Atmosphère terrestre

Atmosphère terrestre
Informations générales
Épaisseur	800 km
Pression atmosphérique	1,013 bar
Masse	5.1480×10 kg
Composition
Diazote	78,084 %
Dioxygène	20,946 %
Argon	0,9340 %
Dioxyde de carbone	386 ppmv
Néon	18,18 ppmv
Hélium	5,24 ppmv
Méthane	1,745 ppmv
Krypton	1,14 ppmv
Dihydrogène	0,55 ppmv
Vapeur d'eau	de <1 % à ~4 % (très variable)

L'atmosphère terrestre est l'enveloppe gazeuse entourant la Terre solide. L'air sec se compose de 78,08 % d'azote, 20,95 % d'oxygène, 0,93 % d'argon, 0,039 % 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.

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.

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).

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. 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 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.

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.

Tropopause

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

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 (de l'oxygène) ; 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 8 ppm.

Stratosphère

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

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

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 brûlent en entrant dans l'atmosphère.

Mésopause

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

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 est recommande par le Committee on Space Research.

Thermopause

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

Ionosphère

L'ionosphère, la partie de l'atmosphère ionisée par les radiations solaires, s'étire de 50 à 1 000 km et 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. À cause de ses particules chargées, elle a une importance pratique car elle influence, par exemple, la propagation des ondes radio sur la Terre. Elle est responsable des aurores.

Exosphère

L'exosphère commence avec l'exobase, qui est aussi connu comme le « niveau critique », vers 500–1 000 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.

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

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, mais à la base de l'atmosphère à partir de l'élévation moyenne du sol terrestre.

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 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 :

• 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.

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 5×10 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 5,1480×10 kg avec une variation annuelle due à la vapeur d'eau de 1,2 à 1,5×10 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 1,27×10 kg et la masse de l'air sec est de 5,1352 ±0,0003×10 kg. »

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

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

L’absorption 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.

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.

Émission

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, 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 CO 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.

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 inclinés 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 circulation 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.

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.

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. Au XIX 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.