Université de Picardie Jules Verne

L'ATMOSPHERE

1. ORGANISATION

Une couche gazeuse, l'atmosphère, est maintenue par gravité autour du globe terrestre en rotation; sa pression et sa densité diminuent avec l'altitude. A 700 à 800 km au dessus du niveau de la mer commence le vide interstellaire: au delà, dans l'exosphère, les molécules ne sont plus maintenues par la gravité et s'échappent à travers la magnétosphère dans l'espace. Par commodité, on retiendra:

* 0 à 1000 km: atmosphère

* 1000 à 40000 km: exosphère et magnétosphère
 
 



Figure 1: les principales enveloppes du globe terrestre .

Entre 0 et 100 km d'altitude, les variations de température permettent de subdiviser l'atmosphère en plusieurs couches superposées:

* 0 - 7 km (au pôle) à 16 km (à l'équateur): la troposphère, avec des nuages, des précipitations, et des variations notables de pression; la température diminue régulièrement jusqu'à - 55°C; sa limite supérieure est la tropopause. Ses mouvements déterminent les climats; elle sera étudiée plus en détail au paragraphe suivant.

* jusqu'à 50 km: la stratosphère; la température cesse de diminuer dans la stratosphère inférieure; elle augmente entre 30 et 50 km pour atteindre 0°C au niveau de la stratopause. La vapeur d'eau y est presque absente (pas de nuage), la pression y est trés basse (50 hPa à 20 km pour 1013 hPa au niveau de la mer); 95% de la masse de l'atmosphère est située au dessous de 20 km. La couche d'ozone est située au sommet de la stratosphère inférieure vers 25 à 30 km; les molécules d'oxygène absorbent les ultra-violets courts (au dessous de 0,29 µm) et produisent des atomes libres d'oxygène qui se recombinent aux molécules pour donner l'ozone.

* 50 à 700 ou 1000 km: l'ionospère: la température y est variable, elle diminue généralement jusqu'à -90°C, mais on a signalé des températures supérieures à 100°C vers 55 km. A partir de 80 km, la température peut atteindre 300°C car les radiations courtes du soleil ne sont pas ré-émises sous forme de rayonnement de longue longueur d'onde (Infra-Rouges). Les atomes d'oxygène et d'azote sont ionisés sous l'action des ultra-violets solaires et des rayons cosmiques et donnent les aurores boréales et australes. Il y a plusieurs zones fortement ionisées qui conduisent l'électricité et réfléchissent les ondes radio vers le sol. L'ionospère est divisée en mésosphère (50 à 80 km) et thermosphère. Vers 800 km, on ne compte plus que 106 atomes au cm3 et seulement 1 atome par cm3 vers 2400 km.

2. COMPOSITION CHIMIQUE

La masse totale de l'atmosphère est estimée à 5,29 10¹⁸ kg, masse négligeable comparée à celle des mers (1,35 10²¹ kg) ou de l'ensemble du globe (5,98 10²⁴ kg). Les gaz et la vapeur d'eau en sont les constituants transparents. Les particules d'eau et de glace donnent les nuages, le brouillard et les précipitations. Les fines particules solides sous forme d'aérosols forment les brumes et le smog. C'est cette couche gazeuse qui rend la Terre habitable.
 

Figure 2: principaux constituants chimiques de l'air sec au niveau de la mer (d'après DEGENS).

On voit que 3 gaz, l'azote, l'oxygène et l'argon, constituent presque 100% du total; les autres corps ne représentent chimiquement que des impuretés. Leur proportion respective est constante verticalement.

D'autres constituants montrent de grandes variations en fonction de l'altitude, la latitude, l'activité humaine, les saisons. C'est le cas de l'eau, uniquement présente dans les couches basses (troposphère), des composés soufrés et du dioxyde de carbone provenant des oxydations...En haute altitude, les gaz les plus légers augmentent en quantité relative. L'argon de l'atmosphère est sous forme d'isotope ⁴⁰Ar alors que c'est l'isotope 36 que l'on trouve dans l'espace. L'argon de l'atmosphère provient de la désintégration radio-active du Potassium . Connaissant la masse totale du potassium dans le globe, ses rapports isotopiques, la période de désintégration du ⁴⁰K et la masse de l'argon, on a pu dater l'âge de l'atmosphère.

La faible quantité d'hélium, généré cependant en grande quantité par la désintégration de l'uranium, est expliquée par la grande diffusion de ce gaz léger qui gagne les hautes couches et s'échappe dans l'espace. La même raison explique la rareté de l'hydrogène.

L'azote terrestre est surtout contenue dans l'atmosphère (près de 90%). Le reste est fixé dans les sédiments marins et dans l'eau de mer en particulier sous forme d'ammoniaque. Le passage de l'azote atmosphèrique à l'azote combiné dans les sédiments se fait par l'intermédiaire des bactéries (nitrates, amino-acides, ammoniaque...) Le cycle biogéochimique de l'azote est complexe; il dépend surtout du potentiel rédox et des micro-organismes (nitrification, dénitrification, fixation de l'azote atmosphérique...)
 

Figure 3: quantité d'azote dans l'atmosphère, l'hydrosphère et la croûte terrestre (d'après DEGENS).

On admet maintenant que l'oxygène atmosphérique représente un sous-produit de la photosynthèse. Ce sont des organismes chlorophylliens qui dès le Précambrien (- 3 milliards d'années) ont utilisés l'énergie des photons pour combiner le CO₂ et l'H₂O en matière organique avec dégagement d'O₂. L'oxydation de la matière organique, notamment au cours de la respiration, libère de nouveau le gaz carbonique et l'eau. L'équilibre entre ces deux processus conditionne la teneur de l'atmosphère en oxygène et en gaz carbonique. Depuis une centaine d'année, l'utilisation croissante des combustibles fossiles et accessoirement le déboisement ont produit une augmentation régulière de la teneur en CO₂ dans l'air et contribué à l'effet de serre (augmentation de la température moyenne par plus grande absorption des radiations solaires). Le cycle du carbone dépend de l'action des organismes (respiration, photosynthèse, fixation sous forme de carbonates...) et des émanations volcaniques. L'action du CO₂ atmosphérique s'ajoute à celle de la vapeur d'eau pour absorber l'énergie des infra-rouges. La teneur atteint actuellement 360 ppm; on estime que le doublement de la teneur en CO₂ entrainerait un réchauffement de 4,5°C.

L'ozone est répartie dans la stratosphère (90%) et dans la troposphère (10%). Dans la stratosphère, il est abondant vers 25 km; il provient de la photodissociation du dioxygène. Il absorbe les U.V. Il est détruit notamment par les CFC (ou Fréons) et le Chlore. Dans la troposphère, il provient du transfert de la stratosphère et des activités humaines (NOx, CO, HxCy). Sa concentration a été multipliée par 4 depuis le début du siècle. C'est un gaz à effet de serre et fort pouvoir oxydant.

Figure 3b: augmentation des gaz à effet de serre au cours des 3 derniers siècle. Les teneurs sont exprimées en ppm ou ppb en volume (d'après rapports IPCC).

3. LA TROPOSPHERE

3.1 Composition

C'est une couche troublée par des mouvements d'apparence désordonnée dans le sens vertical et horizontal. Du fait de ce brassage incessant, sa composition chimique est assez constante; elle contient en particulier les 3/4 de la masse de l'atmosphère, tous ses corps solides (poussières) et toute l'eau sous forme gazeuse, liquide et solide (aiguilles de glace). Sa pression et sa température décroissent avec l'altitude; on compte une diminution régulière de la température, en moyenne de 0,65 °C par 100 m à partir de 3000 m d'altitude, mais le gradient dépend également de l'humidité.

La vapeur d'eau est à l'origine des nuages et des précipitations (pluie, neige, grêle) qui caractérisent le temps qu'il fait et le climat. Elle absorbe les radiations de grande longueur d'onde (infra-rouges) émises par le soleil et par la Terre et évite la déperdition de chaleur vers l'espace: on sait que les nuits sont beaucoup plus froides quand le ciel est pur, c'est à dire pauvre en eau. On estime que si la troposphère ne contenait pas de vapeur d'eau, le rayonnement nocturne abaisserait la température jusqu'à -100 °C. L'humidité spécifique d'une masse d'air est mesurée par le rapport du poids de l'eau contenue sur le poids de l'air. L'humidité relative est le rapport du poids de l'eau contenue sur le poids de l'eau contenue en atmosphère saturée. L'humidité à saturation varie avec la température de l'air: au niveau du sol, elle est de 5 g d'eau par m3 d'air à 0°C mais 30 g par m3 à 30 °C.

Les suspensions solides (aérosols) comprennent les poussières, les fumées, les cendres, les sels et autres corps chimiques, les microrganismes. Les poussières proviennent en grande partie de la désagrégation des roches; elles peuvent être transportées trés loin par le vent (poussières sahariennes atteignant l'Europe). Les fumées sont des particules non brûlées provenant des combustions incomplètes domestiques ou industrielles. Les cendres sont des particules incandescentes transportées par les gaz chauds issus des combustions industrielles et des volcans. Au bord des littoraux marins, l'air est chargé d'iode et de chlorure de sodium. Toutes ces particules solides, de taille trés petite, 1/1000ème de µm environ, constituent des noyaux de condensation pour la vapeur d'eau lorsque l'air en est sursaturé: chaque particule s'entoure d'un film d'eau et peut servir de vecteur aux microrganismes. Ces brouillards sont fréquents dans l'atmosphère des villes chargées d'aérosols (notamment issus des moteurs diesel).

3.2 Caractères thermiques et dynamiques

La couche de base, comprise entre 0 et 3000 m environ, appelée encore couche turbulente, contient généralement beaucoup d'aérosols (pollution des basses couches de l'atmosphère). La température y est trés variable et dépend de la température du sol. En été le sol est surchauffé dans la journée et la température décroit en altitude. En hiver ou pendant la nuit, le sol est plus froid que l'air, la température de l'air augmente jusqu'à une certaine altitude, souvent proche de 3000 m, puis le gradient s'inverse au delà: on parle d'inversion thermique, véritable couvercle qui maintient l'air pollué au sol. Quelque soit le sens du gradient thermique, il existe généralement une inversion thermique au sommet de la couche de base se traduisant par l'accumulation de particules qui constituent une "couche sale" nuageuse. La valeur du gradient dépend aussi de l'humidité: -1 °C par 100 m pour un air sec, mais seulement -0,5 à -0,8 °C pour un air humide.
 
 

Figure 4: gradients thermiques dans la troposphère
A - gradient "normal": la température décroît avec l'altitude     B - gradient inverse", inversion thermique, puis gradient "normal"       C - inversion thermique et couche sale en Europe.

Le frottement des filets d'air sur le sol provoque des turbulences et ralentit la vitesse des vents qui dépassent rarement 20 m/s au sol et dont la direction et le sens dépendent beaucoup du relief local. Les mouvement de la couche de base restent trés complexes dans les zones tempérées et froides (du 40ème parallèle au pôle); les turbulences interfèrent à différentes échelles. Au contraire, dans les zones intertropicales, la circulation est bien plus régulière: vents alizés, moussons; épisodiquement de violentes perturbations troublent cette régularité (cyclones, typhons).

Au delà de 3000 m d'altitude, la troposphère libre montre un gradient vertical de température constant (0,65 °C/100 m). La vitesse des vents augmentent pour atteindre 150 km/h à 12000 m d'altitude en hiver. Un courant généralisé d'ouest en est entre le 30ème parallèle et le pôle règne dans les deux hémisphères. Ce flux d'altitude se renforce vers 50°de latitude à 12000 m : c'est le jet-stream. Il circule dans un couloir étroit d'une centaine de km de largeur et dont la position fluctue.

La limite supérieure de la troposphère se signale par une inversion de température appelée tropopause. L'altitude de la tropopause varie de 7 km au pôle à 16 km à l'équateur. L'inversion thermique est marquée soit par une inversion du sens du gradient de température et un réchauffement, soit simplement par une diminution du gradient.
 
 

Figure 5: exemple d'inversion thermique à la tropopause: A - inversion thermique réelle B - inversion thermique apparente: le gradient est seulement diminué.

3.3. Humidité et condensation

Figure 5b: quantité de vapeur d'eau contenue dans l'air: elle augmente selon la température. Une masse d'air chaude peut contenir plus de vapeur qu'une masse froide.

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  Figure 5c: condensation de l'air humide en altitude.Le refroidissement de l'air sec est de -1°C par 100 m (-0,5 à 0,8 °C par 100 m pour l'air humide) alors que la température du point de condensation de la vapeur (« point de rosée ») ne diminue que de 0,2 °C par 100 m. La vapeur se condense et forme des nuage à une altitude qui dépend de la température et de l'humidité de la masse d'air initiale.

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4. LA CIRCULATION ATMOSPHERIQUE GENERALE

4.1 Les mécanismes de la circulation

* Bilan thermique de l'atmosphère

Les mouvements de l'air sont déterminés par les radiations solaires. Les bilans radiatifs au pôle et à l'équateur sont en effet différents. Le bilan est positif à l'équateur mais négatif aux pôles du fait de l'obliquité des rayons solaires: une même énergie lumineuse est répartie sur une plus grande surface au pôle

. 

Figure 6: répartition de l'énergie solaire de l'équateur au pôles .

D'autre part, l'ensoleillement varie selon les saisons. Enfin, l'eau, la terre, la glace et la végétation ont une réponse spécifique vis-à-vis des radiations solaires, elles les absorbent ou les réfléchissent d'une façon différente. Les masses d'air portées à des températures différentes se déplacent pour chercher un équilibre. Un air froid et sec est dense, un air chaud et humide est léger.

Lorsqu'une masse d'air chaud se trouve au contact d'une masse d'air froid, elle monte et tend à se placer au dessus de l'air froid, puisque l'air chaud est plus léger. La masse d'air froid s'enfonce d'abord en coin sous l'air chaud; la position d'équilibre correspondant à la superposition des deux masses est rarement atteinte sauf à petite échelle. A l'échelle de la planète, l'air chaud de l'équateur monte et tend à se superposer à l'air froid polaire qui lui tend à faire le mouvement inverse au niveau du sol. A température égale, l'air humide est plus léger que l'air sec.

L'eau joue un rôle fondamental dans le transport de chaleur. Le changement de phase s'accompagne d'échange de chaleur. Le passage solide à liquide et liquide à gaz absorbe de la chaleur. Celle-ci est restituée au milieu ambiant dans l'autre sens. Ainsi la vapeur d'eau contient une chaleur cachée appelée "chaleur latente" qui est libérée à la condensation: la formation d'un nuage, c'est à dire de gouttelettes d'eau à partir de la vapeur, s'accompagne d'un réchauffement de l'atmosphère.

*Gradient de pression et force géostrophique

Dans une masse d'air chaud légère, la pression décroit plus lentement avec l'altitude. Pour une pression constante au niveau du sol, la pression à une altitude donnée sera plus faible dans une masse d'air froid que dans une masse d'air chaud. Ainsi, on a vu que l'épaisseur de la troposphère était plus grande à l'équateur qu'au pôle. Pour une même altitude, la pression est plus forte à l'équateur qu'au pôle. Selon ce principe, on devrait s'attendre à ce que l'air chaud (haute pression) de l'équateur se dirige vers les pôles et surmonte l'air polaire (basse pression): en altitude devrait s'établir un courant chaud de l'équateur aux pôles et par compensation un courant froid au sol en sens opposé.

Soit une zone de haute pression contigue à une zone de basse pression. Au point O situé à la limite des 2 zones apparaît une force OA dont l'intensité est proportionnelle au gradient de pression: c'est la force de gradient. Cependant l'air ne se déplace pas selon la direction OA; il est dévié vers la droite (dans l'hémisphère nord) par la rotation de la Terre. La force de déviation est la "force" géostrosphique ou force de Coriolis.

"Force" de Coriolis

Fc = k (v.m. w.sinL)

v: vitesse du mobile

m: masse du mobile

w: vitesse angulaire de rotation de la terre

L: latitude

Figure 7: déviation d'un mobile par rapport à un méridien dans l'hémisphère nord.

La déviation de Coriolis croit avec la latitude; elle est nulle à l'équateur; elle change de sens dans l'hémisphère sud (déviation à gauche). On voit également que dans l'hémisphère nord la surface du sol se déplace vers la gauche par rapport à un repère astronomique (étoile fixe). Un mobile frottant sur la surface sera entraîné vers la gauche également. L'action du frottement s'oppose donc à celle de la force de Coriolis. A haute altitude et au-dessus de la surface lisse des océans, le frottement est faible et l'action de la force de Coriolis est maximale. En revanche, à basse altitude au dessus des continent, c'est le frottement qui l'emporte.

Le vent sera la résultante de la force de gradient modifiée par la force de Coriolis: sa direction est tangente à la limite des 2 zones. D'une façon générale, dans l'hémisphère nord, les vents sont parallèles aux lignes de mêmes pressions ou isobares avec les hautes pressions à droite: c'est la loi de BUYS-BALLOT. La vitesse du vent varie en raison inverse de l'écartement des isobars.
 
 

Figure 8: déviation des vents de surface dans l'hémisphère nord (loi de Buys-Ballot) .

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Figure 9: circulation dans un plan vertical le long du segment A-D.

On voit que le gradient de pression devrait s'établir de l'équateur (haute pression) au pôle (basse pression) et donc que les vents ,en altitude au moins, devraient souffler d'W en E parallèlement aux isobares. En fait, le frottement irrégulier de l'air en mouvement sur le sol, la répartition inégale des continents et des mers, et bien d'autres facteurs, perturbent cet agencement théorique des masses d'air. Les pressions au sol sont organisées en zones méridiennes et les vents sont distribués en fonction de ces zones.
 
 

Figure 9: action de la déviation de Coriolis et du frottement sur la vitesse et la direction du vent en fonction de l'altitude. Au sol, sur le contient, le trajet des vents suit plutôt la force de gradient du fait du frottement; il est fortement influencé par la topographie. En altitude, les vents sont complètement déviés par la force géostrophique et suivent les isobars.


 

Figure 10: distribution des pression à la surface du globe et système des vents.
 

Figure 11: Distribution des cellules zonales dans l'hémisphère nord. La cellule équatoriale est la cellule de Hadley, la cellule moyenne celle de Walker.

4.2 Répartition des masses d'air et circulation générale

* Comportement des masses d'air

Les masses d'air sont caractérisées par leur température et leur humidité qui déterminent leur densité. Deux masses d'air contiguës mais de caractères différents ne se mélangent pas immédiatement. L'interface qui les sépare s 'appelle un front. La masse d'air léger tend à passer au-dessus de la masse d'air dense. Il s'agit souvent d'air chaud et humide; en s'élevant, la vapeur se condense et des nuages se forment.

* La circulation intertropicale

Elle comprend une zone de haute pression au niveau de chaque tropique et une zone de basse pression sous l'équateur appelée la Convergence Inter-Tropicale (CIT). L'air équatorial chaud monte, la vapeur d'eau contenue se condense en nuages et génère de fortes pluies; le vent y est faible: c'est le pot au noir, ou "doldrums", des marins. L'air devenu sec diverge en altitude vers chaque tropique. Il se refroidit en altitude et redescend au niveau des tropiques où il déterminent des hautes pressions sans vent horizontal et sans humidité: c'est la ceinture désertique de la planète. Jadis, ces hautes pressions tropicales immobilisaient les bateaux à voiles, les réserves d'eau douce s'épuisaient et on jetait les animaux par dessus le bord, en particulier les chevaux destinés à l'Amérique, d'où le nom anglo-saxon de "horse latitudes". Entre les hautes pressions tropicale et les basses pressions équatoriales s'établit un flux de vent régulier dirigé vers l'ouest (SW dans l'hémisphère nord, NW au sud), les alizés. Ce sont ces alizés qui ont porté Colomb vers le Nouveau Monde. On voit que les alizés de l'hémisphère nord et ceux du sud convergent au niveau de l'équateur, c'est la CIT.

Localement, la surface de l'océan surchauffée donne naissance à une forte ascension d'air chaud et humide qui s'enroule sous l'effet de la force géostrophique et donne un cyclone tropical.

* La circulation en zones tempérées et froides

La répartition et le dynamisme des masses d'air sont déterminés par la proximité des hautes pressions subtropicales et les hautes pressions polaires. Ces masses d'air chaud et d'air froid ne se mélangent pas mais elles génèrent des différences de pression et sous l'action du jet-stream s'organisent en systèmes dépressionnaires individualisés qui se déplacent d'Ouest en Est. Ces perturbations correspondent aux zones de mauvais temps. Elles sont formées d'un front chaud et d'un front froid isolant une masse d'air chaud et accompagnés de nuages et de vents.
 
 

Figure 11: disposition des isobars et trajet des vents dans une perturbation sur l'Atlantique Nord (vue cartographique). L'air chaud monte et la vapeur qu'il contient se condense. La dépression s'accompagne d'une spirale de nuages orientée dans le sens antihoraire dans l'hémisphère nord.

Figure 12: Structure de la même  perturbation atmosphérique en 3D.


 
 

Les perturbations sont associées en familles. L'arrrivée d'une perturbation s'accompagne d'une baisse de pression (dépression) qui se déplace généralement d'ouest en est dans l'Atlantique nord à une vitesse variable voisine d'un millier de km par jour. Leur formation est amorcée par la déviation en altitude du jet stream qui produit une sorte d'aspiration des couches inférieures.
 
 

Figure 13: système nuageux associé à une perturbation atmosphérique.

Cu: cumulus   CuNb: cumulo-nimbus   St: stratus   NbSt: nimbo-stratus   ASt: alto-stratus
 
 
 

Du fait de la fragmentation des masses d'air, la circulation des vents est complexe dans l'hémisphère nord. Ils sont parallèles aux isobares en altitude seulement. En surface, ils sont freinés surtout au-dessus des continents et ne sont pas parallèles aux isobares; ils convergent et montent dans les zones de basses pression, ils divergent et descendent dans les zones de haute pression.

Néanmoins les hautes pressions subtropicales dirigent vers le nord un flux d'ouest ou "Westerlies" surtout constant et rapide en altitude (jet-stream). Ce même flux existe dans l'hémisphère sud; il est beaucoup plus régulier puisque la surface des continents y est plus faible. Ces vents d'ouest sont utilisés par les voiliers pour revenir des Amériques. Ils se chargent d'humidité au dessus de l'océan et génèrent des nuages.

Figure 14: échelle de Beaufort; appréciation de la vitesse du vent d'après l'aspect de la mer.

5. LES CARTES METEOROLOGIQUES
 

Ces cartes décrivent les principaux phénomènes atmosphériques actuels ou à venir. Il en existe de nombreux types. Les plus communes sont les cartes figurant les pressions au sol et les fronts des perturbations. On peut y ajouter les courbes de température, la hauteur de précipitation, le sens et la force des vents...

On utilise également la distribution des pressions en altitude. Plus exactement, on figure à l'aide de courbes de niveau l'altitude de la surface où règne une pression de 500 hPa. Cette surface apparaît ondulée avec des vallées, sièges des basses pressions, et des sommets, sièges des hautes pressions. Pour faciliter la lecture, les altitudes sont exprimées en décamètres.

Figure 15: distribution des pressions au sol sur l'Atlantique Nord le 29 janvier 2000. Une forte dépression installée sur la Mer du Nord se déplace vers la Scandinavie. Une nouvelle dépression se creuse au large de Terre Neuve. Une zone  anticyclonique, prolongement de l'Anticyclone des Açores,  est centrée sur la Péninsule Ibérique.

En guise de conclusion, la circulation atmosphérique représente donc un vaste système turbulent causé par la différence du bilan thermique de l'ensoleillement à l'équateur et aux pôles. La gravité et l'effet de la rotation de la Terre modifient la répartition et la circulation des masses d'air. La circulation est relativement simple dans la zone intertropicale et aux pôles. Elle est bien plus complexe dans la zone tempérée où les déviations du jet-stream provoque l'aspiration des masses d'air et la formation des dépressions que les météorologistes n'ont pas fini d'analyser.

REFERENCES

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LIENS

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Jacques Beauchamp