L’Europe sous les UV : impact du trou d’ozone record de 2011 en Arctique et projections pour le XXIe siècle

Publié le 15.05.2014

Le trou d’ozone sans précédent qui s’est produit dans la stratosphère polaire arctique au printemps 2011 a engendré une perte d’ozone au-dessus de l’Europe, et ce jusqu’à des latitudes aussi basses que le Sud de l’Espagne, exacerbant ainsi les risques dus à une exposition accrue aux rayons ultraviolets. Le XXIe siècle verra-t-il la multiplication de ces épisodes de déplétion d’ozone en Arctique ?

Arctique, fin mars 2011 : destruction sévère de l’ozone stratosphérique [1] entre 16 000 et 22 000 m d’altitude, excédant même 80 % entre 18 000 et 20 000 m. Nulle trace d’un pourcentage de cette ampleur dans les observations déjà existantes. Cette destruction a atteint pour la première fois une amplitude telle qu’elle a pu être qualifiée de trou d’ozone, comparable – selon les auteurs de l’article de Nature paru en octobre 2011 [2] – à ceux observés au printemps en Antarctique [3].

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Concentration d’ozone au-dessus de l’Arctique en mars 2010 et mars 2011
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Quelles ont pu être les conséquences en Europe de cette déplétion de la couche d’ozone polaire arctique ?

C’est la question que s’est posée une équipe de scientifiques européens, incluant des chercheurs du laboratoire français LATMOS [4]. Ils ont exploité les observations de trente-quatre stations appartenant au réseau mondial WOUDC [5] réparties entre 80° et 40° de latitude nord le long de méridiens européens, depuis le nord du cercle polaire arctique (archipel du Svalbard et côte orientale du Groenland) jusqu’au bassin méditerranéen (Sud du Portugal jusqu’en Grèce) en passant par la France, la Lituanie et la Moldavie. Les mesures au sol [6] du printemps 2011 ont été analysées pour calculer les variations du contenu total d’ozone de l’atmosphère [7] – ainsi que celles du rayonnement ultraviolet –, et les comparer avec les observations des années 2000 et 2005, années qui ont également connu des épisodes importants d’appauvrissement de la couche d’ozone en Arctique.

Les résultats indiquent à la fin du mois de mars 2011 une perte d’ozone stratosphérique de 40 % aux hautes latitudes du Grand Nord, à Ny-Ã…lesund (Nord-Ouest du Spitzberg). Des minima marqués sont également observés aux alentours de 70° N, en Finlande et à l’est du Groenland. Plus au sud, la déplétion de la couche d’ozone est moins importante. Toutefois, la diminution d’ozone atteint encore 25 % à la latitude de 60° N, pratiquement 20 % à hauteur du 52e parallèle, et de 15 à 18 % entre 40° et 50° de latitude nord.

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Lancement en juin 2001 depuis Gap, France, de l’instrument SAOZ destiné à la surveillance notamment de l’ozone
© CNRS Photothèque - GOUTAIL Florence
UMR7620 - Service d’Aéronomie (SA) - VERRIERES LE BUISSON

En 2005, en revanche, si à la déplétion importante de fin février-début mars de la couche d’ozone polaire correspond un minimum de la colonne totale d’ozone au Groenland – plus important qu’à la station finlandaise –, l’effet est moins prononcé sur les sites les plus à l’est de la zone d’étude, et quasi inexistant au sud. En dépit de similitudes entre les épisodes de 2005 et 2011, le trou d’ozone arctique de 2011 a donc affecté le contenu en ozone stratosphérique d’un vaste périmètre, embrassant jusqu’aux moyennes latitudes du secteur étudié par les scientifiques.

A ces latitudes, l’appauvrissement de la couche d’ozone est survenu vers la mi-avril, c’est-à-dire avec un retard de plusieurs jours par rapport aux hautes latitudes arctiques. Ceci étaye l’hypothèse d’une propagation du trou d’ozone des hautes vers les basses latitudes. En outre, plus ces épisodes se produisent vers des latitudes basses, plus ils durent longtemps. En 2011, l’appauvrissement en ozone a démarré au cours des derniers jours du mois de mars et subsisté jusqu’à la fin du mois d’avril, bien plus tard qu’en 2000 et 2005 où les phénomènes de perte d’ozone avaient débuté dès début février pour disparaître à la mi-mars.

Cette évolution différente s’expliquerait par le comportement particulier cette année-là du tourbillon polaire arctique, principal facteur contrôlant la destruction d’ozone aux hautes latitudes (voir encadré). Si lors des trois années concernées se sont développés des vortex circumpolaires extrêmement froids – autre condition nécessaire du mécanisme de destruction de l’ozone –, le tourbillon de 2011 est quant à lui anormalement stable, entravant les échanges avec les masses d’air environnantes et donc la déplétion d’ozone. A la fin du mois de mars, le tourbillon change de forme et le secteur au coeur de l’étude est alors affecté par des masses d’air issues du vortex. Dans la phase finale, le vortex s’éloigne du pôle en direction de la région euro-asiatique, et ce jusqu’à la fin avril. Pendant cette période, la région concernée est alors soumise à des masses d’air en provenance des bords du vortex, ce qui explique l’appauvrissement observé de la couche d’ozone.

Quel impact ce trou d’ozone a-t-il eu sur les indices UV au printemps 2011 en Europe ?

En raison de sa propriété de très forte absorption du rayonnement solaire ultraviolet, l’ozone stratosphérique joue un rôle de bouclier vis-à-vis des UV – principalement les UV-B et UV-C qui altèrent l’ADN cellulaire –, limitant ainsi l’exposition de tous les organismes vivants à ces rayons nocifs. L’augmentation de la quantité de rayonnement UV-B atteignant la surface de la Terre accroît donc le risque de dommages pour toutes les formes de vie. [8]

En 2011, l’épisode record de déplétion de la couche d’ozone s’est propagé au-dessus de l’Europe au début du printemps, période de l’année où, dans l’hémisphère boréal, l’élévation du soleil dans le ciel croît rapidement.

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Lunettes de soleil inuites
Crédit photo : destination arctic circle
Certains droits réservés : Licence Creative Commons

La quantité de rayonnement UV-B parvenant au sol en a été multipliée. Les scientifiques notent que sur les sites du Haut-Arctique, pour lesquels la diminution d’ozone atteignait 40 %, la dose érythémale minimale [9], qui quantifie le risque de coup de soleil chez un individu, a été augmentée d’environ 85 %. Aux moyennes latitudes, en revanche, où la destruction de l’ozone avoisinait les 15 à 18 %, la hausse de la dose érythémateuse minimum n’a été que de 21 à 27 %. Ces pourcentages montrent qu’aux pôles les biosystèmes sont soumis à un stress UV quatre fois plus important que ceux des latitudes moyennes. Mais la hauteur du soleil au début du printemps étant beaucoup plus basse aux latitudes polaires qu’aux moyennes latitudes, les doses érythémateuses minimales sont par conséquent en valeur absolue pratiquement identiques – voire inférieures – dans les zones polaires et subpolaires par rapport à celles estimées en Europe. Au-delà de 60° N, l’augmentation de la dose érythémale minimale n’a ainsi été que de 1,5 à 2,5 SED, contre 2,5 à 4,3 SED aux latitudes plus basses.

La déplétion d’ozone en Arctique au printemps 2011 a donc induit une hausse significative de la dose érythémale minimale en Europe, à une saison où le climat, notamment dans le Sud de l’Europe, est habituellement favorable aux activités d’extérieur, aggravant de ce fait les risques biologiques pour les populations exposées [10].

Que nous réserve le XXIe siècle ?

Grâce au protocole de Montréal [11], les substances destructrices de l’ozone – tels que certains composés halogénés, comme les chlorofluorocarbones (CFC) ou les halons – sont réglementées et leur production devrait à terme être définitivement stoppée. Les modèles chimie-climat prévoient vers 2050 un retour des concentrations de ces substances dans la stratosphère aux niveaux antérieurs aux années 1980 (c’est-à-dire avant les premiers trous d’ozone en Antarctique). Ainsi, à partir de la seconde moitié du XXIe siècle pourrait-on s’attendre à la disparition des trous d’ozone aux pôles.

Mais ces substances destructrices de l’ozone ne sont pas les seuls facteurs impliqués dans la déplétion de la couche d’ozone. Les gaz à effet de serre, responsables du réchauffement de la troposphère, sont également à considérer compte tenu de leur action de refroidissement radiatif de la stratosphère. Le refroidissement stratosphérique est en effet une condition favorable à la formation de nuages stratosphériques polaires, impliqués dans la destruction photochimique de l’ozone dès le retour du printemps.

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Nuages nacrés (ou stratosphériques polaires) à Kiruna (Suède)
© CNRS Photothèque - DUMAS Patrick
UPR3501 - Service d’aéronomie (SA) - VERRIERES-LE-BUISSON

Une équipe de chercheurs allemands a entrepris de simuler, pour les prochaines décennies, l’effet conjugué sur la couche d’ozone polaire boréale des concentrations anthropiques de gaz à effet de serre et de substances destructrices de l’ozone, afin de mieux comprendre le rôle de chacun de ces facteurs [12] et de pouvoir répondre à la question suivante : ces variations de concentrations, notamment celles des gaz à effet de serre, entraînent-elles des changements dans les conditions météorologiques, propices à une plus grande fréquence des épisodes extrêmes d’appauvrissement de la couche d’ozone en Arctique ? Pour les scientifiques, les conséquences les plus importantes du changement climatique sur l’ozone de l’Arctique devraient se produire pendant la première moitié de ce siècle, lorsque les concentrations des composés halogénés seront en baisse mais encore suffisamment abondantes pour détruire l’ozone, tandis que les gaz à effet de serre seront en hausse.

Les projections du modèle [13] pour les deux à trois décennies à venir indiquent certes, avec une forte probabilité, la survenue certaines années d’autres épisodes de minima extrêmes d’ozone au printemps, mais aucune tendance ne se dégage quant à une fréquence accrue de trous d’ozone en Arctique comparables à ceux de l’Antarctique, comme en 2011. En outre, pour la seconde moitié du XXIe siècle, (lorsque les substances destructrices d’ozone seront fortement réduites), les simulations révèlent au contraire une augmentation de l’abondance d’ozone stratosphérique au-dessus du niveau de référence des années 1970-1982, si bien que de tels épisodes extrêmes semblent encore moins vraisemblables. Une bonne nouvelle pour les populations d’Europe et d’ailleurs à attribuer, une fois n’est pas coutume, aux gaz à effet de serre…

Comment se forme un trou d’ozone ?

L’appellation « trou d’ozone » est impropre. Il s’agit en réalité d’une diminution de la quantité de ce gaz dans la stratosphère, autrement dit d’un amincissement de la couche d’ozone.

La quantité d’ozone dans la stratosphère est liée à deux processus chimiques concurrents :

  • la formation d’ozone, en majeure partie dans la stratosphère tropicale, par photodissociation de molécules d’oxygène sous l’action du rayonnement solaire ultraviolet, ozone redistribué ensuite par les vents stratosphériques vers les latitudes extratropicales, et notamment les hautes latitudes polaires ;
  • la destruction d’ozone, par dissociation photochimique sous l’effet de ce même rayonnement, au cours de réactions impliquant entre autres des atomes de chlore et de brome. La quantité d’ozone est donc variable dans l’espace – au gré des modes de circulation atmosphérique – et dans le temps – selon, par exemple, les variations saisonnières du rayonnement solaire. Si ces deux processus sont antagonistes, ils forment cependant un équilibre, la destruction d’ozone au printemps aux pôles étant compensée par la production d’ozone sous les tropiques.

La production par les activités humaines et l’émission dans l’atmosphère de composés halogénés (CFC) a rompu cet équilibre. L’augmentation de la concentration de ce type de composés, présents naturellement dans la stratosphère, a amplifié les réactions de destruction de l’ozone et conduit à des appauvrissements de la couche d’ozone dans les années 1980 dont l’ampleur a justifié la création du terme de « trous d’ozone ». Observés pour la première fois en 1985 au-dessus de l’Antarctique, ces trous ont atteint la superficie record de 27 millions de km2 en 2000.

Car c’est bien dans les régions polaires que la destruction de l’ozone est la plus importante du fait des conditions météorologiques spécifiques qui y règnent en hiver et au début du printemps. A l’arrivée de l’hiver, se forme en effet autour des pôles un vortex polaire, tourbillon dépressionnaire de vents qui isole la stratosphère polaire. L’isolement de la masse d’air confinée dans ce vortex, combiné à l’absence de lumière solaire pendant la nuit polaire, font chuter la température stratosphérique. Lorsque celle-ci avoisine les -80 °C, des nuages stratosphériques polaires apparaissent, en dépit de la très faible hygrométrie de l’air polaire, surtout dans l’hémisphère austral. Or, ces nuages, composés de cristaux de glace, d’acide sulfurique et d’acide nitrique, sont propices au printemps, avec le retour de la lumière solaire, à la libération d’atomes de chlore et de brome actifs par réaction photochimique à la surface des particules des nuages, libérations favorisées par les composés artificiels halogénés. Chlore et brome actifs réagissent ensuite avec l’ozone, entraînant sa destruction. L’isolement à cette saison de la masse d’air ainsi appauvri empêche tout remplacement par de l’ozone en provenance de latitudes plus basses. A la fin du printemps, avec le réchauffement de l’atmosphère, le vortex se dissipe et les températures remontent suffisamment pour bloquer toute nouvelle formation de nuages stratosphériques polaires. Chlore et brome demeurent alors sous des formes non actives et le processus de destruction de l’ozone s’arrête.

En Antarctique, ces processus engendrent la formation d’un énorme trou d’ozone chaque printemps. En Arctique, en revanche, la circulation atmosphérique de l’hémisphère Nord, variable, rend le vortex polaire boréal moins stable. Ceci permet des incursions d’air en provenance du sud qui maintiennent souvent la stratosphère arctique à une température trop élevée pour que se forment des nuages stratosphériques polaires. Toutefois, lorsqu’ils se forment, leurs effets sont similaires à ceux qu’on observe en Antarctique, même si les déplétions d’ozone y étaient jusqu’à présent moins marquées, l’Arctique présentant une plus forte concentration d’ozone à la fin de l’hiver et au printemps.

Camille de Salabert, INIST-CNRS

[1]Ozone : gaz incolore, de formule O3, principalement présent dans la stratosphère – région de l’atmosphère terrestre s’étendant entre le sommet de la troposphère (10 à 17 km) et la base de la mésosphère (50 à 80 km) –, où il est créé par dissociation de l’oxygène moléculaire (O2) sous l’action du rayonnement ultraviolet solaire, les atomes d’oxygène ainsi libérés se recombinant ensuite avec des molécules d’oxygène. Sa concentration maximale se situe aux alentours de 20 km d’altitude (on parle de couche d’ozone). L’ozone stratosphérique joue un rôle décisif dans l’équilibre radiatif de la stratosphère.

[2]Manney G. L. et al. (2011). Unprecedented Arctic ozone loss in 2011. Nature, 478, 469-475. DOI : 10.1038/nature10556. http://www.nature.com/nature/journa....

[3]Un article – à paraître – met cependant en lumière les différences essentielles existant entre les trous d’ozone en Arctique et en Antarctique. Si la valeur moyenne de la perte d’ozone à 20 km d’altitude en 2011 en Arctique rivalise avec celles observées en Antarctique – du moins dans le cas des trous d’ozone austraux les moins prononcés –, les valeurs minimales extrêmes locales sont, à toutes les altitudes étudiées (18, 20 et 24 km), bien au-dessus de celles rencontrées en Antarctique, même en 2011. Les températures stratosphériques plus froides en Antarctique (inférieures à -80 °C, et pouvant même descendre jusqu’à -95 °C à 24 000 m d’altitude) expliqueraient la différence nord-sud de destruction de l’ozone. Cet article met par ailleurs en exergue le rôle important, dans les épisodes de forte déplétion de l’ozone, de la chimie des nuages stratosphériques polaires, un point remis en cause dans des études récentes (voir à ce sujet le site de l’ENS-Lyon). (Solomon S. et al. (2014). Fundamental differences between Arctic and Antarctic ozone depletion. PNAS, on print. DOI : 10.1073/pnas.1319307111. http://www.pnas.org/content/early/2...).

[4]LATMOS : Laboratoire Atmosphères, Milieux, Observations spatiales - CNRS/UVSQ/UPMC.

[5]WOUDC (World ozone and ultraviolet data centre) : Centre mondial des données sur l’ozone et le rayonnement ultraviolet, qui exploite un réseau international de mesure comprenant plus de 300 stations dispersées sur toute la planète.

[6]Mesures faites au moyen de spectrophotomètres Brewer et Dobson, de spectromètres UV-visible SAOZ et de radiomètres UV à bande étroite.

[7]Contenu total d’ozone ou colonne totale d’ozone : quantité totale d’ozone présente dans une colonne qui s’étend de l’instrument de mesure jusqu’au sommet de l’atmosphère. (Source : GIS Climat).

[8]Chez l’homme, si l’exposition à une faible dose de rayonnement UV a un effet bénéfique sur la santé, l’exposition prolongée peut, quant à elle, avoir des effets aigus et chroniques sur les plans cutané, oculaire et immunitaire : augmentation des atteintes cutanées, telles que coups de soleil, vieillissement de la peau, et surtout cancers de la peau ; augmentation des atteintes des yeux, telles que inflammations de la cornée et de la conjonctive, cataractes, cancers oculaires ; affaiblissement du système immunitaire. Les UV-B perturbent également le métabolisme des végétaux et affectent par conséquent les écosystèmes terrestres et aquatiques.

[9]La dose érythémale – ou érythémateuse ou érythématogène – minimale (DEM) permet de déterminer chez un individu le risque d’érythème (c’est-à-dire de coup de soleil) et sa photosensibilité. Elle s’exprime en SED (1 SED = 100 J.m-², ou 10 mJ.cm-²), unité représentant la quantité d’ultraviolet reçue au sol nécessaire pour induire un érythème sur la peau humaine. La DEM des sujets de phototypes I à IV se situe entre 150 J.m-² (15 mJ.cm-²) et 600 J.m-² (60 mJ.cm-²), soit entre 1,5 SED et 6 SED.

[10]Les effets des aérosols et de la couverture nuageuse – susceptibles d’amoindrir la dose de rayonnement reçue – n’ont pas été pris en compte dans cette étude. Par ailleurs, les doses ont été calculées pour une surface horizontale. L’exposition réelle d’un corps humain, à la géométrie plus complexe, pourrait donc être dans certaines conditions plus élevée que celle évaluée dans cette étude.

[11]Le « protocole de Montréal relatif à des substances qui appauvrissent la couche d’ozone », accord international qui fait suite à la Convention de Vienne sur la protection de la couche d’ozone rédigée en 1985 après la découverte en 1978 du trou d’ozone en Antarctique, est entré en vigueur en 1989. Il vise l’interdiction de la production et de la consommation de produits chimiques dangereux pour la couche d’ozone. (Protocole de Montréal sur le site du Programme des Nations Unies pour l’Environnement).

[12]Des scientifiques allemands estimaient dans un article de 2011 qu’un refroidissement de 1 Kelvin de la stratosphère pourrait s’opposer à l’effet bénéfique pour la couche d’ozone d’une réduction de 10% des substances destructrices de l’ozone. (Sinnhuber B. M. et al. (2011). Arctic winter 2010/2011 at the brink of an ozone hole. Geophysical Research Letters, 38(L24814). DOI : 10.1029/2011GL049784. http://onlinelibrary.wiley.com/doi/...).

[13]Les résultats précis des simulations indiquent, sous l’effet de l’accumulation des gaz à effet de serre, un refroidissement de la basse stratosphère arctique en début d’hiver de -0,2 à -0,4 Kelvin par décennie, mais aucun changement significatif pour la fin de l’hiver ou le printemps. Les températures minimales les plus basses ne devraient pas descendre vers de nouvelles valeurs record. Mais, à partir de la seconde moitié du XXIe siècle, elles devraient advenir plus tôt au cours de la saison hivernale. Sur le long terme, l’accroissement des gaz à effet de serre conduirait même à une hausse des minima de température. Le vortex polaire arctique se forme plus tôt, à l’automne, mais se dissipe toujours au printemps, persistant donc plus longtemps. En lien avec tous ces changements, les simulations font émerger une amplification du forçage dynamique de la stratosphère par des ondes planétaires troposphériques, synonyme de réchauffement de la stratosphère. C’est ainsi que le refroidissement stratosphérique observé de 1960 à 2000 ne se poursuit pas, étant donné que le refroidissement radiatif dû aux gaz à effet de serre est compensé par le réchauffement dynamique dû à ces mêmes gaz. Avec le refroidissement dominant dès le début de l’hiver, la formation de nuages stratosphériques polaires serait favorisée jusqu’à la moitié du XXIe siècle, mais baisserait par la suite en raison du réchauffement dynamique accru en février et mars. La combinaison de tous ces facteurs engendre trois périodes pour la couche d’ozone stratosphérique : jusqu’en 2020, les pertes d’ozone au printemps boréal domineraient ; les années comprises entre 2020 et 2060 verraient une alternance de périodes avec ou sans appauvrissement de la couche d’ozone, avec des déplétions parfois aussi sévères que par le passé ; après 2060, sous les effets radiatifs et dynamiques concurrents des gaz à effet de serre, la couche d’ozone retrouverait un niveau supérieur à celui des années 1980.

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