atmosphère

Enveloppe gazeuse entourant une planète, en particulier la Terre.

L'atmosphère ne se limite pas au domaine dans lequel circulent les nuages et où se déroulent les phénomènes météorologiques. Certes, la moitié de sa masse totale (évaluée au millionième de celle de la Terre) se situe au-dessous de 5 km et 99 % au-dessous de 30 km d'altitude. Mais, à 100 km, il reste encore de l'air soumis à l'attraction terrestre ; à 1 000 km, quelques atomes légers d'hydrogène ou d'hélium subsistent.

1. Rôle de l’atmosphère terrestre

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L'atmosphère nous protège contre les agressions extérieures. Les dangereuses particules énergétiques éjectées par le Soleil sont piégées dans la magnétosphère (ceintures de rayonnement) ; leur présence se manifeste par la luminescence des aurores polaires. Les poussières et les fragments rocheux extraterrestres sont freinés dans la haute atmosphère et s'y consument partiellement ou totalement en engendrant des météores (étoiles filantes). Les rayonnements ultraviolets nocifs (responsables notamment des cancers de la peau) sont absorbés lors de réactions photochimiques dans la fragile couche d'ozone stratosphérique, qui joue ainsi un rôle essentiel pour la vie sur la Terre.

2. Composition de l'atmosphère

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De nombreux phénomènes physiques et chimiques qui se produisent dans l'atmosphère sont directement liés à sa composition. L'atmosphère actuelle est composée presque uniquement d'azote et d'oxygène sous leur forme diatomique. L'azote (N₂) représente environ 78 % du total des molécules d'air sec de l'atmosphère et l'oxygène (O₂), 21 %. L'argon, gaz inerte, représente environ 0,9 %. Le restant (0,1 %) est composé de nombreux gaz à l'état de traces, comportant surtout du dioxyde de carbone (ou gaz carbonique) et de la vapeur d'eau.

Bien que le dioxyde de carbone ne représente actuellement que 350 millionièmes du volume de l'atmosphère, il joue, en association avec la vapeur d'eau, un rôle vital dans le maintien de l'équilibre thermique du système Terre/atmosphère, car il absorbe de façon efficace le rayonnement infrarouge (effet de serre).

L'air atmosphérique contient également, mais en proportions très variables (jusqu'à 4 % en volume), de la vapeur d'eau. Celle-ci absorbe fortement l'infrarouge et forme le maillon essentiel du cycle de l'eau.

Un autre gaz important, présent à l'état de traces, est l'ozone (O₃), forme triatomique de l'oxygène, concentré dans une couche située entre 20 et 30 km d'altitude. Bien que sa concentration totale ne dépasse pas 12 parties par million (ppm), l'ozone absorbe le rayonnement ultraviolet de façon si efficace qu'il protège presque totalement la vie sur Terre de ces rayons nocifs.

3. Structure verticale de l’atmosphère terrestre

Il est d'usage de stratifier l'atmosphère en zones, désignées par le suffixe -sphère, dans lesquelles un paramètre (température, etc.) reste constant ou varie de façon monotone avec l'altitude ; ces zones sont séparées par des surfaces désignées par le suffixe -pause. Cela permet de différencier une succession de strates en fonction de critères thermiques, chimiques ou électromagnétiques.

3.1. La troposphère

La troposphère est la zone la plus basse de l'atmosphère, comprise depuis le sol jusqu'à la tropopause. Elle présente des caractéristiques qui la différencient nettement des autres régions de l'atmosphère : c'est la zone où se manifestent les phénomènes météorologiques courants (nuages, pluies, orages, etc.). Elle est violemment brassée par des courants verticaux et horizontaux, déterminés principalement par les différences de température et de pression. La troposphère représente les trois quarts environ de la masse atmosphérique totale. L'oxygène, l'azote, le dioxyde de carbone, la vapeur d'eau sont ses constituants majeurs. La température y décroît en moyenne de 6 °C par kilomètre d'altitude (températures moyennes : 10 °C au sol, − 55 °C à 12 km d'altitude, aux latitudes moyennes). Dans la troposphère, la vitesse des vents croît en moyenne avec l'altitude, en raison de la diminution des effets de frottement et de la turbulence. Toutefois, ce renforcement de la vitesse des vents avec l'altitude peut être contrarié, et même parfois inversé, selon la répartition de la température et de son gradient. Le maximum de vitesse des vents se situe au niveau de la tropopause.

La tropopause

La limite supérieure de la troposphère (appelée tropopause), située, en moyenne, à 16 km d'altitude à l'équateur (température d'environ − 85 °C), s'abaisse au fur et à mesure qu'on se rapproche des pôles, où elle se situe à environ 9 km d'altitude (température d'environ − 55 °C). En un même lieu, son altitude peut varier avec les conditions météorologiques, en particulier avec la pression barométrique. La tropopause constitue pratiquement la limite supérieure de l'atmosphère météorologique. Ses parties chevauchantes, entre 6 000 et 13 000 m d'altitude, sont le lieu de jet-streams, rubans tubulaires de vents violents (300 km/h), généralement dirigés d'ouest en est.

3.2. La stratosphère

La stratosphère est la couche moyenne de l'atmosphère ; elle s'étend depuis la tropopause jusqu'à 50 km d'altitude en moyenne. Cette zone est caractérisée, dans sa partie inférieure (jusqu'à 25-30 km environ), par une très faible variation de la température avec l'altitude. À une altitude d'une trentaine de kilomètres environ, on observe une couche de concentration maximale de l'ozone ; au-dessus de 30 km, la température croît avec l'altitude pour atteindre environ 0 °C vers 50 km. Très sèche, la stratosphère est pratiquement libre de tout nuage ; elle est parcourue par des vents très violents, essentiellement horizontaux (disposition en strates), atteignant parfois 350 km/h et même 450 km/h.

La stratopause

La stratopause est la zone de discontinuité, située à une altitude d'environ 50 km, qui constitue la limite supérieure de la stratosphère, et séparant celle-ci de la mésosphère. La température, à ce niveau, est voisine de 0 °C.

3.3. La mésosphère

La mésosphère, qui s'étend de la stratopause (50 km) jusqu'à 80-85 km d'altitude, est de nouveau une zone de décroissance verticale de la température. Les vents sont extrêmement variables, bien que plus faibles en moyenne que dans la stratosphère. À la limite supérieure de la mésosphère (mésopause), la température est de l'ordre de − 85 °C.

La mésopause

La mésopause, limite supérieure de la mésosphère située à environ 80 km d'altitude, est une zone de température minimale.

3.4. La thermosphère

Dans cette région, située au-dessus de la mésopause, la température, qui recommence à croître jusqu'à la limite de l'atmosphère, est sujette à de grandes variations diurnes, croissant avec l'altitude et atteignant rapidement plusieurs centaines de degrés au-dessus de 200 km. Toutefois, il convient de noter que, dans un milieu aussi raréfié, la notion de température n'est plus liée, d'un point de vue microphysique, qu'à la vitesse de l'agitation moléculaire, indépendamment de tout effet thermique immédiat à l'échelle macrophysique.

3.5. L’exosphère

Au-delà de la thermosphère se trouve la couche ultime de l’atmosphère, appelée exosphère. Cette couche, qui se prolonge jusqu’à 10 000 km environ et dans laquelle l’air est extrêmement raréfié se dilue dans le vide de l’espace. C’est dans l’exosphère que gravitent les satellites artificiels.

3.6. L'origine de la « stratification » de l'atmosphère

Ces différentes couches de température sont dues à l'absorption sélective du rayonnement solaire à différents niveaux de l'atmosphère. L'ultraviolet lointain (aux longueurs d'onde inférieures à 100 nm) est absorbé, au-dessus de 100 km, par les atomes d'oxygène, ce qui permet de maintenir les hautes températures de la thermosphère, mais aussi de produire des particules électriquement chargées, les ions. C'est pourquoi cette région de l'atmosphère, située au-dessus de 80 km, est également appelée « ionosphère ». L'ultraviolet – de plus grande longueur d'onde (de 200 à 300 nm) – pénètre dans la stratosphère, où il est absorbé par l'ozone, ce qui produit ce maximum de température aux environs de 50 km (stratopause). Par ailleurs, le rayonnement visible (→ lumière) qui arrive jusqu'à la surface de la Terre est responsable du maximum de température observé près du sol.

4. La circulation générale atmosphérique

La distribution moyenne des vents est appelée « circulation générale de l'atmosphère ». Cette circulation comprend non seulement les vents planétaires plus ou moins permanents, mais aussi les nombreuses perturbations passagères associées aux fluctuations du temps. Pour comprendre la morphologie du système des vents et des pressions à l'échelle de la planète, il faut prendre en compte l'effet de la rotation de la Terre sur les masses d'air en mouvement.

4.1. L'influence de la rotation de la Terre

Sur une planète qui ne tournerait pas sur elle-même, l'écoulement de l'air serait essentiellement dû aux différences de pression. Les vents souffleraient des régions de hautes pressions vers les régions de basses pressions. De ce fait, la pression plus élevée en altitude provoquerait un écoulement d'air vers les pôles. La surpression en surface qui s'ensuivrait aux pôles produirait alors un retour, à basse altitude, vers l'équateur.

Force de Coriolis

Toutefois, la rotation de la Terre provoque une déviation des courants aériens vers la droite dans l'hémisphère Nord et vers la gauche dans l'hémisphère Sud. Tout se passe comme si était appliquée aux masses d'air en mouvement une force déviante, dite « force de Coriolis ». C'est la rotation terrestre, qui apparaît plus forte aux pôles et nulle à l'équateur, qui empêche les vents de souffler directement vers le cœur d'une dépression, et les fait tourner autour de celle-ci.

L'effet dit de Coriolis et la pression sont les deux forces principales qui s'appliquent au mouvement horizontal des masses d'air dès qu'elles dépassent quelques dizaines de kilomètres. Ces deux forces tendent à s'opposer l'une à l'autre, et la situation qui en résulte est dite « en équilibre géostrophique ». Dans ce cas, le vent souffle parallèlement aux isobares, et sa vitesse est proportionnelle au gradient de pression. Autrement dit, plus les isobares apparaissent serrées sur la carte météorologique et plus le vent géostrophique est fort.

Le vent thermique

Les différences de température ont aussi une influence sur la configuration générale de l'écoulement de l'air. En effet, la décroissance de la pression en fonction de l'altitude est plus importante dans l'air froid que dans l'air chaud. Et si au sol la pression est plus basse dans une région froide que dans une région chaude, la différence de pression (le gradient) s'accentue avec l'altitude, et le vent se renforce pour que l'équilibre géostrophique soit maintenu. Ce phénomène du vent avec l'altitude est un vent fictif appelé « vent thermique » par les météorologistes pour rappeler qu'il est lié aux isothermes (de la même manière que le vent géostrophique est lié aux isobares). Ce vent thermique souffle parallèlement aux isothermes : il laisse, dans l'hémisphère Nord, les basses températures à gauche et les hautes températures à droite (et inversement dans l'hémisphère Sud), et son intensité est proportionnelle aux différences de températures.

4.2. Latitudes moyennes

Aux latitudes moyennes, pression et température diminuent quand on va vers les pôles.

Les vents d'ouest

La relation géostrophique permet de comprendre pourquoi les vents moyens (dans l'hémisphère Nord) sont des vents d'ouest (ils soufflent vers l'est), tandis que le vent thermique permet d'expliquer pourquoi les vents d'ouest se renforcent avec l'altitude pour atteindre un maximum de 30 m/s environ au cœur du courant-jet subtropical, vers 12 km d'altitude. Ce courant d'ouest d'altitude est la partie la plus importante de la circulation générale. C'est en son sein que se créent les zones de beau ou de mauvais temps passager, et c'est lui qui, ensuite, les transporte.

Lorsqu'aux latitudes moyennes, dans l'hémisphère Nord, le courant d'ouest circule le long d'un parallèle, il est soumis à deux forces latérales qui s'équilibrent. L'une d'elles, la force de pression, est dirigée des zones de hautes pressions tropicales vers la dépression polaire – cette répartition de la pression étant elle-même associée au contraste de température entre le pôle et la zone tropicale. L'autre est la force de Coriolis, dirigée vers la droite du courant (vers la gauche dans l'hémisphère Sud), c'est-à-dire vers le tropique. L'intensité de cette force de Coriolis correspond à la vitesse du courant multipliée par un coefficient qui dépend de la latitude. Ce coefficient, s'il est nul à l'équateur, est en revanche maximal au pôle. Ainsi, pour une même vitesse, la force de déviation est d'autant plus grande qu'elle est proche du pôle.

Mécanisme de la circulation atmosphérique

La force de pression et la force de Coriolis sont d'intensités à peu près égales (à la latitude moyenne du courant), car il y a un ajustement mutuel entre la répartition de la pression et la vitesse du courant, laquelle s'établit à la valeur convenable pour que la force de Coriolis équilibre la force de pression (équilibre géostrophique).

Si le courant continuait à suivre son parallèle, ces deux forces n'auraient aucune action sur lui. Mais s'il s'en écarte, en rencontrant, par exemple, une chaîne de montagnes et dès qu'il commence à se diriger vers le pôle, l'équilibre géostrophique est rompu. Le courant pénètre dans une zone où la force de Coriolis est plus forte que la force de pression, et elle exerce un rappel du courant vers son parallèle d'origine. Il va alors s'incurver et repartir vers le tropique ; mais, une fois le parallèle franchi, le courant va se trouver dans une zone où la force de Coriolis est plus faible que la force de pression, et c'est cette dernière qui va ramener le courant vers son parallèle, et ainsi de suite. Cette situation ressemble à celle d'un pendule qui oscille autour de sa position d'équilibre. Lorsque l'équilibre géostrophique est rétabli à une latitude donnée, la variation de l'effet de Coriolis avec la latitude stabilise le courant en l'obligeant à sinuer autour de cette latitude.

Les ondes ainsi formées contribuent à l'équilibre thermique de la planète : en transportant continuellement de l'air chaud des tropiques vers les pôles et de l'air froid en sens inverse, elles effectuent un transfert de chaleur permanent qui compense l'inégal ensoleillement des latitudes.

4.3. Régions tropicales

Dans les régions tropicales, les mécanismes sont différents. En surface, la pression décroît à partir d'une zone de hautes pressions, centrée approximativement vers le 30^e parallèle, jusqu'à une zone de basses pressions équatoriales. Les vents qui en résultent sont de basses altitudes, mais ils ne respectent pas la loi d'équilibre géostrophique, car ils sont ralentis par les phénomènes de frottement sur la surface ; ils forment l'alizé boréal, de direction nord-est – sud-ouest dans l'hémisphère Nord, et l'alizé austral (sud-est – nord-ouest) dans l'hémisphère Sud.

Cellule de Hadley

Les alizés sont la branche inférieure d'un système de circulation fermé dans le plan méridien, appelé « cellule de Hadley ». L'Anglais John Hadley avait proposé, au xviii^e s., le schéma de circulation suivant : l'air réchauffé en surface s'élève, près de l'équateur, puis se déplace en direction du pôle au niveau de la troposphère supérieure ; il se refroidit et redescend progressivement vers la surface, où il se dirige à nouveau vers l'équateur pour fermer la boucle. Ce modèle correspond à la situation que nous avons décrite dans l'hypothèse d'une Terre dépourvue de rotation.

La zone de convergence intertropicale

La cellule de Hadley observée dans la réalité est fortement dissymétrique. Le mouvement ascendant est concentré dans une bande, appelée zone de convergence intertropicale (ZCIT) ou « équateur météorologique », large de 50 km environ et située en moyenne 10° plus au nord que l'équateur géographique. Presque tout le transfert de masse vers le haut s'y effectue au sein de puissants nuages convectifs, les cumulo-nimbus, qui atteignent souvent 15 km de haut. En dehors de cette bande, dans tout le reste des régions tropicales, l'air qui se refroidit par rayonnement s'affaisse doucement. Cet affaissement généralisé explique la sécheresse qui prédomine en zone subtropicale. Le transfert de chaleur et de quantité de mouvement vers les pôles par la branche supérieure de la cellule de Hadley assure l'équilibre thermique et dynamique des régions tropicales.

4.4. Les perturbations

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La plupart des variations du temps hors des tropiques sont dues aux perturbations du courant d'altitude. De petites déformations accidentellement apportées au courant-jet sont amplifiées, car elles tirent leur énergie du courant principal jusqu'à former des perturbations de plusieurs milliers de kilomètres d'extension : les cyclones et anticyclones.

Si les mécanismes de ces perturbations sont maintenant bien compris, la connaissance des causes fondamentales des changements climatiques survenant sur des périodes plus ou moins longues est encore fragmentaire (→ réchauffement climatique). Les variations à long terme sont sans doute liées à des variations externes, comme celles de l'énergie reçue du Soleil consécutives à des modifications de l'orbite terrestre. Les variations à court terme semblent relever de fluctuations internes spontanées du système océans-atmosphère.

Cyclones et anticyclones

Ces systèmes passent par un cycle, comportant une croissance et un déclin, qui dure à peu près une semaine. Ils ont tendance à resserrer les contrastes de température en d'étroites zones de variations rapides, les fronts. La plus grande partie des précipitations associées aux systèmes cycloniques extratropicaux est concentrée le long d'un front chaud (zone de transition entre l'air frais et sec et l'air chaud et humide, qui prend sa place) qui précède l'arrivée du minimum de pression en surface.

Les perturbations tropicales

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Des perturbations se manifestent aussi sous les tropiques, surtout en liaison avec la zone de convergence intertropicale. Ces systèmes, dont les vents se distribuent en formant un vaste accent circonflexe, étendent des champs nuageux sur des milliers de kilomètres. Les perturbations tropicales, à la différence des systèmes des latitudes moyennes, se déplacent d'est en ouest à la vitesse moyenne de 10° de longitude par jour. Les vitesses de vent relevées dans ces perturbations excèdent rarement quelques mètres par seconde, mais les précipitations peuvent dépasser 20 mm par jour. De telles perturbations se transforment parfois en tempêtes tropicales ou même en cyclones tropicaux, particulièrement dans l'ouest des océans Atlantique et Pacifique, où la température de surface est élevée.

Les petites perturbations

Les coups de vent les plus destructeurs sont souvent dus à des phénomènes se développant à une échelle relativement petite, de 10 à 100 km d'étendue horizontale, plutôt qu'aux tempêtes cycloniques. Les orages peuvent être isolés ou organisés en lignes appelées « lignes de grains ». Ils résultent de mouvements ascendants intenses, produits par le réchauffement de l'air en surface, et sont fréquents en été dans les régions où l'humidité est suffisante et l'atmosphère conditionnellement instable. Ils peuvent s'accompagner de vents forts, de grêle, et même de trombes ou de tornades.

5. Étude de l’atmosphère terrestre

La Chine et l'Égypte anciennes connaissaient la girouette. Au ii^e s. avant notre ère, les Grecs avaient construit un observatoire atmosphérique: la tour des Vents. Dans les Météorologiques, écrits aux environs de 334 avant J.-C., Aristote donnait des phénomènes atmosphériques une interprétation qui a imprégné la pensée occidentale jusqu'à la fin du xvi^e s.

5.1. Les premières études sur l'atmosphère

L'étude moderne de l'atmosphère commence avec l'invention du thermomètre, par Galilée, vers 1600, puis celle du baromètre, qui permet de mesurer la pression, par Evangeslista Torricelli, en 1643. Le lien entre les conditions météorologiques et les variations de la pression atmosphérique est alors rapidement découvert et, dès la fin du xvii^e s., des registres d'observations météorologiques sont tenus en de nombreux lieux. De la consultation de tels registres, Benjamin Franklin déduisit, en 1743, que les tempêtes sont des phénomènes mobiles ; mais il faudra attendre l'invention du télégraphe, vers 1790, et la mise en place de véritables réseaux d'observation (en France avec Urbain Le Verrier) pour que cette découverte débouche sur des prévisions utilisables du temps.

5.2. Le ballon radiosonde

À la fin du xix^e s., des ballons sont utilisés pour explorer les couches supérieures de l'atmosphère. Ces efforts aboutissent à la découverte de la stratosphère, en 1899, par un météorologiste français, Léon Teisserenc de Bort. Ce sont également des Français, Robert Bureau et Pierre Idrac, qui mettent au point la radiosonde, dont ils reçoivent les premières émissions en 1927. Il s'agit d'un ensemble d'instruments légers peu onéreux, emporté par un ballon, qui retransmet, vers le sol, les informations recueillies au cours de l'ascension sur la température, la pression et l'humidité. Le procédé est universellement adopté, et des cartes de la structure et de la circulation de l'atmosphère commencent à être tracées systématiquement.

5.3. La notion de front polaire

À la même époque, les météorologistes norvégiens proposent la notion de front polaire, zone de rencontre entre un air polaire frais et sec et un air tropical chaud et humide, et une théorie selon laquelle les tempêtes sont des perturbations (des déformations) de ce front. Des progrès importants sont accomplis durant les années 1930 et 1940 par Carl-Gustaf Rossby, météorologiste américain d'origine suédoise, qui met en évidence le rôle joué par les perturbations dans le mécanisme d'ensemble de la circulation atmosphérique.

5.4. Les satellites météorologiques

Pendant la Seconde Guerre mondiale, les pilotes de bombardiers américains découvrent les courants-jets (jet-streams), étroites rivières de vents très rapides qui font le tour du globe à une altitude de 10 km environ. En 1960,le satellite météorologique Tiros 1 (Television and Infra-Red Observation Satellite) fournit pour la première fois aux spécialistes une vue vraiment globale de l'atmosphère. Ce satellite a été suivi par de nombreux autres, notamment les satellites Meteosat, GOES, GMS et GOMS, de manière à observer en permanence l’ensemble du globe terrestre. Parallèlement, le développement des ordinateurs de grande puissance (supercalculateurs) a permis l'élaboration de modèles mathématiques de phénomènes atmosphériques complexes, et de prévoir le temps avec une précision sans cesse accrue.

5.5. Formation et évolution de l’atmosphère terrestre

La composition de l'atmosphère s'est profondément modifiée au cours des temps. Primitivement, il y a 4,6 milliards d'années, elle était essentiellement constituée d'hydrogène et d'hélium, comme la nébuleuse à l'origine du Système solaire. Une forte proportion de ces gaz légers s'est rapidement échappée. Avec l'échauffement de l'intérieur du globe, des éruptions volcaniques ont induit un dégazage intense ; une atmosphère secondaire, surtout constituée de vapeur d'eau, de gaz carbonique et d'azote, est alors apparue. La température a progressivement décru, l'eau s'est condensée en pluies et le dioxyde de carbone a formé des carbonates dans les océans nouvellement apparus. Il y a 3,5 milliards d'années, des formes aquatiques de vie primitive s'y développaient et la production biologique de l'oxygène débutait avec la photosynthèse. Peu à peu s'est formée l'atmosphère nécessaire aux formes de vie actuelles.

6. L'atmosphère des autres planètes du Système solaire

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D'autres planètes que la Terre, comme Vénus, Mars, Jupiter, Saturne, Uranus et Neptune, ou de gros satellites naturels comme Titan possèdent une atmosphère, chacune présentant une composition et des conditions physiques particulières. Parmi les planètes du type de la Terre (planètes telluriques), Vénus et Mars se distinguent par une atmosphère majoritairement constituée de dioxyde de carbone. Les grosses planètes, du fait de leur masse importante, ont pu s'entourer d'une atmosphère dense. En raison de leur éloignement du Soleil, celle-ci a peu évolué depuis l'origine et reste majoritairement composée d'hydrogène et d'hélium. Mercure, la Lune, les astéroïdes et tous les petits satellites naturels sont dépourvus d'atmosphère, la gravité y étant trop faible pour retenir les molécules gazeuses.