L'atmosphère est la couche gazeuse qui entoure notre planète et qui s’étend de sa surface jusqu'à une hauteur difficile à établir, mais que, par convention, on
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| ATMOSPHÈRE GÉNÉRALITÉS DESCRIPTION L'atmosphère est la couche gazeuse qui entoure notre planète et qui s’étend de sa surface jusqu'à une hauteur difficile à établir, mais que, par convention, on place à environ 1 000 km d'altitude. Il est difficile d’établir avec précision la limite supérieure de l'atmosphère, car celle-ci est composée de gaz qui se compriment facilement. Sous l’action de la gravité, l'atmosphère se concentre par conséquent en une couche fine très proche de la surface. La masse de l'atmosphère est concentrée à raison de 50 % dans la couche qui se trouve au-dessous de 5,6 km, et à 99 % au-dessous de 40 km. La densité et la pression baissent rapidement lorsque l'altitude augmente. À 100 km d'altitude, l'atmosphère est extrêmement raréfiée et la pression est égale à un millionième seulement de la pression mesurée à la surface terrestre. Sur la base d'une analyse simple, il semble que la masse totale de l'atmosphère (5,15 x 1018 kg) soit distribuée uniformément sur la sphère terrestre. Il existe cependant quelques différences entre l’hémisphère Nord et l’hémisphère Sud, ainsi que des différences considérables en fonction des saisons. En règle générale, la masse tend à se concentrer dans les zones subtropicales (entre 20 et 40 degrés de latitude nord ou sud), suivant le mouvement du Soleil. La distribution de la masse a des conséquences importantes sur les phénomènes qui peuvent se produire dans l'atmosphère. COMPOSITION L’air qui compose l'atmosphère n’est pas une substance pure, mais un mélange de gaz et de particules solides et liquides de dimensions microscopiques. Certains des gaz qui constituent l'atmosphère, tels que l’oxygène et l’azote, sont considérés comme stables. En effet, leur concentration est constante car elle dépend de processus et d’équilibres géologiques qui évoluent très lentement. Même si, au cours de l’histoire de la Terre, les concentrations de ces gaz ont changé, elles peuvent être considérées comme stables pour les échelles de temps qui concernent les phénomènes météorologiques et climatiques. Vapeur d’eau Outre l'oxygène et l’azote, il existe dans l'atmosphère d’autres gaz, qui jouent un rôle important, mais dont la concentration varie considérablement dans le temps et dans l’espace. La vapeur d’eau, c'est-à-dire la phase gazeuse de l’eau, joue un rôle fondamental dans la régulation de l’équilibre entre l’énergie reçue du Soleil et l'énergie réémise par la Terre, et, naturellement, dans la formation et la dynamique des nuages. La vapeur d’eau se concentre près de la surface terrestre, où elle peut atteindre 4 % du volume de toute l'atmosphère, mais elle est pratiquement absente au-dessus de 10 km. L’eau sous forme de vapeur n’est pas un constituant passif, mais elle interagit avec le rayonnement solaire et avec l’énergie réémise par la Terre chauffée par le Soleil. La quantité de vapeur d’eau qui peut rester dans l'atmosphère dépend de la température. En général, l’air chaud contient plus de vapeur d’eau que l’air froid. C'est pour cette raison que l’air, à la hauteur des tropiques, contient une quantité pouvant aller jusqu’à 15-16 g d’eau par kilogramme d’air sec. Aux latitudes moyennes, on mesure des concentrations beaucoup plus faibles. Gaz carbonique Même s’il est présent dans des proportions très faibles, le gaz carbonique est un régulateur important de la température de la Terre. Le gaz carbonique est transparent aux rayons solaires, mais il absorbe le rayonnement thermique émis par la surface terrestre, ce qui rend plus difficile la diffusion d’énergie vers l’espace. Le gaz carbonique présente une forte variabilité saisonnière, due à la variation de biomasse entre l’été et l’hiver dans les grandes forêts de Latifoliées. L’hiver, la chute des feuilles augmente le gaz carbonique, tandis qu’au printemps l’augmentation d’activité de la photosynthèse soustrait du gaz carbonique à l'atmosphère. Les transformations du gaz carbonique font partie du complexe cycle du carbone, qui comprend les transformations du carbone entre l'atmosphère, la biosphère et l’océan. Ozone L’ozone, une forme particulière d’oxygène gazeux, est le troisième composant actif et de concentration variable de l'atmosphère. Sa concentration dépend de réactions chimiques, qui dépendent toutes à leur tour de l’énergie solaire. Ces réactions sont aussi fonction de la température, et donc des caractéristiques de la circulation atmosphérique. Contrairement aux autres gaz atmosphériques, qui ont une diffusion presque uniforme, l’ozone n’est présent que dans certaines zones. La majeure partie de l’ozone est concentrée dans une couche située à une altitude élevée, tandis qu’une petite partie seulement se trouve dans le reste de l'atmosphère. La couche d’ozone joue un rôle fondamental, car elle absorbe les rayons ultraviolets les plus énergétiques qui, sinon, rendraient impossible l’existence de la plupart des formes de vie terrestres. Gaz à effet de serre Au cours de ce dernier milliard d’années, la composition de l'atmosphère a subi de nombreuses modifications associées aux processus géologiques, même si les experts ne s'accordent pas sur les formes et les modalités de ces modifications. Ils sont, toutefois, d’accord sur un point. La société moderne est en train de modifier la composition de l'atmosphère, et ce à une rapidité sans précédent. Depuis le siècle dernier, la concentration de gaz carbonique est passée de 290 ppm (parties par million) à 345 ppm, surtout à cause de l’emploi de combustibles fossiles. Chaque fois que nous prenons la voiture ou que nous allumons la télévision, nous ajoutons un peu de carbone à l'atmosphère. Même une augmentation apparemment réduite peut malheureusement avoir des effets très graves sur le climat de la Terre. L'atmosphère contient, dans des quantités moindres, d’autres gaz que l’oxygène, le gaz carbonique ou l’ozone : le méthane, par exemple. La présence du méthane est due à des phénomènes naturels ou à la combustion de sous-produits de l'extraction du pétrole. Le méthane a lui aussi des effets indirects sur le climat. Tout comme le gaz carbonique, en effet, il absorbe l’énergie émise par la surface terrestre, contribuant de la sorte à augmenter l’effet de serre. Signalons également, parmi les éléments produits par les activités humaines, les chlorofluorocarbones ou CFC. Il s'agit de composés de carbone et de fluor, qui existent sous des formes chimiquement différentes dépendant des proportions relatives de fluor et de carbone, mais ayant des effets semblables sur l'atmosphère. Il y a quelques années, ces composés étaient très employés dans l’industrie, en raison de leur prix modéré et de leur faible toxicité. On les utilisait comme propulseurs dans les atomiseurs, comme fluide réfrigérant dans les serpentins des réfrigérateurs et comme solvant dans l’industrie électronique. On dit que pour démontrer leur non-toxicité, les premiers chercheurs lavaient la vaisselle dans les CFC. Ce n’est que bien plus tard qu'on a découvert que les CFC étaient de véritables agents destructeurs de l’ozone stratosphérique, ayant des effets dévastateurs sur la couche de protection de la surface de la Terre contre les rayons ultraviolets les plus dangereux (voir Le trou de l’ozone). LA FORMATION DE L'ATMOSPHÈRE Si l’on compare l'atmosphère terrestre à celle des autres planètes du Système Solaire, ses particularités sont très caractéristiques. Elle est dominée par la présence de l’azote (78 %), et de l'oxygène (21 %, une valeur unique dans notre système planétaire). Pour le reste, l'atmosphère est composée de gaz, tels que le gaz carbonique, la vapeur d’eau, et de plusieurs autres gaz qu’on appelle gaz rares. Cette composition particulière ne peut être comparée à celle d’aucune autre planète. L’atmosphère de Vénus et l’atmosphère de Mars sont très différentes de l'atmosphère terrestre. On peut formuler de nombreuses hypothèses sur l’origine de l'atmosphère terrestre, mais quelle que soit l’hypothèse choisie, il est clair que, dans les phases initiales de sa formation, l’atmosphère terrestre doit avoir été le produit de la libération de quantités énormes d’eau et de gaz de formation récente. En outre, on ne peut comprendre la formation et l’évolution initiale de l’atmosphère sans tenir compte aussi de l’histoire parallèle de l’hydrosphère, c'est-à-dire de l’ensemble des eaux de la surface terrestre. Les hypothèses avancées pour expliquer la formation de l'atmosphère se contredisent souvent en partie, et la question est encore bien loin d’être résolue. L'atmosphère primitive Les premiers chercheurs qui ont étudié l'atmosphère terrestre primitive estimaient qu’elle était composée surtout de méthane, d’ammoniac, d’hydrogène et de vapeur d’eau, c'est-à-dire des éléments typiques de la poussière interstellaire. Une atmosphère de ce type aurait pu être compatible avec la formation des premières formes de vie du fait de la présence des composés de base des cellules vivantes (voir L’océan primordial). On ne sait pas si cette composition est proche de celle que la Terre possédait réellement il y a plus d’un milliard d’années, époque où elle a, selon toute vraisemblance, commencé à s’enrichir en oxygène. Ce qui est certain, c’est que cette composition ne peut pas avoir été constante pendant très longtemps. En effet, certaines considérations de nature chimique, liées à l’évolution de gaz rares, tels que le néon, laissent à penser qu’il faut rechercher l’origine de l'atmosphère à l’intérieur de la Terre. Autrement dit, quand une série de mélanges a permis la formation du manteau et du noyau de la Terre, les éléments les plus légers se seraient « échappés » des zones centrales pour se distribuer ensuite autour de la Terre dans l’enveloppe gazeuse appelée atmosphère. Quelle était la composition de cette enveloppe avant l’enrichissement en oxygène qui l’a amenée à être ce qu’elle est actuellement ? Commençons par l’azote, un gaz inerte qui ne se combine pas facilement avec d’autres éléments, et pour lequel on ne connaît pas de mécanisme en mesure d’augmenter le pourcentage actuel (près de 4/5). Sans doute, dès le début, l’azote existait-il déjà en grandes quantités. En revanche, l’hydrogène et, surtout, le soufre, proviennent probablement des volcans, tandis que les gaz rares tirent vraisemblablement leur origine de la transmutation radioactive d’éléments comme le potassium. En outre, il y avait déjà une grande quantité de gaz carbonique, comme en témoignent les grandes quantités de carbone qui se sont déposées sur toute la surface de la Terre sous des formes différentes (pétrole, carbone, roches calcaires). On peut même supposer que la quantité de gaz carbonique était au moins 100 fois supérieure à la quantité actuelle. L’origine de l'oxygène L’une des caractéristiques les plus particulières de l'atmosphère terrestre est la présence d’oxygène. Nous ne savons pas pourquoi la composition de l'atmosphère de la Terre est si différente de celles des autres planètes, mais l’on peut tout de comprendre l’origine de l'oxygène atmosphérique. Tout d'abord, il n’y a pas de raison de penser que l'atmosphère primitive était déjà si riche en oxygène. En effet, les roches les plus anciennes, qui remontent à la période entre moins 3,5 et moins 2 milliards d’années, ne s’altéraient pas dans une atmosphère oxydante. Si cela avait été le cas, elles auraient en effet dû présenter des minerais de fer « oxydés », c'est-à-dire altérés par suite du contact avec des quantités d’oxygène élevées. Or ces minerais sont « réduits », c'est-à-dire qu’ils ont été altérés pratiquement en l'absence d’oxygène. De plus, même d’un point de vue théorique, la présence il y a environ 1,5 milliard d’années de quantités élevées d’oxygène n’aurait pas été possible. En effet, cette présence ne serait pas compatible avec l’origine de la vie sur Terre. Si étrange que cela puisse paraître, alors que l'oxygène est absolument indispensable pour son développement, il ne favorise pas la naissance de la vie et ne pouvait donc être présent de façon significative dans l'atmosphère primitive. Comment s’est donc accumulée une quantité si élevée d’oxygène ? Théoriquement, deux processus peuvent permettre ce genre de résultat : la dissociation de l’eau par les rayons ultraviolets (ondes électromagnétiques) et la photosynthèse de la chlorophylle opérée par les plantes. Dans le premier cas, l’action des rayons ultraviolets du Soleil divise effectivement l’eau en hydrogène et en oxygène, mais ces deux éléments tendent à se recombiner immédiatement sans « se libérer ». En réalité, ce processus crée une quantité limitée d’oxygène, si limitée que des dizaines de milliards d’années auraient été nécessaires pour obtenir la quantité actuelle d'oxygène. Or, la Terre n’a que 4,6 milliards d’années. Dans le deuxième cas également, de l'oxygène libre se dégage de la réaction effectuée par les plantes entre le gaz carbonique, l’eau et la lumière du Soleil. Dans ce cas, toutefois, la quantité est suffisante (environ 20 milliards de tonnes par an) s’il y a des plantes vertes en quantités élevées. Le fait que cette quantité ait été suffisante peut être démontré par la formulation de quelques hypothèses simplificatrices. Pour conclure, en plus de la validité théorique de ce processus d’augmentation d’oxygène, il existe de nombreuses preuves géologiques démontrant que la photosynthèse effectuée par les plantes vertes est le principal processus de formation de l’oxygène dans l'atmosphère. LA STRUCTURE STATIQUE DE L'ATMOSPHÈRE DISTRIBUTION DES CONSTITUANTS Les mouvements, les tourbillons et les courants qui se succèdent en permanence dans l'atmosphère mélangent très bien les différents gaz présents. Un observateur se trouvant à n’importe quel point de la planète mesurera les mêmes concentrations d’oxygène et d’azote. La capacité de mélange de l’atmosphère est telle que même le gaz carbonique, produit principalement dans l’hémisphère Nord et dans les pays industrialisés, est distribué uniformément sur toute la planète. La différence de concentration de ce gaz entre les deux hémisphères est à peine perceptible. En revanche, la vapeur d’eau n’est pas distribuée aussi uniformément. Sa distribution verticale et horizontale est très particulière. Elle tend à se concentrer près du sol et dans les zones tropicales (grosso modo entre 30° de latitude nord et 30° de latitude sud). Pour comprendre cette distribution, il faut étudier le rôle joué par l’eau dans tout le système atmosphérique. Contrairement aux autres constituants, l’eau est présente dans l'atmosphère dans ses trois phases, liquide (eau), gazeuse (vapeur), solide (glace). Les transformations d’une phase à l’autre constituent un processus extrêmement important dans la dynamique atmosphérique et dépendent essentiellement de la température. La distribution de la vapeur d’eau est un bon indicateur de la température atmosphérique. STRUCTURE VERTICALE Nous allons commencer notre voyage dans l'atmosphère en observant le comportement de la température au fur et à mesure que l’on s’élève dans l'atmosphère. Imaginons que nous nous trouvions dans un ballon aérostatique, et que nous ayons pour tout compagnon un thermomètre et un outil pour mesurer l’altitude à laquelle nous nous trouvons, un altimètre. Pendant notre ascension, nous mesurerons la température et l’altitude à des intervalles réguliers. La journée est belle, le ciel limpide et sans nuage, l’air clair et très sec. Le pilote lâche l’ancre, et le ballon, sans à-coup, s’élève lentement. Mesurons la température de départ : 20 degrés Celsius (20 °C). L’aérostat monte lentement. À 100 m d’altitude, la température est de près de 19 °C. Nous continuons notre ascension et nous remarquons que le thermomètre va dans la direction opposée à celle de l’altimètre. Alors que le premier continue de descendre, le second monte de plus en plus, suivant le mouvement du ballon. À 500 m d'altitude, nous sommes à environ 15 degrés. Le ballon monte de plus en plus, et la fraîcheur agréable passe à un froid de plus en plus vif. À 1 km d’altitude, nous sommes à 10 °C, à 1,5 km nous sommes à 5 °C, et à 2 000 m d’altitude la température est à peine au-dessus du zéro. C’est une journée merveilleuse, il n’y a pas de nuage, le Soleil brille, mais il fait très froid. Si cela était une véritable ascension, ce serait le moment de rentrer. En effet, pour poursuivre notre ascension, il faudrait des équipements spéciaux et une cabine pressurisée, car au-dessus de 4 000 m, l’air devient trop raréfié pour permettre une respiration normale. Mais notre ballon est un ballon virtuel, nous pouvons donc poursuivre notre ascension. La courbe de la température sur les deux premiers kilomètres permet déjà de formuler quelques hypothèses. La température diminue avec l’altitude à raison d’environ un degré tous les cent mètres. Lorsque nous continuons notre ascension, la température diminue toujours, à un rythme à peu près identique à celui des deux premiers kilomètres. Quand nous franchissons le seuil des 10 km d’altitude, nous pouvons essayer de formuler quelques conclusions. La température atmosphérique diminue suivant l’altitude, et son taux de diminution dépend assez peu du niveau auquel on se trouve. La vitesse à laquelle la température diminue suivant l’altitude est pratiquement la même aussi bien à proximité de la surface qu’à une certaine altitude. Le ballon est à présent à une altitude élevée. Nous sommes en train de franchir le seuil des 11 000 m, l’air est très froid et sec, et les nuages apparaissent au-dessous de nous comme un tapis nacré éloigné. À cette altitude, il n’y a pratiquement plus de nuages, si ce n'est quelques touffes de cirrus, des nuages de cristaux de glace, que l’on peut apercevoir çà et là. À 12 km, la température atteint plusieurs dizaines de degrés au-dessous du zéro. Le ballon continue à monter et un fait étrange se produit. À notre grande surprise, nous nous apercevons que la température ne descend plus, mais qu'elle augmente légèrement, et continue à le faire même quand nous atteignons l’altitude maximale pour un ballon virtuel, et que nous sommes obligés d'interrompre l’expérience. Pour continuer, il serait nécessaire d’utiliser des instruments placés sur de petites fusées. Cette expérience, virtuelle mais très semblable aux premières explorations de l'atmosphère, nous a permis de découvrir que l'atmosphère est un lieu plus complexe que l'on ne pouvait le croire. Sur la base des informations que nous possédons, nous pouvons dresser un tableau d'ensemble de la structure verticale de l'atmosphère. En général, l'atmosphère est subdivisée en plusieurs zones, caractérisées par une température différente. La première zone, où la température descend régulièrement suivant l’altitude, s’étend du sol jusqu’à 12 ou 13 km d’altitude. Elle est appelée « troposphère ». La troposphère est le siège de presque tous les phénomènes atmosphériques ; les orages, les ouragans et les brises naissent tous ici. La température descend en moyenne d’environ 6 à 7 degrés par kilomètre, jusqu'à une zone où cette tendance s'inverse. Cette zone est appelée « tropopause », et varie selon la position géographique. Aux latitudes moyennes, elle peut atteindre 10 km d’altitude ; à l’équateur, 15 ou 16 km. La tropopause est une sorte de couvercle qui renferme la troposphère bouillante et la sépare de la région située au-dessus, la « stratosphère ». Cette dernière, beaucoup plus stable et chaude, et caractérisée par une augmentation de température assez lente, s’étend de la tropopause jusqu’à 50 km. À cette altitude, la courbe de température s'inverse de nouveau et recommence à descendre, atteignant un nouveau minimum, vers 80 km. La région comprise entre 50 et 80 km est connue sous le nom de « mésosphère ». La charnière de séparation entre la mésosphère et la stratosphère est la « stratopause ». Le couvercle de la mésosphère est la « mésopause » et se trouve à environ 80 km. Tout de suite au-dessus, commence la « thermosphère ». Mais la raréfaction de l'atmosphère est à présent énorme, et la notion même de température perd son sens, car les gaz ont perdu leur équilibre thermodynamique. La température, en effet, est une grandeur physique qui dépend du comportement statistique moyen d’une grande quantité de molécules. Quand les molécules deviennent très rares, établir une moyenne n’a plus de sens. Autrement dit, dans la thermosphère il n’y a pas assez de molécules pour pouvoir définir une température quelconque. La structure de l'atmosphère apparaît donc comme une énigme digne de Sherlock Holmes. Quelle est la raison de cette diversité de comportements ? Quels sont les processus qui régissent l’altitude de la tropopause ? Pourquoi y a-t-il une stratosphère ? La réponse à cette question constitue l’une des plus grandes découvertes des années 60. Même si nous ne sommes pas encore en mesure d’éclaircir certains détails, les mécanismes fondamentaux sont maintenant bien connus. Les différentes couches de l'atmosphère résultent du fait que le rayonnement solaire et le rayonnement terrestre sont absorbés de façon différente par le sol et les différentes parties de l'atmosphère. La troposphère est réchauffée principalement par le dessous, par la surface terrestre, chaude. Cela provoque une situation de grande instabilité, semblable à celle d’une casserole qui bout sur le feu. La stratosphère, en revanche, possède une source de chaleur supérieure. La couche d’ozone qui se trouve à 35 km, absorbe très efficacement le rayonnement solaire direct, et réchauffe l’air environnant. La présence d’une source de chaleur dans la partie supérieure rend la stratosphère très stable, comme l’on peut facilement le prouver si l’on fait bouillir une casserole d’eau, en la réchauffant par le haut à l’aide d’une lampe thermique. La difficulté de cet exercice vous convaincra que les inventeurs des cuisines avaient des raisons très précises pour mettre le feu au-dessous des casseroles et non pas au-dessus d’elles ! Évidemment, la description de l'atmosphère que nous avons faite a été obtenue sur la base d'une moyenne statistique calculée à partir d'une quantité élevée de profils verticaux, c'est-à-dire en répétant plusieurs fois l’ascension du ballon. Comme on le verra par la suite, l'atmosphère a souvent des raisons très précises d’avoir des profils verticaux de température différents de ceux que nous venons de décrire. Pour les activités humaines, la troposphère et la stratosphère sont les sphères les plus importantes, du fait de l’impact direct que leurs phénomènes peuvent avoir sur la société et les activités humaines. LA PRESSION Après la composition et la température de l’atmosphère, le troisième paramètre important est sa pression. Nous avons tous une idée plus ou moins précise de ce qu'est la pression. Toutefois, pour comprendre le fonctionnement de l'atmosphère et, en particulier, d’une de ses caractéristiques fondamentales, l’équilibre hydrostatique, il nous faut approfondir cette notion. Contrairement à ce qu'on pense souvent, la pression ne dépend pas de la force de gravité, c'est-à-dire qu’elle ne résulte pas du « poids » des molécules de gaz. Si l’on emportait une bouteille de Coca-Cola dans l’espace avec une navette spatiale et qu’on la secouait, même à gravité zéro, les bulles de gaz produiraient encore une pression. Qu’est-ce donc que la pression ? À tout instant, les molécules qui composent un gaz entrent en collision les unes avec les autres, en se donnant, à chaque collision, une petite poussée. L’effet collectif de ces collisions est de créer une poussée, une force par unité de surface. C’est comme si chaque partie du gaz poussait toutes les autres parties avec une force appelée précisément pression. Comme il s’agit d’une force par unité de surface, on devrait la mesurer en newtons par mètre carré, dits aussi pascals. Dans les sciences géophysiques, il est plus commun d’utiliser l’hectopascal (hPa) qui est égal à 100 pascals. Dans un fluide en équilibre et isolé de forces externes, la pression est, par définition, uniforme. Chaque partie du fluide exerce une pression égale et contraire à celle de sa voisine. Cela se traduit par une situation d'équilibre, c'est-à-dire d’absence de mouvement. Si, pour une raison quelconque, il se produisait entre deux points du fluide des différences de pressions, la portion de fluide comprise entre ces deux points se déformerait. Autrement dit, les différences (ou gradients) de pression se comportent comme de véritables forces. Du reste, il suffit de penser à un exemple très simple pour s’en rendre compte. Les chaudières explosent non pas à cause de la pression, mais lorsque la différence de pression entre l’intérieur et l’extérieur dépasse la résistance de l’enveloppe métallique qui constitue la chaudière. La force des différences de pression est l’un des principaux agents des processus qui régissent l'atmosphère, outre la force de gravité et les forces engendrées par la rotation terrestre. L’ÉQUILIBRE HYDROSTATIQUE Le grand savant grec Archimède (287-212 av. J.-C.) ne fut pas simplement le premier conseiller scientifique de l’histoire, mais il fut aussi le premier qui réalisa une application de l’équilibre hydrostatique, l’équilibre fondamental d’un fluide sous l’effet de la gravité. Si on laisse tomber un objet, la force de gravité l’attire inexorablement vers le sol, avec une accélération de 9,8 m/s2. L'atmosphère, comme tous les corps soumis à la gravité terrestre, est soumise à cette force d’attraction. Sous l’action de la gravité, les gaz atmosphériques sont attirés vers le bas, où ils se concentrent de façon caractéristique. Mais l'atmosphère n’est pas un solide incompressible, c'est un mélange de gaz. Pourquoi donc ne continue-t-elle pas de se comprimer sous l’action de la gravité ? Qu’est-ce qui arrête la marche progressive de l'atmosphère vers le centre de la Terre ? La réponse à ce paradoxe apparent se trouve dans la différence de pression qui se crée entre les couches les plus élevées et raréfiées de l'atmosphère et les couches les plus basses et denses. En effet, dans les couches les plus basses et les plus épaisses de l'atmosphère, les collisions entre les molécules de gaz sont plus fréquentes que dans les couches les plus élevées, où les molécules sont moins nombreuses et les collisions plus rares. La poussée cumulative engendrée par ces innombrables collisions est donc plus forte près du sol qu’à des altitudes élevées. Il se crée de la sorte une différence de pression qui, allant dans une direction contraire à celle de la gravité, c'est-à-dire du bas vers le haut, essaie de corriger le déséquilibre engendré par les forces de gravité. L’équilibre hydrostatique est atteint lorsque la force du gradient de pression est égale à la force de gravité. Cet équilibre joue un rôle très important. La plupart des phénomènes atmosphériques d’une certaine importance, y compris les phénomènes à l'échelle planétaire et les processus climatiques, satisfont ce type d’équilibre. L’équilibre hydrostatique permet de calculer de façon simple le poids de l'atmosphère. Prenons l’exemple d’une colonne d’atmosphère ayant une base d’un mètre carré. Pour calculer la force du gradient (différence) de pression, il faut mesurer la pression au sol et au sommet de la colonne d’atmosphère. Ensuite, il faut diviser cette différence de pression par la hauteur de la colonne. De cette façon, on a trouvé la valeur de la force du gradient de pression. Puisque l’on est en équilibre hydrostatique, cette force doit être égale au poids de la colonne d’atmosphère, c'est-à-dire à la force de gravité appliquée à la masse de la colonne. Un simple calcul montre que la colonne pèse 10 000 kg. Le même calcul permet de considérer la pression (c'est-à-dire la force du gradient) comme égale au poids de la colonne d’air. Au niveau de la mer, le poids de la colonne est de dix tonnes (10 000 kg) mais, quand l’altitude augmente, il diminue beaucoup plus rapidement que la température et sans inversion de tendance. On peut aisément calculer cette diminution de la pression suivant l’altitude à partir de l’équilibre hydrostatique. Cette diminution revêt la forme d’une transformation exponentielle, c'est-à-dire d’une diminution d’abord assez rapide, puis ralentissant graduellement. Dans le cas de l'atmosphère, la transformation exponentielle comporte une diminution de la pression suivant l’altitude beaucoup plus rapide que celle de la température. À 5 km d’altitude, la pression n’est que la moitié de la pression au niveau de la mer, et à douze kilomètres, elle n'est plus que d'un dixième. Pour des raisons mathématiques, on donne un nom particulier à l’altitude qui correspond à une pression égale à 23 % de celle qui est mesurée au sol. Cette altitude est appelée « hauteur d’échelle ». Dans l’atmosphère terrestre, elle se trouve à environ 8,5 km d’altitude. L’ATMOSPHÈRE ET L’EAU Il n’est pas difficile d’imaginer que la Terre serait une planète très différente sans la présence massive de l’eau sous sa forme liquide. mais on sait peut-être moins que la vapeur d’eau joue un rôle fondamental dans deux processus fondamentaux de presque tous les phénomènes atmosphériques : le transport de la chaleur par convection et l’absorption du rayonnement. Dans la convection, la chaleur est transportée par le mouvement des fluides chauffés, par exemple l’eau ou l’air. Dans une casserole d’eau mise sur le feu, les parties chaudes montent, tandis que les parties froides redescendent, en ne cessant de se mélanger. L'atmosphère se trouve souvent dans cette situation. Le rayonnement solaire traverse l'atmosphère assez aisément, et il est absorbé presque entièrement par le sol qui réémet cette énergie, mais avec une fréquence différente. Le rayonnement solaire est composé principalement de longueurs d’onde courtes. Le rayonnement terrestre, au contraire, est un rayonnement infrarouge. Du point de vue énergétique, l’énergie solaire incidente doit être entièrement réémise. Si ce n'était pas le cas, la température de la surface augmenterait jour après jour. Mais il existe une différence importante entre ces deux types de rayonnement. L'atmosphère est relativement transparente au rayonnement solaire, mais très opaque par rapport au rayonnement d’origine terrestre. Cela est dû à la présence dans l'atmosphère de deux gaz qui absorbent le rayonnement de grande longueur d’onde de façon très importante : le gaz carbonique, et surtout la vapeur d’eau. Favorisée par sa structure moléculaire triatomique, la vapeur d’eau absorbe le rayonnement terrestre, réduisant l’efficacité avec laquelle le système Terre-atmosphère réémet l’énergie reçue par le Soleil. La surface de la Terre est donc obligée d’avoir une température beaucoup plus élevée que celle qui est strictement nécessaire à un équilibre purement radiatif (c'est-à-dire l’équilibre obtenu si elle réémettait immédiatement vers l’espace le rayonnement reçu). La température moyenne de la Terre sans l’atmosphère serait d’environ -19 °C, c’est-à-dire bien différente des 15 °C que nous observons actuellement. Sans la vapeur d’eau présente dans l'atmosphère, la Terre serait donc très différente. Les molécules de vapeur d’eau sont composées d’un atome d’oxygène et de deux atomes d’hydrogène, si bien que le poids atomique de la vapeur d’eau est inférieur tant au poids de l'oxygène moléculaire qu’à celui de l’azote moléculaire. À pression constante, une portion d’atmosphère de volume unitaire pèse moins si elle contient une part de vapeur d’eau que si elle est sèche. En effet, les molécules d’eau, plus légères, ont remplacé les molécules d’azote et d’oxygène, plus lourdes. L’air humide est donc plus léger et, puisque la vapeur d’eau est concentrée dans les couches inférieures de l'atmosphère, la présence de l’eau favorise les mouvements ascendants du mélange vertical de l'atmosphère. Les processus de convection, qui causent les précipitations tropicales et les orages d’été, n’existeraient pas sans la vapeur d’eau. Le cycle de l’eau, à travers les phases liquides, gazeuses et solides et les échanges d’énergie associés aux changements de phase représente donc un constituant essentiel des processus physiques et dynamiques de l'atmosphère. L’ATMOSPHÈRE EN MOUVEMENT LE SOLEIL ET LES SAISONS La cause principale du changement continu des conditions atmosphériques réside, en dernière analyse, dans le Soleil et dans la position de la Terre au sein du Système solaire. Les changements de saison qui se produisent chaque année sont dus à l’inclinaison de l’axe de la rotation terrestre sur le plan de l’orbite. Cette inclinaison est de 23,45° à la perpendiculaire au plan de l’orbite. Nous pouvons la considérer comme fixe, même si, à l'échelle de dizaines de milliers d’années, elle est en réalité variable. Cette inclinaison est la cause des changements qui se produisent, mois après mois, dans la quantité d’énergie solaire qui parvient à la Terre. C'est la cause de la variation de la durée du jour et du cours des saisons. Chaque année, les pôles connaissent pendant plusieurs mois une période ininterrompue de lumière, suivie pendant une durée équivalente d'une période ininterrompue d’obscurité. L’inclinaison de 23,45° de l’axe terrestre explique également la position des tropiques, le tropique du Cancer à 23,45° de latitude nord et le tropique du Capricorne à 23,45° de latitude sud. Le Soleil n’atteint le zénith, c'est-à-dire la verticale du lieu, que dans la zone tropicale. La forme sphérique de la Terre contribue elle aussi aux différences météorologiques. En effet, les rayons solaires, du fait de la différence d'angle d’incidence, se distribuent sur une surface beaucoup plus étendue aux pôles qu'à l’équateur. Leur énergie y est beaucoup plus diluée. Sans compter que, sous des angles d’incidence plus élevés, typiques des régions polaires, la couche d’atmosphère que les rayons solaires doivent traverser est elle aussi plus épaisse, et que la dispersion s'en trouve bien plus élevée. Mais il existe d’autres facteurs qui influent sur la quantité de rayonnement solaire qui arrive sur la Terre. Tout d’abord, l’énergie provenant du Soleil n’arrive pas entièrement sur la surface. 3 % sont absorbés par la stratosphère, 15 % sont interceptés par des poussières et des aérosols troposphériques, tandis que 35 % sont réfléchis par les nuages directement dans l’espace cosmique. En moyenne, 47 % seulement de l’énergie solaire disponible au niveau de l’orbite terrestre parvient jusqu'au sol. Là, l’absorption d’énergie (et donc l’échauffement et la température) dépend des types de surface rencontrés. Cette variabilité d’absorption est mesurée par un paramètre appelé « albédo », défini comme le pourcentage d’énergie solaire réfléchie par une surface horizontale par rapport à l’énergie incidente. Par exemple, les banquises polaires possèdent un albédo très élevé, de l'ordre de 80 %. Cela signifie qu’elles réfléchissent ce pourcentage d’énergie solaire et n’en absorbent que 20 %. Les forêts tropicales possèdent un albédo de 10 %, les déserts de 30 %, les champs cultivés de 20 %. La mer a un albédo variable selon la hauteur du Soleil : de 3 %, quand le Soleil est bas sur l’horizon, à plus de 50 %, quand le Soleil est au zénith. La distribution différente de l’énergie solaire sur la sphère terrestre crée continuellement des déséquilibres que l’océan et l'atmosphère essaient de corriger par un mécanisme de déplacement des masses d’eau et des masses d’air, c'est-à-dire par les courants et le vent. LE VENT « Vent » est un nom général qui s’applique à tous les types de phénomènes atmosphériques qui impliquent des forces et des accélérations relatives à des masses d’air. Le vent est étroitement lié à la pression et à ses différences, c'est-à-dire au gradient, entre des lieux différents. Dans les équations qui décrivent le mouvement des fluides dans une planète tournante et sur lesquelles se fonde la science météorologique, les équations de Navier-Stokes, la vitesse du vent dépend avant tout des différences de pression, c'est-à-dire de la force du gradient de pression. Autrement dit, le vent est la réponse de l'atmosphère à un déséquilibre de la pression. Pendant des siècles, les hommes ont donné des noms particuliers et romantiques à des vents particulièrement importants pour leur existence. Les noms changent d’un lieu à l’autre. Dans les régions méditerranéenne, la tramontane et le suroît sont des vents froids du nord, tandis que le sirocco est le vent chaud qui vient du sud. Sur la côte française de la Méditerranée le vent du nord s’appelle mistral ; à Trieste, le bora peut souffler à des vitesses allant jusqu'à 100km/h. Les amateurs de voile craignent les grands vents qui soufflent du nord dans la mer Égée, à la fin de l'été. Quand l’air redescend derrière les chaînes de montagnes, il se chauffe par compression, provoquant des vents chauds et secs, appelés « foehn » sur les Alpes ou sur les Vosges et « chinook » sur les montagnes Rocheuses. L’Inde attend chaque été l’arrivée des moussons, qui garantissent l’eau et une récolte abondante. À l’échelle planétaire, la circulation moyenne dépend surtout de la latitude. Aux latitudes intertropicales, elle se traduit par des vents faibles et réguliers (les alizés) soufflant de nord-ouest dans l’hémisphère Nord et de sud-est dans l’hémisphère Sud. Aux latitudes tempérées, elle correspond à un courant d’ouest qui peut devenir instable et produire des perturbations du type dépression, anticyclone ou courant-jet ( |
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