Sommaire

 

Ozone stratosphérique, essentiel pour la vie sur terre

90% de l'ozone (O3) présent dans l'atmosphère se trouve dans la haute atmosphère (10 à 50 km) ou stratosphère. L'ozone présent à cette altitude est essentiel pour la vie sur terre car il absorbe une grande partie du rayonnement ultra-violet (UV) solaire. Cette absorption est différente selon les longueurs d'ondes. Ainsi, l'ozone de la haute atmosphère filtre 100% des UVc les plus énergétiques, 90% des UVb et 50% des UVa.

Sa présence protège donc la santé humaine en évitant les effets du rayonnement UV, tels que cataractes et cancers de la peau, mutations génétiques. Elle protège également la biosphère. Cette présence d'ozone est donc primordiale pour la vie sur terre.

Figure 1 : absorption du rayonnement UV par l'ozone stratosphérique selon les longueurs d'ondes Source [NASA 2012]

Figure1

 

Origine de la présence d'ozone dans la haute atmosphère

La concentration en ozone se mesure en unité Dobson. Le Dobson est une mesure de la hauteur de la colonne intégrée d'ozone. Une unité Dobson représente 0,01 mm en termes d'épaisseur d'ozone. La valeur moyenne de la colonne intégrée d'ozone est d'environ 300 Dobson ou 3 mm. La figure 2 présente l'évolution de la concentration en ozone avec l'altitude. La concentration maximale en ozone s'observe à 32 km d'altitude.

Figure 2 : évolution de la concentration en ozone en fonction de l'altitude

Source [NASA 2012]

Figure2

La présence d'ozone dans la haute atmosphère est liée à la destruction de l'oxygène moléculaire (O2) par le rayonnement UV de très courtes longueurs d'ondes (< 242 nm) conduisant à la formation d'un atome d'oxygène (O) suivie par la réaction de ce dernier avec l'oxygène moléculaire pour former l'ozone. La destruction de l'ozone a lieu au travers de réactions mettant en jeu l'oxygène atomique (ce cycle est connu sous le nom de mécanisme de Chapman) mais aussi beaucoup d'autres composés présents dans l'atmosphère de façon naturelle : les radicaux OH et HO2, les oxydes d'azote (NO et NO2) et des radicaux halogénés. Ces radicaux sont produits par photolyse et oxydation des composés tels que N2O, H2O, CH4 et une variété de composés contenant des composés halogénés tels que du brome et du chlore (les océans par exemple sont à l'origine d'émissions de chlorure et bromure de méthylène) [WMO – 2011a].

 

Phénomènes physiques et chimiques mis en jeu dans la disparition de l'ozone

En 1975, les scientifiques ont mis en évidence que les activités humaines pouvaient rompre l'équilibre existant [WMO, 1975]. Il a été démontré que l'introduction par l'homme de composés très stables tels que les CFC, conduisait au phénomène d'appauvrissement en ozone de la stratosphère. Ce dernier a été mis en évidence à partir des années 1980, par l'observation du « trou » d'ozone au-dessus de l'Antarctique au sortir de l'hiver austral. Durant la fin de l'hiver austral (septembre-octobre), au moment où le soleil apparaît, la teneur en ozone diminue de 40 à 60%. L'épaisseur de la couche d'ozone ne fait alors plus que 100 Dobson au lieu de 300 Dobson. Le déficit maximum se situe à l'altitude de 20 à 25 km.

Une forte corrélation entre le déficit en ozone et les concentrations en radicaux chlorés a été mise en évidence. La présence des radicaux chlorés dans la stratosphère est liée à l'émission naturelle de chlorure de méthylène par les océans et surtout aux chlorofluorocarbures (CFC), hydrochlorofluorocarbures (HCFC) et hydrofluorocarbures (HFC) émis par les activités humaines. Les CFC sont des molécules très stables ayant une durée de vie très longue qui ne sont pas détruites chimiquement dans la basse atmosphère. Ces molécules sont donc transportées dans la stratosphère. Dans la stratosphère, elles libèrent le chlore et perturbent l'équilibre naturel régissant la présence d'ozone à cette altitude. Ces substances sont reconnues comme substances qui appauvrissent l'ozone (SAO ou ODS en anglais pour Ozone Depleting Substances).

Les mesures réalisées par des instruments au sol mais aussi par satellites ont montré que les concentrations d'ozone dans la haute atmosphère diminuent de façon plus prononcée vers les latitudes élevées et dans l'hémisphère Sud. Le phénomène de baisse annuelle des concentrations d'ozone est plus marqué au pôle Sud qu'au pôle Nord en raison de conditions météorologiques différentes. Au pôle Sud, un vortex apparaît pendant l'hiver (tourbillon avec des vents à plus de 300 km/h). L'atmosphère antarctique se trouve alors isolée du reste de l'hémisphère Sud. Les températures sont par conséquent de l'ordre de -80 à -100 °C. Ce froid intense provoque la condensation de la vapeur d'eau et la formation de nuages stratosphériques polaires. Les nuages contiennent alors de fins cristaux de glace qui fixent le chlore sous forme de HCl et de Cl2O2 et en constituent donc un réservoir. Dès que le soleil réapparaît, le rayonnement UV libère les radicaux chlorés qui réagissent rapidement avec l'ozone. Au moment du plus fort déficit en ozone, la valeur moyenne de la colonne intégrée d'ozone est d'environ 100 Dobson ou 1 mm.

En Arctique (pôle Nord), les conditions météorologiques varient beaucoup plus d'une année sur l'autre et les températures sont toujours plus élevées qu'en Antarctique. C'est ainsi que certains hivers arctiques se caractérisent par une déperdition d'ozone quasi nulle alors que d'autres années, la persistance de basses températures stratosphériques après la fin de la nuit polaire peut entraîner parfois une destruction importante de ce gaz.

 

Etat des lieux de l'appauvrissement en ozone

La figure 3 suivante présente les concentrations en ozone au dessus de l'Antarctique mesurées à diverses périodes de l'année 2011 et 2012 [NASA 2012].

Figure 3 : évolution de la concentration moyenne mensuelle en ozone en septembre 2011, en octobre 2011 et en mai 2012 en unité Dobson

Source [NASA 2012]

Figure3

Selon l'Organisation Météorologique Mondiale (OMM), la destruction de la couche d'ozone a atteint, au printemps 2011, des records au-dessus de l'Arctique à cause de la persistance dans l'atmosphère de substances qui appauvrissent cette couche et d'un hiver très froid au niveau de la stratosphère [WMO, 2011b].

Les observations effectuées à partir du sol et par ballon-sonde au-dessus de l'Arctique ainsi que par satellite révèlent que la colonne d'ozone a accusé une déperdition d'environ 40% dans cette région entre le début de l'hiver et la fin du mois de mars 2011. Le précédent record en matière de destruction d'ozone, atteint en 2005, était une perte d'environ 30% sur tout un hiver.

La baisse des concentrations d'ozone dans la stratosphère a été fortement ralentie par la mise en œuvre du Protocole de Montréal adopté en 1987 (cf. ci après) interdisant l'usage des CFC et leurs remplaçants, reconnus comme substances qui appauvrissent l'ozone (SAO). Cependant, le retour aux niveaux de concentrations en ozone des années 1970 n'est pas attendu avant le milieu du 21e siècle.

Aujourd'hui, les scientifiques constatent une lente diminution des concentrations de chlore. Le déclin est lent car la diminution des concentrations en CFC a été moins rapide que prévue et l'abondance des HCFC qui les ont remplacés, continue à croître (malgré les interdictions de production et d'usage, les concentrations continuent à croître dans la haute atmosphère en raison de la durée de vie de ces molécules).

Selon le rapport d'évaluation du Programme des Nations Unies pour l'Environnement (PNUE) et de l'Organisation Météorologique Mondiale (OMM) de 2011, le déficit moyen en ozone stratosphérique pour la période 2006 - 2013 est le suivant par rapport à la période 1964-1980 [WMO – 2014] :

90°S-90°N : -3,5%

60°S-60°N : -2,0%

35°S-60°S : -6,0%. Un tel déficit est observé depuis 1996.

35°N-60°N : -3,5%. Un minimum de -5,5% a été atteint en 1990.

20°S-20°N : quasi inchangé.

Le déficit est différent selon les latitudes et les altitudes. Depuis 1996, les scientifiques constatent un arrêt de la décroissance des concentrations sans pour autant que les concentrations ne se soient encore rétablies à leurs niveaux des années 70. Le rétablissement des concentrations sera très lent. En Antarctique, les concentrations en substances qui appauvrissent l'ozone sont constantes depuis 1996. Le déficit en ozone est stable et se situe en octobre à environ -40% des valeurs de 1980.

Le tableau suivant donne le détail des évolutions des concentrations d'O3.

Tableau 1 : évolutions des concentrations d'O3 [WMO – 2014]

Tableau1

La présence d'ozone dans la stratosphère est aussi influencée par le changement climatique. Ce dernier tend à refroidir la stratosphère en raison de l'augmentation des concentrations en CO2 et via des radiations émises vers l'espace. De 1980 à 1995 environ, la température moyenne de la basse stratosphère a diminué de 1 à 2 K (degré Kelvin), celle de la haute stratosphère de 4 à 6 K. Depuis, il n'y a pas d'évolution significative. Le refroidissement est plus accentué en Antarctique. Le refroidissement influence la perte d'ozone : cette perte est encore plus intense dans la basse stratosphère et mais moins importante dans la haute stratosphère. En même temps le réchauffement accroît la formation d'ozone dans la troposphère. Ces changements de température de la stratosphère affectent le climat dans la troposphère.

 

Effets de la diminution des concentrations d'ozone stratosphérique

La baisse des concentrations d'ozone de la stratosphère entraîne des répercussions climatiques et biologiques (inhibition de l'activité photosynthétique des plantes, augmentation des cancers de la peau, cataractes, mutation génétiques...).

Les mesures satellitaires récentes montrent qu'il y a une croissance de l'exposition annuelle au rayonnement UV. Le rayonnement augmente aux latitudes moyennes mais moins au niveau de l'équateur. En Antarctique, l'augmentation a été de 85% au printemps sur la période 1990-2006 / période 1963-1980. Dans les latitudes moyennes, le niveau d'UV reste constant depuis les années 1990 [WMO – 2011a].

 

Moyens d'action pour limiter l'appauvrissement en ozone

Face à ces phénomènes d'appauvrissement, des accords internationaux visant à réduire la consommation et la production des CFC, halons et 1,1,1-trichloroéthane mais aussi des HCFC substituant de première génération des CFC ont été mis en place.

La Convention de Vienne pour la protection de la couche d'ozone du 22 mars 1985 a été adoptée. Elle est entrée en vigueur le 22 septembre 1988. Elle est ratifiée par 197 Parties à ce jour (au 1er juin 2016).

En application de la Convention de Vienne, le Protocole de Montréal relatif à des substances qui appauvrissent la couche d'ozone a été adopté le 16 septembre 1987. Il est ratifié par 197 Parties à ce jour (au 1er juin 2016). Ce Protocole réglemente l'usage et la production de certains composés halogénés (CFC-11, CFC-12, CFC-113, CFC-114, et CFC-115), ainsi que de plusieurs halons (1211, 1301, 2402). Au titre de ce Protocole, obligation est faite aux Parties de prendre leurs décisions sur la base des informations actuelles d'ordre scientifique, environnemental, technique et économique qui doivent être évaluées par des groupes d'experts composés de personnes compétentes provenant des milieux d'experts à travers le monde.

Pour alimenter ainsi le processus de prise de décision, les progrès réalisés en matière de connaissances dans ces domaines ont fait l'objet d'une évaluation en 1989, 1991, 1994, 1998, 2002, 2006 et 2010 (c'est sur ce dernier rapport que s'appuie la présente synthèse). Ces informations ont contribué à soutenir les discussions menées par les Parties qui ont débouché sur des amendements et modifications successifs du Protocole de 1987. Il a été amendé quatre fois (Amendements de Londres en 1990, de Copenhague en 1992, de Montréal en 1997 et de Beijing en 1999) jusqu'à présent. C'est ainsi que les HCFC sont aussi réglementés.

La question cruciale de la réglementation des HFC (qui constituent les gaz de substitution de 2e génération aux CFC, après ceux de première génération qu'étaient les HCFC) a été tranchée par la 28ème réunion des Parties au Protocole de Montréal relatif aux substances qui appauvrissent la couche d'ozone [Kigali, Rwanda]. Les 197 parties sont parvenues, le 15 octobre 2016, à un accord de compromis sur un amendement dudit Protocole. Celui-ci porte sur l'intégration des HFC en tant que "substances réglementées" du point de vue de leur production et de leur consommation. Jusque-là, les HFC ont été réglementés du point de vue de leurs émissions par le Protocole de Kyoto (1ère et 2e périodes). Il est à noter néanmoins que les HFC ne sont pas des substances appauvrissant la couche d’ozone.

L’accord entrera en vigueur le 1er janvier 2019 à condition que 20 Parties l’aient ratifié. Sinon, il entrera en vigueur 90 jours après ratification par 20 Parties.

 

Vers un rétablissement des concentrations d'ozone ?

Les composés halogénés très stables se sont malheureusement accumulés depuis 50 ans dans la stratosphère. Ils continueront à agir sur l'ozone pendant de nombreuses décennies, même lorsque leur production aura été complètement stoppée.

Selon les rapports d'évaluation de l'Organisation Mondiale de la Météorologie (OMM) et du Programme des Nations Unies pour l'Environnement (PNUE) [WMO – 2011a et 2014], le rétablissement des concentrations d'ozone pourrait intervenir aux dates suivantes :

    • en dehors des régions polaires, les concentrations d'ozone pourraient revenir à leur niveau d'avant 1980 aux alentours des années 2030-2040,
    • le trou dans la couche d'ozone qui se forme chaque printemps au-dessus de l'Antarctique est un phénomène qui devrait persister jusque vers 2045-2060,
    • au-dessus de l'Arctique, le retour à la normale interviendrait probablement 10 à 20 ans plus tôt.

     

Références utilisées