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L'ozone stratosphérique (rapport de l'Académie des sciences N°41)

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Les variateurs électroniques de vitesse alimentent les moteurs électriques de façon à faire varier la vitesse des charges entraînées. Ce deuxième tome traite d'abord des caractéristiques des semiconducteurs de puissance, leur refroidissement et leur câblage. Puis vient l'étude des structures des convertisseurs utilisant ces semiconducteurs et constituants la partie puissance des variateurs. Enfin, pour les entraînements avec moteurs à courant continu, asynchrone et synchrone, sont présentées les commandes utilisées pour obtenir la vitesse désirée avec précision, rapidité et sûreté.

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Ajouté le 01 juin 1998
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EAN13 9782743017415
Langue Français
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INSTITUT DE FRANCE
ACADÉMIE DES SCIENCES
•••I M
L'ozone
stratosphenque
Rapport n°41
JUIN 1998
ACADEMI E DES SCIENCES L'ozone
stratosphérique
Académie des sciences
Rapport n° 41
Gérard MEGIE, Membre correspondant
de l'Académie des sciences, coordinateur
NEW YORK LONDRES H2«3 NE
PARIS
1111,, ru ruee Lavoisie Lavoisier r
F 75384 Paris Cedex 08 Chez le même éditeur
Rapports de l'Académie des sciences
Ozone et propriétés oxydantes de la troposphère
Rapport n° 30, octobre 1993
L'effet de serre
Rapport n° 31. novembre 1994
La brevetabilité du génome / The Patentability of the genome
Rapport bilingue français / anglais n° 32. février 1995
Biodiversité et environnement
Rapport n° 33. juin 1995
Problèmes liés aux effets des faibles doses de radiations ionisantes
Rapport n° 34, octobre 1995
L'histoire des sciences en France
Rapport n° 35, octobre 1995
La thérapie génique
Rapport n° 36. décembre 1995
La politique française de recherche océanographique
Rapport n° 37, mars 1996
Problèmes associated with the effects of low doses of ionising radiations
Rapport n° 38, février 1997
Aspects moléculaires, cellulaires et physiologiques des effets du cannabis
Rapport n° 39. avril 1997
Impact de la flotte aérienne sur l'environnement atmosphérique et le climat
Rapport n° 40, décembre 1997
© TECHNIQUE & DOCUMENTATION, 1998
ISSN : 1159-5590
ISBN : 2-7430-0256-5
Toute reproduction ou représentation intégrale ou partielle, par quelque procédé que ce soit, des pages publiées dans le
présent ouvrage, faite sans autorisation de l'éditeur ou du Centre Français d'Exploitation du droit de copie (20, rue des
Grands-Augustins, 75006 Paris), est illicite et constitue une contrefaçon. Seules sont autorisées, d'une part, les
reproductions strictement réservées à l'usage privé du copiste et non destinées à une utilisation collective, et, d'autre part,
les analyses et courtes citations justifiées par le caractère scientifique ou d'information de l'œuvre dans laquelle elles sont
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incorporées (Loi du 1 juillet 1992 - art. 40 et 41 et Code Pénal art. 425). Ce rapport a été rédigé à l'initiative de Claude Frejacques,
alors Président du Comité de l'Environnement
et Vice-Président de l'Académie des Sciences.
Il est dédié à sa mémoire.
Ce rapport a été approuvé par
le Comité des Études et Rapports de l'Académie des sciences
en séance du 12 mai 1997. Table
des matières
CHAPITRE I
Introduction 1
CHAPITRE II
Les mécanismes 9
11.1 Atmosphère terrestre
II. 1.1 Structure verticale de l'atmosphère 10
H. 1.2 L'ozone atmosphérique2
II. 1.3 Les processus de mélange verticaux dans l'atmosphère4
II. 1.4 Less dee horizontaux6
II.1.5 Le rayonnement dans l'atmosphère terrestre8
II. 1.6 Les cycles des constituants atmosphériques 2
11.2 Origine des constituants stratosphériques
11.2.1 Le méthane 27
11.2.2 L'hémioxyde d'azote et les oxydes d'azote9
11.2.3 Les hydrocarbures halogènes 30
11.2.4 La vapeur d'eau dans la stratosphère4
11.2.5 Les composés soufrés et l'aérosol stratosphérique 35
11.3 Equilibre chimique de l'ozone dans la stratosphère a l'échelle globale 36
11.3.1 Équilibres des constituants stratosphériques
11.3.2 Mécanismes de production de l'ozone 4
11.3.3 Les cycles catalytiques de destruction de l'ozone1
11.3.4 Les processus hétérogènes dans la basse stratosphère : impact sur les
cycles catalytiques 45
H.3.5 D'autres processus affectent-ils l'équilibre chimique de l'ozone ? 47
11.3.6 Les constantes de temps chimiques de l'ozone8
11.4 Dynamique de la stratosphère et redistribution de l'ozone 50
11.4.1 Circulation méridienne à grande échelle 5
11.4.2n d'échelle moyenne et synoptique1
11.4.3 Échanges stratosphère-troposphère2
11.4.4 Les vortex polaires 53
11.4.5 Conclusion : la variabilité dynamique de la stratosphère 54 VI L'OZONE STRATOSPHERIQUE .
II.5 Processus chimiques et dynamiques dans les régions polaires 56
11.5.1 Les nuages stratosphériques polaires 5
11.5.2 Chimie hétérogène en régions polaires 60
11.5.3 Cycles catalytiques de destruction de l'ozone dans les régions polaires 6
11.5.4 Mécanisme d'interruption de la destruction de l'ozone1
11.5.5 Bilan de la destruction de l'ozone3
11.5.6 Les incertitudes sur les mécanismes de destruction de l'ozone dans les
régions polaires 6
CHAPITRE III
Les outils5
111.1 Les mesures en laboratoire
III.1.1 Vitesses de réaction : définitions6
III. 1.2 Méthodes expérimentales8
III.2.3 Données de laboratoire : progrès récents et incertitudes 71
111.2 Les observations 72
111.2.1 La vision globale : satellites et réseaux d'observations au sol3
111.2.2 L'approche mécanistique : campagness de terrain 80
111.3 Les modèles 8
111.3.1 Description générale des modèles de chimie-transport 83
111.3.2 Les différents types des 85
111.3.3 Le problème du déficit d'ozone dans la haute stratosphère 91
111.3.4 Conclusion 9
CHAPITRE IV
L'évolution de la couche d'ozone 95
IV.l L'Antarctique7
IV. 1.1 Un phénomène récent
IV. 1.2 Le mécanisme : découverte de la chimie hétérogène et implication des CFC 99
IV.1.3 Évolution au cours des années 1990-1996 101
IV.1.4 Conséquences à l'échelle hémisphérique3
IV.1.5 Évolution prévisible 104
IV.2 L'Arctique6
IV.2.1 Différences entre l'Arctique et l'Antarctique
IV.2.2 Variabilité interannuelle8
IV.2.3 La destruction de l'ozone en Arctique au cours des années récentes 112
IV.2.4 Évolution ultérieure et incertitudes 11
IV.3 Perturbations dues aux éruptions volcaniques majeures 11
IV.4 Aspects globaux et tendances à long terme 122
IV.4.1 Tendances à long terme de la colonne d'ozone3
IV.4.2s à long terme de la distribution verticale d'ozone 124
IV.4.3 Les perturbations d'origine volcanique6
IV.5 Conclusion 127 Table des matières VII
CHAPITRE V
Limitations des émissions et mesures
réglementaires ni
V.l Généralités sur le développement des cfc et de leurs substituts 132
V.l.l Évolution de la réglementation concernant les CFC
V. 1.2 Conséquence des réglementations sur la production des CFC et de leurs
substituts 136
V. 1.3 Conséquences dess sur les concentrations atmosphériques
des composés chlorés7
V.1.4 Quantification de l'effet des composés halogènes sur la couche d'ozone 140
V.l.5 Projection des teneurs en chlore dans l'atmosphère 14
V.l.6 Contribution des composés de substitution à l'effet de serre additionnel 149
V.l.7 Processus de dégradation atmosphérique des HCFC et des HFC 152
V.l.8 Composés contenant du brome 15
V.l.9 L'acide trifluoroacétique 160
V.l.10 Toxicologie des produits de substitution aux CFC 162
V.l.l 1 Approche globale du problème de la substitution des CFC3
V.2 Impact de la flotte aérienne sur la couche d'ozone stratosphérique5
V.2.1 Mécanismes chimiques dans la haute troposphère et la basse stratosphère... 166
V.2.2 Distribution des oxydes d'azote dans la haute troposphère et la basse
stratosphère7
V.2.3 Perturbations des concentrations d'ozone liées aux émissions de la flotte
aérienne 171
V.2.4 Impact des émissions des systèmes propulsés par fusée 174
V.3 Conclusion
CHAPITRE VI
Conséquences de l'évolution de l'ozone stratos­
phérique sur le rayonnement 177
VI.l Impact des changements d'ozone sur le forçage radiatif et le climat 17
VI.1.1 Le concept de forçage radiatif
VI.1.2 Impact des variations d'ozone sur le climat8
VI. 1.3t des changements récents d'ozone sur le forçage radiatif 180
VI. 1.4 Impact de la diminution de l'ozone stratosphérique sur les autres gaz à effet
de serre 181
VI.2 Évolution de la température stratosphérique 182
VI.2.1 Tendances à long terme de la température stratosphérique 183
VI.2.2 Interprétation des tendances
VI.2.3 Impact des éruptions volcaniques4
VI.3 Rayonnement ultraviolet à la surface
VI.3.1 Influences anthropiques sur le rayonnement UV à la surface 18
VI.4 Données quantitatives nécessaires à l'évaluation globale des effets biologiques
du rayonnement solaire 193
VI.4.1 Expression quantitative des effets biologiques du rayonnement ultraviolet
solaire5 VIII L'OZONE STRATOSPHERIQUE
VI.4.2 Quantification des effets du rayonnement UV solaire sur les micro­
organismes et le plancton : l'évolution de la dose ADN 197
VI.4.3n des effets dut UV solaire sur l'homme : la dose
érythémale et cancérigène 201
VI.4.4 Effet du rayonnement UV solaire sur les végétaux 205
CHAPITRE VII
Conséquences de l'évolution de l'ozone
stratosphérique : l'homme et la biosphère 207
VII. 1 Irradiation ultraviolette et santé humaine
VII.1.1 Principes généraux 208
VII.1.2 Effets des UV-B au niveau moléculaire9
VII.1.3 Effets des UV-B au niveau cellulaire 211
VII. 1.4 Effets des UV-B sur les organes humains3
VII. 1.5 Conclusions 217
VII.2 Action des UV sur les végétaux
VII.2.1 Les mécanismes d'action des UV-B sur les végétaux
VII.2.2 Mécanismes de protection9
VII.2.3 Effets des UV-B sur les végétaux terrestres 22
VII.2.4 Effets des UV-B sur les organismes photosynthétiques aquatiques 223
VII.2.5 Conclusion 226
CHAPITRE VIII
Conclusions et recommandations 227
VIII.l Les faits scientifiquement établis8
VIII.2 Les incertitudes 231
VIII.3 Recommandations dans le domaine des recherches 233
VIII.4 Conclusion générale5
CHAPITRE IX
Conclusions and recommendations7
IX.l Scientific facts 238
IX.2 The uncertainties 241
IX.3 Recommendations for research3
IX.4 General conclusions4
Annexe 1
Composition du groupe de travail7
Références9 CHAPITRE I
Introduction
L'ozone, molécule composée de trois atomes d'oxygène (O3), joue dans les équi­
libres de l'environnement terrestre un rôle fondamental. Quatre-vingt-dix pour cent de
l'ozone atmosphérique sont contenus dans le domaine des altitudes comprises entre 20
et 50 km. Il constitue ainsi une « couche », dont la présence conduit à l'existence, à
ces mêmes altitudes, d'une région de grande stabilité vis-à-vis des échanges verticaux,
la stratosphère, située au-dessus d'une région, la troposphère, où dominent convection
et échanges d'énergie liés au cycle evaporation-condensation de la vapeur d'eau. Bien
que constituant minoritaire de l'atmosphère, puisque la concentration relative maxi­
mum observée à 25 km d'altitude, ne dépasse pas 5 à 6 millionièmes en volume
(ppm6
10" ), l'ozone est l'unique absorbant, entre le sol et 80 km d'altitude, du rayonnement
solaire ultraviolet de longueurs d'onde comprises entre 240 et 300 nanometres (nm).
Cette absorption permet le maintien de la vie animale et végétale à la surface de la
Terre, en éliminant les courtes longueurs d'onde susceptibles de détruire les cellules
de la matière vivante et d'inhiber la photosynthèse. Cette protection est assurée in fine
par une épaisseur d'ozone extrêmement faible puisque, ramenée aux conditions nor­
males de température et de pression qui régnent à la surface terrestre, elle ne mesure
en moyenne que 3 millimètres. Cette épaisseur est toutefois loin d'être uniforme sur
l'ensemble du globe. Elle varie de 2,4 mm dans les régions équatoriales et tropicales à
plus de 4,5 mm dans les régions de haute latitude des deux hémisphères. D'un jour à
l'autre, en un point donné du globe, sa variabilité peut être supérieure à plusieurs
dizaines de pour cents, en particulier aux hautes latitudes où elle peut atteindre plus de
50%.
L'équilibre de l'ozone dans l'atmosphère terrestre résulte d'un grand nombre
d'interactions chimiques mettant en jeu, outre le rayonnement solaire, de nombreux
constituants minoritaires de l'atmosphère représentant, pour certains, moins d'un
mil9
liardième en volume (ppb-10 ) de la concentration totale. Plus généralement, l'équi­
libre physicochimique dee peut être décrit à partir de la notion de cycle.
Les constituants primaires, éléments majoritaires comme l'azote et l'oxygène molécu­
laire, mais aussi minoritaires, en ce sens que leur concentration relative ne dépasse pas
quelques millièmes voire quelques millionièmes de l'abondance totale, comme le gaz 2 L'OZONE STRATOSPHERIQUE
carbonique (350 ppm), le méthane (1,75 ppm), les oxydes d'azote (0,3 ppm), trouvent
leur source à la surface de la Terre. Ils sont émis dans l'atmosphère par des processus
physiques ou biologiques, et diffusent vers les altitudes supérieures, conséquence du
brassage permanent horizontal et vertical des masses d'air. Sous l'influence du rayon­
nement solaire, de plus en plus intense au fur et à mesure que l'altitude augmente, se
produisent alors des interactions chimiques qui conduisent à une différenciation en
fonction de l'altitude de la composition en constituants minoritaires, marquée par la
formation de constituants réactifs, espèces radicalaires et oxydées, et de constituants
plus stables, le plus souvent sous forme d'acides. Ces derniers constituent la dernière
étape du cycle atmosphérique en étant éliminés de l'atmosphère par dépôt et destruc­
tion à la surface, ou, du fait de leur solubilité, par lessivage par les pluies.
On conçoit ainsi que l'équilibre naturel de l'environnement terrestre soit la consé­
quence d'échanges permanents d'énergie et de matière entre l'atmosphère, les océans
et la biosphère. Mais cet équilibre est dynamique et non statique et, depuis la forma­
tion de la Terre, il y a quatre milliards et demi d'années, la composition chimique de
l'atmosphère a continûment changé à l'échelle des temps géologiques, passant d'une
atmosphère originelle essentiellement réductrice, au mélange azote moléculaire
(78 %) - oxygène moléculaire (21 %) qui caractérise l'atmosphère actuelle. L'appari­
tion de la vie sur la Terre est d'ailleurs directement liée à ce caractère oxydant de
l'atmosphère terrestre, qui constitue un fait unique dans l'ensemble des planètes du
système solaire. Jusqu'au début du vingtième siècle, cette évolution de la composition
chimique, que les archives glaciaires et sédimentaires permettent de relier aux grandes
oscillations climatiques, trouvent leur origine dans des phénomènes naturels. L'explo­
sion démographique, le développement des activités industrielles et agricoles, la mul­
tiplication des moyens de transport ont entraîné au cours des cinquante dernières
années un changement profond de notre environnement, traduit notamment par une
modification de la composition chimique de l'atmosphère. En ce qui concerne
l'ozone, celle-ci se traduit par une diminution des concentrations observées dans la
stratosphère, à des échelles de temps décennales. Ainsi, toutes les analyses statistiques
effectuées depuis un dizaine d'années confirment l'existence de diminutions significa­
tives du contenu total en ozone de-6%à-8 % par décennie aux moyennes latitudes
dans les deux hémisphères. Ces valeurs sont plus élevées en hiver et au printemps, et
augmentent également avec la latitude, en particulier dans l'hémisphère Sud. Les
diminutions observées dans les régions tropicales, là où l'intensité du rayonnement
solaire est maximale, restent toutefois plus faibles, à la limite des possibilités de détec­
tion. Par ailleurs, un phénomène récurrent de grande ampleur, découvert en 1985,
affecte la stratosphère polaire antarctique au cours du printemps austral
(septembreoctobre). Il correspond à une disparition quasi-totale de l'ozone aux altitudes com­
prises entre 15 km et 20 km, sur une surface équivalente à celle du continent antarc­
tique. Le taux journalier de destruction de l'ozone à ces altitudes peut alors atteindre
1 % à 2 %. Enfin, dans l'hémisphère Nord, les résultats les plus récents (1993-1996)
mettent également en évidence des destructions importantes d'ozone dans la strato­
sphère polaire arctique, qui, sans atteindre encore l'amplitude des phénomènes obser­
vés dans l'hémisphère Sud, correspondent à des diminutions irréversibles de 20 % à
30 % de la quantité totale d'ozone contenue aux latitudes supérieures à 65° N au cours
des mois de janvier à mars.
Découvert en 1840 par le chimiste allemand CF. Schônbein, l'ozone a été identifié
dans l'atmosphère terrestre par le physicien français A. Cornu en 1879 (voir
encadré I-l). Ses propriétés spectroscopiques font l'objet des travaux des anglais Introduction 3
W.N. Hartley, W. Huggins et du français J. Chappuis (1885-1890). Les premières
mesures quantitatives de l'abondance totale de l'ozone dans l'atmosphère terrestre
sont effectuées en 1920 par les physiciens français C. Fabry et H. Buisson. Il faudra
cependant attendre les années 1930 pour que soient obtenues les premières indications
sur la distribution verticale d'ozone (F.W. Goetz, V. Regener). Dès le début des
années 1930, le biologiste français R. Latarjet effectue les premiers calculs des doses
de rayonnement ultraviolet parvenant à la surface terrestre et évalue la réponse des tis­
sus cutanés. En 1927, S. Chapman élabore la première théorie de l'équilibre de
l'ozone dans la haute atmosphère fondée sur un cycle photochimique faisant interve­
nir uniquement l'ozone et les formes atomique et moléculaire de l'oxygène. Le physi­
cien anglais G.M. Dobson, inventeur du spectrophotomètre qui porte son nom, et qui
est toujours utilisé pour les mesures de la colonne atmosphérique d'ozone, met en évi­
dence l'influence des mouvements dynamiques sur la répartition spatiale et temporelle
de l'ozone. Ces premiers résultats sont complétés au début des années 1950 par les
travaux du canadien Hampson et du belge M. Nicolet, qui montrent l'importance de la
chimie des composés hydrogénés, issus de la vapeur d'eau et du méthane, sur l'équi­
libre de l'ozone dans la stratosphère. En 1970, le néerlandais P. Crutzen introduit la
notion de cycle catalytique et met en évidence le rôle majeur joué par les composés
nitrés dans la destruction de l'ozone. Ces travaux lui vaudront l'attribution du prix
Nobel de chimie en 1995.
Encadré 1-1 — Historique des découvertes relatives
à l'ozone stratosphérique
1840 : Le chimiste allemand Christian Fredrich Schônbein, Professeur de Chimie à l'Uni­
versité de Bâle, découvre, au cours d'une expérience sur la décomposition de l'eau, la pré­
sence d'un gaz qui possède une odeur caractéristique, similaire à celle que l'on perçoit à
proximité d'un moteur électrique en fonctionnement. Il le dénomme « ozone », du mot grec
« ozein » (sentir).
1845 : Marignac et de la Rive suggèrent que l'ozone est une forme allotrope de l'oxygène.
1858 : André Houzeau (Rouen, France) montre que l'ozone est un constituant naturel de
l'atmosphère.
1865 : J. L. Soret (Bâle, Suisse) montre que l'ozone se compose de 3 atomes d'oxygène
(OOO).
1877-1907 : Les concentrations d'ozone sont mesurées régulièrement par Albert Levy au
laboratoire de la ville de Paris situé au Parc Montsouris.
1879 : A. Cornu (Paris) montre que l'ozone atmosphérique absorbe la radiation solaire.
1885 : Le Français J. Chapuis découvre une bande d'absorption de l'ozone dans le visible.
1886 : Le Britannique Walter Noël Hartley attribue l'absence de radiation solaire ultravio­
lette (< 300 nm) à la surface de la Terre, à la présence d'ozone dans l'atmosphère.
1890 : L'astrophysicien Williams Huggins découvre une bande d'absorption tellurique dans
le spectre observé de l'étoile Sirius.
1917 : Fowler et Strutt attribuent cette absorption à l'ozone atmosphérique.
Après 1918 : Les données spectroscopiques sont utilisées pour déduire l'abondance de
l'ozone dans l'atmosphère par Charles Fabry et Henri Buisson en France, Cabannes et Dufay
en Californie et par Chalonge et Goetz en Suisse.
1924 : Gordon Miller Dobson met au point un spectrographe ultraviolet destiné à mesurer la
quantité intégrée (colonne) d'ozone.
Depuis 1926 : La colonne d'ozone est mesurée de manière quasi continue à la station suisse
de Arosa. 4 L'OZONE STRATOSPHERIQUE
1929 : Conférence sur l'ozone organisée à Paris. Vingt-sept communications sont présen­
tées. L'une d'elles, par le mathématicien et géophysicien Sydney Chapman, suggère que
l'ozone atmosphérique serait produit à partir de la photolyse de l'oxygène moléculaire et
détruit par recombinaison avec l'atome d'oxygène.
1929 : F. W. Paul Goetz mesure à partir de la surface terrestre la distribution verticale
d'ozone (par l'effet Umkehr).
1934 : L'Allemand Viktor Regener montre grâce à un instrument optique emporté par un
ballon que la concentration maximale de l'ozone se situe vers 25 km d'altitude.
1950: Le Canadien Hampson montre l'importance de la chimie de l'hydrogène pour
l'ozone dans la stratosphère. Ces travaux sont confirmés et étendus par le physicien belge
M. Nicolet, père de l'aéronomie moderne.
1970-71 : Le Néerlandais Paul Crutzen (Prix Nobel de Chimie, 1995) met en lumière le rôle
majeur des composés nitrés dans la destruction de l'ozone stratosphérique. Harold Johnston,
Professeur à l'Université de Californie à Berkeley, émet l'hypothèse qu'une flotte d'avions stra­
tosphérique pourrait détruire une partie importante de la couche d'ozone dans la stratosphère.
1974 : Les Américains Ralph Cicerone et Richard Stolarski indiquent que le chlore présent
dans la stratosphère détruit également l'ozone dans cette région de l'atmosphère. Mario
Molina et Sherry Rowland (tous deux Prix Nobel de Chimie en 1995) montrent que les
chlorofluorocarbures produits industriellement constituent une source majeure du chlore strato­
sphérique.
1976 : Steven Wofsy et ses collègues de l'Université de Harvard montrent que le brome
contribue également à la destruction de l'ozone dans la stratosphère.
1984 : Joseph Farman et ses collègues du British Antarctic Survey à Cambridge
(RoyaumeUni) découvrent l'existence d'un trou d'ozone au-dessus de la station de Halley Bay. À la
même époque, T. Chubachi, de Tsukuba au Japon, mesure également de faibles quantités
d'ozone au-dessus de la station antarctique de Syowa. Les mesures, par l'instrument TOMS
de la NASA embarqué à bord du satellite Nimbus 7, montrent l'étendue géographique du
trou d'ozone.
1986 : Susan Solomon de la NOAA (National Oceanic and Atmospheric Administration),
suggère, avec quelques collègues, que la chimie en phase hétérogène joue un rôle dominant
dans la destruction de l'ozone par le chlore au-dessus de l'Antarctique. Cette hypothèse est
vérifiée à l'occasion de campagnes au sol ou aéroportées organisées notamment par la
NOAA et la NASA.
1989-1995 : Des campagnes de mesures européennes et américaines effectuées aux hautes
latitudes dans l'hémisphère Nord montrent que la chimie hétérogène contribue également à
la destruction de l'ozone dans l'Arctique.
1991-1993 : À la suite de l'éruption volcanique du Mont Pinatubo (1991) aux Philippines,
une diminution significative mais transitoire de l'ozone est observée, ce qui met en lumière
l'importance de la chimie hétérogène à la surface des aérosols sulfatés, dont l'abondance a
été accrue à la suite de l'éruption.
1994-1995 : La campagne européenne SESAME met pour la première fois en évidence une
destruction significative de l'ozone dans les régions arctiques au cours des mois de janvier à
mars 1995.
Les premières alertes concernant la stratosphère terrestre datent de 1970 (Johnston,
1970). Le Concorde franco-britannique effectue ses premiers vols commerciaux. Les
États-Unis envisagent la construction de plus de deux cents avions SST (Supersonic
Stratospheric Transport) qui voleront à 20 kilomètres d'altitude et mettront l'Europe à
trois heures de l'Amérique. Pour la première fois, certains scientifiques s'alarment à
l'idée que plusieurs centaines de réacteurs vont émettre dans la haute atmosphère de la
Terre des gaz d'échappement, et notamment des oxydes d'azote, dont ils pensent Introduction 5
qu'ils constituent une menace pour la couche d'ozone stratosphérique. Ces craintes se
révéleront doublement sans objet, puisque d'une part l'aviation supersonique ne survi­
vra pas dans les années 1970 aux chocs pétroliers, et que d'autre part, on estime
aujourd'hui que les émissions d'oxydes d'azote entre 8 et 15 km pourraient conduire à
la production d'ozone. Mais ces chercheurs auront eu le mérite d'attirer l'attention sur
la fragilité de la haute atmosphère terrestre, ouvrant ainsi la voie à de nouvelles
recherches sur les modifications possibles des équilibres chimiques de l'atmosphère
du fait d'émissions anthropiques en croissance continue. En 1974, deux chercheurs de
l'Université d'Irvine en Californie, F.S. Rowland et M.J. Molina, qui recevront le prix
Nobel de chimie 1995 conjointement avec P. Crutzen, attirent l'attention des scienti­
fiques sur des gaz supposés inertes, les chlorofluorocarbures, produits par les indus­
tries chimiques et utilisés principalement pour la réfrigération, les mousses synthé­
tiques et comme gaz propulseur dans les bombes aérosols (Molina et Rowland, 1974).
L'absence de toute réactivité chimique pour ces composés dans la basse atmosphère
leur permet de rester suffisamment longtemps dans l'atmosphère pour parvenir, en
deux à cinq ans, jusqu'à des altitudes de 20 à 30 km. Ils seraient alors photodissociés
par le rayonnement solaire plus intense à ces altitudes et libéreraient du chlore chimi­
quement actif, susceptible de détruire l'ozone. En 1976, les composés bromofluorés
(ou halons) susceptibles de libérer par les mêmes processus du brome chimiquement
actif, sont à leur tour mis en cause (Wofsy et al, 1975).
Une intense activité de recherche expérimentale, concernant aussi bien les observa­
tions dans l'atmosphère que la mesure au laboratoire des processus élémentaires, se
développe alors au plan international. Elle associe, pour la partie atmosphérique, de
nombreux moyens d'observation depuis les stations de mesure au sol, les avions et les
ballons et, à partir de la fin des années 1970, les satellites. Elle contribue à la mise au
point d'un grand nombre de capteurs originaux, fondés sur les méthodes les plus nou­
velles de la physique et de la chimie expérimentales. Simultanément, les outils de
modélisation nécessaires pour intégrer l'ensemble de ces mesures et éventuellement
prédire l'évolution de la stratosphère, sont mis au point. En dix ans, l'ensemble de ces
activités conduit à une avancée importante de notre compréhension quantitative des
équilibres stratosphériques. Comme dans toute démarche scientifique, cette avancée
n'est pas linéaire, et de nombreuses remises en cause ont lieu qui, compte tenu de
l'éclairage médiatique que connaissent les problèmes d'environnement, conduisent
parfois à de fausses controverses largement amplifiées par les médias. Au cours de la
période 1975-1980, de nombreux rapports scientifiques sont publiés qui s'efforcent de
faire le point sur l'état des connaissances et de prédire l'évolution de la couche
d'ozone et les conséquences potentielles sur la santé humaine. Ils émanent d'institu­
tions nationales (CIAP, 1974 ; CO VOS, 1975 ; NAS, 1979, 1982, 1983 ; NASA 1979,
1981), le plus souvent américaines et contiennent parfois des éléments contradictoires
quant aux prédictions d'évolution, et à l'interprétation des conséquences d'une dimi­
nution de la couche d'ozone. À partir de 1981, les mécanismes se mettent en place au
niveau international qui conduisent, en 1985, à la signature de la Convention de
Vienne sur la Protection de la couche d'ozone. Ceux-ci impliquent qu'un état des
connaissances soit établi de façon régulière par les scientifiques, et que celui-ci tra­
duise un consensus international. Le rapport sur la couche d'ozone de l'Organisation
Météorologique Mondiale et du Programme des Nations Unies pour l'Environnement
de 1985 constitue le premier exemple de cette nouvelle démarche. Dressant un bilan
exhaustif des résultats expérimentaux et des simulations effectuées dans le monde, il
conclut à des diminutions potentielles de la couche d'ozone n'excédant pas quelques
pour cent à l'échelle du siècle prochain. 6 L'OZONE STRATOSPHERIQUE
Mais, la découverte en 1985, par les Britanniques du British Antarctic Survey et les
Japonais de l'Institut Japonais de Recherche Polaire, d'un phénomène de grande
ampleur au dessus du continent antarctique, correspondant à une diminution de près
de 50 % de l'épaisseur de la couche d'ozone au moment du printemps austral, large­
ment médiatisé sous le nom de « troue » polaire, relance les recherches sur les
conséquences potentielles des activités humaines sur la couche d'ozone stratosphé­
rique. De nombreuses campagnes internationales sont organisées dans l'Antarctique
(NOZE, 1986 et 1987 ; AAOE, 1987 ; ASHOE, 1993), puis dans l'Arctique à partir de
1989 (CHEOPS, 1989 ; AASE, 1989 ; EASOE, 1991 ; AASE II, 1991 ; SESAME,
1994-1995). Les résultats obtenus dès 1987 montrent que l'explication la plus vrai­
semblable des diminutions d'ozone observées au printemps austral, est d'origine chi­
mique et correspond à un déplacement de l'équilibre des constituants chlorés
stratosphériques en faveur des espèces susceptibles de détruire l'ozone. Elle résulte de la
mise en évidence de l'importance de nouveaux processus chimiques, liés à la présence
de particules de glace dans la stratosphère. Ceux-ci sont jugés responsables des phéno­
mènes observés dans les régions polaires, et vraisemblablement des diminutions
d'ozone plus importantes que prévu, observées à basse altitude dans les moyennes et
hautes latitudes. La problématique de l'ozone stratosphérique est ainsi totalement
déplacée. La découverte du trou d'ozone démontre que les effets importants ne se pro­
duisent pas nécessairement là où on les attend. Elle met également en évidence le fait
que lorsque la perturbation dépasse un certain seuil, la réponse du système atmosphé­
rique peut brusquement s'amplifier sous l'effet de processus nouveaux qui n'existent
justement que parce que ce seuil a été atteint. Ainsi, dans le cas de l'ozone stratosphé­
rique, si l'équilibre naturel peut effectivement être décrit par les processus chimiques
élucidés dès la fin des années 1970, au-delà d'une teneur relative en chlore de 2
milliardièmes (2 ppb), soit quatre fois la teneur naturelle, ce sont les processus de chimie
hétérogène qui deviennent prépondérants, modifiant totalement les équilibres de la
haute atmosphère.
Sur la base des rapports rédigés par la communauté scientifique (WMO, 1989 ;
WMO, 1991 ; WMO, 1994), les négociations conduites au niveau international
conduisent dès 1987 à la signature du Protocole de Montréal, qui pour la première fois
prévoit des mesures de réglementation à l'échelle mondiale. On peut d'ailleurs remar­
quer que celles-ci ont été prises in fine dans un contexte d'incertitude assez large,
puisque les preuves scientifiques de la responsabilité directe des chlorofluorocarbures
dans la formation du trou d'ozone antarctique ne seront obtenues qu'à la fin de l'année
1987, démontrant alors la relation directe de cause à effet entre le chlore d'origine
anthropique et la destruction de l'ozone. Les amendements successifs du Protocole de
Montréal signés à Londres en 1990, à Copenhague en 1992, puis à Vienne en 1995,
ont aujourd'hui conduit à la suppression totale des CFC en 1995, et à leur remplace­
ment par des produits de substitution à durée de vie plus courte dans l'atmosphère, les
hydrochlorofluorocarbures (HCFC) et les hydrofluorocarbures (HFC). En vingt-cinq
ans, de 1970 à 1995, le problème de l'ozone stratosphérique est ainsi passé de la
simple hypothèse scientifique à la mise en évidence d'une atteinte de grande ampleur
à l'environnement global. Si les conséquences sur l'équilibre de la vie de cette évolu­
tion directement liée aux activités anthropogéniques à la surface de la Terre, restent
encore aujourd'hui peu connues et même controversées, les conséquences écono­
miques de la prise de conscience de la réalité du problème sont particulièrement
importantes puisqu'elles ont conduit à la suppression totale des émissions des chloro­
fluorocarbures jugés responsables. Les investissement nécessaires à l'échelle mon­
diale pour opérer cette reconversion sont estimés à quatre cents milliards de francs, si Introduction 7
l'on prend en compte les industries utilisatrices. Par ailleurs, si le développement du
transport aérien supersonique commercial est à nouveau envisagé aux États-Unis et en
Europe, la réalité de sa mise en œuvre reste pour une large part tributaire des incerti­
tudes qui pèsent encore actuellement sur notre compréhension des équilibres phy­
siques et chimiques de la stratosphère et de la haute troposphère.
Compte tenu de l'importance de ces enjeux économiques, le Comité de l'Environ­
nement de l'Académie des Sciences a pris l'initiative de rédiger un rapport sur l'état
des connaissances concernant la couche d'ozone stratosphérique et son évolution au
cours des prochaines décennies. Celui-ci a pour objet de mettre clairement en évi­
dence les domaines de certitude et d'incertitude, afin d'éviter que des fausses contro­
verses ne viennent masquer la réalité d'une évolution qui met en cause les équilibres
de la haute atmosphère terrestre, et se trouve de fait couplée aux autres problèmes
d'environnement global que sont l'effet de serre additionnel (Académie des Sciences,
1990) et l'augmentation des propriétés oxydantes de la troposphère (Académie des
Sciences, 1994).
Ce rapport, rédigé par un groupe de travail dont la composition est donnée dans
l'annexe 1, se propose ainsi de répondre aux principales questions suivantes :
1. Quelle connaissance quantitative avons-nous aujourd'hui des mécanismes qui
régissent l'équilibre de l'ozone dans la stratosphère ? Comment les émissions de
chlore anthropique ont-elles modifié cet équilibre ?
2. Avec quelle précision pouvons-nous quantifier la diminution de l'épaisseur de
la couche d'ozone à l'échelle planétaire, et les modifications de sa distribution verti­
cale dans la stratosphère au cours des dernières décennies ? Quelle évidence
avonsnous que les émissions des constituants halogènes sont responsables de ces évolu­
tions, aussi bien dans les régions polaires que dans les régions de moyenne et basse
latitudes dans les deux hémisphères ? Quel est le rôle joué par les phénomènes natu­
rels, et notamment les éruptions volcaniques, sur l'évolution de la couche d'ozone ?
3. Quelle est aujourd'hui notre capacité de prédiction de l'évolution de la couche
d'ozone au cours des prochaines décennies ? Les produits de substitution (HCFC et
HFC) constituent-ils également une menace à long terme pour l'ozone stratosphé­
rique, et peuvent-ils modifier les équilibres physicochimiques de la troposphère ? Le
développement de l'aviation supersonique constitue-t-il également une menace pour
la couche d'ozone stratosphérique ?
4. Quelles sont ou seront les conséquences de l'évolution de la couche d'ozone
stratosphérique sur la transmission du rayonnement solaire, sur l'effet de serre addi­
tionnel et sur les propriétés chimiques de la troposphère ? Peut-on quantifier les effets
d'une augmentation du rayonnement ultraviolet sur la santé humaine et l'équilibre de
la biosphère terrestre ?
5. Quelle recommandations peuvent être formulées sur l'organisation de la
recherche dans ces différents domaines ?
Ce rapport est organisé en huit chapitres, incluant introduction (chapitre I) et
conclusion. Le chapitre II est consacré à l'explicitation des principaux mécanismes
physiques, chimiques, dynamiques et radiatifs qui régissent l'équilibre de la strato­
sphère terrestre. Le troisième chapitre concerne les outils théoriques et expérimentaux
développés au cours des vingt-cinq dernières années pour l'étude de l'atmosphère ter­
restre. L'évolution de la couche d'ozone au cours des deux dernières décennies fait
l'objet du chapitre IV, et le chapitre V traite des mesures réglementaires prises au plan 8 L'OZONE STRATOSPHERIQUE
international et de leurs conséquences sur les émissions de constituants d'origine
humaine susceptibles d'affecter l'équilibre de l'ozone. Les deux chapitres suivants
concernent les conséquences des changements intervenus dans le contenu en ozone
sur le rayonnement atmosphérique (chapitre VI) et sur l'homme et la biosphère (cha­
pitre VII). Enfin, le bilan des certitudes et des incertitudes dont fait l'objet la conclu­
sion de ce rapport, permet de formuler quelques recommandations dans le domaine de
la recherche (chapitre VIII). Par ailleurs, pour répondre de façon précise aux questions
le plus souvent posées par le grand public et les médias, et qui suscitent parfois sans
aucun fondement scientifique des polémiques entretenues par les pseudo-experts déjà
cités, plusieurs encadrés qui résument l'état des connaissances ont été insérés dans le
texte du rapport. CHAPITRE II
Les mécanismes
Ce chapitre est consacré à la description des mécanismes physiques et chimiques
qui régissent les équilibres de la stratosphère. Une première partie (II. 1) traite de
l'atmosphère terrestre en général, afin d'introduire les notions fondamentales néces­
saires à la compréhension du fonctionnement de la stratosphère et de son évolution.
L'origine des espèces chimiques stratosphériques fait l'objet d'une deuxième partie
(II.2), dans laquelle est également mise en évidence l'importance des perturbations
d'origine anthropique qui affectent les sources de ces constituants. Les deux parties
suivantes décrivent les mécanismes responsables de l'équilibre de l'ozone en considé­
rant successivement les aspects chimiques (II.3) et les aspects dynamiques (II.4). Les
processus particuliers récemment découverts dans les régions polaires font l'objet de
la dernière partie de ce chapitre (II.5).
II.l ATMOSPHÈRE TERRESTRE
Ce premier paragraphe a pour objet de décrire de façon simplifiée les principaux
mécanismes qui régissent le comportement de l'atmosphère terrestre. Le Groupe de
travail considère en effet que leur compréhension constitue un préalable à toute
approche rationnelle des problèmes d'environnement global, et en particulier de celui
de la diminution de la couche d'ozone stratosphérique sous l'influence des activités
humaines, objet de ce rapport. Leur description permettra ainsi d'éviter nombre de
pseudo-controverses entretenues depuis plusieurs années, qui n'ont de fait aucun fon­
dement scientifique. Cette description générale de l'atmosphère s'efforce donc de
répondre aux questions classiques posées dans le grand public, les médias et même...
certains milieux scientifiques. 10 L'OZONE STRATOSPHERIQUE
II, I. J Structure verticale de l'atmosphère
Le gaz atmosphérique est considéré comme un gaz parfait. Cette hypothèse
s'applique à l'air sec composé de 78 % d'azote de masse molaire 28 g, de 21 % d'oxy­
gène moléculaire de masse molaire 32 g, et d'argon de masse atomique 40 g. La masse
molaire « moyenne » du gaz atmosphérique correspond alors à la moyenne pondérée
de ces différentes masses. Elle est égale à 29 g. Du fait du champ de pesanteur ter­
restre, la pression atmosphérique décroît en fonction de l'altitude en suivant, à grande
échelle, la loi de l'équilibre hydrostatique. Celle-ci traduit le fait que la différence de
pression entre deux niveaux d'altitude est égale à la force exercée par unité de surface
par le poids d'une colonne d'air de section unité. Dans le cas d'une atmosphère iso­
therme et de masse constante, approximation valable dans certains domaines d'alti­
tude, la loi de variation de la pression avec l'altitude a une forme exponentielle :
z z~ o
H
p = p e0
La grandeur H, homogène à une longueur, dépend de la température et de la masse
moyenne du gaz atmosphérique. Entre le sol et 100 km d'altitude, elle est comprise
entre 8 km et 6 km. L'application de cette loi à l'atmosphère terrestre montre que la
pression diminue d'un facteur 10 entre le sol (1 000 hPa) et 16 km d'altitude
(100 hPa), d'un facteur 1 000 entre le sol et 50 km d'altitude en moyenne (1 hPa), et
d'un facteur 1 000 000 entre le sol et l'altitude de 100 km.
La structure verticale de l'atmosphère est essentiellement régie par le profil vertical
de température (figure II-l). Dans la troposphère, la température décroît avec l'alti­
tude, selon un gradient moyen de l'ordre de 6,5 °C par kilomètre. Elle augmente
ensuite dans la stratosphère, et l'atmosphère présente ainsi, suivant la verticale, une
succession de couches stables et instables, d'épaisseur variable. Les couches stables
limitent les transferts de matière d'une couche à une autre. On est ainsi conduit à dis­
tinguer plusieurs domaines d'altitude en fonction du signe du gradient vertical de tem­
pérature :
1. La troposphère, aux altitudes inférieures, est caractérisée par un gradient verti­
cal négatif de température et la présence de l'eau sous ses trois phases, gazeuse,
liquide et solide. Ceci conduit notamment à la présence d'hydrométéores et de forma­
tions nuageuses, animées par des mouvements verticaux et horizontaux intenses. Les
influences orographiques s'y font largement sentir. La troposphère peut être divisée en
deux domaines d'altitude :
(i) La couche limite, allant du sol à environ quelques centaines de mètres d'altitude,
est directement affectée par les phénomènes se produisant en surface à l'échelle locale
(pollution, cycle thermique journalier, vents locaux). L'altitude de la première inver­
sion de température évolue rapidement au cours de la journée, faisant ainsi varier
l'épaisseur de cette couche dans laquelle sont émis les principaux polluants.
(ii) La troposphère libre aux altitudes supérieures, est plus homogène à grande
échelle. Le mélange vertical entre la couche limite et la troposphère libre est essentiel­
lement assuré par plusieurs processus : la frontogénèse associée aux systèmes fron­
taux actifs, la convection profonde, et les effets de relief susceptibles de se transmettre
jusque dans la haute troposphère.
2. La stratosphère s'étend au-dessus de la tropopause. Celle-ci est située en
moyenne à 12 km, mais elle est plus élevée à l'équateur (16 km) qu'aux pôles (7 km). Les mécanismes 11
C'est un domaine stratifié et stable verticalement, du fait de l'existence d'un gradient
positif de température avec l'altitude. Le brassage horizontal y est assuré par des vents
zonaux rapides et un transport méridien de pôle à pôle. Sa limite supérieure, la strato­
pause est située à 50 km d'altitude. Elle correspond à un extremum de température
voisin de 0 °C en moyenne.
3. La mésosphère, entre 50 km et 80 km d'altitude, est à nouveau une région de
gradient négatif de température, et donc instable vis-à-vis des échanges verticaux. La
mésopause, vers 80 km d'altitude, est une région caractérisée par un minimum de tem­
pérature, celle-ci pouvant descendre jusqu'à - 120 °C au pôle d'été.
MÉSOSPHÈRE
- STRATOPAUSE -
STRATOSPHÈRE
MT. EVEREST TROPOPAUSE
TROPOSPHÈRE
TEMPÉRATURE (°C)
Figure II-1 - Profil vertical de température dans l'atmosphère
Aux altitudes supérieures à 80 km, la thermosphère est une région de fort gradient
positif de température, lié au chauffage par le rayonnement solaire des couches supé­
rieures, et très peu denses, de l'atmosphère.
Du fait des mouvements horizontaux qui affectent les masses d'air atmosphériques,
on observe généralement de nombreux accidents sur ce profil théorique, en particulier
dans la troposphère, où deux situations principales peuvent se rencontrer :
1. La température décroît plus rapidement que le gradient adiabatique.
Schématiquement les couches inférieures sont anormalement chaudes, par exemple du fait de
réchauffement du sol par temps clair sous l'effet du rayonnement solaire. Elles ont
alors tendance à s'élever, créant une convection marquée qui a pour effet de mélanger
PRESSION (HPQ
ALTITUDE (km) 12 L'OZONE STRATOSPHERIQUE
rapidement les différentes couches troposphériques. L'atmosphère est dite instable, et
cette situation est favorable à la dispersion verticale des constituants émis à la surface.
2. La température décroît moins rapidement que le gradient adiabatique, ou même
croît avec l'altitude. Dans ce cas, qui correspond à une inversion de température où
l'air dense est situé sous l'air chaud, il n'y a aucun mélange vertical spontané. L'atmo­
sphère est stratifiée, stable, et la situation est alors très favorable à l'accumulation de
la pollution.
11.1.2 L'ozone atmosphérique
L'ozone O3 est constitué des mêmes atomes que l'oxygène. C'est un constituant de
l'atmosphère très minoritaire, une dizaine de ppm dans la stratosphère, quelques
dizaines de ppb dans la troposphère. Sa présence dans l'atmosphère n'est pas liée à
une émission directe sous forme de molécules d'ozone, mais à un ensemble de proces­
sus physicochimiques, complexes par le nombre de réactions et des cycles mis en jeu
et par les rythmes très différents que peuvent avoir ces cycles suivant les conditions de
pollution et de météorologie locale, l'éclairement, le relief, l'altitude. La majeure part
(90 %) de l'ozone atmosphérique se trouve dans la stratosphère, où il est produit
photochimiquement par la photodissociation de l'oxygène moléculaire sous l'influence du
rayonnement solaire ultraviolet de courte longueur d'onde. Dans la troposphère, le
contenu en ozone reste limité à 10 % du contenu total (encadré II-l).
Encadré II-l - L'origine de l'ozone stratosphérique
Le cycle de Chapman
En 1929, le physicien Sydney Chapman explicite pour la première fois le cycle chimique de
formation de l'ozone dans la stratosphère à partir des seuls composés oxygénés de l'atmo­
sphère terrestre. La production d'ozone se fait à partir de la photolyse de l'oxygène molécu­
laire. Aux longueurs d'onde inférieures à 240 nm l'oxygène moléculaire O2 est
photodissocié en oxygène atomique O :
0 + hv (À. < 242 nm) -> O + O 2
L'oxygène atomique ainsi formé se recombine alors avec l'oxygène moléculaire pour former
l'ozone O3 :
O + 0 + M -> O3 + M (M = 0 ou N ) 2 2 2
L'ozone est ensuite détruit par photolyse et par réaction avec l'oxygène atomique :
0 + hv (X < 1 140 nm) O + 03 2
O + O3 -> 20 2
Si ce schéma réactionnel simple n'explique pas quantitativement les concentrations d'ozone
observées dans la stratosphère, du fait notamment de la non prise en compte des cycles
catalytiques faisant intervenir les constituants hydrogénés et azotés, il permet néanmoins
d'expliquer qualitativement la production photochimique d'ozone dans la stratosphère.
Celle-ci est ainsi proportionnelle au flux de photons de longueur d'onde inférieure à 240 nm
qui augmente avec l'altitude, et à la concentration en oxygène moléculaire qui, elle, diminue
avec l'altitude. L'évolution inverse de ces deux variables implique que la production
d'ozone passe par un maximum à une certaine altitude, formant ainsi ce qu'il est convenu
d'appeler la couche d'ozone, dont le maximum en concentration absolue se situe en
moyenne vers 25 km d'altitude. Les mécanismes 13
La répartition verticale de l'ozone dans l'atmosphère (figure II-2) se caractérise par
un maximum de concentration situé entre 25 et 30 km d'altitude. Les concentrations
3
observées varient entre quelque 10" (soit 100 milliards) de molécules.cm" au niveau
12 3
du sol à quelque 10 molécules.cm" au niveau du maximum de concentration. À la
différence de la plupart des autres constituants atmosphériques comme l'azote, l'oxy­
gène moléculaire, le dioxyde de carbone ou le méthane, l'ozone ne présente donc pas
un profil vertical caractérisé, en termes de concentration absolue, par une abondance
maximum à la surface de la Terre suivie d'une décroissance uniforme avec l'altitude.
Cette distribution verticale particulière révèle l'existence d'une source située dans la
stratosphère, et non au niveau du sol comme pour les autres constituants atmosphé­
riques.
stratosphère
^ozone
troposphère
concentration d'ozone concentration d'ozone température
(parties par million) (molécules/cm3) (°c)
Figure II-2 - Distribution verticale d'ozone en fonction de l'altitude [rapport de
mélange (ppm), concentration (molécules.cm") et de température]
Une autre grandeur utilisée pour mesurer le contenu en ozone de l'atmosphère
prend en compte la quantité totale d'ozone contenue dans une colonne d'air de surface
2
égale à 1 cm . Cette grandeur est particulièrement importante lorsqu'il s'agit de déter­
miner l'absorption du rayonnement solaire dans sa traversée de l'atmosphère, qui
dépend directement de cette valeur intégrée le long du trajet optique des rayons. Cette
18 2
quantité, ou colonne intégrée, est en moyenne de 7,5.10 molécules.cm" , soit
7,5 milliards de milliards de molécules. Ce chiffre peut paraître élevé, mais si l'on
ramène, en les comprimant, l'ensemble de ces molécules réparties à travers toute la
dimension verticale de l'atmosphère, à la pression de 1 atmosphère et à la température
moyenne de 17 °C, qui régnent à la surface, l'épaisseur totale d'ozone n'est que de
3 mm. À titre de comparaison, l'épaisseur totale de l'atmosphère, dans les mêmes
conditions, est de 8 km. Cette épaisseur de la colonne intégrée d'ozone est le plus sou­
vent exprimée dans une unité particulière, le dobson, du nom du physicien anglais qui
mit au point dans les années 1920 les premiers spectromètres permettant une mesure
altitude (km) 14 LOZONE STRATOSPHERIQUE
directe du contenu en ozone de l'atmosphère. Une unité Dobson représente un cen­
tième de millimètre en termes d'épaisseur d'ozone, et donc la valeur moyenne de la
colonne intégrée d'ozone est de 300 dobson (3 mm). En termes de concentration rela­
tive, le profil d'ozone est caractérisé par une variation de plusieurs ordres de grandeur
de la teneur en ozone dans l'atmosphère (figure 11-2). À 25 km d'altitude, la concen­
tration relative maximale est de l'ordre de 4 à 5 ppm.
Dans la troposphère, la concentration relative ne dépasse pas 50 ppb, et l'origine de
l'ozone y est double. D'une part, les transferts de masse d'air entre la stratosphère,
réservoir principal, et la troposphère induisent une source dynamique. D'autre part, la
photo-oxydation de constituants précurseurs, hydrocarbures, oxydes d'azote,
monoxyde de carbone, méthane, conduit à l'existence d'une production photochi­
mique, liée à des émissions, dont la fraction anthropique - industrie, transport -
devient de plus en plus importante (Académie des Sciences, 1993). Les enjeux pour
l'environnement de l'augmentation de l'ozone troposphérique et des constituants
photo-oxydants qui lui sont liés, sont particulièrement importants. Oxydant puissant,
l'ozone constitue un danger pour la santé des populations lorsque les teneurs dépas­
sent des seuils de l'ordre de 100 à 120 ppb. Cet effet oxydant est également néfaste
pour la croissance des végétaux, et constitue une cause supplémentaire du dépérisse­
ment des forêts et de la dégradation des matériaux. Par ailleurs, l'ozone est un gaz à
effet de serre, qui du fait de ses propriétés radiatives dans le domaine des longueurs
d'onde infrarouge est près de mille fois plus actif à concentration égale, que le gaz
carbonique. L'augmentation de sa concentration dans la troposphère, à des rythmes
supérieurs à 1 % par an, peut donc conduire à l'échéance de quelques décennies, à une
contribution importante au réchauffement global de la planète. Le problème de
l'ozone atmosphérique est ainsi étroitement lié au problème climatique. Il constitue en
fait l'essentiel du couplage entre le climat et la chimie de l'atmosphère. Il importe en
revanche de constater que cette augmentation de la concentration d'ozone dans la tro­
posphère ne peut compenser les diminutions importantes observées dans la strato­
sphère. En termes de concentration absolue, il convient tout d'abord de noter qu'une
augmentation de 1 % par an de l'ozone troposphérique ne correspond qu'à une aug­
mentation de 0.1 % du contenu total en ozone. Or, les rythmes de diminution de
l'ozone stratosphérique sont de l'ordre du pour cent par an (cf. chapitre IV). Par
ailleurs, les distributions spatiales des augmentations troposphériques et des diminu­
tions stratosphériques ne coïncident pas nécessairement. Enfin, la courte durée de rési­
dence de l'ozone formé photochimiquement dans la troposphère, de l'ordre de
quelques semaines, empêche tout transfert important vers l'altitude de la couche
d'ozone stratosphérique, entre 25 et 30 km, dans la mesure où le temps caractéristique
de ces échanges verticaux est de l'ordre de cinq à dix ans (cf. chapitre II. 1.3).
11.1.3 Les processus de mélange verticaux
dans l'atmosphère
À grande échelle, on retrouve dans la troposphère la circulation générale de l'atmo­
sphère, caractérisée par une circulation méridienne organisée, variable selon la saison,
avec un certain nombre de cellules (cellule de Hadley, cellule de Ferrel). Les masses
d'air montent au niveau du front intertropical et du front polaire et redescendent au
niveau des hautes pressions subtropicales et des pôles (figure 11-3). Pour la circulation
zonale, on observe dans la ceinture tropicale un certain nombre de cellules associées à Les mécanismes 15
échanges horizontaux
dominants ^S
jet polaire ,,
? 'cellule dey
r Ferrel /
jet subtropical ^
cellule
de Hadley
Figure II-3 - Circulation moyenne dans l'atmosphère
la présence des grandes masses continentales (Amérique, Afrique). Ces mouvements
de grande échelle, induit par les processus de convection et de mélange turbulent liés
aux inhomogénéités thermiques et dynamiques, conduisent ainsi à un brassage
constant des masses d'air suivant la verticale. Celui-ci contrebalance l'effet de la force
de gravité qui aurait naturellement tendance à séparer, suivant la verticale, les consti­
tuants atmosphériques en fonction de leur masse propre. Cette séparation diffusive
liée à la force de pesanteur existe bien dans l'atmosphère, mais compte tenu de la
pression dans la troposphère et la stratosphère, elle nécessiterait des temps extrême­
ment longs pour arriver à séparer les différents constituants. Ainsi, au niveau du sol,
ce temps caractéristique est de vingt mille ans. Il est encore de vingt ans à 50 km
d'altitude. On conçoit ainsi que les processus de mélange, lié au caractère turbulent de
l'atmosphère terrestre, dominent les échanges verticaux et assurent ainsi un brassage
vertical permanent des masses d'air. Celui-ci persiste jusqu'à 80 km d'altitude, et les
effets de la séparation diffusive ne commencent ainsi à se faire sentir que dans la ther­
mosphère.
Il s'agit là d'un mécanisme tout à fait fondamental pour la compréhension des équi­
libres de la haute atmosphère. Il implique en effet que tout constituant, même de
masse molaire supérieure à 29 g, masse molaire moyenne du gaz atmosphérique,
puisse diffuser à partir du sol vers les altitudes supérieures et parvenir ainsi jusque 16 L'OZONE STRATOSPHERIQUE
dans la stratosphère et la mésosphère. Le temps nécessaire pour qu'un constituant
émis au niveau du sol parvienne jusqu'à une altitude de 20 à 30 km est compris, en
moyenne, entre deux et cinq ans. Ce transfert ne pourra bien sûr s'opérer que si le
constituant considéré est suffisamment stable, et n'est pas détruit aux altitudes infé­
rieures, par exemple par des processus chimiques. La répartition verticale des princi­
paux constituants de l'atmosphère démontre clairement la prépondérance de ces pro­
cessus de mélange. On constate en effet expérimentalement que pour la plupart des
constituants du gaz atmosphérique, qu'il s'agisse de constituants majoritaires comme
l'azote et l'oxygène moléculaire ou l'argon, ou des minoritairese le
dioxyde de carbone, les concentrations relatives restent constantes en fonction de
l'altitude (figure 11-4). Cette invariance, d'une part traduit l'absence de réactivité chi­
mique importante de ces constituants, d'autre part caractérise un mélange homogène
du gaz atmosphérique dans toute l'atmosphère, jusqu'à 80 km d'altitude, et ce indé­
pendamment de la masse du constituant considéré.
Stratosphère
Tropopause
Troposphère
Rapport de mélange (en volume)
Figure II-4 - Distribution verticale en fonction de l'altitude (km) de la concentration
relative (ou rapport de mélange en volume) des principaux constitutants atmosphériques
6 9
(10~ représente un millionième de l'abondance totale, IO" un milliardième)
//. 1.4 Les processus de mélange horizontaux
Les mouvements du fluide atmosphérique tendent à éliminer les inhomogénéités
qui existent dans les répartitions des champs des variables thermodynamiques, pres­
sion et température. Dans la troposphère, le contraste de température entre les régions
équatoriales, toujours plus chaudes, et les régions polaires froides, induit, de
l'équateur vers les pôles, un transport méridien que la rotation de la terre, en le déviant,
transforme en circulation zonale des masses d'air, le long des parallèles (figure 11-3).
Cette circulation zonale correspond à une circulation d'ouest aux latitudes moyennes,
Altitude (km) Les mécanismes 17
un tour complet de la Terre s'effectuant en moyenne en deux à trois semaines et des
circulations d'Est aux basses et hautes latitudes. Les échanges entre les deux hémi­
sphères sont limités par la Zone de Convergence Intertropicale, dont la position est
variable selon les saisons et la répartition géographique des continents. Celle-ci ne
constitue cependant pas une barrière infranchissable pour les masses d'air, et le temps
moyen de transfert entre l'hémisphère Nord et l'hémisphère Sud au sein de la ceinture
tropicale est de l'ordre de l'année. On estime alors à deux à trois ans, le temps néces­
saire pour homogénéiser, à l'échelle du globe, un constituant émis dans une région
donnée de la planète.
Dans la stratosphère, la quasi-symétrie de la circulation atmosphérique par rapport
à l'équateur, observée dans la troposphère, n'existe plus (cf. chapitre 11.4 et
figure 11-5). L'ozone, en absorbant le rayonnement solaire, est le principal responsable
du chauffage différentiel de l'atmosphère. Toute disparité dans la distribution spatiale
de l'ozone se traduit par des différences de la température de l'air stratosphérique.
Celles-ci donnent naissance à un mouvement des masses d'air, qui lui-même trans­
porte l'ozone. Le couplage entre les processus radiatifs, dynamiques et chimiques, qui
résulte de ce rôle prépondérant de l'ozone, est l'une des caractéristiques principales de
la stratosphère terrestre.
Eté Latitude (degrés) Hiver
Figure II-5 - Circulation générale dans la stratosphère représentée par des lignes
de flux. L'origine de cette circulation est liée au chauffage inégal de la stratosphère
et à la circulation de type Hadley qui en résulte (tiré de Dunkerton, 1978)
Altitude (km) 18 L OZONE STRATOSPHERIQUE
La troposphère et la stratosphère sont également couplées à grandes échelles par
des processus de transferts quasi-horizontaux, connus sous le nom générique
d'échanges stratosphère-troposphère (cf. chapitre II.4.3). Mis en évidence dans les
années 1960 par l'étude des traceurs radioactifs émis directement dans la stratosphère
par les explosions thermonucléaires, ces échanges de masse d'air se produisent de
façon préférentielle dans les régions de moyenne latitude, à la frontière entre les
masses d'air froides polaires et celles plus chaudes provenant des basses latitudes. Les s d'air ainsi injectées vers les basses altitudes, emportent avec elles leurs
« caractéristiques » stratosphériques, et notamment un contenu élevé en ozone. Ces
processus de transport, étroitement liés aux conditions météorologiques dans la tropo­
sphère qui provoquent les accélérations nécessaires de l'aérojet, conduisent à une véri­
table « rupture » de la tropopause.
11.1,5 Le rayonnement
dans l'atmosphère terrestre
La radiation solaire est la principale source d'énergie dans le système terrestre.
Cette énergie est fournie principalement sous forme de radiation dans le domaine
ultraviolet, visible et proche infrarouge. Au sommet de l'atmosphère, l'énergie inter­
2
ceptée par une surface normale à la direction du soleil est de 1 368 W.m . Si l'on tient
compte de la variation de l'inclinaison du rayonnement solaire avec la latitude et le
cycle diurne, l'énergie moyenne déposée globalement à la surface de la Terre corres­
pond au rayonnement intercepté par la surface du grand cercle de la sphère terrestre,
2orienté perpendiculairement au rayonnement solaire. Elle est égale à 342 W.m" .
Avant d'atteindre la surface terrestre, cette énergie est absorbée dans l'atmosphère
principalement par l'oxygène moléculaire O2, l'ozone O3 (figure 11-6) et la vapeur
d'eau H2O, diffusée par les particules et les molécules atmosphériques et réfléchie par
les nuages.
La fraction de l'énergie solaire qui atteint effectivement la surface est étroitement
couplée d'un point de vue énergétique avec la troposphère par les phénomènes de
convection, et l'énergie solaire absorbée maintient ainsi l'équilibre thermique du sol,
de la végétation, des océans et de la troposphère. La température d'équilibre du sys­
tème couplé surface-troposphère résulte ainsi d'un équilibre dit radiatif-convectif, qui
met enjeu le cycle de l'eau et l'ensemble des mécanismes de rétroaction climatique.
Comme tout corps porté à une certaine température, la surface terrestre émet un
rayonnement. Celui-ci est centré dans le domaine des longueurs d'onde infrarouge
entre 4 u\m et 20 um. Une partie de cette énergie réémise vers l'atmosphère, est absor­
bée par les nuages et par les molécules de plusieurs constituants de l'atmosphère dont
les principaux sont la vapeur d'eau et le dioxyde de carbone. Compte tenu de leurs
propriétés spectroscopiques dans le domaine des longueurs d'onde infrarouge, ces
deux gaz ont une concentration suffisante pour piéger, dans les niveaux inférieurs de
l'atmosphère, une grande part de l'énergie réémise, principalement dans le domaine
spectral de 12 um à 20 um. C'est le mécanisme de l'effet de serre naturel lié à
l'absorption et la réémission par ces constituants de la radiation de grande longueur
d'onde. Le résultat net en est une réduction de l'énergie émise vers l'espace et un
accroissement de l'énergie fournie au système surface-troposphère. En effet, les gaz
radiativement actifs, les nuages et les particules, absorbent ainsi la radiation émise par
la surface, de température relativement élevée, alors que l'émission vers l'espace se