d'onde donnée et l'exposant d'Ångström sont connus, l'épaisseur optique peut être calculée à une longueur d'onde différente.

Mesures et estimations en pratique

En pratique cependant, les mesures d'épaisseurs optiques sont réalisées à deux longueurs d'onde différentes dans un intervalle limité, et le cœfficient d'Ångström est estimé à partir de ces mesures en utilisant cette formule. L'épaisseur optique peut alors être dérivée à l'ensemble des autres longueurs d'onde, dans l'intervalle de validité de cette formule.

À partir des mesures d'épaisseur optiques \tau_{\lambda_1}\, et \tau_{\lambda_2}\, prises aux deux longueurs d'ondes différentes \lambda_1\, et \lambda_2\, respectivement, le cœfficient d'Ångström est donné par :

\alpha = -\frac{ \log\frac{\tau_{\lambda_1}}{\tau_{\lambda_2}} }{ \log\frac{\lambda_1}{\lambda_2} }
= -\frac{ \log{\tau_{\lambda_1}} - \log{\tau_{\lambda_2}} }{ \log{\lambda_1} - \log{\lambda_2} }\,

Importance et utilisations

L'exposant d'Ångström est inversement lié à la taille moyenne des particules de l'aérosol : plus les particules sont petites, plus l'exposant est élevé. Donc, l'exposant d'Ångström est une quantité utile pour estimer la taille des particules des aérosols atmosphériques ou des nuages, mais aussi la dépendance à la longueur d'onde des propriétés optiques des aérosols et nuages.

A titre d'exemple, les gouttelettes présentes dans les nuages, généralement de larges tailles et par conséquent d'exposant d'Ångström particulièrement faible (proche de zéro), est spectralement neutre, ce qui veut dire par exemple que l'épaisseur optique ne change quasiment pas avec la longueur d'onde.

Ce n'est cependant plus vrai en cas de pollution atmosphérique par des poussières particulièrement fines, qu'elles soit d'origine naturelle ou humaine, telles que les cendres volcaniques, celles émises par certains feux de brousse ou incendies de forêts, les pollens naturels en certaines saisons, ou encore les sables soulevés par le vent sur les zones désertiques sèches, ou telles que les poussières et gouttelettes de pollution (goudrons, particules de carbone, hydrocarbures intotalement brulés) produites dans les gaz d'échappement, produites par les véhicules à moteur terrestres, l'aviation en haute altitude, les incinérateurs et centrales thermiques, les industries lourdes (surtout les cimenteries, et certaines exploitations minières), et la pratique ancestrale des brulis (pour la déforestation, l'expansion ou la préparation des zones de culture et la fertilisation des sols, particulièrement inefficace en termes de rendement).

D'autres aérosols moins connus, davantage présents en haute altitude où ils se concentrent quelquefois en grande quantité, ont pour origine les océans dans les zones chaudes sous l'effet des vents ascendants des ouragans et cyclones, et contiennent des particules de sel marin, d'une taille particulièrement variable pouvant aller de cristaux presque invisibles de 60 microns de diamètre à des grains et billes de 16 millimètres dans les plus hautes altitudes. Ils modifient sensiblement la composition des nuages, modifient leur capacité calorifique, et perturbent de façon énorme les cycles hydriques au sein des nuages à l'ensemble des latitudes du globe, en facilitant la condensation de l'eau à leur surface ou en empêchant la cristallisation et le gel de l'eau aux températures modérées des moyennes altitudes ou en facilitant leur fonte en basse altitude.

Ce cœfficient est désormais estimé de façon routinière en analysant les mesures de radiations acquises sur les plateformes du Système mondial des dispositifs d'observation de la Terre (GEOSS), telles que Ærosol RObotic NETwork (ÆRONET ) conduit par la NASA aux États-Unis et le CNRS en France.

Il fluctue de façon énorme avec les saisons, selon les zones géographiques et l'altitude d'observation. Pour calibrer les mesures, on utilise des observations des radiations lumineuses du soleil, corrigées des variations diurnes et de l'influence de la couverture nuageuse.

A titre d'exemple, pour l'année 2007, on a pu observer des variations de 0, 2 en janvier à 1, 0 à peu près en août au milieu de l'Atlantique (aux Açores), tandis qu'il fluctue de 0, 75 en janvier à 1, 5 à peu près en juillet au-dessus de Paris (dans des plages identiques à celles mesurées au milieu de la forêt équatoriale amazonienne). Il est énormément plus stable au milieu du Pacifique en zone équatoriale : par exemple à Nauru, les variations de ce cœfficient fluctuent 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 cœfficient 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 toujours plus faible et fluctue toujours moins, autour de 0, 1 et 0, 35 (avec son pic au milieu de l'hiver).

Ce cœfficient est aussi un bon indicateur de la proportion d'eau atmosphérique précipitable, où la concentration en aérosols joue un rôle désormais reconnu comme particulièrement important. Il permet d'anticiper le volume des précipitations attendues dans une saison, un cœfficient plus élevé facilitant la concentration des nuages et des précipitations plus importantes, selon la concentration en eau présente dans l'atmosphère. Les aérosols influent aussi, de façon complexe, sur l'albédo, et les évolutions climatiques à plus long terme, mais leur influence est toujours délicate à prendre en compte à cause de la multiplicité des sources, la complexité de leur transport dans la haute atmosphère et de nombreux autres facteurs partiellement correlés.

Les campagnes de mesure effectuées au plan mondial doivent servir à établir ces corrélations et mieux comprendre et anticiper les évolutions climatiques, mais souffrent toujours de données insuffisantes (hors de l'Amérique du Nord et de l'Europe occidentale où les réseaux de capteurs sont surreprésentés).

Voir aussi

Notes et références

Liens externes

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La version présentée ici à été extraite depuis cette source le 11/11/2010.
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