1.1 L’atmosphère terrestre
L’atmosphère terrestre est l’enveloppe gazeuse qui entoure notre planète. Il y a environ 4,5 milliards d’années, la température de la Terre est retombée en deçà de 100 °C permettant à la vapeur d’eau de se condenser pour former les océans. Le gaz carbonique s’est alors combiné à des minéraux et fut absorbé par les océans pour ensuite être utilisé par les premiers êtres vivants. Ayant une très faible solubilité dans l’eau, l’azote est resté dans l’atmosphère. Il y a 3 milliards d’années, l’atmosphère contenait encore peu d’oxygène. Des réactions chimiques compliquées entre le méthane, l’ammoniac, l’eau et le rayonnement solaire donnèrent naissance à une couche d’ozone. Cette dernière joue un rôle important dans l’évolution de la vie sur Terre, car elle empêche une grande partie des rayons solaires ultraviolets, rayons nuisibles à la vie, d’atteindre le sol.
Les premières plantes apparurent il y a 2 milliards d’années et transformèrent une grande partie du gaz carbonique en oxygène. Cependant, le dioxygène n’a commencé à s’accumuler dans l’atmosphère que vers -600 millions d’années. La présence de vapeur d’eau, et de dioxyde de carbone dans l’atmosphère produit un effet de serre naturel per-mettant une température de surface moyenne de 288 K (15 °C). Ce fragile équilibre est fortement perturbé par l’action de l’homme, qui a altéré la couche d’ozone et rejeté une très grande quantité de gaz à effet de serre de manière additionnelle. C’est pour cela que le développement des sciences atmosphériques est un enjeu sociétal majeur pour comprendre les différents processus intervenant dans l’atmosphère afin de trouver des solutions pour l’avenir. Dans ce chapitre, nous allons essayer de comprendre de manière globale le fonc-tionnement de notre atmosphère et ses interaction avec le système Terre. Pour cela, nous allons décrire sa structure, sa dynamique, sa composition ainsi que les différents processus physico-chimiques intervenant en son sein.
1.1.1 Généralités
L’atmosphère terrestre est un ensemble de couches gazeuses entourant la Terre, que l’on appelle air. L’air sec se compose de 78,087 % de diazote « N2», 20,95 % de dioxygène « O2», 0,93 % d’argon « Ar », 0,04 % de dioxyde de carbone « CO2» et de traces d’autres gaz. La vapeur d’eau contenue dans l’air humide représente en moyenne 0,25 % de masse totale de l’atmosphère terrestre. Cette atmosphère réchauffe également la surface terrestre par la rétention de chaleur, à l’aide du processus bien connu d’effet de serre et réduit ainsi les écarts de température entre le jour et la nuit. Elle assure ainsi la distribution des échanges thermiques entre les zones froides et les zones chaudes du globe. Elle est composée d’un ensemble de molécules. Pour la plupart des phénomènes étudiés, le suivi des comportements individuels de chacune des molécules composant l’atmosphère est impossible. On ne peut s’intéresser qu’aux effets de comportement d’ensemble, ou moyen. Les principales variables thermodynamiques utilisées pour décrire l’atmosphère terrestre sont des grandeurs « intensives », c’est à dire qu’elles ne dépendent pas de la quantité de matière en présence dans le système considéré.
La température T est exprimée en Kelvin (K) dans le système international. Il s’agit d’un paramètre macroscopique qui représente l’agitation thermique des molécules microscopiques. Les mesures de température usuelles font parfois référence à des quantités en degrée Celsius (°C), auxquelles il faut ajouter la valeur 273,15 pour convertir en Kelvin. La pression P est exprimée en Pascal (Pa) dans le système international. Elle fait référence à une force par unité de surface (1 Pa correspond à l’unité N.m−2). Ce paramètre macroscopique est relié à la quantité de mouvement des molécules microscopiques subissant des chocs sur une surface donnée. En météorologie, la pression est souvent exprimée en hPa ou mbar. Ces deux unités sont équivalentes (1 bar = 105 Pa).
La pression atmosphérique vaut en moyenne 1013,25 hPa au niveau de la mer sur Terre. On utilise parfois l’unité d’1 atm correspondant à cette valeur de 101325 Pa.
La masse volumique ou densité (ρ) est exprimée en kg.m−3 dans le système
interna-tional et représente une quantité de matière par unité de volume. La densité de l’air vaut environ 1,217 kg.m−3 proche de la surface sur Terre. Ces trois paramètres varient plus significativement selon la verticale que l’horizontale. On peut donc définir une structure moyenne en fonction de l’altitude.
1.1.2 Le système climatique
L’atmosphère terrestre fait partie d’un système thermo-hydrodynamique non isolé qui sous l’effet du rayonnement solaire, détermine le climat de la planète. On parle de système
climatique (Figure1.1), comme étant l’ensemble des interactions entre : • L’atmosphère : l’air, les nuages, la chimie, les aérosols ...
• L’hydrosphère : les précipitations, les rivières, les lacs, les océans ... • La lithosphère : Les sols, les terres immergées ...
• La biosphère : Les organismes vivants ...
• La cryosphère : La neige, la glace, les glaciers, les banquises ... • L’anthroposphère : L’activité humaine ...
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Figure 1.1: Schéma du système climatique présentant les différentes composantes du système : atmosphère, hydrosphère, biosphère, lithosphère, cryosphère et anthroposphère, ainsi que leurs interactions en termes d’échanges d’énergie, d’eau et de carbone. Les perturbateurs du système y sont aussi représentés.
La lumière issue du soleil est la seule source d’énergie apportée au système climatique. Les différentes composantes du système interagissent entre elles par des échanges d’eau, de chaleur, de mouvement ou encore de composés chimiques. Le rayonnement solaire réchauffe la Terre et l’atmosphère. Cette énergie est redistribuée des Tropiques vers les pôles par de grands courants aériens. Une partie de cette énergie parvient également aux océans qui participent aussi à la redistribution de la chaleur, comme par exemple le courant du Gulf Stream qui prend sa source entre la Floride et les Bahamas et se mélange aux eaux de l’océan Atlantique vers la longitude du Groenland après avoir longé les côtes européennes et induit un climat tempéré en Europe de l’ouest. Le sol et les océans se refroidissent par évaporation mais aussi par transpiration des végétaux sur les surfaces terrestres. Cette perte d’énergie est regagnée par l’atmosphère lorsque la vapeur d’eau se condense. Puis l’eau retourne à la Terre par les précipitations et à l’océan par les rivières et les fleuves. Le rôle de la neige et la glace est important puisque plus la superficie du manteau neigeux, des glaciers ou de la banquise diminue, plus les rayons du soleil chauffent la Terre ou les océans, provocant une augmentation de la température. Selon sa nature (forêts, prairies, cultures), la végétation stocke ou rejette plus ou moins de chaleur, d’eau, de dioxyde de carbone et d’autres gaz. Enfin, plus de 66 % de l’énergie provenant du soleil est absorbée par l’atmosphère, les sols et l’océan. Le reste est directement réfléchi vers l’espace par les nuages, les aérosols, l’atmosphère et la surface terrestre. L’atmosphère et le sols émettent en retour un rayonnement infrarouge que les nuages et les gaz à effet de serre (H2O, CH4, CO2, O3 ...) absorbent et retournent majoritairement vers la surface terrestre. La chaleur ainsi piégée définit ce que l’on appelle l’effet de serre. Sur tout le globe, le climat résulte de l’interaction de tous ces échanges. Sans change-ment de l’intensité du soleil, de la composition chimique de l’atmosphère ou du volcanisme, le climat varie de manière annuelle ou suivant des cycles pluriannuels tels que El Nin˜o
dans le Pacifique sud, l’oscillation Nord-Atlantique, etc. Cependant, le comportement de l’ensemble du système climatique est influencé ou contraint par l’évolution de certains paramètres extérieurs que l’on appelle forçages externes. On distingue des mécanismes naturels tels que l’activité volcanique ou la variation de l’énergie solaire reçue par la Terre et des mécanismes liés aux activités humaines. Ces pertubations sont répertoriées dans ce que l’on appelle l’anthroposphère. Elles résultent des industries, transports, élevages, villes, déforestation, etc.. Ces forçages émettent des gaz qui accentuent l’effet de serre naturel. Ils émettent également des aérosols qui peuvent atténuer le rayonnement solaire et modifier les propriétés des nuages, contribuant ainsi à refroidir l’atmosphère. Enfin, ils peuvent également modifier la nature des sols et donc leur capacité à s’échauffer ou se refroidir et à retenir l’eau ou la laisser ruisseler [Météo-France, 2019].
1.1.3 La structure verticale
L’atmosphère n’est pas homogène mais possède plusieurs couches successives où la température subit des variations verticales bien différentes des variations de pression ou encore de densité. Cette structure verticale de température est comprise entre 200 et 300 K et permet de diviser l’atmosphère en cinq couches aux propriétés hétérogènes (Figure1.2). • La troposphère : Elle s’étend de la surface terrestre jusqu’à environ 11 km d’al-titude et contient 80 % de la masse atmosphérique. La température y décroit en moyenne de 6,5 °C/km. Il s’agit d’une couche relativement bien mélangée sur la verticale dans laquelle a lieu la majorité des phénomènes météorologiques. Le bas de la troposphère contient la couche limite atmosphérique (CLA) située au-dessus de la surface. Son épaisseur varie de quelques mètres à 3 km et est définie comme la partie de l’atmosphère influencée par la surface sur de courtes échelles de temps (cycle diurne). La CLA est le siège de mouvements turbulents organisés au cours de l’après-midi qui opèrent le mélange des espèces chimiques qui y sont émises.
• La tropopause : C’est la frontière entre la troposphère et la stratosphère au-dessus. Il s’agit d’une couche plus ou moins épaisse dans laquelle la température est stable alors qu’on observe une décroissance dans l’atmosphère à partir du sol et une augmen-tation par la suite dans la stratosphère du fait de l’absorption des rayons ultraviolets par l’ozone. La tropopause est ainsi la partie la plus froide de la basse atmosphère. La tropopause est plus élevée pendant l’été que l’hiver car la température au sol est plus élevée. Pour la même raison, elle varie avec la latitude, allant de 8 km aux pôles à 18 km à l’équateur, avec une altitude moyenne de 11 km.
• La stratosphère : Située au-dessus de la troposphère, elle contient peu de vapeur d’eau mais la majorité de l’ozone. L’absorption du rayonnement solaire ultraviolet par l’ozone, explique que le profil de température dans la stratosphère est d’abord isotherme puis augmente avec l’altitude jusqu’à un maximum à la stratopause. Sa structure stable inhibe fortement les mouvements verticaux, expliquant son orga-nisation en couches horizontales. Le temps de résidence des particules dans cette couche est très long à cause de l’absence de nuages et de précipitations.
• La stratopause : Elle forme une couche de quelques kilomètres d’épaisseur géné-ralement située entre 50 et 55 km d’altitude, et constitue donc à la fois la limite supérieure de la stratosphère et la limite inférieure de la mésosphère. La moyenne globale de la température de l’air y reste légèrement inférieure à 0 °C et passe par un maximum au printemps et à l’automne.
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Figure1.2: Schéma de la structure verticale de l’atmosphère et du profil de température idéalisés en fonction de la pression atmosphérique et de l’altitude correspondant au profil global moyenné annuellement.
• La mésosphère : Sa température décroit selon la verticale et contrairement à la troposphère, elle ne contient pas de vapeur d’eau et contrairement à la stratosphère elle ne contient que très peu d’ozone. Elle se situe à des altitudes entre 50 et 85 km. • La mésopause : Elle est la limite entre la mésosphère et la thermosphère. Elle possède souvent le point le plus froid de l’atmosphère terrestre. La température peut y atteindre des valeur aussi basses que 130 K.
• La thermosphère : Elle s’étend jusqu’à des altitudes très élevées et voit sa tempé-rature contrôlée par l’absorption du rayonnement solaire ultraviolet. Sa tempétempé-rature varie souvent d’un facteur deux suivant l’activité solaire et le cycle diurne. Les au-rores polaires surviennent dans cette couche. Les missions spatiales dites « d’orbite basse » telles que la Station Spatiale Internationale sont localisées au milieu de la thermosphère.
• L’exosphère : Située au-dessus de la thermosphère, elle est la zone où l’atmosphère subit un « échappement », les molécules peuvent s’échapper vers l’espace sans que les chocs avec d’autres molécules ne les renvoient dans l’atmosphère. Cette couche constitue la dernière zone de transition entre l’atmosphère et l’espace.
1.1.4 Dynamique atmosphérique
Le bilan radiatif du système Terre/Atmosphère est déséquilibré entre les pôles et l’équateur. En effet, l’énergie radiative solaire reçue est maximale à l’équateur et minimale aux pôles. D’autre part, un déséquilibre vertical existe également entre la surface et la tropopause avec des basses couches plus chaudes que des hautes couches de l’atmosphère. Ces déséquilibres sont corrigés par une redistribution énergétique des régions excéden-taires vers les régions déficiexcéden-taires par des circulations atmosphériques et océaniques. Nous allons nous intéresser ici aux circulations atmosphériques et décrire quels types de circulations sont capables de redistribuer efficacement l’énergie afin d’équilibrer le système. Comme nous venons de le voir, l’atmosphère est le siège d’un déséquilibre radiatif sur la verticale qui nécessite un transport d’énergie de la surface vers la haute atmosphère. En effet, la majeure partie du rayonnement solaire entrant est absorbée par la surface et les basses couches de l’atmosphère, tandis que les plus hautes couches de l’atmosphère émettent de l’énergie radiative infrarouge vers l’espace rendant le bilan radiatif net de ces dernières négatif. Afin d’assurer une partie du mélange vertical d’énergie, des mouvements verticaux de petite échelle se mettent en place par l’ascendance d’air chaud et humide qu’on appelle convection. Une autre partie du mélange vertical est issue des circulations de grande échelle, également impliquées dans le mélange méridien de l’équateur vers les pôles. La Figure 1.3 représente une coupe méridienne schématisant la circulation et le transport par de grandes cellules troposphériques et stratosphériques. À l’équateur, le phénomène de convection transporte des masses d’air troposphériques chaudes et humides qui peuvent entrer dans la stratosphère via la tropopause tropicale. La zone de convergence des alizés en basses couches s’appelle la zone de convergence intertropicale (ZCIT). Dans cette zone, les mouvements convectifs donnent lieu à la mise en place de nuages orageux élevés de type cumulonimbus responsables d’événements fortement précipitants (mousson) ou de cellules convectives à la base de certains cyclone tropicaux. On observe deux cellules troposphériques de part et d’autre de l’équateur avec deux branches convectives situées en moyenne vers ± 5° de latitude. Les branches subsidentes
de ces cellules sont situées en moyenne vers ± 25° de latitude.
Ces circulations fermées, nommées cellules de Hadley, participent au transport d’énergie vers les hautes latitudes. Il est à noter que les zones de circulation de ces
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Figure1.3: Coupe méridienne de l’atmosphère terrestre représentant la circulation et le transport dans les grandes cellules troposphériques et stratosphériques.
cellules varient avec les saisons. Les cellules de Hadley transportent des quantités très importantes d’air avec une vitesse méridienne de l’ordre du m.s−1. Typiquement, une particule atmosphérique peut mettre environ entre 70 à 80 jours pour effectuer un parcours complet de la cellule. On observe sur la Figure1.3 le courant-jet subtropical (en rouge) désignant un noyau de vents d’ouest très forts au niveau de la tropopause vers
± 30° de latitude. Ces noyaux peuvent atteindre des vents de l’ordre de 40 m.s−1 dans
chaque hémisphère.
Il existe une circulation fermée de moyenne latitude moins intense et dans le sens opposé à celui des cellules de Hadley. Ces cellules que l’on nomme cellules de Ferrel se composent au nord comme au sud d’anticyclones et de dépressions situés dans les perturbations de moyennes latitudes. Aux hautes latitudes, vers 60°, l’air chaud et humide rencontrant l’air plus froid doit s’élever non pas par convection mais par forçage dynamique ce qui crée un mouvement vertical synoptique ascendant aidé par la présence d’un courant-jet polaire (en bleu sur la Figure1.3) vers± 60° de latitude. Ce mouvement
doit être compensé en amont et en aval par un mouvement vertical descendant. Il y a subsidence d’air relativement chaud aux basses latitudes vers ± 30°. Ceci crée donc
une succession d’anticyclones et de dépressions. Ce sont donc les flux de quantité de mouvement et de chaleur transportés par les perturbations de moyennes latitudes qui pilotent la circulation de Ferrel.
Finalement, la Figure1.3présente une dernière cellule, nommée la cellule Polaire. Elle possède un système identique à la cellule de Hadley. L’air est plus sec et froid au-dessus du 60e parallèle. Le parcours de l’air s’effectue sous les 8 km d’altitude car la tropopause n’y dépasse pas ce niveau dans cette région. L’air descendant est très sec ce qui explique que les pôles soient des déserts froids. Les anticyclones semi-permanents sur la Sibérie, les îles arctiques et l’Antarctique sont une conséquence directe de la cellule Polaire ce qui fait que la météorologie de ces régions est relativement stable, contrairement aux dépressions à répétition qui affectent les latitudes moyennes.
La circulation polaire interagit avec l’environnement pour donner des ondes planétaires appelées ondes de Rossby. Ces dernières ont un rôle important dans la trajectoire du courant-jet polaire qui sépare la cellule Polaire de celle de Ferrel. L’énergie solaire venant de l’équateur est transférée à la cellule Polaire par ces mécanismes et elle peut finalement être distribuée jusqu’aux pôles.
Bien qu’il s’agisse d’un milieu où les recherches sont encore très actives tant du point de vue dynamique que chimique, la stratosphère est une zone fondamentale pour appréhender les phénomènes d’interaction à grande et petite échelle entre cette dernière et la troposphère. En effet, même si la tropopause assure son rôle de couvercle, il arrive que certains échanges soient rendus possibles. Ces échanges sont cependant lents. Par exemple, un échange dans le sens troposphère - stratosphère peut s’effectuer avec un temps caractéristique de 5 à 10 ans, tandis qu’un échange dans le sens stratosphère -troposphère peut s’effectuer selon un temps caractéristique de 1 à 2 ans. Les phénomènes responsables d’échanges plus rapides peuvent être liés respectivement à un overshoot causé par un nuage fortement convectif et à une foliation de tropopause due à une intrusion d’air stratosphérique à fort tourbillon potentiel dans la troposphère.
La stratosphère est une région dans laquelle survient d’intenses processus radiatifs, dynamiques et chimiques. Les particules peuvent être rapidement transportées dans le plan horizontal par des vents appelés strato-jets. Les systèmes de vents dans la stratosphère sont cependant très différents de ceux de la troposphère. Une circulation méridienne a été proposée en 1940 par Brewer-Dobson. Cette circulation particulière décrit une ascendance de l’air au niveau des Tropiques (Figure 1.3), se déplaçant jusqu’aux pôles et descendant en altitude vers la tropopause aux hautes latitudes. Les ondes de Rossby jouent un rôle très important dans la dynamique de la stratosphère des moyennes latitudes. Enfin, au niveau de la stratosphère tropicale, il existe deux oscillations du vent zonal, l’oscillation quasi-biennalle (OQB) (observée dans la basse et moyenne stratosphère) et l’oscillation semi-annuelle (présente à des altitudes plus hautes). L’OQB est à l’origine d’une circulation secondaire qui est déterminante pour le transport stratosphérique global de l’ozone et de la vapeur d’eau. L’OQB contribue au mélange des couches supérieures de la stratosphère, et influe aussi sur le taux de déplétion de la couche d’ozone au-dessus des zones polaires.
1.2 Chimie atmosphérique
La chimie atmosphérique est une discipline à part entière des sciences de l’atmosphère terrestre mais également d’autres planètes. Son champ de recherche est interdisciplinaire et implique entre autres l’étude de la chimie environnementale (pollution de l’air et aérosols), de la physique (photochimie, instrumentation, observations in-situ, télédétection), de la météorologie, de l’océanographie, de la géologie, du volcanisme, de la biosphère ou encore