atmosphère - géologie et géophysique.

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atmosphère - géologie et géophysique.
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PRÉSENTATION

atmosphère, mélange de gaz et de particules qui enveloppe tout corps céleste (la Terre, par exemple) possédant un champ de gravitation suffisamment fort pour les
empêcher de s'échapper.

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COMPOSITION DE L'ATMOSPHÈRE TERRESTRE

Les trois principaux constituants de l'atmosphère terrestre sont l'azote (N2, 78,1 p. 100), l'oxygène (O2, 20,9 p. 100) et l'argon (Ar, 0,9 p. 100) -- ces concentrations étant
chiffrées pour de l'air sec. Les autres constituants étant présents en quantités minimes, leur concentration est généralement exprimée en parties par million (ppm). Il s'agit
principalement du dioxyde de carbone (CO2, 350 ppm) et du néon (Ne, 18 ppm). Des traces de nombreux autres gaz sont également présentes, tels que l'hélium (He), le
krypton (Kr), l'hydrogène (H2), le xénon (Xe) et l'ozone (O3). À ces concentrations dans l'air sec, il faut aussi ajouter un fort taux en vapeur d'eau (H2O), variant de
1 p. 100 dans les régions polaires à 4 p. 100 dans les régions équatoriales.
Dans la basse atmosphère se concentrent également une proportion variable de gaz polluants et de très faibles quantités d'aérosols (poussières d'origine volcanique ou
industrielle, grains de sable et de sel, pollens, etc.). Les gaz polluants -- monoxyde de carbone (CO), méthane (CH4), oxydes d'azote (N2O, NO, NO2), ammoniac (NH3),
dioxyde de soufre (SO2), chlorofluorocarbures (CFC), etc. --, majoritairement d'origine anthropique, sont à l'origine de diverses dégradations environnementales, telles que
les effets des pluies acides, le trou de la couche d'ozone ou l'effet de serre. (Voir pollution atmosphérique).

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STRUCTURE VERTICALE DE L'ATMOSPHÈRE TERRESTRE

L'atmosphère terrestre s'étend sur une épaisseur de l'ordre de 10 000 km ; cependant, 99 p. 100 de sa masse se concentrent dans ses 25 à 30 premiers kilomètres, ce qui
est infime en comparaison du rayon terrestre (6 400 km). Elle est divisée en une succession de couches sphériques concentriques, chacune d'entre elles étant définie par
ses propriétés physiques (température, pression, densité de l'air) sur une épaisseur caractéristique.

3.1

Troposphère

La première couche rencontrée à partir du sol se nomme la troposphère et s'étend sur une altitude moyenne d'environ 13 km jusqu'à la tropopause, sa limite supérieure.
L'altitude de la tropopause varie cependant en fonction de la latitude, de 9 km aux pôles (température de - 40 °C) à 17 km au niveau de l'équateur (température de
- 80 °C). La densité de l'air y étant élevée, la masse de cette couche représente environ 80 p. 100 de la masse totale de l'atmosphère, alors que son volume constitue
seulement 1,5 p. 100 du volume total de l'atmosphère. Dans cette couche, le gradient thermique vertical est négatif, de - 6,5 °C en moyenne pour 1 000 m de
dénivellation. De puissants vents (jet-stream) y circulent d'ouest en est aux latitudes moyennes, entre 9 et 14 km d'altitude, avec des vitesses de l'ordre de 200
à 500 km/h. Les lignes aériennes, qui se positionnent au niveau de la tropopause ou légèrement au-dessus, utilisent d'ailleurs ces vents afin de réduire leur temps de vol.
Cette mince couche gazeuse troposphérique, où se produisent les phénomènes météorologiques (formation des nuages, mouvements des masses d'air), joue un rôle
essentiel sur Terre.

3.2

Stratosphère

Située juste au-dessus de la troposphère avec la tropopause comme transition, la seconde couche est désignée sous le nom de stratosphère. Elle s'élève jusqu'à la
stratopause (sa limite supérieure), à une altitude d'environ 50 km, où règne une température voisine de celle rencontrée au niveau de la surface terrestre. La température
reste constante dans la stratosphère inférieure. Cependant, le phénomène d'absorption de la couche d'ozone (aux environs de 20 à 30 km d'altitude), qui filtre les rayons
ultraviolets solaires nocifs à la vie, entraîne une augmentation de la température au sein de la troposphère supérieure. Dans cette couche, le gradient thermique y est donc
globalement positif.

3.3

Mésosphère

La troisième couche, située entre 50 et 80 km d'altitude, est appelée la mésosphère. Le gradient thermique y redevient négatif avec une limite de température de l'ordre de
- 110 à - 140 °C au niveau de sa limite supérieure (mésopause). La densité de l'air y est très faible, mais reste cependant suffisante pour brûler les météores
extraterrestres (étoiles filantes).

3.4

Thermosphère et ionosphère

La dernière véritable couche de l'atmosphère s'étend au-delà de 80 km et jusqu'à une altitude de 600 km. Dans cette couche, l'air se fait extrêmement rare (proche du vide
physique). Compte tenu des températures élevées qui y règnent (jusqu'à 1 200 °C au maximum), cette couche est appelée thermosphère et coïncide également avec
l'ionosphère. En effet, la propagation et l'absorption du rayonnement solaire dans cette couche atmosphérique entraînent son ionisation, la rendant ainsi conductrice
(formation d'un plasma). Ce plasma, qui présente notamment la propriété d'absorber et de réfléchir une partie des ondes radios émises depuis la Terre, permet ainsi à des
radiocommunications de s'effectuer sur de très longues distances. Ce phénomène d'ionisation est également à l'origine des aurores polaires.

3.5

Exosphère

La région située au-delà de l'ionosphère est appelée exosphère. Cette couche se prolonge jusqu'à 10 000 km environ, représentant la limite ultime où l'atmosphère
terrestre, devenue extrêmement raréfiée en air, se dilue dans le vide de l'espace. C'est dans cette couche que gravitent les satellites artificiels.

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LA CIRCULATION GÉNÉRALE ATMOSPHÉRIQUE

La circulation générale atmosphérique, c'est-à-dire le mouvement global des masses d'air sur le globe, s'effectue exclusivement dans la troposphère. Ce phénomène est
étroitement lié aux différences de température entre l'équateur et les pôles. Dans les régions équatoriales, l'ascendance des masses d'air (air chaud et humide) entraîne la
formation de grands ensembles nuageux. Ces masses d'air devenues sèches et froides se dirigent ensuite vers les régions polaires à très haute altitude. Au niveau des
pôles, elles connaissent une zone de subsidence (affaissement lent) avant de repartir à basse altitude en direction des basses latitudes. Ce phénomène crée une cellule dite
de Hadley, composante du modèle de circulation atmosphérique tricellulaire défini par le météorologue britannique George Hadley en 1735. Ce mouvement simple est
néanmoins contrarié par la force de Coriolis, due à la rotation de la Terre. En effet, une déviation des trajectoires des masses d'air se produit vers la droite dans
l'hémisphère Nord, et inversement vers la gauche dans l'hémisphère Sud. Ce schéma global est également contrarié par l'action thermique des continents, tendant à créer
une alternance de zones de basses pressions (dépressions) et hautes pressions (anticyclones). Au final, la circulation atmosphérique s'organise en trois principales cellules
dans chacun des hémisphères : une cellule polaire (des pôles aux cercles polaires), une cellule de moyenne latitude (des cercles polaires aux tropiques) et une cellule
équatoriale (zone intertropicale).

Ce schéma de circulation atmosphérique générale est également influencé par la circulation générale océanique ( voir océan), ainsi que par la proximité du relief.

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ÉTUDE DE L'ATMOSPHÈRE

L'étude de l'atmosphère est souvent associée à la détermination de la pression atmosphérique, c'est-à-dire la force exercée sur une surface unitaire par le poids de
l'atmosphère. La pression atmosphérique de référence, mesurée au niveau de la mer, équivaut à une colonne de mercure d'une hauteur de 760 mm, soit environ
1 013 mbar (millibars) ou 1 013 hPa (hectopascals, unité officielle depuis 1986). Une valeur relativement élevée -- pouvant atteindre jusqu'à 1 040 hPa -- signifie
l'apparition d'une zone de haute pression (ou anticyclone), correspondant à un temps beau et stable. Dans le cas contraire, il s'agit d'une zone de basse pression (ou
dépression) -- pouvant descendre jusqu'à 970 hPa --, signifiant le passage d'une perturbation apportant du mauvais temps. Pour visualiser ces phénomènes, on
cartographie les lignes d'égale pression (ou isobares). Par ailleurs, la pression atmosphérique diminue fortement avec l'altitude. À 5,6 km d'altitude, la pression est deux
fois plus faible qu'au niveau de la mer. Ceci signifie que la moitié de la masse de l'atmosphère est présente en dessous de ce niveau. Globalement, la pression
atmosphérique diminue d'un facteur 10 tous les 16 km environ.
La pression atmosphérique se mesure à l'aide d'un baromètre, à mercure ou anéroïde (plus utilisé pour sa robustesse et sa maniabilité). Au niveau de la surface terrestre,
cet instrument est souvent utilisé dans les stations météorologiques. Les plus basses couches atmosphériques (la troposphère et la majeure partie de la stratosphère)
peuvent être directement explorées par le biais de ballons-sondes gonflés à l'hélium et équipés de capteurs mesurant la pression et la température de l'air. Des fusées
transportant des dispositifs similaires permettent d'explorer l'atmosphère jusqu'à des altitudes de plusieurs centaines de kilomètres. L'observation des aurores polaires
fournit quant à elle des informations jusqu'à une altitude de 800 km.
Des moyens modernes de télédétection permettent l'observation quasi continue (typiquement 30 minutes de résolution temporelle) des caractéristiques atmosphériques.
Les satellites météorologiques utilisés pour ces études sont dits géostationnaires, c'est-à-dire qu'ils gravitent autour de la Terre à la même vitesse angulaire que celle-ci, se
retrouvant ainsi positionnés en permanence au-dessus du même point à une altitude d'environ 36 000 km, au-dessus de l'équateur terrestre. Les satellites météorologiques
-- notamment les satellites Meteosat, GOES, GMS et GOMS -- observent ainsi continuellement des zones terrestres fixes -- respectivement l'Europe, les États-Unis, le Japon
et la Russie.

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ORIGINE ET ÉVOLUTION DE L'ATMOSPHÈRE TERRESTRE

Le mélange gazeux constituant l'actuelle atmosphère terrestre est le résultat d'une évolution de 4,5 milliards d'années, nous ramenant à la naissance même de la planète
Terre. D'après la communauté scientifique, l'atmosphère primitive lors de la formation de la Terre a été semblable à celle présente dans la nébuleuse solaire, composée
d'hydrogène (H2) et d'hélium (He). Cependant, compte tenu de la faible gravitation terrestre et des vents solaires intenses, ces gaz n'ont pas pu être longtemps retenus par
la Terre.
La première véritable atmosphère stable -- composée principalement de dioxyde de carbone (CO 2), de vapeur d'eau (H2O) et d'azote (N2) -- a résulté d'un dégazage de
l'intérieur de la planète (manteau terrestre) à travers des émanations volcaniques. Plus de 80 p. 100 de ce dégazage s'est déroulé durant les 150 premiers millions d'années
après la formation de la planète. Ce dégazage se poursuit actuellement, mais en proportion infime.
Lorsque la Terre s'est refroidie, une grande partie de la vapeur d'eau s'est condensée pour former l'océan primitif. Une partie du dioxyde de carbone a dû réagir avec les
roches de l'écorce terrestre pour former des carbonates, et une autre partie a dû être dissoute dans les océans nouvellement constitués.
Au cours des deux milliards d'années suivants, les premières formes de vie (organismes cantonnés aux océans) ont rejeté de l'oxygène en fixant le CO 2 par le phénomène
de photosynthèse. Mais les composés oxydables (le fer, par exemple) ont empêché l'oxygène d'atteindre l'atmosphère. Il a fallu encore deux milliards d'années avant que
l'oxygène soit en quantité suffisante pour former l'ozone, dont la couche stratosphérique absorbe les rayons ultraviolets solaires (UVs). Ce phénomène a finalement permis,
il y a environ 350 millions d'années, aux êtres vivants d'être protégés des UVs et de sortir enfin des océans. Ce phénomène met en exergue la relation étroite qui existe
entre la biosphère et l'atmosphère.

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L'ATMOSPHÈRE DES AUTRES PLANÈTES DU SYSTÈME SOLAIRE

L'existence d'une atmosphère n'est cependant pas exclusive à la Terre. Sept des neuf planètes du Système solaire possèdent leur propre atmosphère. Les planètes
telluriques (Vénus, Mars) possèdent une couche atmosphérique relativement mince et composée à 90 p. 100 de dioxyde de carbone (CO 2). Au contraire, l'atmosphère des
planètes géantes (Jupiter, Saturne, Uranus, Neptune) est épaisse et profonde, principalement composée d'hydrogène (H 2) et d'hélium (He). Des satellites naturels, tels que
Titan (satellite de Saturne) ou Triton (satellite de Neptune), possèdent également leur propre atmosphère.
La détection des caractéristiques de ces atmosphères lointaines est réalisée depuis la Terre grâce à l'analyse spectrale du rayonnement émis par ces astres. Cette technique
peut également s'effectuer à partir de sondes spatiales survolant les planètes considérées et pénétrant leur atmosphère, comme cela a été le cas pour les atmosphères de
Vénus, Mars et Jupiter. La sonde Cassini-Huygens (Europe-États-Unis), lancée en octobre 1997, doit permettre par exemple au module Huygens de pénétrer et d'analyser
l'atmosphère de Titan en 2004.
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