Destruction de la couche d'ozone

L'épaisseur de la couche d'ozone est mesurée en unité Dobson (DU), 1 DU correspondant à 2 686 100 molécules d'ozone par mètre carré. Elle varie autour du globe en fonction de la latitude et des saisons. La couche est mince au niveau de l’équateur (environ 270 DU) et plus épaisse au niveau des pôles (environ 300 DU), elle est plus mince en automne et plus épaisse au printemps. Ces variations ont pour causes les courants atmosphériques et l'énergie radiative venue du soleil[3] - [4].

Il existe deux types d’appauvrissement de la couche d’ozone :

• Le premier est global, et désigne un appauvrissement lent et régulier de l’ozone stratosphérique : il est de l’ordre de 4 % par décennie, et se produit constamment depuis les années 1970.
• Le second est une perte très importante de l’ozone au niveau des pôles ; ce phénomène est saisonnier et est appelé « trou d’ozone ».

Dans les deux cas, l’appauvrissement est essentiellement dû à la destruction catalytique de l’ozone par des halogènes (chlore atomique et brome). Ces halogènes proviennent surtout de la dissociation des chlorofluorocarbures (CFC), appelés aussi fréons, par le rayonnement solaire. Les CFC sont des molécules de synthèse chimiquement très stables, inoffensives pour les êtres vivants dans l’atmosphère et ininflammables, ce pourquoi elles ont été très utilisées en réfrigération et conditionnement d'air, comme constituants des mousses synthétiques, comme gaz propulseurs pour bombes aérosols, comme extincteurs d'incendie , etc.

Ces gaz persistent des décennies dans l’atmosphère (20 à 100 ans) ; temps durant lequel ils atteignent la stratosphère où, dégradés sous l’action des ultraviolets (UV) solaires, ils détruisent la couche d'ozone qui retient la composante dangereuse du rayonnement solaire[5] - [6] - [7].

L'analyse de relevés au sol réalisés dans les années 1950 a mis en évidence un trou dans la couche d'ozone, puis, dans les années 1960 à 1980, des analyses de la colonne d'air atmosphérique, jusqu'à la stratosphère — dans ce cas faites grâce aux ballons-sondes — montrent des anomalies de plus en plus importantes et saisonnières de régression de la couche d'ozone, surtout au-dessus du pôle sud[8].

• 1985 : Au milieu des années 1980, alors que des travaux scientifiques cherchant à évaluer l'impact des effets des activités anthropiques sur l'ozone stratosphérique (O₃) venaient de suggérer que les perturbations saisonnières sur l’ozone devraient rester faibles pour au moins la prochaine décennie, les résultats des mesures faites in situ contredisent leurs conclusions[9].
  Au vu de la réalité, c’est-à-dire des observations in situ qui montrent que les valeurs printanières pour l’ozone total en Antarctique sont au contraire alors en forte diminution, ces conclusions sont remises en question : les modèles jusqu'alors utilisés étaient très simplificateurs (à une dimension), sous-estimant la complexité des réactions photochimiques à l’œuvre dans l'atmosphère polaire.
  Comme la circulation atmosphérique basse était a priori restée apparemment inchangée, des réactions chimiques complexes ont dû être envisagées pour expliquer cette persistance du trou au printemps.
  En 1985, Farman et al.[10] suggèrent que les températures très basses qui règnent au cœur de l'hiver et jusqu’à plusieurs semaines après l'équinoxe de printemps montrent que la stratosphère antarctique est uniquement (selon eux) sensible à l’augmentation saisonnière du taux de composés inorganiques du chlore (CLx), principalement via l'effet de cette augmentation sur le ratio NO₂/NO. Ce phénomène, combiné avec le fait que l’irradiation UV est particulièrement élevée dans la stratosphère polaire, pourrait expliquer la perte d’ozone observée.
• 1987 : La signature du protocole de Montréal est l'occasion d'une prise de conscience générale.
• 1988 : Un rapport de l'OMM confirme le problème[11].
• 1989 : Un nouveau rapport confirme le problème[12].
• 1990 : Les mesures du protocole font l'objet d'ajustements à Londres (London Amendment and adjustment).
• 1991 : Un nouveau rapport confirme la déplétion de la couche d'ozone[13].
• 1992 : Sous l'égide de l'ONU, les États acceptent de prendre en compte (progressivement) le bromure de méthyle[14] - [15].

Les 20 ans qui suivent 1992 voient la situation lentement et globalement s'améliorer, mais les suivis scientifiques pointent encore des anomalies périodiques : la concentration d’ozone de la stratosphère arctique s’est par exemple réduite de 40 % pendant l'hiver 2011 (un record, expliqué par des températures inhabituellement froides en Antarctique et, sans doute, par la persistance dans l'atmosphère de gaz destructeurs d'ozone[16]), mais la tendance globale semble être à l'amélioration :

• en 2008, des indices laissent penser que la formation du trou est ralentie ou stabilisée[17].
• 2011 : les niveaux d'ozone tendent à se rapprocher de la normale dans la haute atmosphère[18] puis diminuent à nouveau lors d'une période froide
• 2014[19]/2015 : un rapport de l'Organisation météorologique mondiale confirme l'amélioration à haute altitude, et moindrement dans les latitudes moyennes et basses[20].

Nuage de cendres, gaz et autres aérosols émis par l'éruption du volcan Calbuco au Chili, ici le 22 avril 2015. Cette brusque éruption a contribué à refroidir les hautes couches de l'atmosphère, avec comme effet secondaire un fort élargissement du trou de la couche d'ozone en 2016[21] (phénomène qui ne s'est pas renouvelé en 2017[22])

• En 2015, les mesures au sol et spatiales de l'ozone et du rayonnement ultraviolet, complétées de réanalyses météorologiques montrent que « le trou d'ozone de 2015 a été l'un des plus graves jamais enregistrés en ce qui concerne la superficie maximale, et le déficit intégré et a été particulièrement durable, avec de nombreuses valeurs supérieures aux extrêmes précédents en octobre, novembre et décembre »[21]. Ceci a été postérieurement (en 2019) attribué à des conditions très froides en altitude, et aux effets d'aérosols issus de l'éruption du volcan Calbuco (Chili) en avril 2015[21]. En 2016, la situation s'améliorait avec des mesures toutes égales ou inférieures aux valeurs médianes enregistrées pour les 37 années observées depuis 1979 avec des observations satellites adéquates[21].

• En 2016, dans la revue Science, en juin, un article signale que le trou d'ozone antarctique a depuis qu'il existe « provoqué des changements importants dans le climat estival de l'hémisphère sud (…) avec ses répercussions sur la température de surface, les précipitations et les océans. Dans l'hémisphère Nord, aucun lien solide n'a été trouvé entre appauvrissement d'ozone stratosphérique et le climat troposphérique ». Les auteurs confirment la tendance à la réduction du trou antarctique (de plus de 4 millions de km² entre depuis 2000 et 2016).
  Au rythme des modélisations prospectives, sur la majeure partie du globe, le total de la couche d'ozone devrait aux latitudes moyennes et en Arctique retrouver avant 2050 des niveaux comparables à ceux de 1980, et un peu plus tard sur l'Antarctique, à condition que le Protocole de Montréal soit pleinement respecté. Plus de la moitié de la réduction constatée résulte alors de la diminution des CFC dans l’atmosphère[8] et la plupart des produits délétères pour l'ozone sont en forte diminution. Cependant les hydrochlorofluorocarbures (HCFCs) et l'halon-1301 continuent à anormalement augmenter.
  En 2016, on constate — en particulier à partir de sources tropicales — une augmentation préoccupante de nouvelles émissions anthropiques de produits chlorés et bromés à très courte vie (VSV) qui deviennent un problème émergent pour l'ozone stratosphérique ; le taux de dichlorométhane a doublé dans l'air entre 2004 et 2014[23]. De même les émissions de HFC-23 (sous-produit du HCFC-22) se sont poursuivies « en dépit des efforts d'atténuation »[20].
  La couche d'ozone reste vulnérable alertent les auteurs du rapport de 2016 ; ainsi une grande éruption volcanique (ou une opération de géoingénierie) introduisant une grande quantité de soufre dans l'atmosphère « se traduirait par une diminution chimique importante de l'ozone sur une grande partie du globe »[20]. Depuis 1995 environ, le taux de trichlorofluorométhane (CFC-11) dans l'air (second CFC le plus abondant) a continué à décliner mais moins vite depuis 2012[24], laissant penser que des sources industrielles persistent et même augmentent[25] - [26] quelque part en Asie orientale[25].

• En 2019, les données atmosphériques collectées à Gosan (Corée du Sud) et Hateruma (Japon), les données de surveillance mondiales, et les simulations issues de modèles de transport de substances chimiques dans l'air montrent toutes que des CFC-11 sont émis en Asie orientale (plus de 7,0 ± 3,0 [± 1 d'écart-type] par an pour la période 2014-2017 par rapport à celles de 2008-2012, surtout du côté des provinces du Shandong et de Hebei dans le nord-est de la Chine). Cette augmentation compte pour au moins 40 à 60 % de la hausse mondiale des émissions de CFC-11. Selon les données disponibles les autres pays (y compris de l'est de l'Asie) semblent respecter le protocole de Montréal, mais le manque de mesures locales de CFC dans une grande partie du monde empêche encore de détecter les autres sources d'augmentation de CFC-11. Des indices font au moins évoquer une nouvelle production et utilisation en Chine, contrevenant au Protocole de Montréal qui visait l'interdiction totale d'émissions de chlorofluorocarbones avant 2010[27] - [28].

• le protoxyde d'azote (N₂O), autre gaz destructeur de la couche d'ozone, augmente aussi dans l'air depuis le début des années 1970, inquiétant météorologues et scientifiques[29]. Au début du XXI^e siècle, il est devenu le premier ennemi de la couche d'ozone selon plusieurs articles scientifiques, notamment en 2002[30], 2009[31] et 2013. Et le GIEC prévoit qu'il devrait continuer à s'accumuler dans l'air, tendance confirmée par un article publié près de dix ans plus tard, en 2018 dans Science, et il devrait le rester durant tout le XXI^e siècle[31] car la part de protéines animales dans alimentation humaine ne cesse de croître, associée à une production de fumier et de soja également croissante, source d'oxyde nitreux. Selon un article de la revue Nature Geoscience, le lisier et le fumier perdent dans l'air 2 % environ de l'azote qu'ils contenaient et les engrais azotés 2,5 % ; ces deux sources introduisent dans l'atmosphère 2,8 millions de tonnes de N₂O pour les lisiers et 2,2 millions de tonnes pour les engrais de synthèse (dont la production et le transport et l'épandage produisent aussi par ailleurs du CO₂ qui aggrave l'effet de serre qui lui-même freine la restauration de la couche d'ozone). L'industrie rejette officiellement bien moins de N₂O (0,8 million de t/an environ) que l'agriculture et que la combustion de la biomasse (0,5 million de t/an), mais elle produit une quantité croissante de N₂O vendu comme gaz servant d'après l'étiquette à faire des mousses en cuisine, mais en réalité essentiellement consommé comme drogue dite « récréative » à inhaler (non-interdite).

• En 2021, selon l'observatoire européen de l'atmosphère Copernicus, l'étendue du trou de la couche d'ozone est désormais supérieure à celle de l'Antarctique, et supérieure de 75 % à celle relevée à la même période de l'année en 1979[32].

En Antarctique, le trou de l'hémisphère sud avait refroidi l'atmosphère, le climat au sol et engendré des vents d'ouest stratosphériques plus forts (vers le 60^e parallèle sud)[33].

Depuis 2001, la restauration de l'ozone antarctique tend à inverser ces changements ; on observe dans cette région un réchauffement de la basse stratosphère polaire sud et un affaiblissement du vortex polaire stratosphérique. De 2001 à 2020, la température et de la circulation dans la stratosphère ont décliné (−50 à −75 % par rapport au moment de l'appauvrissement de la couche d'ozone), de manière conforme à ce qu'annonçaient les modélisations[33].

Trois grands processus naturels peuvent affecter la couche d'ozone (en pouvant parfois combiner leurs effets) :

Les taches solaires contribuent à 1 à 2 % de la dégradation de la couche d'ozone mondiale, temporairement ;

Des astrophysiciens ont supputé dans les années 1970 que le rayonnement gamma d'une supernova se produisant à quelques dizaines de parsecs de la Terre pourrait dégrader la couche d'ozone au point de peut-être pouvoir déclencher une extinction de masse. La chimie atmosphérique est maintenant mieux comprise, et on en sait plus sur les occurrences de supernovae ainsi que sur leurs spectres d'émission de rayons gamma. Des simulations laissent penser que ceci est possible, mais avec un risque faible et précédemment surestimé : pour doubler le flux UV "biologiquement actif" au sol, il faudrait que la supernova ait lieu à moins de 8 pc. ce qui risque peu de se produire (1,5 Gyr-1)[34].

En agissant sur les vortex polaires, notamment ; ils contribuent pour 1 à 2 % de la dégradation de la couche d'ozone mondiale, et toujours temporairement.

Ces évènements géologiques injectent dans la stratosphère d'énormes masses d'aérosols incluant des halogènes, qui se dispersent dans le monde via la circulation atmosphérique à grande échelle[35].

Ainsi les deux éruptions majeures d'El Chichón (1982) puis du Pinatubo (1991) ont respectivement injecté dans l'atmosphère 1,8[36] et 3 à 4,5[37] - [38] - [39] mégatonnes de chlore (d'après les estimations pétrologiques) ; des prélèvements faits in situ en avion qui ont montré qu'El Chichón a émis d'au moins 0,04 Mt de HCl (9 % environ de tout le chlore stratosphérique à ce moment)[40].

Du NaCl particulaire (halite), libérant du HCl au contact d'acide sulfurique en aérosol, a aussi été trouvé dans le panache stratosphérique d'El Chichón[41].

Le panache du Pinatubo en 1991 contenait en altitude bien moins de HCl que celui d'El Chichón[42], probablement parce qu'il a été "lessivé" par le typhon qui balayait les Philippines à ce moment[43] - . Il a cependant appauvri l'ozone mondial (~ 2,5 % de l'ozone mondial)[44].

La comparaison des émissions de ces deux éruptions montrent qu'au moins quatre facteurs vont coinfluer sur l'impact d'une grande éruption explosive sur la couche d'ozone (et par suite sur le rayonnement et le climat)[35] :

1. les conditions météo sur le lieu de l'éruption[45] - [42] - [46] et au niveau stratosphérique ;
2. le contexte spatiotemporel (latitude, saison et hauteur du panache)[47] - [48] - [49] ;
3. la teneur initiale en halogène de la stratosphère[50] ;
4. la teneur du magma en soufre et en halogènes[51] (brome notamment[52]) ;
   La quantité de soufre et d'halogènes émis par une éruption varie de quelques tonnes à des mégatonnes (1 MT=1 million de tonnes)[45] - [53] - [54] - [55] - [56].
   Presque tout ce soufre atteint la stratosphère, alors que les halogènes « volcaniques » (Chlore, brome) sont plus aisément piégés par l'eau météoritique, la vapeur d'eau ou de la glace, au fur et à mesure que le panache du volcan gagne la stratosphère. Au début des années 2000 on en ignorait encore la part de ces halogènes qui atteint vraiment la stratosphère[57]. On sait maintenant que des halogènes atteignent la troposphère supérieure et la stratosphère inférieure, avec le dioxyde de soufre. Le chlore forme dans la stratosphère de l'acide chlorhydrique, le soufre y forme de l'acide sulfurique (persistant un mois environ), ce qui catalyse[58] les réactions chimiques détruisant la couche d'ozone[59] - [7] - [60] - [61].
   Dès les années 1970 on a compris que le chlore volcanique pouvait interférer avec des processus de chimie stratosphériques[62]. Une première évaluation simplifiée (1978) de l'injection et de la dispersion de chlore volcanique[63] a conclu que lors d'éruptions majeures il peut dégrader la couche d'ozone de plusieurs pour cent ; l'éruption du Krakatoa (1883) aurait ainsi détruit environ 7 % de l'ozone stratosphérique, et l'éruption d'Agung (1963) en aurait détruit 1 %[35].
   En 2019, une étude a combiné des données de rejets de soufre, de chlore et de brome « volcaniques » en zone tropicale à des simulations prenant en compte les rétroactions radiatives-dynamiques-chimiques. Les simulations d'un modèle halogène considérant les éruptions connues en Amérique sur les derniers 200 000 ans, révèlent un impact global sur la couche d'ozone et affectant la composition atmosphérique et la circulation pour une décennie[35]. L'ozone dans la colonne atmosphérique chute sous les 220 DU (seuil d'apparition des trous d'ozone) dans les tropiques, dans l'Arctique et en Antarctique[35]. Il s'ensuit une hausse (+80 à +400 %) des UV biologiquement actifs. Il s'agit d'une modélisation, dont les résultats pourraient être confirmés par des données fournies par les carottes de glace et la palynologie[35].

L'équilibre naturel entre la production et la destruction d'ozone est perturbé par la libération excessive dans l'atmosphère de produits de synthèse provenant des activités humaines tels que les chlorofluorocarbures (CFC), les halons, les hydrochlorofluorocarbures, le bromure de méthyle, le tétrachlorure de carbone, etc., dites substances appauvrissant la couche d'ozone (SAO). Ces SAO stagnent longtemps dans l'atmosphère : chimiquement stables, elles y sont transportées vers la stratosphère, où leur dégradation intervient pour 90 % environ dans l'appauvrissement total de la couche d'ozone[59] - [7].

Dans les années 2010 on a montré que certains composés halogénés, à très courte durée de vie mais émis en grande quantité par les pays industrialisés, ont aussi un effet de destruction de la couche d'ozone. Il s'agit notamment du chloroforme CHCl₃, du dichlorométhane CH₂Cl₂, du perchloroéthylène C₂Cl₄ et du 1,2−dichloroéthane C₂H₄Cl₂[64]. Ces composés sont préoccupants car leur concentrations dans l'atmosphère n'ont pas cessé d'augmenter depuis leur invention jusqu'en 2017[65].

Le dérèglement climatique pourrait aussi accroître les émissions naturelles de gaz destructeurs d'ozone (notamment CH₃Cl et CH₃Br), de même que le taux atmosphérique de certains gaz à effet de serre (N₂O et CH₄). Il pourrait encourager des tentatives de géoingénierie stratosphérique basées sur des aérosols soufrés ; autant de paramètres susceptibles de nuire à la couche d'ozone.

Le processus naturel de formation et de destruction de l'ozone stratosphérique est comme suit :

Cycle de Chapman

Le dioxygène est photodissocié suivant la première réaction. L'oxygène atomique en résultant va ensuite s'associer le plus souvent avec une autre molécule de dioxygène pour former de l'ozone, la tierce molécule M permettant de désexciter la nouvelle molécule par collision. L'oxygène atomique peut également, mais beaucoup plus rarement, s'associer avec un autre atome d'oxygène ou une molécule d'ozone.

L'ozone ainsi créé peut être détruit de deux manières : soit il est dissocié par rayonnement UV (dissociation la plus probable), soit il s'associe avec un atome d'oxygène pour former du dioxygène.

Le cycle de Chapman est ainsi fermé.

Ce processus explique comment l'ozone absorbe les UV lorsqu'il est détruit. Par ailleurs, cette réaction exothermique participe donc au réchauffement de la stratosphère. Enfin, on comprend pourquoi l'ozone connaît un cycle annuel très marqué aux pôles. En effet, durant la nuit hivernale (resp. estivale), il n'y a aucun rayonnement UV au pôle nord (resp. pôle sud) ce qui explique que des quantités importantes d'ozone se forment. Au contraire, en été (resp. en hiver), le fort rayonnement UV détruit cette couche d'ozone qui protège néanmoins la surface terrestre des rayons UV.

Les CFC flottent vers la stratosphère qui est riche en ozone, le contact des CFC avec le rayonnement ultraviolet provoque la libération d'un atome de chlore, ce chlore libre réagit avec une molécule d'ozone et forme le monoxyde de chlore (ClO) et une seule molécule de dioxygène O₂ (Cl + O₃ ↔ ClO + O₂). Un seul atome d'oxygène réagit avec la molécule de monoxyde de chlore provoquant la formation d'une molécule de dioxygène et un seul atome de chlore (ClO + O ↔ Cl + O₂), cet atome de chlore menaçant continue alors le cycle et entraîne une destruction supplémentaire de la couche d'ozone donc le même atome de chlore peut détruire plusieurs molécules d'ozone, un atome de chlore peut détruire plus de 100 000 molécules d'ozone[59] - [7].

Plusieurs facteurs sont à l'origine de la diminution (photochimique et catalytique) de la couche d'ozone, notamment un grand nombre de substances naturelles ou artificielles présentes dans l'atmosphère ou résultant de réactions chimiques.

Ces molécules sont regroupées sous le vocable SAO (Substances appauvrissant la couche d'ozone).

Il s'agit principalement des CFC, des halons, du bromure de méthyle et des HCFC, mais les oxydes d'azote (NO_x) contribuent également à cette destruction.

Voici comment se décompose cette réaction, pour X l'agent chimique responsable de la destruction d'ozone.

Le bilan net de cette réaction est 2 O₃ + hν → 3 O₂, c'est pourquoi on peut dire que X agit comme un catalyseur.

Paul Crutzen a montré que les oxydes d'azote NO et NO₂ sont les plus importants dans ces réactions, mais ils sont très rares dans la stratosphère. En revanche, les CFC, libèrent du chlore sous l'effet du rayonnement UV au-dessus de 25 km d'altitude sous forme de Cl et de ClO, très efficaces pour détruire l'ozone.

Le froid en altitude est un facteur aggravant, car il rend les CFC (chlorofluorocarbures) présents plus destructeurs pour la couche d'ozone[66].

En hiver dans les régions polaires, les températures très basses provoquent une formation de nuages dans la basse stratosphère, ces nuages favorisent des réactions chimiques qui transforment des composés stables issus de la réaction des atomes de chlore des CFC avec d'autres substances en composés actifs, au printemps le retour de soleil provoque une destruction rapide et importante de l'ozone par ces composés actifs[67].

Or, l'effet de serre modifie l'albédo de l'atmosphère et sa température et y contribue en réchauffant les basses couches de l'atmosphère à priver les hautes couches d'une partie des calories normalement renvoyées du sol vers l'espace. Paradoxalement, le réchauffement global peut se traduire par un refroidissement des hautes couches de l'atmosphère et ce froid intensifie les réactions chimiques de destruction de l'ozone[66].

Il est à noter que certains gaz destructeurs de la couche d'ozone sont aussi des gaz à effet de serre, le bromure de méthyle par exemple.

Au début des années 1990 on s'inquiète des effets de la perte d'ozone stratosphérique en termes d'augmentation de l’exposition aux rayonnements ultraviolets[69], qui peut provoquer plusieurs types de cancer de la peau chez l’homme dont le carcinome basocellulaire et le cancer épidermoïde. Ils sont aussi dangereux sur les yeux (cause de cataracte et de photokératite).

Les rayons (UV) affaiblissent en outre la réponse du système immunitaire et provoquent aussi son altération[68] - [70].

Dans les années 2010 on cherche à mieux modéliser ces effets en lien avec ceux du réchauffement climatique[71].

Les rayons UV affectent également les plantes en réduisant la photosynthèse et peuvent altérer le temps de floraison de certaines espèces végétales. Ils peuvent également affecter directement la croissance des plantes en modifiant les processus physiologiques et de développement des plantes. Les principales espèces de cultures qui sont particulièrement vulnérables à l'augmentation des UV sont : le blé, le riz, l'orge, l'avoine, le maïs, le soja, les pois, les tomates, les concombres, le chou-fleur, le brocoli et les carottes.

Les rayons ultraviolets affectent également d'autres formes de vie, c'est l'une des principales raisons du déclin de nombre d'espèces d'amphibiens dont ils affectent chaque étape du cycle de vie. Ils gênent la croissance et le développement depuis le stade larvaire, diminuent l'immunité chez certaines espèces et provoquent même des dommages rétiniens et la cécité chez certaines espèces.

Les rayons UV ont également des effets néfastes sur l'écosystème marin, en particulier le plancton qui joue un rôle vital dans la chaîne alimentaire et le cycle du carbone océanique[70] - [68].

L'appauvrissement de la couche d'ozone entraîne une diminution de l'ozone dans la stratosphère et une augmentation de l'ozone présent dans la basse atmosphère. L'ozone dans la basse atmosphère est un polluant et un gaz à effet de serre[70] - [68] - [72].

L'augmentation du rayonnement UV-B pourrait affecter les cycles biogéochimiques terrestres et aquatiques, ce qui modifie les sources et les puits de gaz à effet de serre et chimiquement importants (par exemple, le dioxyde de carbone, le monoxyde de carbone, le sulfure de carbonyle, l'ozone et éventuellement d'autres gaz). Ces changements potentiels contribueraient aux rétroactions biosphère-atmosphère qui atténuent ou amplifient les concentrations atmosphériques de ces gaz[73].

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• Convention de Vienne sur la protection de la couche d'ozone
• Protocole de Montréal
• Couche d'ozone
• Stratosphère

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• (en) The Ozone Hole, sur le site theozonehole.com