Chimie Guy Brasseur – Astrosurf

 

 

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G

Chimie
atmosphérique
et climat

Guy Brasseur a dirigé l’Institut Max Planck de météorologie1
(Hambourg, Allemagne), et a fait partie du National Center for
Atmospheric Research (Boulder, CO, États-Unis).

La chimie atmosphérique fait
intervenir des processus com­
plexes, et son impact sur le
climat est difficile à quantifier.
Son rôle s’ajoute à celui du CO2
et à celui de l’activité solaire. À
longue échéance, cependant,
c’est le CO2 qui déterminera
principalement la réponse du
système climatique à l’activité
humaine.

1 La composition

atmosphérique

de la Terre

Il faut d’abord rappeler que la
composition de l’atmosphère
terrestre a évolué depuis la
formation de la planète il y
a plus de 4 milliards d’an­
nées. La Figure 1 montre que
l’oxygène n’est apparu que
relativement récemment, et
qu’au cours du temps, il y a
eu des variations importantes
de la composition de l’atmo­

1. www.mpimet.mpg.de

sphère, qui est aujourd’hui
essentiellement constituée
d’azote, d’oxygène et d’un
grand nombre de composés
mineurs. On pourrait penser
que ces derniers n’ont qu’une
importance très secondaire,
mais, en réalité, ils jouent un
rôle important à la fois pour la
chimie de l’atmosphère et la
qualité de l’air, mais aussi évi­
demment pour les problèmes
climatiques, comme nous le
verrons ensuite.

La composition chimique de
l’atmosphère et le climat ont
évolué de manière coordon­
née. La Figure 2 montre d’une
part l’évolution des deux gaz
à effet de serre, le CO2 et le
méthane CH4, et d’autre part
l’évolution de la température
au cours des 400 000 dernières
années. Cette évolution est liée
à celle des paramètres orbitaux
de la Terre autour du Soleil (voir
aussi le Chapitre de V. Courtillot
dans cet ouvrage Chimie et
changement climatique, EDP

Figure 1

% atmosphérique

Composition de l’atmosphère terrestre

Évolution chronologique de
la composition chimique de
l’atmosphère. Sa composition
actuelle est : N2 (78 %), O2 (21 %),
Ar (1 %), CO2 (3,8.10-4), CH4 (1,6.10-6),
H2 (5.10-7), N2O (3,5.10-7), CO (7.10-8),
H2O et O3 variables.

Azote

Ammoniac,
méthane

Vapeur
d’eau

75

50

25

H2
He

0

4,6

Période

400

350

300

250

200

800

700

600

500

400

2
1
0
–1
–2
–3
–4

Dioxyde de carbone

Oxygène

4,0

3,0

2,0

1,0

Aujourd’hui

Hadean

Archéen

Protérozoïque

Phanérozoïque

Temps (Ga) en milliards d’années

CH4 = 1 755 ppb en 2004

CO2 = 377 ppm en 2004

CO2 (ppm)

CH4 (ppb)

T (°C)

Figure 2

L’analyse des carottes de glace
prélevées dans l’Antarctique nous
montre que l’évolution passée
du climat, liée aux changements
des paramètres orbitaux de la
Terre autour du Soleil, a été
accompagnée de changements
dans la composition chimique
de l’atmosphère. Aujourd’hui, la
planète se trouve dans un état très
différent de ce qu’on a connu.

400

350

300

250

200
Milliers d’années avant 1850

150

100

50

0 1900

2000

Date

Sciences, 2016), et à des phéno­
mènes d’amplification propres
au système terrestre.

Sur la partie droite de la
Figure 2, un zoom sur l’époque
actuelle montre que l’évolution

à la fois du CO2 et du méthane
se situe véritablement en de­
hors de la zone des fluctuations
naturelles que l’on a connues
dans ce passé relativement
lointain. Aujourd’hui, notre

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beaucoup d’hydrocarbures
sont produits par les forêts,
et des quantités impor­
tantes d’oxydes d’azote sont
produites par les sols. Les
concentrations atmosphé­
riques d’oxygène et de CO2
sont déterminées par des
processus liés à la biosphère ;

– l’activité humaine est un
phénomène nouveau dans
l’histoire de la Terre qui per­
turbe la composition chimique
de l’atmosphère et qui, par ail­
leurs, introduit des problèmes
sur la qualité de l’air.

2.1. L’ozone stratosphérique
nous protège des radiations
UV-visible

L’ozone stratosphérique4 O3
est indispensable à la vie sur
Terre car il nous protège du
rayonnement solaire ultra­
violet. Sa présence résulte
d’un équilibre entre sa pro­
duction par action du rayonne­

planète se trouve dans un état
qui est très différent de celui
qu’on a connu, et la question est
de voir quelle sera la réponse
à long terme du système ter­
restre à une telle perturbation.

2 L’atmosphère est un

réacteur chimique

loin de l’équilibre

En fait, l’atmosphère est un
réacteur chimique qui est très
loin de l’équilibre parce qu’un
certain nombre de forces exté­
rieures l’empêchent d’atteindre
cet équilibre (Figure 3) :

– l’énergie solaire, qui en­
tretient les réactions photo­
chimiques2 de dissociation qui
se produisent pendant le jour ;

– la biosphère3, qui produit
des émissions de compo­
sés réactifs ; par exemple,

2. Réaction photochimique : réac­
tion se produisant grâce à l’énergie
lumineuse absorbée.
3. Biosphère : ensemble des éco­
systèmes de la Terre (organismes
vivants et leur milieu de vie), ce
qui correspond à une mince couche
de l’atmosphère où la vie est pré­
sente (20 km maximum au­dessus
du sol).

4. Stratosphère : deuxième couche
de l’atmosphère, située entre une
dizaine et une cinquantaine de ki­
lomètres du sol. La couche d’ozone
se situe en majeure partie dans la
stratosphère.

Figure 3

Les forces extérieures agissant sur
le réacteur chimique hors équilibre
qu’est l’atmosphère.

Sources

Transport / Transformation

Déplacement

Ensoleillement

Vents
dominants

Photochimie

Transformations chimiques

Processus nuageux

Dispersion

Agriculture

Feu

Industrie

Transport

Mélange
vertical

Dépôt humide

Dépôt sec

Visibilité

Eaux de
ruissellement

Estuaires

Stations
d’épuration

Effets

Eau potable

Productivité
des forêts

Sols

Sols

Eaux souterraines

Écosystèmes
aquatiques

Santé humaine

Ressource
culturelles

Production
agricole

115

ment solaire ultra­violet sur
l’oxygène moléculaire O2, et
des réactions de destruction
photocatalytiques. Le premier
mécanisme de production et
de destruction photochimique
de l’ozone (Figure 4A) a été
introduit par Sydney Chapman
en 1930 (Figure 4AB).

L’ozone formé est détruit par
un certain nombre de proces­
sus photocatalytiques dont le
principal fait intervenir l’oxyde
d’azote NO :

O3 + NO → NO2 + O2
NO2 + O → NO + O2
Effet net : O3 + O → 2O2
L’oxyde d’azote provient essen­
tiellement de processus biolo­
giques sous forme de N2O – qui
se décompose dans la stratos­
phère en oxyde d’azote –, mais
aussi de plus en plus d’effets
anthropiques ; par exemple,
dans les années 1970, on a
beaucoup parlé de l’effet pos­
sible des émissions d’oxyde
d’azote dans la stratosphère
par l’aviation supersonique5.

D’autres composés comme le
chlore peuvent aussi catalyser

5. Aviation supersonique : aviation
capable de se déplacer à une vi­
tesse supérieure à la vitesse du son.

la destruction de l’ozone. Le
chlore présent dans la stra­
tosphère est essentiellement
d’origine industrielle et a été
produit en grande quantité à
partir des rejets de chloro­
fluorocarbures (CFCs) qui ont
été dispersés dans l’atmos­
phère et qui aujourd’hui sont
la cause essentielle de la des­
truction de l’ozone dans les
régions polaires de la stratos­
phère. Le trou d’ozone se pro­
duit par des processus com­
plexes qui activent le chlore.
Cette activation du chlore se
produit sur la surface de cris­
taux de glace qui constituent
les nuages polaires6 observés

6. Nuages polaires : nuages se
formant dans les régions à une
vingtaine de kilomètres d’altitude
lorsque l’air y est très froid. Leurs
dimensions peuvent atteindre la
centaine de kilomètres pour une
épaisseur d’un à plusieurs kilo­
mètres et sont constitués de cris­
taux de glace, ce qui leur donne
une apparence nacrée, mais aussi
parfois d’acide nitrique, ce qui
leur donne une couleur orange.
Bien qu’aux altitudes concernées
l’humidité relative soit très faible,
ces nuages se forment progressive­
ment, et les nuages d’acide nitrique
jouent un rôle dans la diminution de
l’ozone stratosphérique des pôles.

Figure 4

A) Schéma du mécanisme
photochimique de la formation de
la couche d’ozone par action du
rayonnement solaire ultra-violet
sur le dioxygène O2. Ce mécanisme
a été proposé par l’astronome et
géophysicien Sydney Chapman (B).

UV solaire

O
O

O + O2 → O3

O O

O

O

O O

O

O

OO

116

A

O O

B

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entre 16 et 25 km d’altitude
dans ces zones extrêmement
froides de l ’atmosphère.
Dès que le Soleil réapparait
au printemps (septembre)
dans la région polaire aus­
trale, l’ozone est détruit en
quelques semaines par réac­
tions photocatalytiques. La
destruction de l’ozone est très
prononcée dans l’Antarctique
où les températures sont 10
à 20 °C plus basses que dans
la stratosphère arctique. Ces
basses températures favo­
risent la formation de nuages
de cristaux de glace.

La diminution de l’ozone en
Antarctique est visualisée par
un véritable « trou » dans la
couche d’ozone (Figure 5A)
pendant le printemps austral.
Même si on en parle beaucoup
moins qu’il y a une dizaine
d’années, le trou d’ozone de­
vrait rester présent jusqu’aux
alentours de 2050­2060, c’est­
à­dire le temps que le chlore
d’origine anthropique dispa­
raisse de la stratosphère.
On voit sur la Figure 5B que
dans ces régions, la quantité
d’ozone pendant la période

d’ensoleillement du printemps
austral (juin­septembre) est à
peu près réduite de 50 % par
rapport à ce qu’elle était avant
1960. C’est un exemple qui met
en lumière le rôle important
de la chimie atmosphérique.

Des observations par satel­
lites (Figure 6) montrent que la
formation du trou d’ozone au­
dessus du continent antarc­
tique est liée à la présence
dans cette région de quantités
importantes de monoxyde de
chlore ClO. Celui­ci catalyse la
destruction de l’ozone de ma­
nière très rapide (en quelques
semaines) au moment où le
Soleil arrive pour permettre
à cette réaction photocataly­
tique de se produire.

La diminution de l’ozone po­
laire est moins marquée au
pôle Nord dont la tempéra­
ture stratosphérique est plus
élevée qu’au pôle Sud. Il y a
donc dans l’hémisphère Nord
moins de nuages stratosphé­
riques polaires qui activent
le chlore. Mais il peut se pro­
duire, comme ce fut le cas en
2011, un hiver strato sphérique
très froid dans l’hémisphère

Trou de l’ozone

Halley

220 Dooson Units

TOMS

300

250

200

150

100

)

U
D

(

l

a
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o
t

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n
o
z
O

B

Ozone total (Dooson Units)

110

220 330 440 550

A

Figure 5

1960

1970

1980

1990

2010

Année

OMI

2000

A) Début de la formation du trou d’ozone en 1980 ; B) diminution de la quantité d’ozone en Antarctique durant les
cinquante dernières années.

117

Figure 6

Observations satellites permettant
de mettre en évidence l’impact du
trou d’ozone sur la température,
la concentration en acide nitrique
NO, en monoxyde de chlore ClO et
en chlorure d’hydrogène HCl dans
l’atmosphère.

Suivi de la chimie de l’ozone
Aura MLS
(Couche stratospérique
inférieure)
13 août 2004

Température

Acide nitrique

Monoxyde de chlore

Chlorure d’hydrogène

Ozone

Bas

Élevé

Nord, pendant lequel ces
nuages sont apparus avec
pour conséquence une des­
truction importante le l’ozone.
De faibles quantités d’ozone
ont été observées cette an­
née­là en Europe du Nord ; par
contre, en 2014, cela ne s’est
pas produit, comme d’ailleurs
la plupart des autres années
(Figure 7).

2.2. La formation d’ozone
à la surface et la dégradation
de la qualité de l’air

Dans les villes, l’ozone à
proximité du sol est formé
par une série de réactions
photochimiques qui font in­
tervenir les oxydes d’azote
et différents hydrocarbures.
Ceux­ci sont émis en grande

Figure 7

Lien entre la température de l’Arctique, supérieure à celle de
l’Antarctique, et l’absence de trou d’ozone en cette région. Analyse des
données Aura-MLS par BASCOE dans la stratosphere inférieure (θ = 485K)
en Mars.

Source : Simon Chabrillat, BISA.

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Lumière du soleil

Sources
mobiles de
combustion

Oxydes
d’azote

N

O

x

C

O

V

Végétations,
sources mobiles
et industrie

Composés
organiques
volatiles

Ozone

O

3

Polluants mélangés ensemble
dans la lumière solaire directe formant l’ozone

Figure 8

L’ozone O3 à la surface de la
Terre est due aux rejets de
l’activité humaine. Dans les villes,
l’ozone est formé par réactions
photochimiques entre les oxydes
d’azote (NOx) et des hydrocarbures
(COVs) émis par le transport,
l’industrie et les activités
domestiques.

partie par l’industrie, les acti­
vités domestiques et par les
transports (Figure 8). Ici on se
soucie moins des propriétés
absorbantes de l’ozone que
de son rôle d’oxydant : l’ozone
que l’on respire est à la source
de maladies respiratoires et
cardiaques. Nous devons donc
veiller à nous protéger des
épisodes d’ozone qui se pro­
duisent de manière régulière
pendant l’été dans les régions
urbaines.

La modélisation de la qua­
lité de l’air à l’échelle globale
nous permet aujourd’hui de
simuler la répartition spatiale
de l’ozone, et de déterminer
comment il se produit, est
transporté puis détruit. La
Figure 9 montre la présence de
quantités importantes d’ozone
dans les zones industrielles
(couleurs chaudes) mais aussi
dans les zones où l’on brûle
de la biomasse, notamment
en Afrique. Ce sont dans ces

régions que les précurseurs
d’ozone sont émis en grande
quantité.

Aujourd’hui, grâce à de tels
modèles mathématiques, on
peut prévoir quotidiennement
les concentrations des pol­
luants à l’échelle globale. La
Figure 10 est un exemple de
prévision pour le 18 novembre
2015, faite au centre européen
de Reading7 pour les oxydes
d’azote. Les quantités sont
surtout importantes là où
les émissions sont élevées,
c’est­à­dire dans les zones
urbaines, dans les zones
industrielles, et très élevées
en particulier en Chine. On
repère aussi sur les océans
les émissions qui résultent

7. Centre européen pour les pré­
visions météorologiques à moyen
terme basé en Grande Bretagne.
Ce centre donne des prévisions de
la qualité de l’air pour dix jours.
Météo France y participe en tant
qu’État membre.

Figure 9

Modèle global de l’ozone à la surface de la Terre mettant en évidence l’impact de l’activité humaine (résolution
spatiale de 50 km).

Source : Louisa Emmons, NCAR.

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Samedi 14 novembre 2015 00 UTC CAMS Forecast t + 108 VT : Mercredi 18 novembre 2015 12 UTC
Surface du dioxyde d’azote (ppbv)

0

0,01

0,02

0,05

0,1

0,2

0,5

1

2

5

10

15

20

50

300

80°N

60°N

40°N

20°N

0°

20°S

40°S

60°S

80°S

Figure 10

Prévision de la qualité de l’air
à l’échelle globale pour le 18
novembre 2015.

160°W 140°W 120°W 100°W 80°W

60°W

40°W

20°W

0°

20°E

40°E

60°E

80°E

100°E

120°E

140°E

160°E

des navires qui sont propulsés
par des moteurs en général
très polluants.

2.3. La formation des
aérosols atmosphériques

On définit l’aérosol atmos­
phérique comme un mélange
dynamique de par ticules
solides et liquides en sus­
pension dans l’air. Ces parti­
cules proviennent de sources
naturelles et anthropiques
(liées à l’activité humaine).
La Figure 11 montre combien
la pollution de l’air peut être
intense, notamment en Chine.

Les aérosols atmosphériques
ont un impact direct et indi­
rect sur le climat. L’effet di­
rect résulte d’une interaction
entre le rayonnement solaire
et les particules atmosphé­
riques. Les fines particules,
par exemple les sulfates, dif­
fusent la lumière et réduisent
la quantité d’énergie qui at­
teint le sol. Ils contribuent à

refroidir la planète. D’autres
par ticules comme la suie
absorbent le rayonnement et
tendent à réchauffer le sys­
tème terrestre. Différents
effets indirects existent aussi
et se manifestent par des
changements des propriétés
optiques ou de la durée de
vie des nuages. Les consé­
quences sur le climat de ces
effets indirects restent mal
quantifiées. Les sources de
particules sont nombreuses
(Figure 12). Elles peuvent être
d’origine industrielle ou liées
au transport. Il y a aussi des
aérosols qui sont émis par
l’océan, c’est le sel marin.
De temps à autre des pous­
sières sont transportées des
déserts. On observe fréquem­
ment des épisodes pendant
lesquels des poussières pro­
venant du Sahara sont trans­
portées vers l’Europe.

La Figure 13 présente un
modèle de répartition globale
d’aérosols, sur lequel on peut

120

Chimie et changement climatique