OZONE ATMOSPHÉRIQUE

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L'ozone de la stratosphère

La formation de l'ozone

Le mécanisme de la production de l'ozone stratosphérique a été élucidé dès 1930 par le géophysicien britannique Sydney Chapman. Pour fabriquer cette molécule constituée de trois atomes d'oxygène, il faut des atomes d'oxygène libres. Aux longueurs d'onde inférieures à 240 nm (énergie E du photon supérieure à 5 électronvolts [eV]), le rayonnement U.V. peut dissocier les molécules d'oxygène O2 de l'atmosphère (fig. 1a) :

(1) O2 + photon (E > 5eV) → O + O.

Peu de photons solaires ont autant d'énergie ; ils disparaissent avec chaque absorption. Au fur et à mesure que l'on s'enfonce dans l'atmosphère, ce flux de photons va donc diminuer, mais, comme le nombre de molécules O2 augmente, le taux de production d'atomes libres d'oxygène atteint son maximum à quelques dizaines de kilomètres d'altitude. À ce niveau peut se former l'ozone par collision entre l'atome libre O et la molécule O2 en présence d'une autre molécule (généralement N2 ou O2) notée M (fig. 1b) :

(2) O2 + O + M → O3 + M.

Trois molécules O2 se convertissent ainsi en deux molécules O3 à l'aide d'un photon U.V. solaire ayant l'énergie nécessaire pour dissocier une molécule O2. Le taux de production d'ozone dans la stratosphère dépend du flux de photons U.V. (qui varie entre zéro la nuit et des valeurs plus ou moins élevées selon la latitude, la saison et l'activité solaire) et de la température.

La destruction naturelle de l'ozone

L'abondance de l'ozone dépend des processus compétitifs de formation et de destruction, ainsi que du transport de l'ozone par la circulation de l'atmosphère. Ce transport joue un rôle important dans la distribution de l'ozone dont la concentration maximale est observée non pas au-dessus de la zone équatoriale (où le flux de photons U.V. est le plus fort), mais à des latitudes relativement élevées, vers la fin du printemps. La quantité totale d'ozone dépasse alors les 400 D.U., et les concentrations les 5 000 ppb.

On a longtemps cru, selon Chapman, que la destruction de l'ozone dépendait essentiellement de l'absorption de photons ayant des énergies supérieures à 1,1 eV :

(3) O3 + photon (E > 1,1 eV)  → O2 + O,

cette dissociation étant suivie par la réaction (fig. 1c) :

(4) O3 + O → 2 O2.

Ainsi, avec un des photons abondants du rayonnement visible solaire, on convertit deux molécules d'ozone en trois molécules O2. La réaction (4) n'est cependant pas assez efficace pour expliquer la faible abondance de l'ozone dans la stratosphère. D'autres processus doivent intervenir. Vers 1970, Paul Crutzen et Harold Johnston ont mis en évidence le rôle important des oxydes d'azote (généralement notés NOx), essentiellement le monoxyde d'azote ou oxyde nitrique (NO) et le dioxyde d'azote (NO2). Ces oxydes agissent dans des cycles catalytiques de destruction. Chaque molécule NOx peut servir des milliers de fois dans ces cycles qui transforment deux molécules d'O3 en trois molécules O2 (fig. 1d) :

(5a) O3 + photon (E > 1,1 eV) → O2 + O,

(5b) O + NO2 → O2 + NO,

(5c) O3 + NO → O2 + NO2.

La molécule NO2 est restituée à la fin du cycle.

D'où viennent les oxydes d'azote ? L'atmosphère étant constituée à 99 p. 100 par un mélange de molécules d'azote (N2) et d'oxygène (O2), les oxydes d'azote sont produits chaque fois que la température est suffisamment élevée (combustion dans la troposphère ou dans des réacteurs d'avion, explosions nucléaires dans l'atmosphère). De plus, en fonction de l'activité solaire, les électrons énergétiques des aurores polaires, le rayonnement extrême U.V. et les protons énergétiques émis lors des éruptions solaires provoquent la formation des NOx dans l'atmosphère au-dessus de 30 kilomètres d'altitude. Dans la troposphère, la foudre contribue aussi à la production naturelle des oxydes d'azote. Des processus très complexes impliquant les sols, la végétation et les engrais naturels ou industriels produisent non seulement les NOx mais aussi le protoxyde d'azote N2O. Ce gaz, qui contribue à l'effet de serre, arrive dans la stratosphère pour y être transformé en oxyde nitrique (NO) par des réactions avec des photons U.V. solaires et avec l'oxygène atomique.

Protubérance solaire

Photographie : Protubérance solaire

Une protubérance solaire photographiée depuis le laboratoire spatial Skylab, le 19 décembre 1973. 

Crédits : E. Gibson/ MPI/ Getty Images

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Le rôle des oxydes d'hydrogène et des chlorofluorocarbures

Il y a encore d'autres espèces chimiques et d'autres facteurs physiques qui interviennent. La destruction de l'ozone peut ainsi être catalysée par un cycle analogue au cycle (5) sur la base d'oxydes d'hydrogène (HO2 et le radical OH, produits à partir des molécules H2O de vapeur d'eau). Cependant, les oxydes d'azote réagissent avec les oxydes d'hydrogène pour former l'acide nitrique (HNO3) :

(6) NO2 + OH + M → HNO3 + M.

Autour des pôles terrestres, une partie de l'acide nitrique forme des cristaux qui vont se « sédimenter » vers la troposphère. Dans les autres régions, transporté par la subsidence atmosphérique vers la troposphère, le HNO3 va se dissoudre dans les gouttelettes d'eau ou de cristaux de glace des nuages ; il sera ensuite lessivé par les précipitations. Ce processus élimine une partie des NOx et des hydroxydes (HOx) de la stratosphère.

En 1974, Molina et Rowland démontrent que les chlorofluorocarbures produits par l'homme augmentent très sensiblement la quantité du chlore (Cl) et des oxydes de chlore (ClO) dans la stratosphère. Ces espèces chlorées peuvent elles aussi détruire l'ozone dans un cycle analogue au cycle (5) :

(7a) O3 + photon (E > 1,1 eV) → O2 + O,

(7b) O + ClO → O2 + Cl,

(7c) O3 + Cl → O2 + ClO.

Là encore, il y a transformation de deux molécules d'O3 en trois molécules O2, et le chlore peut resservir des dizaines de milliers de fois. Cependant, les oxydes de chlore interagissent avec les oxydes d'azote et les oxydes d'hydrogène, produisant plusieurs espèces, en particulier l'acide chlorhydrique (HCl, obtenu par une réaction analogue à [6], également sujet à sédimentation et lessivage), le composé ClONO2 et bien d'autres encore. Parmi les résultats paradoxaux de ces interactions, il y a le fait que, à l'altitude où volait le Concorde, ajouter des oxydes d'azote conduit à augmenter la concentration de l'ozone.

Il peut paraître surprenant que la production des CFC (moins d'1 Mt/an en 1974, soit même pas 2 mg/m2 en moyenne globale) puisse avoir un effet notable, alors que le chlore naturel ne manque pas (cristaux de sel des embruns, HCl dans les exhalations des volcans, etc.). En fait, les formes « naturelles » de chlore n'atteignent guère la stratosphère. Comment les CFC y arrivent-ils ? Ces molécules artificielles ont la même structure de base que le méthane (CH4), gaz naturel, mais avec des atomes de chlore ou de fluor (F) à la place des quatre atomes d'hydrogène (H) : CF2Cl2, CFC [...]

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Formation et destruction de l'ozone stratosphérique

Formation et destruction de l'ozone stratosphérique
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Couche d'ozone

Couche d'ozone
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Protubérance solaire

Protubérance solaire
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Fonte de la calotte de glace en Antarctique, depuis 20 000 ans

Fonte de la calotte de glace en Antarctique, depuis 20 000 ans
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Écrit par :

  • : directeur de recherche honoraire du C.N.R.S., laboratoire de météorologie dynamique, École polytechnique, Palaiseau

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Pour citer l’article

Robert KANDEL, « OZONE ATMOSPHÉRIQUE », Encyclopædia Universalis [en ligne], consulté le 26 novembre 2021. URL : https://www.universalis.fr/encyclopedie/ozone-atmospherique/