les diffÉrentes couches constitutives de...

Cours de Sciences et Technologies - Libois Michel - L'air - Leçon 2

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LES DIFFÉRENTES COUCHES CONSTITUTIVES

DE L’ATMOSPHÈRE TERRESTRE.

L’atmosphère

Le terme « atmosphère » désigne l’ensemble de l’enveloppe gazeuse qui entoure la planète.

Si l'atmosphère avait la même densité à toute altitude, elle aurait une épaisseur de 8 km. Mais toutes les molécules de notre atmosphère sont soumises à deux forces opposées : • L’une est liée à la vitesse de leur agitation moléculaire qui les pousse vers

l’espace. • L’autre est la force gravitationnelle qui les attire vers le sol.

Le résultat de ces deux forces fait que la densité de notre atmosphère n’est pas uniforme. Nous avons près de la moitié de la masse de notre atmosphère qui se trouve concentrée dans les cinq premiers kilomètres d’altitude et jusqu’à 90% dans les 20 premiers kilomètres.

Ce sont les modifications de composition chimique et de variation de la température qui déterminent les différentes enveloppes atmosphériques.

Chaque fois qu’il y a un changement de direction dans la courbe des températures, on franchit la limite entre deux « ENVELOPPES

THERMIQUES » . Ces limites portent le

même nom que celui de l'enveloppe inférieure auquel le suffixe « sphère » est remplacé par le suffixe « pause ».

Les régions ayant une composition chimique particulière forment les « ENVELOPPES

CHIMIQUES ».


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LES DIFFÉRENTES ENVELOPPES THERMIQUES I. LA TROPOSPHÈRE

La troposphère est la couche atmosphérique la plus proche du sol terrestre.

Son épaisseur est variable selon la latitude de 7 km de hauteur au dessus des pôles jusqu’à 18 km au dessus de l’équateur (environ 13 km dans la zone tempérée) . Son épaisseur peut également varier en fonction des saisons (maximale en été et minimale en hiver).

On dit que la troposphère est l’enveloppe dans laquelle l’air « tourne » car c’est dans cette couche atmosphérique qu’ont lieu la plus grande partie des phénomènes météorologiques ( les nuages, les cyclones, les orages, la pluie, … ).

Les mouvements de convection (voir leçon 2 - annexe 1) y sont nombreux et vigoureux. Ils entraînent des brassages d'air considérables.

Dans certaines régions de la haute troposphère, un vent, le jet-stream ou courant-jet, circule à des vitesses pouvant atteindre les 400 km/h. Cette turbulence s’étend jusque dans la basse tropopause.

La troposphère représente 80% de la masse totale de l'atmosphère et renferme 99% de la vapeur d'eau atmosphérique. Le pourcentage d’eau dans l’air varie selon la latitude (plus grand à l'équateur (5%) qu'aux pôles) et décroît avec l'altitude. Cette vapeur, en absorbant et réfléchissant les rayons calorifiques, joue un rôle important dans la régulation de la température au sein de la troposphère (effet de serre). Dans la troposphère, on peut également trouver un peu d’ozone dont la concentration moyenne est de l'ordre de 0,04 ppmv ( part par millier de volume ).

La terre après avoir absorbé l’énergie solaire, réchauffe l’air par conduction et rayonnement (voir leçon 2 - annexe 1). Au sol, la température de l’air est en moyenne de 13°C. Mais, au fur et à mesure qu’on s’élève dans la troposphère, sa température décroît de façon régulière d’environ 6,5 °C tous les 1000 mètres pour atteindre –56°C à la tropopause qui est la zone de séparation entre la troposphère et la stratosphère. La tropopause est une bande étroite dans laquelle la température de l'air reste constante et qui s’étend jusqu’à 13 à 25 km d’altitude selon la région et la saison ( 20 km sous nos latitudes).


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Pourquoi fait-il de plus en plus froid lorsqu’on monte en altitude ?

La pression atmosphérique

correspond au poids de la colonne d’air que nous avons sur nos têtes.

Lorsque nous grimpons en montagne (Marie), nous nous rapprochons de la

limite supérieure de l’atmosphère. La hauteur de la colonne d’air reposant sur nos épaules diminue. Par conséquent, le poids de cette atmosphère et donc la pression qu’il exerce diminue aussi.

En montant, l’air chaud et humide va donc passer d’une pression dite « normale » vers une pression plus faible. Les masses d’air comprimées vont dépressuriser, décompresser.

Durant cette dépressurisation, l’air réagit de la même manière que le gaz qui

sort d’une bombe aérosol. Il se refroidit. C’est une réaction dite « endothermique », une réaction qui absorbe des calories, de la chaleur.

Plus il montera en altitude, plus l’air se dépressurisera et plus sa température

descendra. C’est pour cette raison que l’air est plus froid en altitude.

Altitude en mètres

Température en degrés

Centigrades (°C)

Pression en hectopascals (hPa)

0 15,0 1 013 1 000 8,5 899 2 000 2,0 795 3 000 - 4,5 701 4 000 -11,0 616 5 000 -17,5 540 6 000 -24,0 472 7 000 -30,5 410 8 000 -37,0 357 9 000 -43,5 307

10 000 -50,0 264 15 000 -56,5 120 20 000 -56,5 55


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Le jet-stream ou courant jet

Dans la haute troposphère, on rencontre des flux d’air rapides et confinés appelés « jet-stream » ou « courant-jet ». Ces courants d’air de quelques centaines de kilomètres de large et seulement quelques kilomètres d’épaisseur, commencent à se manifester à des altitudes variant de 6 à 15 km selon la latitude et s’étendent jusqu’à la basse tropopause. Sous nos latitudes, ils circulent entre 10 et 15 km. Ces vents de 200 à 300 km/h peuvent parfois dépasser les 400 km/h en leur centre. Entraîné par la rotation de la Terre, ces masses d’air se déplacent principalement d’Ouest et Est

Il y a deux principaux jet-streams : Le jet-stream subtropical

stable se situe à environ 30° de latitude, entre la cellule convective de Hadley et celle de Ferrel (voir leçon 6 ). Sa position (entre 25° et 45°) de même que son intensité, varient légèrement selon la saison mais sa direction Ouest - Est et son altitude à 12 km restent constantes.

Le jet-stream polaire instable

se situe à environ 60° de latitude. Il se forme au lieu de rencontre des masses d’air froid venant des pôles et de masses d’air chaud venant de l’équateur appelées « fronts ». Selon l’importance de ces masses d’air, l’une par rapport à l’autre, la position et surtout la direction du jet-stream seront différentes allant de l’Ouest-Est au Nord-Sud. Son utilisation :

� Le jet-stream est un élément important en prévision météorologique car sa position et son intensité changeantes sont à l’origine de la formation des cycles « dépression-anticyclone » que nous connaissons sous nos latitudes.

� Les déplacements d’air en haute altitude sont généralement d’Ouest en Est. Un avion va donc parcourir la même distance plus rapidement s’il se déplace avec le vent plutôt que contre celui-ci. Le jet-stream étant un corridor de vent plus puissant, l’aviation commerciale doit en tenir compte. Les vols sont donc généralement planifiés pour l’utiliser lors de déplacements Ouest-Est et pour l’éviter dans l’autre direction soit en volant plus haut, plus bas, plus au sud ou plus au nord que son cœur.


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II. LA STRATOSPHÈRE.

La stratosphère est la seconde enveloppe thermique de notre atmosphère. Elle s’étend jusqu’à 50 km d'altitude.

La température de l'air y est relativement constante jusqu'à une altitude de 13 km ( pôles ) à 25 km ( équateur ), puis augmente régulièrement jusqu'à 0°C à la stratopause qui est la frontière entre la stratosphère et l’enveloppe supérieure.

Étant donné que la température augmente avec l'altitude, il n’y a quasi plus de mouvement de convection parce que l’air plus chaud est déjà situé dans le haut de la couche. Nous n’y avons donc pas de turbulence ni de grand déplacement d’air.

Dans cette enveloppe sphérique, nous avons une superposition de couches d’air de plus en plus chaudes c’est à dire de strates de températures de plus en plus élevées.

C’est là l’origine de son nom « la stratosphère ».

L'eau s'étant presque totalement condensée en nuages dans la troposphère, elle n’est plus suffisamment présente dans la stratosphère pour arrêter et diffuser les rayons du soleil. La couche stratosphérique est donc transparente à la totalité du rayonnement solaire et devient ainsi le lieu privilégié pour une production d’ozone.

Dans la stratosphère, nous trouvons 90% de l'ozone atmosphérique. Sa concentration est en moyenne de 10 ppmv . Sa production et sa destruction, le cycle de l’ozone, ont lieu essentiellement dans la stratosphère intertropicale, au-delà de 30 km, là où le rayonnement ultraviolet ( UV ) est le plus intense. Mais l’ozone produit est également lentement transporté vers les plus hautes latitudes jusqu’aux pôles pour former un matelas appelé « la couche d’ozone » qui se situe entre 13 et 18 km d’altitude. Sous nos latitudes, cette couche ou enveloppe chimique qu’on appelle également « l’ozonosphère » ( page 54 ) se situe entre 20 et 45 km.

Pourquoi la température remonte-t-elle dans la stratosphère ?

Cette augmentation de température est liée à la présence d'ozone. Lors de son cycle « photodissociation – recombinaison » ( voir L’ozonosphère - page 55), l’ozone absorbe du rayonnement solaire UV-C pour se dissocier. Lors de la réaction de recombinaison (formation d’ozone) qui est très rapide ( 0,01 seconde), l’énergie libérée entraîne un échauffement des gaz stratosphériques. Cet échauffement est donc le plus important là où le rayonnement UV est le plus intense, c’est à dire dans la haute stratosphère. En redescendant vers la tropopause, les UV étant progressivement absorbés, le réchauffement diminue. La stratosphère étant chauffée par le haut, il n’y a pas de phénomène de convection mais une stratification de couche d’air à des températures différentes.


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III. LA MÉSOSPHÈRE. La troisième enveloppe thermique de notre atmosphère est la mésosphère

qui s’étend de 50 à 80 km. Elle se caractérise par une décroissance régulière de la température de l'air,

qui atteint -90°C à la limite de la couche supérieure appelée la mésopause. Dans la mésosphère, l’ozone et la vapeur d'eau ont pratiquement disparu.

Lorsqu’on s’éloigne de la surface terrestre, on constate une variation de la

composition chimique de la mésosphère. On remarque qu’en prenant de l’altitude, l’atmosphère s’enrichit en gaz de plus en plus légers.

Dans la mésosphère, nous avons une stratification des différents gaz résiduels en fonction de leur masse. On parle de « séparation gravitaire ». La force de gravitation étant plus forte sur les particules plus lourdes, elles se retrouvent vers le bas alors que les plus légères se regroupent dans la couche supérieure de la mésosphère. La couche formée par l’oxygène moléculaire (masse moléculaire = 32) se situera donc plus près du sol que la couche formée par les ions moléculaires d’oxygène (O2

+) qui sera elle-même inférieure à la couche d’azote moléculaire N2 (masse moléculaire = 28) qui ….. Et ainsi de suite, même au delà de la mésosphère

La mésosphère est la première enveloppe gazeuse compacte que rencontre les particules et objets (météorites, satellites, ... ) qui proviennent de l'espace. Suite à la friction de l'air, ces objets s’échauffent et s’enflamment. Les plus gros explosent avant de se désintégrer. Ce phénomène nous est visible sous le nom "d'étoiles filantes".


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IV. LA THERMOSPHÈRE Cette enveloppe thermique, la quatrième et dernière, a des limites assez

imprécises, de l'ordre de 350 à 400 km voir même 500 km à l’équateur. L’atmosphère s’arrêtant à la thermosphère, il n’y a pas de thermopause. Dans la thermosphère, la notion de température doit être interprétée différemment :

La température que nous mesurons et la chaleur que nous percevons dans une pièce sont dues aux déplacements des atomes et des molécules qui viennent se frotter à nous. La sensation de chaleur varie en fonction de la vitesse moyenne d'agitation des molécules présentes.

Mais dans la thermosphère, il n’y a plus de molécule. A 100-200 km d'altitude, il ne reste plus que quelques atomes d’oxygène et d’azote. Ces atomes absorbant l'intense rayonnement solaire, s'agitent à très grande vitesse mais ils ne sont pas suffisamment nombreux pour donner une sensation de chaleur. Il n’y a plus assez de frottement. Si un astronaute pouvait placer sa main dans la thermosphère, il n’aurait pas une sensation de chaleur. Sur base de cette définition, la température - chaleur dans l’espace ne peut être considérée que comme très négative.

Mais, si on considère que la notion de température correspond à la vitesse moyenne d’agitation des molécules qui composent la combinaison spatiale de l’astronaute, cette température, qui dépend de la quantité de radiations solaires directes absorbées, augmente avec l'altitude et peut atteindre jusqu'à 800 °C.

C'est pour cette raison que la température d'un satellite en orbite dans la thermosphère dépend principalement de la quantité de radiations solaires directes qu'il absorbe et non de la température de l'air environnant qui est quasi inexistant. La face d’un satellite exposé au soleil peut être à plus de 150 °C pendant que sa face non exposée gèle.

C’est dans la partie inférieure de la thermosphère, entre 100 et 250 km, que se forment la majorité des aurores boréales et australes ( voir page 65 ). Cette région contient une forte proportion d'ions (atomes ayant une charge électrique) et est le centre d’activité d’une enveloppe chimique plus large, appelée « l’ionosphère » (voir page 64 ) qui joue un rôle dans certaines communications radio.

L'exosphère L’exosphère (qui signifie en dehors de la sphère), n’est pas une enveloppe

thermique de notre atmosphère, c’est la zone de transition entre l'atmosphère terrestre et l'espace interplanétaire. Sa limite supérieure relativement floue, peut s'étendre jusqu'à 1000 km.


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LES DIFFÉRENTES ENVELOPPES CHIMIQUES I. L’OZONOSPHÈRE

Dans la stratosphère, nous trouvons 90% de l'ozone atmosphérique. Sa concentration est en moyenne de 10 ppmv .

Cet ozone essentiellement produit dans la région intertropicale, au-delà de 30 km, se répand également vers les autres latitudes jusqu’aux pôles. Il enveloppe ainsi la Terre d’une « couche d’ozone » plus ou moins épaisse et dense. Cet enveloppe chimique est appelée « l’ozonosphère ».

Alors qu’aux pôles, elle se situe entre 13 et 18 km d’altitude, sous nos latitudes, l’ozonosphère se situe entre 20 et 45 km. La molécule d’ozone

L'ozone est une forme d'oxygène dont la molécule est formée de trois atomes d'oxygène ( O3 ) au lieu de deux ( O2 ). Il s'agit d'un gaz bleu, instable et toxique présent en très petites quantités dans l'atmosphère.

La formation et la destruction de l'ozone se produisent dans toutes les couches de l'atmosphère, tant dans la troposphère ( l’ozone troposphérique lié à la pollution - page 52 ) que dans la stratosphère ( dans l’ozonosphère ).

Même en petites quantités, l’ozone de la stratosphère est vital sur terre du fait de sa capacité à filtrer les rayonnements UV nocifs, notamment les UV-C et les UV-B ( voir annexe 2 - page 72 ). L’ozone est également utilisé comme oxydant – stérilisant pour le traitement des eaux. Quels phénomènes chimiques ont lieu dans l’ozonosphère ? Au préalable consulter l’annexe 2 : Le rayonnement Ultraviolet - page 72.

A. Le cycle de l’ozone ou cycle de Chapman (Prix Nobel 1985) (I ; II ; III)

I ) La production d’ozone

a) Dans la stratosphère, l’oxygène diatomique ( O2 ) absorbe le rayonnement UV-C (aux environs de 240 nm) pour se photo dissocier en oxygène atomique ( O ).

O2 + UV-C O + O

b) Cet oxygène atomique va immédiatement s’associer à une molécule d’oxygène (O2) pour former une molécule d’ozone ( O3 ). Cette réaction libère de l’énergie (24 kcal par mole) qui provoque le réchauffement des gaz atmosphériques.

O2 + O O3 + 24 kcal

Trois molécules d’oxygène vont ainsi se transformer en deux molécules d’ozone.


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II ) Le cycle de photodissociation – recombinaison de l’ozone

a) La photodissociation de l’ozone : En absorbant la totalité du rayonnement solaire compris entre 240 et 280 nm (les UV-C) et une partie de 280 à 320 nm (des UV-B), l’ozone se photo dissocie en oxygène moléculaire et en oxygène atomique.

O3 + UV-(C+B) O2 + O

b) La recombinaison de l’ozone : La réaction de recombinaison de l’oxygène moléculaire avec oxygène atomique, très rapide dans la stratosphère ( 0,01 seconde ), reforme de l’ozone en libérant de l’énergie ( 24 kcal par mole ) qui est à l’origine du réchauffement de l’ozonosphère.

O2 + O O3 + 24 kcal

La 1ère étape de la production de l’ozone (Ia) et celles de la photodissociation (IIa) sont à l’origine de la presque totale absorption des rayons ultraviolets nocifs (UV-C et UV-B).

Les réactions de formation de l’ozone par combinaison (Ib) ou recombinaison (IIb) de l’oxygène atomique avec l’oxygène moléculaire pour produire de l’ozone sont la source du réchauffement des couches stratosphériques. III ) La décomposition chimique de l’ozone

Sans certaines réactions de décomposition, les quantités d’ozone produites seraient énormes. Certains atomes d'oxygène libérés lors des photodissociations vont s’associer à de l’ozone (O3) pour reformer deux molécules stables d’oxygène.

O3 + O O2 + O2

B. La dégradation catalytique de l’ozone

La réaction de décomposition de l’ozone n’est toutefois pas la seule à intervenir sur la concentration naturelle en ozone et sa variabilité. Une autre dégradation plus importante et plus rapide intervient sous l’effet d’un catalyseur ( X ).

X + O3 XO + O2

O + XO X + O2

Le catalyseur ( X ) = Cl ( Chlore), Br ( Brome), NO ( monoxyde d’azote)

Ce qui est important dans ce type de réaction, c'est que le catalyseur ( X ) est libéré intacte après la réaction avec l'ozone ( O3). De cette manière, il peut prendre part à un nouveau cycle de dégradation de l'ozone. La présence de minimes quantités de chlore et de brome (1000 fois inférieures à la concentration d'ozone) est suffisante pour agir notablement sur la concentration en ozone.


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Ces catalyseurs sont d'origine naturelle ou produits par l’homme. � Les émissions naturelles de chlore jouent un rôle dans le maintien de

l'équilibre de la concentration d'ozone stratosphérique. � Mais l'accroissement des activités humaines a par contre engendré une forte

augmentation de la présence de ces catalyseurs qui a modifié cet équilibre naturel et provoqué un appauvrissement de la couche d’ozone. En se photo-dissociant, certaines substances (ex. : CFC) produites par l’homme ont généré les catalyseurs (Clore ; Brome ;…) participant à la dégradation de l’ozone de la stratosphère.

Les responsables de la destruction de la couche d'ozone

�� Les CFC ( durée de vie : 50 à 1700 ans )

Les CFC ou chlorofluorocarbones ont été développés dans les années trente. Ils étaient considérés comme des substances miracles, à la fois pour l'industrie et pour le consommateur, inoffensives pour l'homme et son environnement. Leurs propriétés étaient particulièrement intéressantes : ils sont stables, ininflammables, non toxiques, faciles à conserver et peuvent être produits à faibles coûts.

Quoi de plus normal dès lors que leur utilisation ait rapidement augmenté ? A l'origine, ils étaient utilisés comme fluide réfrigérant, mais à partir de 1950, on les retrouve également comme agent propulseur dans les aérosols et comme solvants dans l'électronique, dans la production de mousses rigides et souples, ...

�� Le CCl4 et le 1,1,1- trichloroéthane

Le tétrachlorure de carbone (durée de vie: 40 ans) et le méthyle chloroforme (durée de vie: 6 ans) sont aussi des substances à base de chlore nocives pour la couche d'ozone.

Le méthyle chloroforme ( 1,1,1- trichloroéthane ) est utilisé comme produit de nettoyage et comme solvant mis en œuvre dans le décapage des métaux. On le retrouve aussi dans les peintures, vernis, etc.

Le tétrachlorure de carbone ( CCl4 ) est utilisé dans la chloration des substances organiques, dans la production des CFC et comme solvant.

�� Les Halons et le bromure de méthyle

Les halons (durée de vie: 20 à 65 ans) et le bromure de méthyle (durée de vie: 2 ans) se distinguent des CFC par le fait qu'ils contiennent du brome au lieu de chlore. Le brome possède un potentiel d'appauvrissement de l'ozone largement supérieur à celui du chlore.

Les halons sont utilisés comme produits extincteurs. Le bromure de méthyle est surtout présent dans le secteur agricole; il est

employé également pour la désinfection des sols, des silos, moulins, etc.

�� Les HCFC (durée de vie: 1 à 20 ans)

Les HCFC ne sont pas saturés de chlore comme les CFC. Leur effet sur la couche d'ozone est moins important mais pas insignifiant pour autant. Ils peuvent remplacer les CFC pour certaines applications. Mais, ils ne constituent qu'une solution temporaire jusqu'au développement de produits de remplacement moins polluants.


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Comment agissent les CFC ?

Il peut paraître surprenant que la production des CFC (moins d'un million de tonnes par an en 1974, soit même pas 2 milligrammes par mètre carré) puisse avoir un effet notable sur la couche d’ozone, alors que le chlore d’origine naturel ne manque pas (cristaux de sel des embruns, HCl provenant des volcans, etc. ). En fait, les formes "naturelles" de chlore n'atteignent guère la stratosphère.

Comment les CFC arrivent-ils à la stratosphère ? Ces molécules artificielles ont la même structure de base que

le méthane (CH4), le gaz naturel, mais avec des atomes de chlore (Cl) ou de fluor (F) à la place des quatre atomes d'hydrogène (H) : CF2Cl2, CFCl3, CCl4, etc. (voir illustrations ci-contre) Les atomes de chlore ou de fluor se lient très fortement à l'atome de carbone (C) au centre de la molécule, et, une fois liés, on peut difficilement les en arracher. Les CFC sont donc chimiquement inertes et présentent des risques d'inflammabilité et de toxicité très faibles. Ces propriétés font qu'aucune réaction ne les détruit dans la troposphère, et ils finissent par atteindre la stratosphère. Là, ils rencontrent des photons du rayonnement U.V. solaire suffisamment énergétiques pour les dissocier, libérant du chlore et du fluor. Les CFC émis principalement dans l’hémisphère nord et dont la durée de vie dépasse en moyenne 50 ans mettent environ 2 à 3 ans pour atteindre l’ozonosphère.

Processus de dégradation des CFC jusqu’à la formation du chlore actif Les molécules dites « réservoir » ( l'acide chlorhydrique (HCl), le nitrate de Chlore ClONO2 et bien d'autres encore ) formées à la suite de la photodissociation des CFC sont des molécules inactives sur l’ozone. Ce n’est qu’après une seconde réaction chimique dans les nuages stratosphériques que se formera le chlore moléculaire (Cl2) qui pour être actif sur l’ozone devra encore être photo dissocié en chlore atomique (Cl).


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Les conséquences liées à un appauvrissement de la couche d'ozone

Un appauvrissement de la couche d’ozone va entraîner un passage plus important d’ UV nocifs vers la surface de la Terre. Les conséquences sur la santé, la nature, … seront donc celles liées à une surexposition aux UV.

�� Les dangers pour la santé

Hormis les risques directs liés à une surexposition aux UV, tels que des brûlures cutanées qui peuvent parfois être très graves, notamment pour les personnes à peau claire ; la quantité accrue de rayonnements UV-B qui atteint la surface terrestre peut aussi gravement endommager le matériel génétique, l’ADN. C'est là une des causes majeures du cancer de la peau.

La lumière UV-B peut aussi s'attaquer aux défenses immunitaires de l'organisme, ce qui diminue la résistance de ce dernier aux agressions extérieures. Cela est vérifié chez les individus à peau claire, mais a aussi été démontré chez des personnes à carnation plus basanée. Un système immunitaire déficitaire rend l'organisme plus vulnérable aux attaques des maladies infectieuses.

En outre, le rayonnement UV-B favorise l'apparition de la cataracte, de la myopie liée à l'âge et des malformations de la lentille.

�� Les dangers pour la nature

La croissance et la photosynthèse de certaines espèces végétales sont freinées par les rayonnements UV-B. Parmi les espèces les plus sensibles il y a des céréales importantes comme le riz, le maïs et le tournesol. Les bois et forêts sont eux aussi sensibles aux UV-B. Cette vulnérabilité peut causer des dommages importants à l'agriculture et à la sylviculture.

En outre, les effets des UV-B peuvent se faire sentir jusqu'à 20 m en dessous de la surface de l'eau claire où ils endommagent les formes de vie microscopiques comme le plancton, les larves de poissons, les crevettes, les crabes et les algues marines. Le phytoplancton est à la base de la chaîne alimentaire, ce qui fait qu'une dégradation du plancton provoque une perte de biomasse pour la consommation humaine. Il ne faut pas oublier que le poisson constitue pratiquement la seule source de l'apport protéique dans l'alimentation des habitants de nombreux pays en voie de développement.

�� Les dommages matériels

Il y a enfin des risques de dégradation des bâtiments, bois, plastiques, peintures et emballages qui s'effritent sous l'action des rayonnements UV-B.

�� La production d’ozone urbain

Suite aux rayonnements UV-B accrus, les concentrations d'ozone augmentent à proximité de la surface terrestre surtout dans les grands centres urbains où ils sont responsables du "smog d'été", les « alertes à l’ozone ». L'ozone est un gaz toxique qui a des effets spécifiques sur l'homme (altération de la fonction pulmonaire), sur les écosystèmes et sur les matériaux.


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Le trou de la couche d’ozone Pourquoi une concentration élevée d’ozone en régions polaires ?

La production et la destruction de l’ozone ont lieu essentiellement dans la haute stratosphère intertropicale, en deçà de 30° de latitude, là où le rayonnement UV est le plus intense. Mais cet ozone produit est également lentement transporté jusqu’aux plus hautes latitudes (les pôles) où les couches d’air stratosphérique, se refroidissant, vont peu à peu descendre à la vitesse d'une dizaine de mètres par jour. Petit à petit, ces strates vont ainsi se comprimer et l’ozone qu’elles contiennent va se concentrer jusqu’à former un épais matelas appelé « la couche d’ozone ».

Cette couche qu’on appelle également l’ozonosphère se situe entre 13 et 18 km d’altitude en Antarctique mais au-delà de 30 km sous les tropiques.

Comme c'est en hiver dans les régions polaires que la descente est la plus forte, c'est dans ces régions et à ce moment là qu'on observe normalement les concentrations les plus fortes en ozone.

Le fait que l’ozone soit plus abondant loin de sa région de production peut sembler paradoxal d’autant qu’au cours de son déplacement dans les basses latitudes, l’air s’appauvrit en ozone (il y a moins d’ UV donc moins de production).

Sous les tropiques, nous avons en fait beaucoup de molécules d’ozone qui sont dispersées dans un grand volume, donc une faible quantité d’ozone par m3

(concentration). Par contre, aux pôles, il n’arrive qu’un petit nombre de molécules d’ozone qui seront regroupées dans un volume fortement restreint, la quantité d’ozone par m3 (concentration) sera donc élevée.

Voilà pourquoi, aux pôles nous avons une forte concentration en ozone tout en ne disposant que d’un faible nombre de molécules d’ozone.


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Pourquoi une destruction massive d’ozone en régions polaires ?

C'est malheureusement aussi aux pôles et en hiver que suite aux basses températures, les réactions chimiques avec le chlore sont les plus efficaces. Une dégradation plus massive de l'ozone a donc lieu vers cette période. Actuellement, cette destruction est importante au point de créer un trou dans l’ozonosphère.

La formation des « trous d'ozone » est liée aux caractéristiques spécifiques de la météorologie et de la dynamique des régions polaires. L’hiver polaire génère la formation d’un vortex (tourbillon) qui isole l’air intérieur du reste de l’atmosphère. Aux températures très basses atteintes à l'intérieur de ce vortex ( - 80°C ), le peu d'eau qui ne s’est pas condensé dans la troposphère est suffisant pour former des nuages stratosphériques polaires (PSC : Polar Stratospheris Clouds) avec lesquels les molécules chlorées vont interagir. L'air du tourbillon polaire étant isolé, ces basses températures et ces nuages persisteront tout l'hiver. Ces nuages jouent un rôle capital dans la chimie du trou d’ozone.

( Photographie de nuages stratosphériques polaires prise le 26 janvier 2000 en Suède )

La destruction de l'ozone en région polaire est le résultat d'une succession d'événements, qui se déroulent en deux temps.

1. Premier temps : la phase dite de « pré-conditionnement » Elle se déroule durant la nuit polaire et correspond à des réactions chimiques à la

surface des cristaux de glace (neige) des nuages stratosphériques polaires qui ont pour conséquences :

�� « L’activation des composés chlorés » : La transformation des stocks de chlore passif appelés « réservoirs » ( chlore qui sous cette forme ne peut pas agir sur l’ozone = l’acide

chlorhydrique (HCl) et le nitrate de chlore (ClNO3) ) en chlore moléculaire Cl2 chimiquement actif.

Cl NO3 + HCl (cristaux) HNO3 (cristaux) + Cl2 (gaz)

�� « L’élimination des oxydes d'azote » ( NO3 ), chimiquement actifs, (molécules qui peuvent neutraliser le chlore

actif) qui transformés en acide nitrique passif ( HNO3 ), sont emprisonnés dans les cristaux de neige et « sédimentent » vers la surface ( il neige ). Durant cette période nous avons une accumulation de chlore moléculaire, potentiellement actif, dans l’ozonosphère.

( 50% de chlore sous forme potentiellement active en régions polaires pour 2% de chlore sous forme active aux latitudes moyennes )


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2. Deuxième temps : la dégradation de l’ozone Dans le premier temps, seul le chlore moléculaire potentiellement actif (Cl2) a été

formé. La destruction de l'ozone requiert quant à elle, l'existence de chlore atomique actif (Cl). Aucune destruction d'ozone n'a lieu avant que l'air intérieur du vortex polaire ne soit éclairé. Lorsque le rayonnement solaire revient dans la stratosphère polaire, la photodissociation du chlore moléculaire reprend :

Cl2 + énergie solaire => 2 Cl

Le processus de dégradation catalytique de l’ozone peut ainsi se remettre en marche ( voir page 55 ) Mais vu la quantité de chlore moléculaire accumulée durant la nuit polaire, la quantité de chlore atomique actif formé et le nombre de réactions qui s’en suit est très important. La destruction de l'ozone présent est très rapide et totale en certain lieu. C’est ainsi qu’un trou momentané se forme dans l’ozonosphère polaire. Il atteint sa taille maximale au début du printemps. (Voir l’animation sur le site internet)

Ce cycle ne s'interrompra qu’après le réchauffement de la basse stratosphère polaire, la disparition du vortex et des nuages stratosphériques. Le trou se comble par un apport d’air extérieur aux pôles. Cela a pour conséquence une diminution progressive de l’ozone aux autres latitudes.

En conclusion, plus l’hiver sera long et froid (c. à d. plus il va neiger) et plus les dégâts sur la couche d’ozone seront importants au printemps.

Le trou dans l’ozonosphère accentue d’année en année le refroidissement de la haute stratosphère polaire ce qui augmente la rudesse des hivers australs.

Pour récapituler, les conditions requises à la destruction de l'ozone stratosphérique en Antarctique sont: ◊ Que l'hiver polaire génère un tourbillon polaire qui isolera l'air intérieur du reste de l'atmosphère. ◊ Des températures suffisamment basses à l'intérieur de ce tourbillon polaire pour créer des nuages stratosphériques polaires (PSC). L'air du tourbillon polaire étant isolé, les basses températures et les PSC demeureront tout au long de l'hiver. ◊ Une fois réalisée la formation de PSC, la présence de réactions de chimie hétérogène qui se déroulent et convertissent les espèces réservoirs, inoffensives pour l'ozone (des composés chlorés et bromés) sous des formes plus réactives, nuisibles à l'ozone. ◊ Aucune destruction d'ozone n'a lieu avant que l'air intérieur au tourbillon polaire ne soit éclairé, ensoleillement qui permet la production de composés chlorés actifs et donc initie les cycles catalytiques de destruction de l'ozone. La perte d'ozone qui s'ensuit est alors rapide.

Le protocole de Montréal

Dès la fin des années 1970, on craignait déjà que le flux grandissant des CFC vers la stratosphère ne renforce le cycle de destruction catalytique de l'ozone. Les inquiétudes suscitées par les travaux de Molina et Rowland n'ont pas convaincu tous les scientifiques, ni les industriels fortement intéressés par l'usage des CFC. Néanmoins, alarmé par des rapports parus dans les médias, le public prend peur, refusant d'acheter les bombes aérosols qui utilisent les CFC comme propulseurs. L'interdiction dès 1978 d’utiliser des CFC, aux Etats-Unis et en Suède, ne fait qu'entériner le choix du public. Toutefois, leur emploi dans l'industrie du froid ne fait qu’augmenter. Les scientifiques ne savent pas se mettre d’accord sur l’existence ou non d’un réel danger.

Face à toutes ces polémiques scientifiques auxquelles le public et le politique ne comprennent rien, l'annonce en 1985 de la découverte du trou dans la couche d'ozone fait l'effet d'une bombe. Les photos impressionnantes du trou dans la couche d'ozone et la théorie élaborée par les scientifiques rendant responsables les CFC ont convaincu le public ainsi que les décideurs industriels et politiques de la nécessité d'agir.


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Dès 1986, l'industrie chimique intensifie la recherche de produits de remplacement des CFC. En septembre 1987, quarante-trois pays signent le protocole de Montréal, qui programme une réduction par étapes de la production des CFC. Après la ratification du protocole en 1988, la société chimique américaine Du Pont de Nemours, qui fabriquait le quart des CFC produits dans le monde, annonce l'arrêt progressif de leur production.

Depuis 1984, à chaque printemps austral, le phénomène de « trou d’ozone » est observé en Antarctique. Son intensité s'est accrue de façon significative, si bien qu'aujourd'hui, durant une période d'environ six semaines au cours des mois de septembre et d'octobre, la totalité de l'ozone contenu entre 13 et 18 km d'altitude disparaît sur une surface de plusieurs millions de km2. Dans une moindre mesure, ce même phénomène a également lieu en Arctique au printemps (mars - avril). Comment évolue le trou dans la couche d’ozone ?


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03.10.2006 Trou record dans la couche d'ozone au-dessus de l'Antarctique (GENÈVE - AFP)

Trou dans la couche d'ozone le 24/09/2006 Les couleurs sombres marquent le déficit en ozone crédit : NASA

Le trou dans la couche d'ozone a atteint fin septembre des niveaux record au dessus de l'Antarctique, a annoncé l'Organisation Météorologique Mondiale (OMM), citant des observations de satellites de la Nasa et de l'Agence spatiale européenne (ESA). Selon l'agence spatiale américaine, le trou s'étendait le 25 septembre sur une surface de 29,5 millions de km2, battant de justesse le précédent record de septembre 2000 (29,4 millions km2).

Cette aggravation est due à "un hiver (austral) particulièrement froid dans la stratosphère", a ajouté le porte-parole de l'OMM. L'ESA a annoncé de son côté que les mesures prises par ses satellites faisaient apparaître une perte d'ozone de 40 millions de tonnes, dépassant le précédent record de 39 millions de tonnes enregistré en 2000.

La réaction chimique qui altère la couche d'ozone atteint son maximum sur les températures froides de haute altitude durant l'hiver en hémisphère sud, normalement de fin août à octobre. Au cours de la dernière décennie, la couche d'ozone a diminué en moyenne de 0,3% par an. Pour la protéger, des restrictions d'usage des CFC ont été décidées par le Traité de Montréal du 16 septembre 1987. Malgré ces restrictions, la quantité de pollution stockée dans l'atmosphère est telle que des trous semblables à celui observé aujourd'hui devraient continuer d'apparaître dans les vingt prochaines années, selon les experts de l'OMM.

Antarctique : le trou de la couche d'ozone a diminué de 30% par rapport à 2006 Actu-Environnement.com - 05/10/2007

L'Agence Spatiale Européenne (ESA) a annoncé dans un communiqué du 3 octobre que cette année, le trou de la couche d'ozone a diminué de 30 % en Antarctique par rapport au record enregistré en 2006.

Selon les estimations réalisées par le satellite Envisat de l'ESA, la perte d'ozone a atteint 27,7 millions de tonnes alors que l'année dernière, elle s'élevait 40 millions de tonnes. Cette année, la superficie du trou dans la couche d'ozone de la stratosphère est 24,7 millions de km2, c'est-à-dire à peu près la surface de l'Amérique du Nord, souligne le communiqué. D'après les scientifiques de l'ESA, la réduction du trou de la couche d'ozone serait due à des variations naturelles de la température et de la dynamique atmosphériques, et ne reflète pas forcément une tendance à long terme. Bien que le trou soit plus petit que d'habitude, nous ne pouvons pas en conclure que la couche d'ozone se rétablit déjà, a précisé Ronald van der A, spécialiste de l'Institut météorologique royal néerlandais (KMNI) dans le communiqué.

R. BOUGHRIET

Le trou dans la couche d’ozone « normal » cette année La soir - Rédaction en ligne - Vendredi 29 août 2008, 13:45

Le trou dans la couche d’ozone devrait être « normal » cette année, c’est-à-dire un peu plus important qu’en 2007 mais beaucoup moins qu’en 2006, a estimé vendredi l’Organisation météorologique mondiale (OMM, dépendant des Nations unies).

Voir page 74 : Evolution du trou dans la couche d’Ozone au dessus de l’Antarctique


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II. L’ IONOSPHÈRE

L’ionosphère est la partie de la haute atmosphère terrestre comprise entre 50 et 900 km qui renferme une très grande quantité de charges électriques libres présentes sous la forme d’électrons, d’ions atomiques et moléculaires ( l’origine de son nom) ainsi que des protons aux altitudes extrêmes. Ces charges électriques sont principalement issues de phénomènes d’ionisation créés par le rayonnement solaire, les rayons cosmiques et des impacts de micrométéorites. ( un ion est un atome ou une molécule ayant une charge électrique « + » ou « - »)

Les communications radio

Grâce à l'ionosphère, nous pouvons également communiquer avec des régions très éloignées. En effet, la concentration électronique dans l'ionosphère est suffisante pour y modifier la propagation des ondes radioélectriques et permettre la réflexion les ondes radio. Ces ondes, émises par un émetteur selon un certain angle, rebondissent sur l'ionosphère et sont renvoyées vers la terre.

Si les ondes envoyées perpendiculairement au sol traversent l’ionosphère, celles envoyées avec un certain angle, peuvent faire presque le tour du globe.


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Les aurores

Les aurores sont plus fréquentes tous les 11 ans, au moment du maximum d’activité solaire. Elles peuvent enflammer le ciel pendant plusieurs minutes et même parfois pendant plusieurs heures.

Les aurores ont lieu dans l’ionosphère, en général entre 100 et 150 km d’altitude, parfois dès 60 km et jusqu’à 900 km.

Les particules cosmiques qui arrivent dans l’atmosphère terrestre entrent en collision avec différents atomes et molécules. Chacun des gaz atmosphériques ( l’azote, l’oxygène ) va briller différemment selon son état électrique, neutre ou chargé, et aussi selon l’énergie de la particule qui le frappe. Les particules les plus énergétiques vont pénétrer plus profondément dans l’atmosphère. Dans une aurore, la lumière émise est produite sur un principe assez similaire à celui de certaines lampes dites « à décharge » dans lesquelles un gaz (du xénon, du néon, des vapeurs de sodium, de mercure, … ) est excité par une décharge électrique.

La couleur jaune-verte, la plus courante et la plus brillante, est émise par les atomes d’oxygène vers 150 km d’altitude. Ceux qui sont plus haut, au-delà de 250 km , émettent une lumière rouge foncé. Exceptionnellement, des particules de très haute énergie pénètrent l’atmosphère plus profondément, en dessous de 100 km, et provoquent les aurores les plus rares, teintées de pourpre ( un mélange de rouge et de bleu émis respectivement par les molécules d’azote et d’oxygène).

Depuis la surface de la terre, la lumière combinée de ces couleurs fluctuantes produit un spectacle extraordinaire ( photos page 24 ). Altitude Origine de

l’émission Couleur de la lumière Commentaire

Au dessus de 250 km

Les atomes d’oxygène (O+)

De la lumière rouge ( longueurs d’ondes : 630,0 et 636,4 nm )

Les aurores rouges et vertes sont souvent vues ensemble, avec la rouge située au sommet de la verte, comme une couronne.

Entre environ 100 et 250 km

Les atomes d’oxygène (O)

Principalement de la lumière jaune-vert ( longueur d’onde : 557,7 nm )

La couleur la plus courante.

En dessous de 100 km

Les molécules d’azote ( N2

+) et ( N2) et d’oxygène ( O2

+)

Une teinte rose, pourpre ou fuchsia selon le mélange de lumière bleue ( N2

+, longueurs d’ondes : 391,4 et 427,8 nm ) et de lumière rouge ( N2 et O2

+, longueurs d’ondes : 600 -700 nm)

Les couleurs les plus rares


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Les différentes couches constitutives de notre atmosphère - Tableau récapitulatif

Compléter le tableau sur base des données fournies dans les documents précédents ( pages 47 à 65 ). ( prendre les valeurs se rapportant à nos latitudes )

Nom de

l’enveloppe

Altitude

Max.

T°

de ... à ...

Quantité

d’H2O (eau)

Quantité

d’O3 (ozone)

Quantité

d’O2

Quantité

d’O (atome)

Quantité d’UV-A

Quantité d’UV-B

Quantité d’UV-C

Est le lieu du

phénomène particulier suivant : …

Position des différentes enveloppes chimiques

L’exosphère

La

thermosphère

La

mésosphère

La

stratosphère

La

troposphère

En l’absence de valeur chiffrée, utiliser les symboles suivants : Beaucoup (++++) ; Peu (+++) ; Rare (++) ; Très rare (+) ; Inexistant ( --- )


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Coller ici Le schéma de synthèse - Illustration

( Voir page 68-69 )

Graphique de l’évolution de la température au travers

des différentes couches de l’atmosphère

les diffÉrentes couches constitutives de...

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