météorologie des ozones

Météorologie de l’ozone
La troposphère et la stratosphère sont les deux couches les plus basses de l’atmosphère. La troposphère est la couche à côté de la surface de la Terre. En moyenne, elle s’étend sur 11 km jusqu’au sommet de la troposphère qui s’appelle la tropopause.

Dans la troposphère, la température diminue généralement avec l’altitude. La raison en est que les gaz de la troposphère absorbent très peu du rayonnement solaire entrant. Au lieu de cela, le sol absorbe ce rayonnement et chauffe ensuite l’air troposphérique par conduction et convection. Comme ce chauffage est le plus efficace près du sol, la température dans la troposphère diminue progressivement avec l’altitude jusqu’à ce que la tropopause soit atteinte. C’est le début de la stratosphère. Dans la stratosphère, la température reste isotherme jusqu’à environ 20 km. Puis une chose étrange se produitthe la température commence réellement à augmenter avec l’altitude. D’une température d’environ -56,5C à 20 km, elle passe à -2,5C à 50 km.

La raison de cette fluctuation de température est que l’ozone absorbe le rayonnement UVB dans la basse atmosphère. Plus haut dans l’atmosphère, cependant, l’oxygène diatomique normal absorbe le rayonnement UVC. Une fois absorbé, il est reradié à différentes longueurs d’onde, réchauffant ainsi la stratosphère. Au sommet de la stratosphère (environ 50 km, la stratopause), la température recommence à diminuer à mesure que l’altitude augmente. Au-dessus de la stratopause, dans la mésosphère, la thermosphère et l’exosphère, les rayons gamma et les rayons X nocifs sont absorbés. Graphique: Carte de l’ozone atmosphérique de la NASA.

La circulation de l’atmosphère est très complexe et comporte de nombreux facteurs responsables. La quantité de rayonnement solaire atteignant le sol varie en fonction de la latitude, de la période de l’année et de la couverture nuageuse. Les capacités thermiques spécifiques pour différents matériaux de surface varient considérablement.

De plus, la force de Coriolis, qui résulte de la rotation de la Terre, influence le mouvement de l’air. L’effet net de ces facteurs est le transport de l’ozone des tropiques, où se forme la plupart de l’ozone, vers les latitudes moyennes et supérieures. Bien sûr, en raison des variations autour de la Terre, le mouvement de l’ozone n’est pas uniforme, et à une latitude donnée, il y aura des variations de concentrations.

Comme l’ozone est produit et transporté dans la stratosphère, une certaine compréhension de la structure et de la circulation de la stratosphère est nécessaire. La circulation méridionale, ou la circulation le long des lignes de longitude, montre la montée de l’air stratosphérique sous les tropiques, qui descend aux latitudes moyennes et supérieures. L’ozone est transporté par ce flux.

À droite : Transport de l’ozone représenté par une ligne bleue incurvée. Emplacement du JETSTREAM indiqué par J. « Figure 12.5 » d’une Introduction à la météorologie dynamique. Troisième édition (par le Dr James Holton, 1992. vol. 48 dans la Série Géophysique internationale, page 412.)

Une autre caractéristique importante de la stratosphère est le bassin d’air froid qui se forme aux hautes latitudes pendant l’hiver. Cet air froid est centré dans la stratosphère inférieure à environ 25 km. Pendant l’hémisphère Sud, l’air d’hiver peut atteindre des températures plus froides que – 90C près du pôle Sud. Dans l’hémisphère Nord, les températures les plus basses atteignent environ -65C. Données de température CLAES

En conséquence, une zone de forts vents d’ouest (ou vortex) se forme et entoure chaque pôle. Comme le contraste de température est le plus important à proximité du Pôle Sud, le vortex qui s’y forme pendant l’hiver de l’hémisphère Sud est considérablement plus fort que le vortex qui se forme pendant l’hiver de l’hémisphère Nord.

Une conséquence des températures très froides de la stratosphère près du pôle Sud est la formation de deux types de nuages stratosphériques polaires (PSC). L’un est constitué de glace d’eau pure. Bien que l’air contienne très peu d’humidité, à très basse température, même ces petites quantités peuvent produire des nuages contenant des cristaux de glace grâce au processus de sublimation (dépôt). L’autre type, plus courant, est composé d’une forme hydratée d’acide nitrique (HNO3) : les molécules d’acide nitrique sont attachées à des molécules d’eau. Les réactions dans ces nuages convertissent des formes stables de chlore en Cl2 qui se dissocient facilement sous l’influence de la lumière du soleil et détruisent l’ozone. Ces réactions éliminent également le HNO3 gazeux. Il en résulte une destruction presque totale de l’ozone dans la basse stratosphère à des altitudes d’environ 14 à 19 km. Dans des conditions ensoleillées, HNO3 subit une photolyse et libère du NO2. Le NO2 réagit alors avec le ClO, l’éliminant des réactions avec l’ozone.

En raison des températures très froides nécessaires à la formation des CSP, la probabilité maximale d’occurrence dans l’hémisphère Nord n’est que d’environ 10% au début du mois de février. Dans l’hémisphère Sud, ils se produisent chaque année, bien que leur étendue spatiale et leur durée temporelle varient.

Cette figure montre où les PSC peuvent être attendus. Fréquemment, les positions verticales dans l’atmosphère sont référencées par la pression atmosphérique. Les hectopascals sont les unités normales utilisées. La plus grande occurrence se situe à une pression de 68 hPa (hectopascals) et à une altitude d’un peu moins de 19 km. La pression la plus basse indiquée est de 14 hPa, soit environ 29 km.