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Classe 12

Couche d’ozone, effet de serre

L’ozone stratosphérique protège les êtres vivants des ultraviolets, tandis que les gaz à effet de serre absorbent le rayonnement infrarouge sortant et réchauffent la basse atmosphère. Cet article distingue ces phénomènes par la photochimie, les vibrations moléculaires et le bilan radiatif terrestre.

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IntuitionDeux rôles atmosphériques distincts

En altitude, l’ozone absorbe une grande partie des ultraviolets nocifs ; près du sol, il est lui-même un polluant. Les gaz à effet de serre relèvent d’un autre phénomène : ils absorbent certaines longueurs d’onde de l’infrarouge terrestre et ralentissent la perte de chaleur vers l’espace.

Passez du cycle de Chapman avec destruction catalytique par le chlore au schéma des couches à effet de serre. Suivez l’absorption UV, la lumière solaire entrante, l’infrarouge sortant et le rayonnement atmosphérique vers le sol.

ScolaireNiveau scolaire : ozone stratosphérique

Le cycle de Chapman décrit la formation et la destruction continues de l’ozone par la lumière solaire. Les UV de courte longueur d’onde dissocient O₂ ; les atomes d’oxygène s’associent ensuite à O₂ pour former l’ozone, qui peut à son tour absorber les UV et se dissocier.

OX2→hν2 OO+OX2+M→OX3+MOX3→hνOX2+OO+OX3→2 OX2\ce{O2 ->[h\nu] 2 O}\qquad\ce{O + O2 + M -> O3 + M}\\\ce{O3 ->[h\nu] O2 + O}\qquad\ce{O + O3 -> 2 O2}

Définition: Substances appauvrissant la couche d’ozone

Les chlorofluorocarbones (CFC) sont stables dans la basse atmosphère. Dans la stratosphère, des UV énergétiques peuvent rompre une liaison C–Cl et libérer un radical chlore Cl·, qui participe à la destruction catalytique de l’ozone.

CFClX3→hνCFClX2X ∙ +ClX ∙ \ce{CFCl3 ->[h\nu] CFCl2^. + Cl^.}
ClX ∙ +OX3→ClOX ∙ +OX2ClOX ∙ +O→ClX ∙ +OX2net: OX3+O→2 OX2\ce{Cl^. + O3 -> ClO^. + O2}\qquad\ce{ClO^. + O -> Cl^. + O2}\\\text{net:}\ \ce{O3 + O -> 2 O2}

Comme Cl· est régénéré, un radical peut détruire de nombreuses molécules d’ozone avant d’être piégé dans un composé réservoir. À la surface des nuages stratosphériques polaires, des réactions transforment des réservoirs de chlore peu actifs en espèces qui libèrent du chlore réactif au retour du soleil, contribuant au trou saisonnier d’ozone antarctique.

Le Protocole de Montréal de 1987 réglemente la production et la consommation de nombreuses substances qui appauvrissent l’ozone. Leur réduction mondiale a permis d’amorcer le rétablissement de la couche, mais la longue durée de vie de certains composés impose des décennies.

ScolaireNiveau scolaire : effet de serre

La Terre absorbe la lumière solaire puis émet un rayonnement infrarouge. Les gaz à effet de serre absorbent et réémettent certaines longueurs d’onde infrarouges, notamment vers le sol. Cet effet naturel réchauffe la surface par rapport à une Terre sans atmosphère ; l’augmentation des concentrations le renforce.

Te=(S(1−A)4σ)1/4≈255 K;Ts≈288 KT_e=\left(\frac{S(1-A)}{4\sigma}\right)^{1/4}\approx255\ \mathrm{K};\qquad T_s\approx288\ \mathrm{K}

Exemple: Température effective de la Terre

Estimez la température radiative effective avec la constante solaire S=1361 W m⁻², l’albédo planétaire A=0,30 et la constante de Stefan–Boltzmann σ=5,67×10⁻⁸ W m⁻² K⁻⁴.

Solution

À l’équilibre, le flux solaire absorbé moyen sur la sphère vaut S(1−A)/4≈238 W m⁻². En l’égalant à σT⁴, on obtient T≈255 K (environ −18 °C). La température moyenne réelle de surface est proche de 288 K (15 °C) ; l’écart d’environ 33 K reflète l’effet de serre naturel et non la température d’une couche atmosphérique uniforme.

Quelques gaz à effet de serre
GazCaractéristique importante
CO₂Combustion, changements d’usage des terres ; longue durée de vie
CH₄Zones humides, agriculture, combustibles fossiles ; PRG₁₀₀ supérieur à celui du CO₂
N₂OAgriculture et industrie ; longue durée de vie
Vapeur d’eauGaz à effet de serre naturel le plus abondant ; sa concentration réagit rapidement à la température

L’absorption infrarouge se produit lorsqu’une vibration ou rotation moléculaire modifie le moment dipolaire. Les modes de flexion et d’élongation antisymétrique du CO₂ sont actifs en IR, contrairement à son élongation symétrique. N₂ et O₂ absorbent peu par ce mécanisme, tandis que H₂O, CH₄ et N₂O possèdent des modes actifs en IR.

Potentiel de réchauffement global sur 100 ans (valeurs indicatives du GIEC AR6)
GazPRG₁₀₀ relatif au CO₂=1
CO₂1
CH₄ (non fossile)≈27
N₂O≈273

Exemple: Méthane en équivalent CO₂

Une source émet 2,0 kg de méthane non fossile. Estimez son équivalent CO₂ avec un PRG₁₀₀≈27.

Solution

CO₂e = masse × PRG₁₀₀ = 2,0 × 27 ≈ 54 kg CO₂e. Cette comparaison intègre l’influence climatique sur 100 ans ; elle ne signifie pas que le méthane et le CO₂ ont la même durée de vie ou le même effet à toute échelle de temps.

UniversitaireAperçu universitaire : absorption et forçage radiatif

Dans une bande spectrale étroite, l’atténuation de Beer–Lambert s’écrit I/I₀ = exp(−σN), où σ est la section efficace d’absorption et N la densité de colonne absorbante. Dans une colonne atmosphérique réelle, température, pression, nuages, recouvrement des bandes et émission interviennent aussi : l’équation est un point de départ, pas un modèle climatique complet.

ΔF≈5.35ln⁡(C/C0) W m−2\Delta F\approx5.35\ln(C/C_0)\ \mathrm{W\,m^{-2}}

Exemple: Forçage dû au passage de 280 à 420 ppm de CO₂

Utilisez la relation approchée ΔF≈5,35 ln(C/C₀) W m⁻² pour estimer le forçage lorsque C₀=280 ppm et C=420 ppm.

Solution

ΔF≈5,35 ln(1,5)=5,35×0,405≈2,17 W m⁻². Il s’agit d’une estimation du déséquilibre radiatif ; les rétroactions et l’absorption de chaleur par l’océan déterminent la réponse thermique finale.

Références