Atmosphère terrestre

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Atmosphère terrestre
Image illustrative de l'article Atmosphère terrestre
L'atmosphère de la Terre.
Informations générales
Épaisseur 800 km[Note 1]
Hauteur d'échelle 7,7 km
Pression atmosphérique 101 325 Pa
(au niveau de la mer)
Masse 5,1480×1018 kg
(8,618×10-7 masse terrestre)
Composition volumétrique
Diazote (N2) 78,084 %
Dioxygène (O2) 20,953 %
Argon (Ar) 0,9340 %
Dioxyde de carbone (CO2) 398 ppmv[1]
Néon (Ne) 18,18 ppmv
Hélium (He) 5,24 ppmv
Méthane (CH4) 1,745 ppmv
Krypton (Kr) 1,14 ppmv
Dihydrogène (H2) 0,55 ppmv
Vapeur d'eau (H2O) de < 0.5 % à ~ 5 %
(très variable)

L’atmosphère terrestre est l'enveloppe gazeuse entourant la Terre solide. L'air sec se compose de 78,08 % de diazote, 20,95 % de dioxygène, 0,93 % d'argon, 0,0395 % de dioxyde de carbone et des traces d'autres gaz. L'atmosphère protège la vie sur Terre en absorbant le rayonnement solaire ultraviolet, en réchauffant la surface par la rétention de chaleur (effet de serre) et en réduisant les écarts de température entre le jour et la nuit.

Il n'y a pas de frontière définie entre l'atmosphère et l'espace. Elle devient de plus en plus ténue et s'évanouit peu à peu dans l'espace. L'altitude de 120 km marque la limite où les effets atmosphériques deviennent notables durant la rentrée atmosphérique. La ligne de Kármán, à 100 km, est aussi fréquemment considérée comme la frontière entre l'atmosphère et l'espace.

Description[modifier | modifier le code]

La limite entre l'atmosphère terrestre et l'atmosphère solaire n'est pas définie précisément : la limite externe de l'atmosphère correspond à la distance où les molécules de gaz atmosphérique ne subissent presque plus l'attraction terrestre et les interactions de son champ magnétique. Ces conditions se vérifient à une altitude qui varie avec la latitude - environ 60 km au-dessus de l'équateur, et 30 km au-dessus des pôles. Ces valeurs ne sont toutefois qu'indicatives : le champ magnétique terrestre, en effet, est continuellement déformé par le vent solaire. L'épaisseur de l'atmosphère varie donc notablement. En outre, comme l'eau des océans, l'atmosphère subit l'influence de la rotation du système Terre-Lune et les interférences gravitationnelles de la Lune et du Soleil. Comme les molécules de gaz, plus légères et moins liées entre elles que les molécules de l'eau de mer, ont de grandes possibilités de mouvement, les marées atmosphériques sont des phénomènes beaucoup plus considérables que les marées océaniques.

La plus grande partie de la masse atmosphérique est proche de la surface : l'air se raréfie en altitude et la pression diminue ; celle-ci peut être mesurée au moyen d'un altimètre ou d'un baromètre.

L'atmosphère est responsable d'un effet de serre qui réchauffe la surface de la Terre. Sans elle, la température moyenne sur Terre serait de −18 °C, contre 15 °C actuellement. Cet effet de serre découle des propriétés des gaz vis-à-vis des ondes électromagnétiques.

Composition chimique détaillée[modifier | modifier le code]

Évolution des teneurs connues de CO2 de l'atmosphère terrestre. Pour rendre ces variations plus visibles, l'échelle temporelle n'est pas linéaire.
Proportion actuelle des gaz atmosphériques (moyennes variant régionalement et saisonnièrement).

Elle a beaucoup varié selon les époques.

Les gaz de l'atmosphère sont continuellement brassés, l'atmosphère n'est pas homogène, tant par sa composition que par ses caractéristiques physiques. La concentration des composants minoritaires, et en particulier les polluants, est très hétérogène sur la surface du globe, car des sources d'émission très locales existent, soit liées à l'activité humaine (usines, air intérieur ou extérieur, etc.) soit à des processus naturels (géothermie, décomposition de matières organiques, etc.).

Principaux constituants[modifier | modifier le code]

Au niveau de la mer, l'air sec est principalement composé de 78,1 % de diazote, 20,9 % de dioxygène. Le 1% restants est dominé par 0,93 % d'argon et 0,04 % de dioxyde de carbone. Il comporte aussi des traces d'autres éléments chimiques, les gaz mineurs, dont la proportion varie avec l'altitude. Ceux ci constituent moins de 0,3 % de l'atmosphère. Ce sont en majorité les gaz rares : néon, hélium, krypton, xénon et radon. Parmi ces constituants les gaz contribuant à l'effet de serre sont la vapeur d'eau, le dioxyde de carbone, le méthane, l'oxyde d'azote et l'ozone.

Composition de l'atmosphère « sèche »[2]
ppmv: partie par million en volume
Gaz Volume
Diazote (N2) 780 840 ppmv (78,084 %)
Dioxygène (O2) 209 460 ppmv (20,946 %)
Argon (Ar) 9 340 ppmv (0,9340 %)
Dioxyde de carbone (CO2) 398 ppmv (0,0398 %)[3]
(en mai 2014)
Néon (Ne) 18,18 ppmv
Hélium (He) 5,24 ppmv
Méthane (CH4) 1,745 ppmv
Krypton (Kr) 1,14 ppmv
Dihydrogène (H2) 0,55 ppmv
À rajouter à l'atmosphère sèche :
Vapeur d'eau (H2O) de <1 % à ~4 %
(très variable)
Composants mineurs de l'atmosphère
Gaz Volume
Monoxyde d'azote (NO) 0,5 ppmv
Protoxyde d'azote (N2O) 0,3 ppmv
Xénon (Xe) 0,09 ppmv
Ozone (O3) 0,0 à 0,07 ppmv
Dioxyde d'azote (NO2) 0,02 ppmv
Iode (I2) 0,01 ppmv
Monoxyde de carbone (CO) 0,2 ppmv
Ammoniac (NH3) traces

D'autres éléments d'origine naturelle sont présents en plus faible quantité, dont la poussière, le pollen et les spores ainsi que des virus, bactéries. De très nombreux aérosols d'origine industrielle, urbaine et agricole sont aussi présents dans l'air, ainsi que des polluants. Ce sont notamment le CO, le CO2, les oxydes d'azote, le chlore (élémentaire ou surtout composés), le fluor (composés), le mercure et le soufre (en composé tel que le SO2). Les régions agricoles sont aussi sources de méthane (fermentation des lisiers, rizières), de pesticides (plus ou moins soluble dans l'air ou dans l'humidité de l'air selon leur tension de vapeur, d'azote (issu des engrais). Fusées et avions polluent aussi l'atmosphère par leurs trainées.

Quantité moyenne de vapeur d'eau

Évolution du taux de CO2[modifier | modifier le code]

Les concentrations en dioxyde de carbone s'élèvent, en 2011[4], à 0,0392 %, soit 392 ppm alors qu'en 1998, elle était de 345 ppm[5]. En mai 2013 l'observatoire du Mauna Loa à Hawaï annonce que la teneur atmosphérique en CO2 a franchi sur ce site le cap symbolique des 400 ppm[6] (400,03 ppm de moyenne relevé le 9 mai 2013[7]), niveau le plus élevée depuis 55 ans de mesures en ce lieu et certainement depuis deux à trois millions d'années[8],[7],[9]. Il est important de noter que des concentrations supérieures ont déjà été mesurées par le passé, mais en d'autres lieux, par exemple en Alaska (avril 2012), au Canada, en Norvège (début 2013), en Équateur et aux îles Canaries, ainsi que par les mesures indépendantes de la National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) (en Arctique en 2012 par exemple[9]) et du Scripps Institution of Oceanography (seuil aussi franchi le 10 mai 2013 pour ces deux derniers[7])[10]. Les spécialistes estiment que l'hémisphère sud devrait franchir ce cap symbolique courant 2014, différence de quelques mois qui serait en partie liée au fait que les gaz à effet de serre sont majoritairement émis au nord de l'équateur[9]. Par ailleurs, à cause des fluctuations saisonnières principalement dues à la végétation, des pics sont atteints en mai et en automne alors que le niveau diminue légèrement en été[11] ; en conséquence, le niveau annuel moyen actuel reste légèrement en-deçà de ce seuil symbolique, autour de 396 ppm (taux moyen entre septembre 2012 et septembre 2013, période durant laquelle le niveau a varié entre 391 et 400 ppm)[12], mais le seuil devrait être franchi à toute date de l'année entre 2015 et 2016[7]. Aucun niveau inférieur à 350 ppm n'a été mesuré à Hawaï depuis octobre 1988[7].

La concentration de ce gaz a oscillé entre 180 et 280 ppm entre 800 000 ans dans le passé et le début de la révolution industrielle, ces valeurs minimales et maximales correspondant respectivement aux périodes glaciaires et interglaciaires[9],[10]. À l'heure actuelle la concentration de CO2 augmenterait cent fois plus rapidement qu'à la sortie du dernier âge glaciaire il y a 10 000 ans, atteignant un niveau, variable suivant l'année, d'environ + 2,1 ppm/an[9] contre environ + 16 ppb (0,016 ppm)/an de moyenne à l'époque[10]. À la fin des années 1950, l'augmentation atteignait + 0,7 ppm/an[10], le tiers du niveau actuel. Des concentrations supérieures à l'actuelle ont certainement existé il y a environ cinquante millions d'années[7] ; cependant, d'après ce qui a pu être déterminé, la variation annuelle n'a jamais dans l'histoire récente atteint le niveau actuel.

Historique des mesures :

Structure[modifier | modifier le code]

L'atmosphère est divisée en plusieurs couches d'importance variable : leurs limites ont été fixées selon les discontinuités dans les variations de la température, en fonction de l'altitude. De bas en haut :

  • la troposphère : la température décroît avec l'altitude (de la surface du globe à 8-15 km d'altitude) ; l'épaisseur de cette couche varie entre 13 et 16 km à l'équateur, mais entre 7 et 8 km aux pôles. Elle contient 80 à 90 % de la masse totale de l'air et la quasi-totalité de la vapeur d'eau[14]. C'est la couche où se produisent les phénomènes météorologiques (nuages, pluies, etc.) et les mouvements atmosphériques horizontaux et verticaux (convection thermique, vents) ;
  • la stratosphère : la température croît avec l'altitude jusqu'à °C (de 8-15 km d'altitude à 50 km d'altitude) ; elle abrite une bonne partie de la couche d'ozone ;
  • la mésosphère : la température décroît avec l'altitude (de 50 km d'altitude à 80 km d'altitude) jusqu'à −80 °C ;
  • la thermosphère : la température croît avec l'altitude (de 80 km d'altitude à 350-800 km d'altitude) ;
  • l'exosphère : de 350-800 km d'altitude à 50 000 km d'altitude.
Température de l'atmosphère (en °C)
en fonction de l'altitude (en km).
Schéma des couches de l'atmosphère.

Troposphère[modifier | modifier le code]

La troposphère, du mot grec τρέπω signifiant « changement », est la partie la plus basse de l'atmosphère ; elle commence à la surface et s'étend entre 7 et 8 km aux pôles et de 13 à 16 km à l'équateur, avec des variations dues aux conditions climatiques. Le mélange vertical de la troposphère est assuré par le réchauffement solaire. Ce réchauffement rend l'air moins dense, ce qui le fait remonter. Quand l'air monte, la pression au-dessus de lui décroît, par conséquent il s'étend, s'opposant à la pression de l'air environnant. Or, pour s'étendre, de l'énergie est nécessaire, donc la température et la masse de l'air décroissent. Comme la température diminue, la vapeur d'eau dans la masse d'air peut se condenser ou se solidifier, relâchant la chaleur latente permettant une nouvelle élévation de la masse d'air. Ce processus détermine le gradient maximal de baisse de la température avec l'altitude, appelé gradient thermique adiabatique. La troposphère contient grossièrement 80 % de la masse totale de l'atmosphère. 50 % de la masse de l'atmosphère se trouvent en dessous d'environ 5,5 km d'altitude.

À noter que la partie la plus basse de la Troposphère est aussi appelée Peplos. Cette couche qui trouve sa limite vers 3 km est aussi qualifiée de couche sale en raison de son taux d'impureté très important (aérosol ou nucléus) qui sont des noyaux auxquels viennent se former les gouttes d'eau dans le cas d'un air ayant atteint 100 % d'humidité relative. Cette couche se termine par la péplopause. La présence de cette couche sale explique la quasi absence d'air sur-saturé dans la couche supérieur de la troposphère.

Tropopause[modifier | modifier le code]

La tropopause est la frontière entre la troposphère et la stratosphère.

Couche d'ozone[modifier | modifier le code]

Article détaillé : Couche d'ozone.

Bien que faisant partie de la stratosphère, la couche d'ozone est considérée comme une couche en soi parce que sa composition chimique et physique est différente de celle de la stratosphère. L'ozone (O3) de la stratosphère terrestre est créé par les ultraviolets frappant les molécules de dioxygène (O2), les séparant en deux atomes distincts ; ce dernier se combine ensuite avec une molécule de dioxygène (O2) pour former l'ozone (O3). L'O3 est instable (bien que, dans la stratosphère, sa durée de vie est plus longue) et quand les ultraviolets le frappent, ils le séparent en O2 et en O. Ce processus continu s'appelle le cycle ozone-oxygène. Il se produit dans la couche d'ozone, une région comprise entre 10 et 50 km au-dessus de la surface. Près de 90 % de l'ozone de l'atmosphère se trouve dans la stratosphère. Les concentrations d'ozone sont plus élevées entre 20 et 40 km d'altitude, où elle est de 2 à ppm.

Stratosphère[modifier | modifier le code]

La stratosphère s'étend de la tropopause, entre 7–17 km et environ 50 km. La température y augmente avec l'altitude. La stratosphère contient la majeure partie de la couche d'ozone.

Stratopause[modifier | modifier le code]

La stratopause est la limite entre la stratosphère et la mésosphère. Elle se situe vers 50-55 km d'altitude. La pression représente environ 1/1000 de la pression atmosphérique au niveau de la mer.

Mésosphère[modifier | modifier le code]

La mésosphère, du mot grec μέσος signifiant « milieu », s'étend de 50 km à environ 80–85 km. La température décroît à nouveau avec l'altitude, atteignant −100 °C (173,1 K) dans la haute mésosphère. C'est aussi dans la mésosphère que la plupart des météorites se consument en entrant dans l'atmosphère.

Mésopause[modifier | modifier le code]

La température minimale se rencontre à la mésopause, frontière entre la mésosphère et la thermosphère. C'est le lieu le plus froid de la Terre, avec une température de −100 °C (173,1 K).

Thermosphère[modifier | modifier le code]

La thermosphère est la couche atmosphérique commençant vers 80–85 km et allant jusqu'à 640 km d'altitude, la température y augmente avec l'altitude. Bien que la température puisse atteindre les 1 500 °C, un individu ne la ressentirait pas à cause de la très faible pression. La station spatiale internationale orbite dans cette couche, entre 320 et 380 km d'altitude. Comme description moyenne le modèle MSIS-86[15] est recommandé par le Committee on Space Research.

Thermopause[modifier | modifier le code]

La thermopause est la limite supérieure de la thermosphère. Elle varie entre 500 et 1 000 km d'altitude.

Ionosphère[modifier | modifier le code]

L'ionosphère, la partie de l'atmosphère ionisée par les radiations solaires, s'étire de 60 à 800 km et se constitue de trois couches : la couche D (60 à 90 km), la couche E (90 à 120 km), et la couche F (120 à 800 km). Elle chevauche à la fois la thermosphère et l'exosphère. Elle joue un rôle important dans l'électricité atmosphérique et forme le bord intérieur de la magnétosphère. Grâce à ses particules chargées, elle a une importance pratique car elle influence, par exemple, la propagation des ondes radio sur la Terre. Elle est le lieu où se déroulent les aurores et les phénomènes lumineux transitoires liés aux orages.

Exosphère[modifier | modifier le code]

L'exosphère commence avec l'exobase, qui est aussi connu comme le « niveau critique », vers 500–1 000 km et s'étire jusqu'à plus de 10 000 km d'altitude. Elle contient des particules circulant librement et qui migrent ou proviennent de la magnétosphère ou du vent solaire.

L'atmosphère terrestre depuis l'espace.

Pression et épaisseur[modifier | modifier le code]

Article détaillé : pression atmosphérique.

La pression atmosphérique moyenne, au niveau de la mer, est de 1 013 hectopascals ; la masse atmosphérique totale est de 5,1480×1018 kg[16].

La pression atmosphérique est le résultat direct du poids total de l'air se trouvant au-dessus du point où la pression est mesurée. La pression de l'air varie en fonction du lieu et du temps, car la quantité et le poids d'air varient suivant les mêmes paramètres. Toutefois, la masse moyenne au-dessus d'un mètre carré de la surface terrestre peut être calculée à partir de la masse totale de l'air et la superficie de la Terre. La masse totale de l'air est de 5 148 000 gigatonnes et la superficie de 51 007,2 megahectares. Par conséquent 5148000/51007,2 = 10,093 tonnes par mètre carré. Ceci est environ 2,5 % inférieur à l'unité standardisée officielle de 1 atm représentant 1 013,25 hPa, ce qui correspond à la pression moyenne, non pas au niveau de la mer seul, mais à la base de l'atmosphère à partir de l'élévation moyenne du sol terrestre et du niveau de la mer.

Si la densité de l'atmosphère restait constante avec l'altitude, l'atmosphère se terminerait brusquement vers 7,81 km d'altitude. La densité décroît avec l'altitude, ayant déjà diminué de 50 % dès 5,6 km. En comparaison, la plus haute montagne, l'Everest, atteint les 8,8 km d'altitude, donc l'air est moins de 50 % moins dense à son sommet qu'au niveau de la mer.

Cette chute de pression est presque exponentielle, ainsi la pression diminue de moitié environ tous les 5,6 km et de 63,2 % (1 - 1/e = 1 - 0.368 = 0,632) tous les 7,64 km (hauteur d'échelle moyenne de l'atmosphère terrestre en dessous de 70 km). Même dans l'exosphère, l'atmosphère est encore présente, comme on peut le constater par la traînée subie par les satellites.

Les équations de pression par altitude peuvent être utilisées afin d'estimer l'épaisseur de l'atmosphère. Les données suivantes sont données pour référence[17] :

  • 50 % de la masse de l'atmosphère est en dessous de 5,6 km d'altitude ;
  • 90 % de la masse de l'atmosphère est en dessous de 16 km d'altitude. L'altitude courante des transports aériens commerciaux est de 10 km et le sommet de l'Everest est à 8 848 m au-dessus du niveau de la mer. Dans la région supérieure, où les gaz sont raréfiés, se produisent des aurores et d'autres effets atmosphériques. Le vol le plus élevé de l'avion X-15 a atteint, en 1963, une altitude de 108,0 km.

Densité et masse[modifier | modifier le code]

Article détaillé : Masse volumique de l'air.
Température et masse volumique par rapport à l'altitude d'après le modèle d'atmosphère standardisé NRLMSISE-00.

La densité de l'air au niveau de la mer est d'environ 1,2 kg/m3 (1,2 g/L). Les variations naturelles de la pression atmosphérique se produisent à chaque altitude et à chaque changement de temps. Ces variations sont relativement faibles dans les altitudes habitées, mais elles deviennent plus prononcées dans l'atmosphère supérieure puis dans l'espace à cause des variations des radiations solaires.

La densité atmosphérique décroît avec l'altitude. Cette variation peut être modélisée par la formule du nivellement barométrique. Des modèles plus sophistiqués sont utilisés par les météorologues et les agences spatiales pour prédire le temps et l'abaissement progressif de l'orbite des satellites.

La masse de l'atmosphère est de 5×1015 tonnes soit 1/1 200 000 la masse de la Terre. D'après le National Center for Atmospheric Research, la « masse totale de l'atmosphère est de 5,1480×1018 kg avec une variation annuelle due à la vapeur d'eau de 1,2 à 1,5×1015 kg en fonction de l'utilisation des données sur la pression de surface et la vapeur d'eau. La masse moyenne de la vapeur d'eau est estimée à 1,27×1016 kg et la masse de l'air sec est de 5,1352 ±0,0003×1018 kg. »

Opacité[modifier | modifier le code]

Article détaillé : Rayonnement solaire.

Les radiations solaires (ou rayonnement solaire) correspondent à l'énergie que reçoit la Terre du Soleil. La Terre réémet aussi des radiations vers l'espace, mais sur des longueurs d'onde plus importantes invisibles à l'œil humain. Suivant les conditions, l'atmosphère peut empêcher les radiations d'entrer dans l'atmosphère ou d'en sortir. Parmi les exemples les plus importants de ces effets il y a les nuages et l'effet de serre.

Diffusion des ondes[modifier | modifier le code]

Les différentes couleurs sont dues à la dispersion de la lumière produite par l'atmosphère.
Articles détaillés : Diffusion des ondes et Couleur du ciel.
Un coucher de soleil vu depuis l'ISS.

Quand la lumière traverse l'atmosphère, les photons interagissent avec elle à travers la diffusion des ondes. Si la lumière n'interagit pas avec l'atmosphère, c'est la radiation directe et cela correspond au fait de regarder directement le soleil. Les radiations indirectes concernent la lumière qui est diffusée dans l'atmosphère. Par exemple, lors d'un jour couvert quand les ombres ne sont pas visibles il n'y a pas de radiations directes pour la projeter, la lumière a été diffusée. Un autre exemple, dû à un phénomène appelé la diffusion Rayleigh, les longueurs d'onde les plus courtes (bleu) se diffusent plus aisément que les longueurs d'onde les plus longues (rouge). C'est pourquoi le ciel parait bleu car la lumière bleue est diffusée. C'est aussi la raison pour laquelle les couchers de soleil sont rouges. Parce que le soleil est proche de l'horizon, les rayons solaires traversent plus d'atmosphère que la normale avant d'atteindre l'œil par conséquent toute la lumière bleue a été diffusée, ne laissant que le rouge lors du soleil couchant.

Absorption optique[modifier | modifier le code]

Article détaillé : Absorption (optique).

L’absorption optique est une autre propriété importante de l'atmosphère. Différentes molécules absorbent différentes longueurs d'onde de radiations. Par exemple, l'O2 et l'O3 absorbent presque toutes les longueurs d'onde inférieures à 300 nanomètres. L'eau (H2O) absorbe la plupart des longueurs d'onde au-dessus de 700 nm, mais cela dépend de la quantité de vapeur d'eau dans l'atmosphère. Quand une molécule absorbe un photon, cela accroît son énergie.

Transmittance (ou opacité) atmosphérique de la Terre à diverses longueurs d'onde et radiation électromagnétique, y compris lumière visible.

Quand les spectres d'absorption des gaz de l'atmosphère sont combinés, il reste des « fenêtres » de faible opacité, autorisant le passage de certaines bandes lumineuses. La fenêtre optique va d'environ 300 nm (ultraviolet-C) jusqu'aux longueurs d'onde que les humains peuvent voir, la lumière visible (communément appelé lumière), à environ 400–700 nm et continue jusqu'aux infrarouges vers environ 1100 nm. Il y a aussi des fenêtres atmosphériques et radios qui transmettent certaines ondes infrarouges et radio sur des longueurs d'onde plus importantes. Par exemple, la fenêtre radio s'étend sur des longueurs d'onde allant de un centimètre à environ onze mètres. Le graphe ci-dessus représente 1-T (exprimé en %) (T:transmittance)

Émission[modifier | modifier le code]

Article détaillé : Émission (physique).

L’émission est l'opposé de l'absorption, quand un objet émet des radiations. Les objets tendent à émettre certaines quantités de longueurs d'onde suivant les courbes d'émission de leur « corps noir », par conséquent des objets plus chauds tendent à émettre plus de radiations sur des longueurs d'onde plus courtes. Les objets froids émettent moins de radiations sur des longueurs d'onde plus longues. Par exemple, le Soleil est approximativement à 6 000 K (5 730 °C), ses pics de radiation approchent les 500 nm, et sont visibles par l'œil humain. La Terre est approximativement à 290 K (17 °C), par conséquent ses pics de radiations approchent les 10 000 nm (10 µm), ce qui est trop long pour que l'œil humain les perçoive.

À cause de sa température, l'atmosphère émet des radiations infrarouges. Par exemple, lors des nuits où le ciel est dégagé la surface de la Terre se rafraichit plus rapidement que les nuits où le ciel est couvert. Ceci est dû au fait que les nuages (H2O) sont d'importants absorbeurs et émetteurs de radiations infrarouges.

L’effet de serre est directement lié à l'absorption et à l'émission. Certains composants chimiques de l'atmosphère absorbent et émettent des radiations infrarouges, mais n'interagissent pas avec la lumière visible. Des exemples communs de ces composants sont le CO2 et l'H2O. S'il y a trop de ces gaz à effet de serre, la lumière du soleil chauffe la surface de la Terre, mais les gaz bloquent les radiations infrarouges lors de leur renvoi vers l'espace. Ce déséquilibre fait que la Terre se réchauffe, entrainant ainsi des changements climatiques.

Circulation[modifier | modifier le code]

Cellules de circulation simplifiées.
Article détaillé : Circulation atmosphérique.

La circulation atmosphérique est le mouvement à l'échelle planétaire de la couche d'air entourant la Terre qui redistribue la chaleur provenant du Soleil en conjonction avec la circulation océanique. En effet, comme la Terre est un sphéroïde, la radiation solaire incidente au sol varie entre un maximum aux régions faisant face directement au Soleil, situé selon les saisons plus ou moins loin de l'équateur, et un minimum à celles très inclinées par rapport à ce dernier proches des Pôles. La radiation réémise par le sol est liée à la quantité d'énergie reçue.

Il s'ensuit un réchauffement différentiel entre les deux régions. Le déséquilibre ainsi créé a pour conséquence des différences de pression, qui sont à l'origine des circulations atmosphérique. Celle-ci, combinée aux courants marins, est le moyen qui permet de redistribuer la chaleur sur la surface de la Terre. Les détails de la circulation atmosphérique varient continuellement, mais la structure de base reste assez constante.

Phénomènes optiques[modifier | modifier le code]

La composition de l'atmosphère terrestre la rend relativement transparente aux rayonnements électromagnétiques dans le domaine du spectre visible. Elle est cependant relativement opaque aux rayonnements infrarouges émis par le sol, ce qui est à l'origine de l'effet de serre. Il s'y produit aussi différents phénomènes optiques causés par des variations continues ou non de l'indice de réfraction du milieu de propagation des ondes électromagnétiques.

Parmi ces phénomènes, les plus notables sont les arcs-en-ciel et les mirages.

La couleur du ciel diurne, quant à elle, est due à la variation de la diffusion du rayonnement solaire en fonction de la longueur d'onde. Des couleurs inhabituelles s'observent cependant lors des aurores polaires (aurores boréales ou australes), qui résultent de l'interaction entre les particules du vent solaire et la haute atmosphère.

Évolution[modifier | modifier le code]

Historique[modifier | modifier le code]

Les premières mesures de l'atmosphère actuelle se sont d'abord déroulées au sol, en plaine puis au sommet des montagnes. Le 19 septembre 1648, le beau-frère de Blaise Pascal, Florin Périer constate sur le Puy de Dôme que la pression atmosphérique diminuait avec l'altitude prouvant ainsi la pesanteur de l'air[18]. Au XIXe siècle, le progrès scientifique permet de faire des mesures depuis des ballons puis des ballons-sondes permettant de découvrir l'existence de la stratosphère en 1899. Enfin, les engins spatiaux permettent d'accéder au-delà de l'atmosphère.


Note[modifier | modifier le code]

  1. L'« espace » est généralement considéré comme atteint à partir de 100 km (ligne de Kármán). En incluant l'exosphère, la limite supérieure atteint 50 000 km.

Sources[modifier | modifier le code]

Références[modifier | modifier le code]

  1. www.esrl.noaa.gov
  2. Source des données :
    Dioxyde de carbone : (en) NASA - Earth Fact Sheet, janvier 2007.
    Méthane : IPCC TAR ; table 6.1, 1998
    (en) IPCC Third Assessment Report "Climate Change 2001" by GRID-Arendal in 2003.
    Le total de la NASA a été de 17 ppmv sur 100 %, et le CO2 a augmenté ici de 15 ppmv.
    Pour normaliser, N2 devrait être réduit de 25 ppmv et O2 de 7 ppmv.
  3. www.esrl.noaa.gov[1].
  4. Données du NOAA et du Mauna Loa Observatory (MLO).
  5. Pomerol, Lagabrielle et Renard 2000, p. 61.
  6. http://climate.nasa.gov/400ppmquotes/.
  7. a, b, c, d, e, f, g, h et i http://news.nationalgeographic.com/news/energy/2013/05/130510-earth-co2-milestone-400-ppm/.
  8. http://www.lemonde.fr/planete/article/2013/05/06/le-taux-de-co2-dans-l-air-au-plus-haut-depuis-plus-de-2-5-millions-d-annees_3171507_3244.html.
  9. a, b, c, d et e http://www.futura-sciences.com/magazines/environnement/infos/actu/d/climatologie-bref-co2-atmospherique-franchi-cap-400-ppm-hawai-46420/.
  10. a, b, c, d, e, f, g, h et i http://www.notre-planete.info/actualites/actu_3727_concentration_CO2_400_ppm.php.
  11. a et b http://www.terraeco.net/400-ppm-CO2-seuil-danger-climat,49619.html.
  12. Taux de CO2 au Mauna Loa, Hawaï, Earth System Research Laboratory.
  13. [www.esrl.noaa.gov].
  14. Pomerol, Lagabrielle et Renard 2000, p. 62.
  15. Labitzke, Barnett et Edwards 1989.
  16. (en) The Mass of the Atmosphere: A Constraint on Global Analyses.
  17. Lutgens et Tarbuck 1995, p. 14-17.
  18. Pascal 1648.

Bibliographie[modifier | modifier le code]

  • (en) K. Labitzke, J. J. Barnett et Belva Edwards, Atmospheric structure and its variation in the region 20 to 120 km, vol. 16, University of Illinois, coll. « Handbook for MAP »,‎ 1989
  • (en) Frederick K. Lutgens et Edward J. Tarbuck, The Atmosphere, Prentice Hall,‎ 1995, 6e éd. (ISBN 0-13-350612-6)
  • Blaise Pascal, Récit de la grande expérience de l’équilibre des liqueurs : Pour l'accomplissement du traicté qu'il a promis dans son abbrégé touchant le vuide, C. Savreux (1re éd. 1648), 20 p. (lire en ligne)
  • Charles Pomerol, Yves Lagabrielle et Maurice Renard, Éléments de géologie, Dunod, coll. « Masson Sciences »,‎ 10 août 2000, 12e éd., 746 p. (ISBN 210004754X et 978-2100047543)

Compléments[modifier | modifier le code]

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Articles connexes[modifier | modifier le code]

Filmographie[modifier | modifier le code]

  • À la découverte de l'atmosphère terrestre, film de Herb Saperstone, Jeulin, Évreux, 2006, 35' (DVD + brochure)

Liens externes[modifier | modifier le code]