Quel est le rôle de l'ozone dans la séparation troposphère / stratosphère ?

L'ozone est responsable du gradient positif de température observé dans la stratosphère entre environ 12 km à nos latitudes (8 km aux pôles, 17 km à l'équateur) et 50 km. En absorbant le rayonnement solaire, l'ozone se photodissocie en dioxygène O₂ et oxygène atomique O. La réaction de recombinaison de O₂ et O, très rapide dans la stratosphère (1/100 s en moyenne) reforme l'ozone et libère de l'énergie (24 kcal par mole) sous forme d'énergie cinétique dans l'atmosphère. Ce cycle photodissociation-recombinaison conduit donc à la transformation d'énergie radiative (le rayonnement solaire entre 240 nm et 280 nm absorbé par l'ozone) en énergie cinétique et provoque donc un réchauffement du gaz atmosphérique. Ce réchauffement est maximal à 50 km où il est de l'ordre de 10,5°C. La stratosphère est alors en équilibre énergétique entre cette source de chaleur et le puits d'énergie que constitue l'émission vers l'espace du rayonnement infrarouge par les molécules de gaz carbonique (contribution principale), de vapeur d'eau et de l'ozone. Du fait de la source d'énergie ainsi mise en évidence, la température augmente avec l'altitude jusqu'au maximum d'absorption à 50 km avant de diminuer à nouveau dans la mésosphère jusqu'à 90 km. Par là même, une inversion de température se produit vers 12 km d'altitude (tropopause) qui correspond à la séparation entre la troposphère et la stratosphère.

Au-dessus de la stratosphère, les molécules sont rares, ce qui rend l'atmosphère quasiment transparente au rayonnement solaire, UV compris. Dans la stratosphère, l'air est déjà plus concentré, et des réactions entre UV solaire et molécules d'O₂ ou d'O₃ sont possibles. Quelques unes de ces réactions sont schématisées ci-dessous.

O₂ + UV → O +O

O₂ + O →O₃

O₃ + UV → O₂ + O

O₃ +O → 2 O₂

Cette absorption d'UV solaires, dont l'ozone est à la fois conséquence et cause, est transformée pour partie en chaleur, comme toute absorption.

La stratosphère arrête donc les UV solaires : elle est réchauffée par le Soleil et est donc plus chaude dans sa partie supérieure. La densité est donc plus faible dans la haute stratosphère, ce qui rend cette enveloppe atmosphérique particulièrement stable, sans mouvement convectif d'où son nom de stratosphère. Dans la basse stratosphère, le rayonnement UV solaire est moindre (car il est arrêté par l'ozone). La fabrication d'O₃ est donc moindre et à une certaine altitude, la concentration en O₃ devient négligeable, tout comme le chauffage par absorption d'UV solaires.

Source - © 2000 Christine David, Service d'aéronomie CNRS, Univ. de Jussieu

Figure 1. Ozone dans l'atmosphère

Mais dans la basse atmosphère, il y a plus d'infrarouges venu du sol (IR terrestre). Ici, l'air est plus concentré, donc plus absorbant aux IR. L'air n'est donc plus chauffé par le rayonnement infrarouge solaire, mais par le rayonnement infrarouge terrestre. L'air chaud, peu dense, est sous un air froid, plus dense... une convection s'établit dans la troposphère.

Source - © 2000 Christine David, Service d'aéronomie CNRS, Univ. de Jussieu

Figure 2. Température, ozone et vapeur d'eau dans l'atmopshère

En résumé, on peut donc dire que la troposphère est la partie atmosphérique qui convecte (car elle est chauffée par le bas) et la stratosphère, la partie qui ne convecte pas et qui est chauffée par le haut, grâce à l'ozone.

En l'absence d'ozone, la structure thermique de la stratosphère serait profondément modifiée car l'ozone en absorbant l'UV est la principale contribution à son chauffage. Ceci étant, un modèle simple montre qu'il y aurait, même en l'absence d'ozone, une couche inférieure convective (la troposphère) et une couche supérieure stratifiée (la stratosphère).

Ce modèle fait l'hypothèse d'une atmosphère transparente pour le rayonnement solaire incident et uniformément absorbante pour le rayonnement infrarouge réémis. On s'aperçoit dans ce modèle que l'équilibre radiatif est instable près du sol. On doit donc supposer une couche convective (figurant la troposphère) qui se raccorde à une couche radiative (figurant la stratosphère).

Dans ce modèle, le profil de température présente une discontinuité au point de raccordement (comme la tropopause). La différence avec la stratosphère réelle est que la température dans ce modèle ne fait que décroître avec l'altitude alors que, à cause de l'ozone, elle croit de 20 à 50 km dans la stratosphère réelle, la rendant beaucoup plus stratifiée que l'atmosphère prise dans le modèle.

Depuis quelques années, il est apparu que d'autres mécanismes hydrodynamiques viennent aussi renforcer la discontinuité entre stratosphère et troposphère mais là encore l'ozone n'est pas directement impliqué.