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La répartition de l’ozone dans la stratosphère

Soumis par sur 2012/09/08 – 09:43

Profil de température et de la concentration en ozone stratosphérique en fonction de l’altitude
Contrairement à la troposphère où la température diminue quand on monte en altitude (gradient de température négatif), la température de la stratosphère augmente avec l’altitude (gradient de température positif). Ce comportement est fortement lié à la présence d’ozone, car cette dernière, si elle absorbe les rayons UV (voir l’article « le trou de la couche d’ozone »), réémet ce rayonnement sous forme de chaleur, réchauffant ainsi la stratosphère. Mais le profil de concentration en ozone n’est pas le seul facteur qui détermine la température stratosphérique. La meilleure preuve en est que la température maximale de la stratosphère et le maximum de la concentration en ozone ne coïncident pas. Comme pour le profil de concentration en ozone, la densité de l’air et la concentration en oxygène moléculaire jouent aussi un grand rôle sur le profil de température, car ils déterminent la vitesse de réaction des composés « oxygénés » O2 et O3, ainsi que le flux de photons UV à une altitude donnée. Tous les produits de réactions des processus photochimiques qui ont lieu réagissent plus rapidement dans un milieu dense, ce qui accroît la température davantage. En fait, la température maximale de la stratosphère se situe légèrement au-dessus du maximum de la concentration en ozone, proche de l’altitude où les vitesses de réactions photochimiques impliquant O2 et O3 sont les plus rapides. Le maximum de température est atteint dans les hautes altitudes de la stratosphère, près de la stratopause.

Profil vertical de l’ozone et de la température stratosphériques

Profil vertical de l’ozone et de la température stratosphériques (Source : Handbook of Atmospheric Science Principles and Applications, Éds. C.N. Hewitt & Andrea V. Jackson (2003) Blackwell Science Ltd., Chp. 2. http://www3.interscience.wiley.com/cgi-bin/bookhome/117861288?CRETRY=1&SRETRY=0)

Dans le cas de la troposphère, la température des couches les plus basses de l’atmosphère est déterminée par le rayonnement tellurique (rayonnement de la croûte terrestre, essentiellement dans le domaine infrarouge) et les échanges avec les océans. Mais si le gradient de température de la troposphère est négatif, c’est principalement à cause de l’expansion adiabatique de l’air atmosphérique. En effet, les échanges d’énergie entre un volume d’air donné (ayant un volume et une température particuliers) et l’air qui l’entoure par conduction sont faibles dans l’atmosphère. On considère souvent l’air comme un gaz parfait. Quand un tel volume d’air monte en altitude, la pression baisse, son volume augmente et donc sa température diminue. C’est ce qui explique que, globalement, la température de la troposphère diminue avec l’altitude. À cela, on doit ajouter les échanges d’énergie locaux dûs aux transitions de phase de la vapeur d’eau atmosphérique, cristallisation et surtout, la condensation. La thermodynamique décrit très bien ces phénomènes. Les mesures montrent que la température de la troposphère diminue en  moyenne de 6,5 K par km.

Ces profils de température opposés entre la troposphère et la stratosphère font que l’une est favorable aux mouvements convectifs alors que l’autre ne l’est pas. La convection concerne les mouvements des fluides qui résultent de déséquilibres de températures ou de densité. Ainsi, si un volume d’air plus chaud (i.e., moins dense) se retrouve au-dessus d’air plus froid dans la troposphère, il va avoir tendance à redescendre jusqu’à ce que sa température soit égale à celle de l’air qui l’entoure, créant ainsi des mouvements de convection. L’existence de ces mouvements verticaux contribuent à la grande agitation de la troposphère et aux conditions météorologiques que l‘on peut rencontrer à un endroit donné. Dans la stratosphère, du fait du gradient de température positif, la situation où l’air chaud se retrouve l’air froid est normale ce qui arrête (ou du moins limite très fortement) les mouvements convectifs. Il en résulte une stratification des masses d’air stratosphériques, d’où le nom de stratosphère. De plus, l’inversion du profil de température entre la troposphère et la stratosphère fait que la tropopause se comporte comme un couvercle pour l’air troposphérique. En effet, l’air montant de la troposphère est bloqué par l’air plus chaud de la tropopause, ce qui inhibe les mouvements ascendants au-delà de la tropopause.

La latitude où la production est maximale est la plus pauvre en ozone
La production d’ozone étant liée au rayonnement solaire, une intensification conduit à une plus grande formation d’ozone (même si le temps de vie de l’ozone est plus court aux tropiques). C’est précisément ce qui arrive aux faibles latitudes (près des tropiques), car le rayonnement solaire arrive presque perpendiculairement à la planète, ce qui donne un flux solaire plus intense qu’aux latitudes plus élevées. En effet, à mesure que la latitude augmente, le rayonnement solaire arrive avec une incidence oblique plus marquée, ce qui conduit à une énergie solaire moindre par unité de surface, à une couche atmosphérique à traverser plus épaisse et à une plus grande réflexion des rayons solaires. C’est d’ailleurs pour ces mêmes raisons, et parce que l’axe de rotation de la Terre est incliné, qu’il fait plus chaud en été qu’en hiver (sauf aux tropiques où cet effet est faible). Ainsi, il se trouve que la région où la production d’ozone est la plus élevée se trouve près des tropiques.

Étonnamment, ce n’est pas aux tropiques que se retrouve la plus grande quantité d’ozone. Au contraire, la latitude où la production d’ozone est maximale est en fait la plus pauvre en ozone. Cette apparente contradiction est due au fait qu’il existe une circulation atmosphérique de grande amplitude qui transporte l’ozone des tropiques vers les latitudes élevées et qui s’appelle la circulation de Brewer-Dobson, du nom des deux chercheurs qui ont montré l’existence de ce mouvement circulatoire.

Cellule de Brewer- Dobson

Cellule de Brewer- Dobson. La couleur rouge correspond à une densité d’ozone (en unité Dobson) élevée, la couleur bleue à une densité d’ozone faible.(Source : Stratospheric Ozone – An Electronic Textbook with low- and high-resolution graphics and review questions, Chp. 6 : http://www.ccpo.odu.edu/SEES/ozone/oz_class.htm).

Cette cellule atmosphérique, circule dans l’hémisphère hivernale (l’hémisphère où c’est l’hiver). Elle fait monter l’air tropical de la troposphère à la stratosphère, transporte l’air des tropiques vers les latitudes moyennes et élevées, qui finalement descend vers les basses couches de la stratosphère. Et comme le temps de vie de l’ozone est plus long dans les basses couches de la stratosphère, l’ozone s’accumule aux latitudes extratropicales et se retrouve en plus grandes concentrations qu’aux tropiques.

Répartition de l’ozone stratosphérique en fonction de la latitude et du mois de l'année

Répartition de l’ozone stratosphérique en fonction de la latitude et du mois de l’année. (Source : Handbook of Atmospheric Science Principles and Applications, Éds. C.N. Hewitt & Andrea V. Jackson (2003) Blackwell Science Ltd., Chp. 7. http://www3.interscience.wiley.com/cgi-bin/bookhome/117861288?CRETRY=1&SRETRY=0)

Références :

  • Stratospheric Ozone – An Electronic Textbook with low- and high-resolution graphics and review questions : http://www.ccpo.odu.edu/SEES/ozone/oz_class.htm
  • Handbook of Atmospheric Science Principles and Applications, Éds. C.N. Hewitt & Andrea V. Jackson (2003) Blackwell Science Ltd. : http://www3.interscience.wiley.com/cgi-bin/bookhome/117861288?CRETRY=1&SRETRY=0

 

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