Le couplage des modèles météorologique et chimique

Le couplage des modèles météorologique et chimique

Processus Physico-chimiques 

Nous avons constaté que la troposphère et la stratosphère, séparées par la tropopause, se distinguent l’une de l’autre par bien des domaines : du point de vue thermique, dynamique mais également chimique. La troposphère possède une grande variabilité dans sa composition chimique, étant à proximité directe des sources d’émission de surface. De plus, les phénomènes météorologiques particuliers à cette couche du fait de son instabilité thermique participent à une redistribution fréquente des espèces en son sein. Tandis que la stratosphère est au contraire une couche stratifiée et stable grâce à un gradient positif de température avec l’altitude. L’origine de ce chauffage réside dans le processus de formation de la couche d’ozone. En effet 90 % de l’ozone atmosphérique est contenu dans cette partie de l’atmosphère. La connaissance et la surveillance de la chimie de l’ozone stratosphérique est très importante car la couche d’ozone est fondamentale au maintien de la vie sur Terre. L’ensemble des constituants atmosphériques, qu’ils soient présents dans la troposphère ou la stratosphère sont issus de processus physico-chimiques complexes faisant intervenir de l’énergie ou d’autres espèces. Nous allons décrire les principaux processus naturels de la chimie troposphérique et stratosphérique et analyser les perturbations en lien avec les activités humaines. Ces différents processus sont décrits en détail dans [Moh, 2008] et [Delmas et al., 2005]. 

 Le système chimique stratosphérique 

 L’équilibre de l’ozone stratosphérique 

La couche d’ozone dans la stratosphère possède une efficacité d’absorption du rayonnement solaire ultraviolet entre 240 et 320 nm. Cela dépend également du nombre de molécules d’ozone présent le long de la traversée du rayonnement. Ce nombre de molécules représente une épaisseur locale que l’on appelle colonne totale d’ozone et représente la quantité totale d’ozone dans une hypothétique colonne d’air s’étendant de la surface au sommet de l’atmosphère. Cette colonne est souvent exprimée en unité Dobson (DU) où 1 DU = 1 centième de millimètre dans des conditions standards (T = 273 K et P = 1 atm). En moyenne globale sur une année, la colonne d’ozone vaut environ 300 DU = 3 mm. La concentration de l’ozone est relativement faible dans l’atmosphère, elle augmente jusqu’à la tropopause pour atteindre son maximum dans la stratosphère entre 15 et 20 km au niveau des pôles et entre 25 et 30 km à l’équateur en rapport avec l’altitude de la tropopause. Enfin, une fois son maximum atteint, la concentration en ozone diminue exponentiellement avec l’altitude. Son temps de vie diminue rapidement en fonction de l’altitude en présence de soleil. Il est d’environ 1 mois au-dessus de 30 km, quelques jours au-dessus de 40 km et quelques heures au-dessus de 70 km. Cette distribution verticale est unique par rapport aux autres constituants atmosphériques qui possèdent un maximum au niveau de la surface. Ceci résulte de l’existence d’une source d’ozone située dans la stratosphère. L’ozone est principalement produit aux régions équatoriales, là où le maximum de rayonnement solaire est situé. On comprend assez rapidement que la distribution spatiotemporelle de l’ozone est complexe et n’est pas uniquement déterminée par des processus de formation et destruction.La Figure 1.8 présente les moyennes zonales du rapport de mélange d’ozone en ppv en janvier (a) et en juillet (b) pour des champs d’ozone modélisées par le modèle de chimietransport MOCAGE de Météo-France. On observe que les valeurs maximales du rapport de mélange d’ozone tendent vers les hautes latitudes en été (en janvier dans l’hémisphère sud et en juillet dans l’hémisphère nord). Même si les valeurs maximales du rapport de mélange d’ozone se situent bien à l’endroit où il est produit entre 30 et 40 km d’altitude au niveau des Tropiques, la concentration est maximale vers 20 km d’altitude aux hautes latitudes.

L’ozone dans les régions polaires

 En plus des processus chimiques décrits précédemment, les régions polaires possèdent une particularité supplémentaire dans leur chimie stratosphérique due à l’apport d’ozone résultant du mouvement de subsidence hivernale qui tend à accumuler l’ozone aux hautes latitude. Depuis la fin des années 1970, la colonne totale d’ozone a régulièrement été mesurée aux régions polaires. On pouvait y observer un maximum d’ozone dont la moyenne sur le mois d’octobre était de l’ordre de 350 DU au printemps austral (région antarctique) et sur le mois de mars de l’ordre de 450 DU au printemps boréal (région arctique). À partir des années 1980, il a été observé à chaque printemps une diminution rapide de la colonne totale d’ozone au-dessus de l’Antarctique avec des minimums sur la fin des années 1990 pouvant aller à moins de 100 DU soit près de 70 % de disparition de la quantité totale d’ozone par rapport à celle mesurée vingt ans plus tôt (Figure 1.11.a). Bien que moins accrue, cette tendance a été mesurée également en Arctique et l’arrivée des instruments d’observations satellitaires a non seulement confirmé cette tendance mais a montré également son extension géographique sur un vaste domaine circulaire. On peut également observer cette déplétion d’ozone selon la verticale à l’aide de mesure de profils verticaux d’ozone issus de radiosondages comme le présente la Figure 1.11.b. On remarque que la destruction d’ozone intervient au niveau d’altitude où la concentration en ozone est maximale. Par exemple on remarque que environ 80 % de l’ozone disparaît à cette altitude en octobre au niveau de l’Antarctique, lorsque l’on compare la moyenne des profils mesurés entre (1962 – 1971) et (1992 – 2001). Cette destruction d’ozone peut être totale comme pour l’exemple du profil mesuré au pôle Sud le 2 octobre 2001 ou l’on remarque une concentration d’ozone nulle sur une épaisseur de plus de 5 km. Même si cette tendance est observée en Arctique, la différence entre la moyenne des profils mesurés entre (1988 – 1997) et le profil mesuré le 30 mars 1996 ne montre pas une destruction de l’ozone aussi extrême. De plus, la destruction de l’ozone dans cette région est bien plus variable d’une année sur l’autre.