Les effets à l’échelle régionale liés au réchauffement climatique pourraient être très largement modulés par la présence de panaches d’aérosols dans la basse et moyenne troposphère. Le programme international INDOEX (INDian Ocean Experiment) a été conçu afin de quantifier le forçage climatique associé aux aérosols naturels et anthropiques ainsi que leurs rétroactions aux échelles régionales et globales

Les aérosols d’origine anthropique (dont les sources sont principalement la circulation automobile, l’industrie, les feux agricoles et feux de forêt) représentent une petite fraction de la masse totale en aérosol présente dans l’atmosphère, mais leur taille submicronique leur confère une efficacité élevée pour diffuser la lumière solaire. De plus la présence de matière absorbante au cœur des aérosols leur permet de jouer un rôle non négligeable dans le piégeage de l’énergie solaire et donc sur la stabilité dynamique de la basse troposphère.

La figure 1 présente la répartition à l'échelle globale des aérosols submicroniques à partir des observations de l'instrument spatial POLDER. Les zones qui apparaissent de couleurs vertes à rouges sont très productrices de ce type de particules.

La campagne INDOEX s'est déroulée entre janvier et mars 1999 au-dessus de l'Océan Indien, dans une zone délimitée entre 30°N-30°S et 50°-100°E. Cette période correspond à la mousson d'hiver durant laquelle la circulation atmosphérique moyenne de la basse et moyenne troposphère conduit à l'advection de masses d'air polluées vers l'Océan Indien en provenance du sous-continent Indien. Ces masses d'air transportent les aérosols de pollution vers la zone de convergence intertropicale où ils peuvent servir de noyaux de condensation et modifier les propriétés optiques des nuages.



La stratégie expérimentale

Lors de la campagne intensive de février-mars 1999, de nombreuses plates-formes instrumentales ont été mises en œuvre sur les continents, sur l’océan, dans les airs et dans l'espace :

• sept satellites parmi lesquels le satellite géostationnaire Meteosat 5 a spécifiquement été déplacé par EUMETSAT pour couvrir la campagne INDOEX;

• quatre avions ont été opérationnels, dont le Mystère 20 de l'INSU qui embarquait le système lidar LEANDRE 1;

• des ballons dérivants lâchés par le CNES;

• deux navires de recherche océanographique;

• sept stations au sol.
  

Le CNRS et le CEA ont principalement collaboré à l’installation de deux sites (voir figure 2) :

• le site de Goa sur la côte Ouest de l’Inde sélectionné à cause de sa position géographique. Il est situé entre l'Océan Indien (mer d'Arabie) et les Ghâts occidentaux et constitue un point de mesure important pour comprendre le transport de l'aérosol de pollution du continent vers l’océan.

• le site de Dharwar, situé vers 700 m d'altitude, au-dessus de la couche limite observée sur Goa.
  

Sur la figure 2  sont reportées les épaisseurs optiques moyennes (1er - 15 mars 1999) obtenues à partir des observations Meteosat. Ces quantités sont directement liées au contenu en aérosol de l’atmosphère. Elles sont élevées sur la majeure partie de la côte ouest de l'Inde (> 0,6 à la longueur d'onde de 550 nm), mais aussi dans le golf du Bengale, au-dessus de Madras. Le site de Goa se trouve donc bien au centre du panache moyen qui est advecté vers le sud-ouest.

Sur les deux sites l'instrumentation de fond était constituée d'un photomètre solaire et d'un aethalomètre qui permettaient de déterminer l'épaisseur optique et sa dépendance spectrale, ainsi que la concentration massique en composés absorbants (comme le carbone suie). Le site de Goa a été équipé de nombreux autres instruments durant la partie intensive de l'expérience dont un microlidar pour déterminer la répartition verticale des aérosols.

Taille et composition chimique de l'aérosol

Granulométrie
La distribution moyenne de la granulométrie en nombre telle qu’elle a été déterminée à Goa est présentée sur la figure 3. C'est une distribution classique, tri-modale, avec un mode de nucléation, un mode d'accumulation et un mode grossier. Ce résultat est en accord avec les résultats de Satheesh et al. (1998) obtenus aux Maldives durant la mousson d'hiver de 1998 et avec ceux de Jayaraman et al. (1998) obtenus sur la côte Ouest de l'Inde en 1996 à la même saison. Cette cohérence spatiale et temporelle sur les résultats semble montrer une faible variabilité de la granulométrie.


Composition chimique
Pour obtenir la composition chimique des particules comprises dans chacun des modes, des études couplées par chromatographie en phase liquide, coulométrie et microscopie électronique ont été conduites. L’aérosol associé au panache de mousson d'hiver est un mélange complexe de carbone suie (2%), de sels de mer et poussières (54%), de solubles de type sulfate et nitrate (37%) et de composés organiques (7%).
Le premier mode (nucléation) est composé d'aérosols de carbone suie enrobés de matière organique (70%) et de sulfates. Les sulfates peuvent majoritairement se trouver sur l'aérosol comme l’ont montré Lelieveld et al. (2001). Le second mode (accumulation) est composé à 46% de sulfate et à 10% de carbone suie. Le reste de sa composition pourrait être des sels de mer (10%), des minéraux (10%) et des solubles autres. Les sels de mer et les minéraux composent principalement le troisième mode. Les deux premiers modes sont donc représentatifs d'aérosols d'origine anthropique.


La diffusion de la lumière solaire
C’est le premier mode qui est le plus efficace pour diffuser la lumière solaire, il représente plus de 80% de l’efficacité de diffusion alors que le second n’en représente qu’approximativement 15%. La présence de composés solubles pourrait venir fortement moduler ces conclusions étant donné les humidités relatives importantes qui peuvent être rencontrées en Inde.
Le pouvoir diffusant des particules est linéairement corrélé à la concentration en carbone suie et cela pour des humidités relatives comprises entre 60 et 95% (non montré). Il n’y a par ailleurs aucune relation entre l’humidité relative et la concentration en carbone suie. L’aérosol a donc de grande chance d’être peu hydrophile, ce qui a été confirmé par les travaux de Cantrell et al. (2000; 2001) aux Maldives. La matière organique présente sur l’aérosol pourrait donc être constituée de molécules lourdes non solubles.

L’évolution au cours du temps

L’épaisseur optique a évolué rapidement entre février et mars 1999 au-dessus de Goa et de Dharwar (figure 4) passant de 0,25 courant février à plus de 0,6, fin mars. Elle est apparue décorrélée des observations in situ au sol (perte de corrélation significative à partir de 200 m d'altitude).


Cycle journalier
Les mesures lidar effectuées à Goa à partir du Mystère-20 de l'INSU ont permis d'évaluer la répartition verticale de l'aérosol. En moyenne plus de 50% de la contribution à l'épaisseur optique totale est liée à l'aérosol piégé dans la couche de mousson entre 0,7 et 3 km d'altitude (figure 5). Les différences entre les situations nocturne et diurne sont liées au régime de brise de mer (jour)/brise de terre (nuit). Durant la journée, les polluants reviennent partiellement vers Goa après avoir été expulsés au-dessus de l’Océan Indien durant la nuit. Une couche plus " diluée " est donc présente le jour au-dessus de Goa.


Modélisation
L'évolution de la charge en aérosol été étudiée en utilisant le modèle mésoéchelle RAMS (Regional Atmospheric Modeling System) et le modèle de circulation générale LMD-Z (Laboratoire de Météorologie Dynamique global circulation model - Zoom). De jour, les résultats de modélisation du RAMS montrent que la présence d'aérosols au-dessus de la couche limite est liée à la convergence entre le flux synoptique (circulation à grande échelle) d'Est et le flux de brise de mer, l'aérosol produit localement étant transporté au-dessus de la couche limite atmosphérique locale. De nuit, seul le flux synoptique d'Est peut expliquer leur présence. Les conditions diurne et nocturne sont illustrées figure 6.

Evolution de la circulation atmosphérique
Les masses d’air d’altitude inférieure à 500 m arrivant sur le site de Gao provenaient du Nord-Est en février, puis progressivement du Nord en mars (voir figure 7). Ce phénomène est principalement lié au déplacement de l’anticyclone subtropical de l’Inde centrale vers la baie du Bengale suite au réchauffement de la surface continentale au cours de la période de mousson d’hiver. Le site a donc été affecté par des masses d'air polluées en provenance de Bombay à partir du début mars.


L’origine de l’aérosol piégé dans le panache de mousson

Toutes les mesures dans la colonne d'atmosphère sont cohérentes et montrent que l'épaisseur optique a augmenté de février à fin mars 1999 (figure 8). En effectuant une étude statistique sur les feux de biomasse à partir des observations ATSR, une très forte corrélation est apparue entre leur occurrence et l'épaisseur optique journalière moyenne. L'activité agricole locale va en effet en s'accentuant durant cette période sans une modification particulière des activités industrielle et automobile. Il se pourrait donc que l'augmentation de l'épaisseur optique soit liée à un accroissement de la concentration en nombre d'aérosols de feux de biomasse. Les mesures effectuées au site de Gao du rapport BC/TC (qui permet de discerner les différentes origines des aérosols) indique une origine mixte avec prédominance des feux de biomasse.

Une seule période échappe à la règle générale (23-27 mars), durant laquelle les épaisseurs optiques étaient deux fois plus faibles (≈ 0,3 à 550 nm). Cette période correspond à une rupture dans la circulation de mousson où des masses d'air d'origine désertique sont advectées au-dessus du site de Goa (figure 9). Un événement de soulèvement de poussière s'était en effet produit quelques jours auparavant près des golfes Persique et d'Oman.



L’effet radiatif direct de l'aérosol durant INDOEX

L’effet radiatif direct de l’aérosol présent dans le panache de mousson est évalué à deux niveaux : au sommet de l’atmosphère et au niveau du sol.

Au sommet de l’atmosphère, dans la partie centrale du panache (épaisseur optique moyenne de l'ordre de 0,6 à 532 nm), il est de –17 ± 5 W m^-2. En d’autres termes, cela signifie que par suite de la présence de l’aérosol, la quantité d’énergie solaire «renvoyée» par l’atmosphère a augmenté de 17 W m^-2, (voir encart «bilan d’énergie» de l’article précédent; cela concerne l’augmentation du terme B). En conséquence la quantité servant au «chauffage» de la planète (terme C dans l’encart précédent) a diminué de la même quantité (effet radiatif direct négatif).

A la surface, le forçage radiatif a été calculé comme étant 2,5 à 4,5 fois supérieur à celui évalué au sommet de l'atmosphère (soit entre -40 à -75 W m^-2). En d’autres termes la présence de l’aérosol a conduit à diminuer de cette quantité l’énergie solaire arrivant au niveau du sol (diminution du terme H dans l’encart précédemment cité). Cette diminution au niveau de la surface a deux origines : la réflexion du solaire par l’aérosol (voir paragraphe précédent) et également l’absorption du solaire par l’aérosol.

Le fait que le forçage radiatif soit nettement plus important au niveau de la surface qu’au sommet de l’atmosphère indique le rôle important de l’absorption du solaire par l’aérosol. L’énergie absorbée conduisant à un échauffement, cela confirme l'existence d'un échauffement significatif à l'altitude où se situent les aérosols anthropiques (entre 0 et 3 km). L’énergie solaire piégée dans la couche d'aérosol par suite de cette absorption peut en effet dépasser 20 W m^-2 comme le montre la figure 10. Des valeurs moyennes de taux d'échauffement sur la colonne d'air compris entre 0,8 et 1,2 K/jour ont ainsi été calculées (figure 11). Ils peuvent localement dépasser 2 K/jour.

Ces résultats sont en accord avec ceux publiés par Podgorny et al. (2000) qui donnent -20 W m^-2 au sommet de l'atmosphère et -82 W m^-2 à la surface. L’effet climatique régional de l’aérosol à comparer à celui résultant de l’augmentation des gaz à effet de serre d’origine anthropique (inférieure à +3 W m^-2 au sommet de l’atmosphère) : il est plus de 5 fois supérieur à ce dernier, mais de sens inverse.



Les effets induits

Les rétroactions les plus importantes liées à la présence du panache d’aérosol sont celles sur le cycle de l’eau et sur la circulation atmosphérique.

En partant des résultats de Oberhuber (1988), qui montrent qu’environ 80% du réchauffement radiatif net est contrebalancé par l’évaporation des eaux de surface, le refroidissement radiatif de la surface océanique liée aux aérosols du panache "indien" entraîne une baisse de -15% de l’évaporation à la surface de l’océan sur la période de la mousson d’hiver (février/mars) et de 5% en moyenne annuelle (Ramanathan et al., 2001). On a donc une perturbation majeure du cycle de l’eau et une possible diminution des précipitations sur la partie nord de l’Océan Indien. Le transport de chaleur latente dans la moyenne et haute troposphère est donc perturbé, ce qui modifie significativement les circulations de Hadley (circulation méridienne) et de Walker (circulation zonale).

L’absorption du rayonnement solaire par les aérosols (piégeage d'énergie radiative) conduit à une augmentation locale de la température qui se traduit par un taux d'échauffement différentiel en fonction de l'altitude. Le gradient ainsi généré peut induire des variations importantes sur l'équilibre dynamique vertical de la basse troposphère. Comme l’illustre la figure 12 un gradient positif (augmentation du taux d’échauffement avec l’altitude) accentue la stabilité verticale et donc limite le développement des structures nuageuses, alors qu'un gradient négatif agit en sens inverse. Cet effet, dit "semi-direct", pourrait compenser à 60% l’effet indirect (modification de la taille des gouttes nuageuses et du pouvoir précipitant des nuages, Ramanathan et al., 2001).

Contact : Patrick Chazette LSCE – UMR (CEA-CNRS) Bât 709, CE l’Orme des Merisiers 91191 Gif sur Yverte