À cette haute altitude, la couche d’ozone a pour effet d’absorber la plus grande partie du rayonnement solaire ultraviolet, qui se trouve être dangereux pour les organismes vivants.
On distingue :
le « bon ozone » présent dans la couche stratosphérique, bon car il nous protège des rayons UV (ultraviolet)
le « mauvais ozone » présent dès la couche basse de l’atmosphère (troposphère : du sol jusqu’à environ 20 km d’altitude)
Mauvais car c’est celui que nous respirons et qui présente selon sa concentration une certaine toxicité.
En l’absence de cette couche d’ozone, la vie n’aurait été possible que dans les océans, à une distance suffisante de la surface des eaux.
Ce fut le cas au cours de l’éon Archéen, lorsque l’atmosphère de la Terre était dépourvue de dioxygène (et donc d’ozone).
À la fin des années 1970, des recherches scientifiques en Antarctique ont mis en évidence une diminution périodique de l’ozone dans cette région polaire.
Ce que l’on a appelé le « trou de la couche d’ozone » se forme au printemps dans l’Antarctique (au début de la “nuit” polaire) et s’agrandit pendant plusieurs mois avant de se réduire.
L’OZONE STRATOSPHERIQUE
Cet ozone stratosphérique qui s’étend entre 20 et 50 km d’altitude, est en réalité très dilué dans l’atmosphère locale.
En fait, si cet ozone était regroupé, concentré à l’état pur, il aurait dans les conditions normales de température et de pression (c’est-à-dire les conditions moyennes à la surface de la terre) une épaisseur de seulement 3 mm.
On remarquera que c’est cette couche d’ozone si ténue, qui protège la vie des rayons ultraviolets.
Processus de formation
L’ozone est produit à partir du dioxygène, composé de deux atomes d’oxygène.
Aux altitudes supérieures à 30 km, le rayonnement solaire possède encore une énergie suffisante pour casser une partie des molécules de dioxygène et libérer les atomes.
Un atome d’oxygène tendant à ne pas rester seul pour des raisons de stabilité, doit se recombiner à un autre élément ; il interagit donc avec une autre molécule d’oxygène (O2) présente pour former une nouvelle molécule, composée de trois atomes d’oxygène :
l’ozone (O3).
O2 + rayonnement solaire -> O + O et O + O2 -> O3
Cette réaction chimique est la seule qui, dans la stratosphère, produise de l’ozone.
Mais puisqu’il y demeure encore de l’oxygène, c’est qu’il existe un facteur limitant sa concentration.
Primitivement, une certaine quantité d’ozone s’est formée il y a environ deux milliards d’années et elle constitue le réservoir d’ozone de l’atmosphère. La concentration observée aujourd’hui résulte d’un équilibre entre la production d’ozone par le rayonnement solaire et certains processus de destruction :
tout l’ozone produit en « trop plein du réservoir » est détruit.
C’est ce que l’on appelle un équilibre dynamique.
Un équilibre dynamique
Le jour, à haute altitude, le rayonnement solaire peut dissocier la molécule d’ozone en une molécule de dioxygène et un atome d’oxygène :
O3 + rayonnement -> O2 + O
Durant la nuit et en particulier la nuit polaire, cette réaction n’existe pas puisqu’il n’y a plus de rayonnement solaire.
Une autre réaction devient alors prépondérante :
la recombinaison d’un atome d’oxygène et d’une molécule d’ozone pour donner deux molécules de dioxygène :
O3 + O -> 2 O2
Mais l’ensemble de ces deux réactions ne peut rendre compte que de 20% de la destruction naturelle de l’ozone, alors que pour parvenir à un équilibre il faut que la perte soit égale à la production.
Ce problème met en évidence la fragilité de l’équilibre de l’ozone.
En effet, si les deux réactions ci-dessus avaient pu suffire à compenser la surproduction d’ozone, l’équilibre de ce dernier ne dépendrait que de la quantité de dioxygène présent dans la haute atmosphère, et cet équilibre aurait été difficilement perturbable, mais les composés chlorés perturbent cet équilibre.
Les composés bromés, et les oxydes d’azotes (NOx) contribuent également à cette destruction.
L’action des composés chlorés
Parvenues dans la stratosphère, les molécules de composés chlorés sont décomposées par le rayonnement solaire, les produits de cette décomposition détruisant les molécules d’ozone par le jeu de réactions catalytiques.
Les sources naturelles de chlore
La seule source naturelle de chlore est le chlorure de méthyle, principalement produit dans les océans par les micro-organismes, les algues.
La concentration ne dépasse pas 0,6 milliardième :
c’est à cela que se limite le fonds naturel de chlore dans l’atmosphère.
Les chlorofluorocarbures
Inventés dans les années 1930, les chlorofluorocarbures ont connu un développement important à partir des années 1950 à cause de leurs propriétés remarquables :
ininflammables,
facilement compressibles,
non solubles
et, comme ils n’ont qu’une faible réactivité chimique, on les croyait peu toxiques pour l’environnement.
Utilisés principalement dans l’industrie du froid :
les bombes aérosols
les solvants pour l’industrie électronique
les mousses synthétiques
les agents extincteurs
sont essentiellement dus à l’activité humaine.
La production des CFC est très importante.
Pour les deux principaux, le trichlorofluorométhane (CFC 11) et le dichlorofluorométhane (CFC l2), la production est passée de 50 000 à 100 000 t au début des années 1960 jusqu’à 500 000 t en 1999.
Cela représente une croissance de 5 à 6% par an, soit pratiquement un doublement de la quantité tous les dix ans.
Diffusion dans l’atmosphère
Les vents brassent l’atmosphère en permanence :
horizontalement, avec un temps moyen de transport d’un pôle à l’autre de l’ordre de deux ou trois ans.
verticalement, avec une homogénéisation de l’atmosphère jusqu’à 80 km d’altitude.
En deux à trois ans, les CFC se retrouvent donc dans l’atmosphère sous toutes les latitudes, aussi bien à l’équateur qu’aux pôles. Puis, en quinze ans, ils montent dans la haute atmosphère.
Accumulation dans la stratosphère
À cela s’ajoute un autre effet.
Les CFC présents dans la stratosphère en 1997 sont ceux qui ont été produits entre 1977 et 1982, ce qui ne représente que 40% de ce qui a été produit jusqu’à ce jour.
Les 60,1% restants sont encore en train de se mélanger et de monter. Il y a donc un retard et, les effets des CFC produits ces dernières années se feront encore sentir dans 60 ans.
Bilan
Ainsi, la quantité de chlore naturellement présente dans la stratosphère est d’environ 0,6 milliardième, alors qu’aujourd’hui la proportion totale de chlore atteint 3,5 milliardièmes.
Elle a été multipliée par 5 en 20 ans, ce qui a entraîné une rupture de l’équilibre dynamique.
En hiver, la destruction d’ozone est nulle.
Au printemps, elle est très importante car il y a déjà des UV, beaucoup de cristaux de glace dans la stratosphère et parce que la circulation atmosphérique, le vortex polaire autour de l’Antarctique, empêche l’ozone détruit de se remplacer.
Dès la fin du printemps, l’amincissement est moins important parce que la quantité de cristaux de glace diminue, et aussi parce que la circulation atmosphérique change :
il y a alors mélange entre l’air antarctique et l’air venu du nord qui amène de l’ozone.
