Atmosphère, atmosphère...
L’atmosphère est cette très fine couche d’air qui entoure notre planète et qui nous permet d’exister. Très fine couche d’air : si la Terre était un ballon de football, la troposphère (cette portion de l’atmosphère qui comporte près de 90% de la masse d’air) ne ferait que 0,25 mm d’épaisseur ! L’atmosphère est un sujet fascinant et mériterait qu’on lui consacre plusieurs posts… Je vais essayer d’être bref !
De manière simplifiée, on peut dire que l’atmosphère est composée d’air sec auquel s’ajoute un certain pourcentage d’humidité (de 0,5% à 5% en masse). L’air sec comprend 78% d’azote moléculaire (N2), 21% d’oxygène moléculaire (O2), 0,9% d’argon (Ar), 0,04% de dioxyde de carbone (CO2) et des traces d’autres éléments chimiques ainsi que des poussières et du pollen en quantité variable. Sous des conditions normales de température et de pression, la masse molaire de l’air est de 29 g/mol. On remarquera que cette masse molaire est supérieure à celle de la vapeur d’eau (18 g/mol). Cela signifie que l’air humide est plus léger que l’air sec et a donc tendance à s’élever. En s’élevant, l’air humide se refroidit et la condensation nous vaut nuages et précipitations.
Les différentes couches de l’atmosphère
L’atmosphère est composée de différentes couches de composition assez semblable mais aux propriétés physiques différentes.
La troposphère est la couche « basse » de l’atmosphère. Elle comprend entre 80 et 90% de la masse totale d’air de l’atmosphère. Elle s’étend jusqu’à 8 km d’altitude aux pôles et 15 km dans la zone intertropicale. Les phénomènes climatiques se déroulent pour l’essentiel dans la troposphère. La température de l’air dans troposphère est très dépendante de la température du sol. Globalement, on peut dire que le régime des échanges thermiques au sein de la troposphère est caractérisé par un transfert de l’énergie IR émise par le sol vers le haut.
Le modèle ISA (International Standard Atmosphere) décrit une situation moyenne par rapport à laquelle on peut se référer pour spécifier les conditions atmosphériques à un endroit donné. Dans le modèle ISA, la température moyenne au sol est de 15°C et la pression vaut 1 bar (1013 hPa), ce qui équivaut à 10 tonnes par m2. L’air est chauffé par le rayonnement infra-rouge du sol et s’élève. En altitude, la pression est moins élevée puisque le poids de la colonne d’air au-dessus est moindre. De ce fait, la température de l’air diminue (loi des gaz parfaits). Cela se traduit par un gradient de température en fonction de l’altitude : -1° C pour 150 m (-6,5°C pour 1000 m). La diminution de la pression suit quant à elle une loi exponentielle. Elle diminue d’un facteur e tous les 8 km.
Ce modèle convectif trouve ses limites à 11000 m environ (altitude qui dépend de la latitude). A cette altitude, la pression est de 226 hPa (modèle ISA) et la température se stabilise à -56°C, c’est la tropopause.
Au-delà de la tropopause commence la stratosphère. Dans la stratosphère, ce sont les interactions avec les rayonnements UV du Soleil qui déterminent la température de l’air. De ce fait, la température croît pour atteindre 0°C environ à 50 km d’altitude. (Le gradient est de 1°C par km jusqu’à 30 km d’altitude et de 2 à 3°C au-delà.) La tropopause correspond donc à une zone d’inversion de la température, donc à une zone de variation de l’indice de réfraction. Cette propriété de la tropopause est utilisée pour la propagation des ondes radio à très longue distance.
Dans la stratosphère les molécules de dioxygène sont dissociées par les UV. Les atomes d’oxygène se recombinent avec d’autres molécules O2 pour donner de l’ozone (O3). Les molécules d’O3 sont à leur tour dissociées par les UV… La stratosphère est en fait le siège d’un cycle O2/O3 qui permet d’entretenir un taux d’O3 à peu près constant. Ce cycle protège la vie sur Terre en absorbant une partie non négligeable du rayonnement UV du Soleil.
Au-delà de la stratosphère on trouve la mésosphère (jusqu’à 80 km) dans laquelle la température se remet à décroître jusqu’à -80°C, voire -100°C. La pression est infime. C’est dans la mésosphère que se consument les météorites.
La thermosphère s’étend au-delà. Les rares molécules d’air y sont en interaction avec les particules du vent solaire qui leur communiquent une énergie cinétique non négligeable. Ceci se traduit par une température qui croît à nouveau. A cette altitude et compte tenu de la densité extrêmement faible, la notion de température n’a plus grand-chose à voir avec la perception que l’on peut en avoir dans la troposphère. L’interaction entre un objet dans la thermosphère et l’air ambiant est quasi inexistant et c’est l’influence du rayonnement qui est déterminante. De jour, malgré la température de l’air à -80°C, cet objet risque fort de griller !
L’exosphère est la couche qui n’en finit pas dans laquelle on continue de trouver des particules d’air.
Evolution de la composition de l’atmosphère au cours du temps
L’atmosphère a une histoire et cette histoire se poursuit de nos jours. La géologie nous permet de reconstituer en partie cette histoire. Les prélèvements dans les calottes glaciaires nous donnent par ailleurs de précieuses informations sur la composition de l’atmosphère dans le passé. Il nous est cependant impossible de connaître la composition de l’atmosphère primitive. On peut supposer que cette composition était voisine de celle des gaz dans le disque proto-stellaire : méthane (CH4), ammoniac (NH3), vapeur d’eau, dioxyde et monoxyde de carbone (CO2 et CO)… Dans le contexte de la Terre primitive, le méthane n’a pu se maintenir et il s’est oxydé pour donner du CO2 en réagissant avec les particules d’oxyde de fer. De même l’ammoniac a dû être rapidement dissocié par les UV solaires que l’absence d’ozone ne permettait pas de bloquer. Dans le même temps, le bombardement intensif par des comètes a probablement apporté beaucoup d’eau tandis que l’activité volcanique intense a fait grimper le taux de CO2.
Le refroidissement progressif de la Terre a conduit à la précipitation de l’eau sous forme liquide et à la formation des océans. A commencé alors une longue période marquée par ce que les planétologues appellent la séquestration du CO2 (voir le post sur le dioxyde de carbone). Le CO2 et la vapeur d’eau sont des gaz à effet de serre. Ils sont en grande partie opaques au rayonnement infrarouge émis par le sol qui se trouve donc piégé dans les couches basses de l’atmosphère et qui les réchauffe. Cela a conduit à une forte humidité par évaporation à la surface des océans. Le CO2 se dissout dans l’eau pour donner de l’acide carbonique. L’humidité saturée d’acide carbonique retombe sous forme de pluies acides. L’eau de pluie ruisselle et l’acide carbonique se combine avec des silicates. Dans l’océan, les ions hydrogénocarbonate (HCO3-) ou carbonate (CO32-) réagissent avec des ions calcium et précipitent sous forme de carbonate de calcium (CaCO3). Ce carbonate de calcium sédimente au fond des océans pour former une épaisse couche de roches calcaires. Les falaises et les massifs calcaires que l’on trouve un peu partout à la surface du globe ou au fond des océans sont les témoins de ce processus qui a, en quelques centaines de millions d’années, ramené le taux de CO2 dans l’air de 30% à une valeur très faible (inférieure au pourcent).
A l’issue de cette phase de séquestration du CO2, c’est le diazote qui domine. Il y a 3,5 milliards d’années sont apparus les premiers organismes méthanogènes qui ont conduit à une remontée du taux de méthane dans l’air. Il est possible que la présence de méthane dans l’air ait alors favorisé l’apparition de molécules organiques plus complexes. Toujours est-il qu’on trouve des fossiles d’organismes produisant de l’oxygène datés de 2,7 milliards d’années (stromatolithes). L’évolution s’est poursuivie et la photosynthèse s’est généralisée ensuite. C’est la période de grande oxydation.
La production massive d’oxygène a d’abord été stockée sous forme d’oxydes (principalement oxydes de fer). Une fois les « puits d’oxygène » saturés, le taux d’oxygène dans l’air a grimpé. A la fin du carbonifère il était supérieur de 30% ! C’est la végétation luxuriante présente à cette époque qui est à l’origine des gisements de charbon que l’homme a exploité de manière intensive au XIXème et au XXème siècle. A la fin du carbonifère, il y a 300 millions d’années, le taux d’oxygène a progressivement baissé pour se stabiliser aux alentours de 21%.
Depuis la fin de la période de grande oxydation, l’oxygène de l’atmosphère est en constant renouvellement. Le cycle dioxyde de carbone-oxygène joue un rôle essentiel dans le maintien de la vie sur Terre (voir le post sur le CO2). La photosynthèse transforme le CO2 en oxygène et permet à la végétation de croître. L’oxygène est inhalé par les animaux et réduit sous forme de CO2 qui est ensuite relâché dans l’atmosphère : c’est la « boucle courte ». La quantité de CO2 transformée chaque année au cours de ce cycle varie de 60 Gt à 90 Gt selon les estimations.
Cette boucle courte en cache d’autres plus complexes et plus longues. Le sort de la biomasse végétale est d’être soit calcinée, soit décomposée, soit consommée et transformée en biomasse animale. Le CO2 capté par la biomasse végétale sera rejeté dans l’air ou enfoui. Il peut être rejeté dans l’air directement lors de feux de forêt, ou après un long cycle de transformation (décomposition des végétaux et des animaux morts ou métabolisme des organismes vivants).
De grandes quantités de CO2 sont également dissoutes dans l’eau (par l’humidité ou à la surface des océans). Une partie est restituée par évaporation, une autre est transformée en carbonate de calcium. Ce carbonate de calcium contribue à la biomasse animale marine (coquillages, squelettes). Qu’il précipite directement ou qu’il transite dans la biomasse, le CaCO3 finit toujours par sédimenter au fond des océans.
La teneur en CO2 a beaucoup varié au cours des derniers millions d’années (les géologues disposent de différentes méthodes pour la mesurer). Elle était de 400 ppm il y a 3 ou 4 millions d’années. Elle est descendue à 280 ppm avant le XIXème siècle. Elle remonte depuis le début de la révolution industrielle. Cette remontée s’est accélérée depuis 1950. Le taux mesuré en 2015 était de 400 ppm.
L’évolution de la teneur en CO2 est préoccupante. Le CO2 est un gaz à effet de serre. Le CO2 présent dans l’atmosphère (au même titre que la vapeur d’eau ou le méthane) bloque en partie le rayonnement infrarouge émis par le sol. Ce rayonnement réchauffe les couches basses de la troposphère. Cet effet de serre est le thermostat de la Terre. La présence de CO2 a permis à notre planète de ne pas être une planète gelée. Sans cet effet de serre, la température moyenne serait inférieure à zéro degré. Mais une valeur trop élevée de la teneur en CO2 conduit à un réchauffement et, potentiellement à un emballement (diminution de l’albédo liée à la réduction des surfaces recouvertes par des glaciers). En tout état de cause, ce réchauffement perturbe l’équilibre général du climat.
Il est un autre cycle qui joue un rôle important dans l’atmosphère, c’est celui de l’eau. L’eau s’évapore à la surface des océans. La masse molaire de l’eau étant plus faible que celle de l’air, l’air humide est plus léger que l’air sec et il s’élève. La circulation de l’air (voir les posts sur le vent et sur les nuages) entraine les masses d’air humide qui se refroidissent. Cette circulation engendre des précipitations à d’autres endroits du globe. Cela permet d’arroser les masses continentales qui, dans le cas contraire, risquerait fort de rentrer dans un cercle vicieux de désertification.
La climatologie est une science ardue : les phénomènes en jeu sont multiples et complexes. Certains de ces phénomènes sont relativement bien décrits. Les cellules de Hadley, par exemple, expliquent assez bien le régime des alizés. A une échelle macroscopique, les phénomènes climatiques s’expliquent par la présence et la « concurrence » de zones de haute pression (anticyclones) et de basse pression (dépressions). La circulation de l’air autour de ces zones se fait toujours dans le même sens dans chaque hémisphère : horaire pour les anticyclones dans l’hémisphère nord, antihoraire dans l’hémisphère sud (c’est l’inverse pour les dépressions). C’est un effet de la force de Coriolis. Les différences d’ensoleillement et d’albédo entre régions, la présence de masse d’eau (et l’évaporation qui en découle), l’existence de reliefs plus ou moins importants, les courants marins qui transportent de grandes quantités d’eau froide en provenance des pôles, la rencontre entre masses d’air humide et masses d’air sec, le cycle naturel qui conduit l’air humide qui s’élève à se détendre, donc à se refroidir et à se condenser, tout cela entraine une redistribution permanente des zones de hautes et de basses pressions, donc du régime des vents et des précipitations.
Vous êtes-vous déjà posé la question de savoir pourquoi le ciel était bleu ? C’est une question que l’on ne se pose plus une fois l’enfance passée et c’est bien dommage car la réponse fait appel à des notions de physique très intéressantes. Le ciel est bleu parce que les molécules d’oxygène et d’azote diffusent les rayons du Soleil et que cette diffusion est beaucoup plus importante pour les faibles longueurs d’onde (typiquement la couleur bleue) que pour l’autre extrémité du spectre (le rouge). De ce fait, les molécules O2 et N2 de l’atmosphère renvoie vers nous de la lumière bleue quelque soit la direction dans laquelle on dirige son regard. Ce phénomène porte le nom de diffusion de Rayleigh (voir le post à ce sujet). Cette même diffusion explique les couleurs sublimes du coucher de Soleil.
Mis à part cela, que peut-on dire du comportement de l’atmosphère par rapport au rayonnement ? Et bien que l’atmosphère se comporte comme un écran pour la presque totalité du spectre mis à part quelques « fenêtres » ouvertes sur le milieu extérieur :
- le domaine de la lumière visible,
- le domaine des ondes dont le lambda est voisin de 10 microns,
- le domaine des ondes radio entre 5 cm et 10 m.
C’est une bénédiction pour nous, êtres vivants, car cela nous protège des rayons gamma et des rayons X et des UV qui pourraient endommager nos cellules. C’est une malédiction pour les astronomes qui doivent se contenter de ces quelques fenêtres pour faire leurs observations (sans compter l’effet des turbulences atmosphériques qui limitent la stabilité des images et le pouvoir de séparation de leurs instruments).
