L'atmosphère

Généralités

L'atmosphère terrestre constitue l'enveloppe gazeuse entourant la Terre. L'air se compose de 78,08 % d'azote, 20,95 % d'oxygène, 0,93 % d'argon, 0,038 % de dioxyde de carbone et d'un faible pourcentage d'autres gaz. L'atmosphère protège la vie sur Terre en absorbant le rayonnement ultraviolet, en réchauffant la surface, en retenant la chaleur et en réduisant les écarts de température entre le jour et la nuit.

La frontière entre l'atmosphère et l'espace n'est pas net. En effet, la densité de l'atmosphère diminue au fur et à mesure que l'on s'éloigne de la Terre. Dès lors, elle s'évanouit peu à peu dans l'espace. L'altitude de 120 km marque la limite où les effets atmosphériques deviennent notables durant une rentrée atmosphérique. La ligne de Kármán, à 100 km, est aussi fréquemment considérée comme la frontière entre l'atmosphère et l'espace.

Caractéristiques

La limite entre l'atmosphère terrestre et l'espace ne peut se déterminer que théoriquement : la limite externe de l'atmosphère est définie comme la distance supposée où les molécules de gaz atmosphérique cessent de subir 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, sont plus légères et moins liées entre elles que les molécules de l'eau de mer,, elles ont de grandes possibilités de mouvement. Ceux-ci constituent des marées atmosphériques qui sont des phénomènes beaucoup plus considérables que les marées océaniques.

Structure

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, on observe :

la troposphère : la température décroît avec l'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. C'est la couche où se produisent les phénomènes météorologiques et les mouvements atmosphériques horizontaux et verticaux.
la stratosphère : la température croît avec l'altitude jusqu'à 0 °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.

Composition

Les gaz de l'atmosphère sont continuellement brassés, l'atmosphère n'est pas homogène, tant par sa composition que par ses caractéristiques physiques.

Au niveau de la mer, l'air est principalement composé de 78,1 % d'azote, 20,9 % d'oxygène, 0,93 % d'argon et de 0,034 % de dioxyde de carbone pour les gaz majeurs. Toutefois, il comporte aussi des traces d'autres éléments chimiques, les gaz mineurs, dont la proportion varie avec l'altitude. Les gaz à effet de serre majeurs sont la vapeur d'eau, le méthane, l'oxyde d'azote et l'ozone. Les concentrations en dioxyde de carbone s'élèvent, en 2007, à 0,0382 %, soit 382 ppm alors qu'en 1998, elle était de 345 ppm.

D'autres éléments d'origine naturelle sont présents en plus faible quantité, dont la poussière, le pollen et les spores. Plusieurs polluants industriels sont aussi présents dans l'air, tels que le chlore (élémentaire ou composé), le fluor (composé), le mercure et le soufre (en composé tel que le SO2).

Troposphère

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.

La couche d'ozone

Malgré qu'elle soit contenue dans la stratosphère, la couche d'ozone est considérée comme une couche à part car sa composition chimique et physique est différente de celle de la stratosphère. L'ozone de la stratosphère terrestre est créé par les rayons ultraviolets frappant les molécules de dioxygène, les séparant en deux atomes distincts ; ces derniers se combinent ensuite avec des molécules de dioxygène pour former l'ozone. L'ozone est instable (bien que, dans la stratosphère, sa durée de vie est plus longue) et quand les rayons ultraviolets le frappent, ils le séparent en dioxygène et en oxygène. Ce processus continu est appelé cycle ozone-oxygène. Il se produit dans 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 8 parties par million.

Stratosphère

La stratosphère se situe entre la troposhère et la mésosphère, c'est à dire entre 7 à 17 km et environ 50 km d'altitude. La température y augmente avec cette dernière. La stratosphère contient la majeure partie de la couche d'ozone.

Mésosphère

Située entre la stratosphère et la thermosphère, la mésosphère s'étend de 50 km à environ 80–85 km. La température décroît à nouveau avec l'altitude, atteignant −100 °C dans la haute mésosphère. C'est dans cette couche que la plupart des météorites brûlent en pénétrant dans l'atmosphère.

Thermosphère

La thermosphère est une couche atmosphérique située entre 80–85 km et 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.

Ionosphère

Chevauchant en partie la thermosphère et l'exosphère, l'ionosphère, la partie de l'atmosphère ionisée par les radiations solaires, s'étire de 50 à 1 000 km d'altitude. Elle joue un rôle important dans l'électricité atmosphérique et forme le bord intérieur de la magnétosphère. À cause de ses particules chargées, elle a une importance pratique car elle influence la propagation des ondes radio sur la Terre. C'est dans cette couche que se produisent les aurores.

Exosphère

L'exosphère commence entre 500 et 1 000 km et s'étire jusqu'à 10 000 km d'altitude. Elle contient des particules circulant librement et qui migrent ou proviennent de la magnétosphère ou du vent solaire.

Pression et épaisseur

La pression atmosphérique moyenne au niveau de la mer est de 1 013 hectopascals pour une masse atmosphérique totale de 5,1480×10^18 kg.

La pression atmosphérique est directement lié au 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 différents phénomènes physiques. Toutefois, la masse moyenne au-dessus d'un mètre carré de la surface terrestre est de 10,093 tonnes. 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. 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.

Densité et masse

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 elle deviennent plus prononcées dans l'atmosphère supérieure puis dans l'espace à cause des variations des radiations solaires. Par ailleurs, la densité atmosphérique décroît avec l'altitude. Cette variation peut être modélisée par la formule du nivellement barométrique.

La masse de l'atmosphère est de 5×1015 tonnes soit 1/1 200 000 la masse de la Terre. La masse totale de l'atmosphère est de 5,1480×10^18 kg avec une variation annuelle due à la vapeur d'eau de 1,2 à 1,5×10^15 kg en fonction de l'interprétation des données sur la pression de surface et la vapeur d'eau. La masse moyenne de la vapeur d'eau est estimée à 1,27×10^16 kg et la masse de l'air sec est de 5,1352 ±0,0003×10^18 kg.

Opacité

Les radiations solaires, appelés aussi rayonnement solaire, constitue l'énergie que reçoit la Terre à partir du Soleil. La Terre réémet aussi des radiations vers l'espace mais sur des longueurs d'onde plus importantes, invisible à l'œil humain. Suivant les conditions, l'atmosphère peut empêcher les radiations d'entrer dans l'atmosphère ou d'en sortir. Parmi ces conditions, on peut parler des nuages ainsi que du CO², ce dernier ayant une grande place dans la production de l'effet de serre.

Diffusion des ondes

Quand la lumière traverse l'atmosphère, les photons interagissent avec elle par la diffusion des ondes électromagnétique. La lumière qui n'interagit pas avec l'atmosphère est appelée radiation directe et correspond ici à l'image que nous percevons du 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. Une autre source de diffuson est 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 en pleine journée parait bleu car la lumière bleue est diffusée. C'est aussi la raison pour laquelle les couchers de soleil sont rouges car comme le soleil est proche de l'horizon durant ce phénomène, 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 les plus grandes longueurs d'ondes nous parvenir tout en subissant une diffusion elles aussi.

Absorption

L’absorption est une autre propriété importante de l'atmosphère. Différentes molécules absorbent différentes longueurs d'onde de radiations. Par exemple, le dioxygène et l'ozone absorbent presque toutes les longueurs d'onde inférieures à 300 nanomètres. L'eau 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 accroit son énergie.

Quand le spectre 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 visible à environ 400–700 nm et continue jusqu'aux infrarouges vers environ 1100 nm. Il existe aussi des fenêtres atmosphériques et radios qui transmettent certaines ondes infrarouges et radios sur des longueurs d'onde plus importante. Par exemple, la fenêtre radio s'étend sur des ondes allant de un centimètre à environ onze mètres.

Emission

L’émission correspond à la production de radiations émise par un objet. 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 chaud tendent à émettre plus de radiations sur des longueurs d'onde plus courte. 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) et est visible à l'œil humain, ses pics de radiation approchent les 500 nm. La Terre est approximativement à 290 K (17°C), par conséquent, ses pics de radiations approchent les 10 000 nm, 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 ou le ciel est dégagés, la surface de la Terre se rafraichit plus rapidement que les nuits ou le ciel est couvert. Ceci est dû au fait que les nuages sont d'importants absorbeurs et émetteurs de radiations infrarouges.

L’effet de serre est directement lié à l'absorption et à l'émission de radiations. Certains éléments chimiques de l'atmosphère absorbent et émettent des radiations infrarouges mais n'interagissent pas avec la lumière visible. Des exemples commun de ces éléments sont le dioxyde de carbone et l'eau. S'il y a trop de ces gaz à effet de serre, ceux-ci bloquent les radiations infrarouges provenant du soleil lors de leur renvoi vers l'espace. Ce déséquilibre constitue le réchauffement de la Terre entrainant ainsi des changements climatiques.