Si l’on en exclut ces éléments solides et la vapeur d’eau, la composition ainsi définie se retrouve sensiblement identique, au moins jusqu’à une vingtaine de kilomètres d’altitude. Audelà, l’ozone prend une importance croissante (couche de densité maximale vers 25 km). Ce gaz, qui absorbe presque tous les ultraviolets émis par le Soleil, constitue une enveloppe protectrice sans laquelle toute vie serait détruite à la surface du globe.
y L’atmosphère comporte en deu-
xième lieu une stratification des densités et des pressions. Les 5 premiers kilomètres renferment la moitié de la masse atmosphérique, les 30 premiers les neuf dixièmes ; au-dessus de 60 km, il n’en reste plus que la millième partie. La pression atmosphérique étant le poids de la colonne d’air qui surmonte l’unité de surface (le cm 2) au lieu d’observation (par exemple, le niveau de la mer), il est clair qu’elle décroît avec l’altitude, mais de moins en moins vite, par tranches d’égale épaisseur, au fur et à mesure que l’on s’élève, car elle diminue du poids de la partie de la colonne d’air laissée au-dessous.
Cette décroissance avec l’altitude est, en atmosphère standard, de 357 mm de mercure entre le niveau de la mer et 5 000 m (atmosphère dense), de 205 mm entre 5 000 et 10 000 m (atmosphère moins dense), de 108,3 mm entre 10 000 et 15 000 m (atmosphère raréfiée), etc. (au niveau de la mer, la pression normale équivaut au poids d’une colonne de 760 mm de mercure
appliquée sur 1 cm 2 [ce qui correspond à 1 015 mb]).
y L’atmosphère présente en troi-
sième lieu des variations verticales de températures. Celles-ci ne sont pas systématiquement en diminution.
La température varie irrégulièrement dans les 1 000 à 3 000 premiers mètres. Lorsque, malgré l’accroissement de l’altitude, elle augmente, on parle d’inversion thermique (fig. 1).
On rencontre fréquemment ce phé-
nomène dans les basses couches, au contact d’un sol froid. Au-dessus et jusqu’à 6 ou 8 km (pôles), 12 km (latitudes tempérées) et 17 km (régions équatoriales), la température décroît sans cesse (de 1 °C par 100 m en air sec et de 0,5 °C en air humide ; des mélanges d’air donnent fréquemment un gradient thermique moyen proche de 0,6 °C). La limite d’altitude (de 6
ou 12 à 17 km) à partir de laquelle la température cesse de décroître est la tropopause (fig. 2). De 40 à 60 km, l’accroissement intervient même. Il peut être considérable (couche chaude de Paul Queney) du fait de l’absorption des ultraviolets par l’ozone. Au-dessus de 60 km et jusqu’à environ 80 km, la température décroît pour croître ensuite de nouveau. Il en ré-
sulte un découpage de l’atmosphère, dont les éléments principaux sont les suivants. Entre le niveau de la mer et la tropopause se situe la troposphère (atmosphère dense [fig. 2]). Ses 3 premiers kilomètres offrent la « couche turbulente » des météorologistes, et le reste l’« atmosphère libre » (fig. 3).
Par-delà la tropopause, on peut diviser l’atmosphère selon deux conceptions, qui se rejoignent finalement (fig. 4). Pour la première (P. Queney), au-delà de la troposphère (et de la tropopause), il y a la stratosphère, qui se divise en stratosphère inférieure, en stratosphère moyenne (niveau de la « couche chaude ») et downloadModeText.vue.download 520 sur 561
La Grande Encyclopédie Larousse - Vol. 2
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en stratosphère supérieure. Au-dessus de la stratosphère, c’est-à-dire à
partir de 80 km, se situe l’ionosphère (ou haute atmosphère). La seconde division (Hermann Flohn), qui systé-
matise la notion de contacts entre les couches successives, distingue, par-delà la troposphère et la tropopause, la stratosphère (qui se termine par la stratopause), puis la mésosphère et l’ionosphère, séparées par la méso-pause. La troposphère est le siège des mouvements verticaux et horizontaux qui rendent compte du temps et du climat. Cependant, là encore intervient une stratification générale. Dans la troposphère inférieure, les tourbillons cycloniques et anticycloniques (v. cyclone et anticyclone), plus ou moins circulaires, prédominent. Dans la troposphère supérieure et la stratosphère inférieure, on a plutôt affaire à des flux non tourbillonnaires, mais affectés de déformations en ondulations à grands rayons de courbure (Hermann Flohn).
Dans le plan horizontal
La structure horizontale de l’atmosphère dans les basses couches (les dispositions d’altitude étant plus directement impliquées dans la « circulation ») nécessite de partir d’une répartition zonale.
y Le cloisonnement thermique zonal s’appuie sur la répartition des grandes masses d’air et des fronts (fig. 5). Ces dispositions globales résultent des bilans radiatifs du Soleil (froid des pôles, chaleur des tropiques). Elles s’abstraient du substratum géographique, qui intervient cependant dans le détail. C’est ainsi que l’air polaire maritime est plus humide que l’air polaire continental, en même temps que plus frais en été et plus chaud en hiver. Il existe de même un air tropical maritime (humide et relativement frais) et un air tropical continental (sec et chaud). Entre ces masses d’air s’insinuent des fronts secondaires méridiens (fig. 6).
y Le cloisonnement zonal des pressions (v. anticyclone). Dans les basses couches de l’atmosphère, on rencontre en permanence (dans l’hémisphère Nord par exemple) de hautes pressions polaires, de basses pres-
sions subpolaires (dépressions d’Islande et des Aléoutiennes), de hautes pressions subtropicales (anticyclones des Hawaii, des Açores, du Sahara, ce dernier plus ou moins déjeté en altitude, etc.) et de basses pressions équatoriales. À cela s’ajoutent, en situation azonale, des centres de pressions saisonniers (anticyclones hivernaux de Sibérie et du Canada, remplacés par des pressions faibles ou moyennes en été).
y Le cloisonnement zonal de l’humidité. Les régions polaires sont sèches.
Les latitudes tempérées, lieu habituel d’intervention du front polaire, constituent un domaine de pluviosité saisonnière et globalement soutenue, tandis que les latitudes subtropicales voient dominer (climats méditerranéens) ou triompher (déserts chauds) la sécheresse. Les latitudes tropicales et équatoriales, enfin, sont des régions pluvieuses.
Le cloisonnement horizontal de
l’atmosphère aux bas niveaux rejoint la climatologie zonale, car température, pressions et degrés d’humidité se combinent selon les latitudes pour donner les climats* zonaux : polaires (froids, secs et à hautes pressions), tempérés (à dispositions variables du triple point de vue des températures, des pressions et de l’humidité), subtropicaux (secs, chauds et à hautes pressions) et intertropicaux (plus ou moins humides, chauds et généralement dépressionnaires). Sur ce canevas se surimposent les altérations azonales. Or, les climats zonaux (et accessoirement azonaux) ont pour support les systèmes de pressions et les flux qui en sont issus.
Les mouvements de
l’atmosphère terrestre
Les faits
y Dans les basses couches, les vents s’organisent en fonction des grands centres d’action. Des hautes pressions polaires partent des flux qui viennent à la rencontre des vents d’ouest s’écoulant sur les faces polaires des anticyclones subtropicaux. L’affrontement de ces masses d’air, aux lati-
tudes tempérées, impose les fronts polaires des deux hémisphères.
Les anticyclones subtropicaux
contrôlent en outre les vents d’est alizéens, dont l’affrontement fournit la zone intertropicale de convergence (fig. 5). Lorsqu’un alizé pénètre profondément dans l’hémisphère opposé, il repousse loin vers le pôle de cet hémisphère la « zone » en question et constitue une mousson d’été (fig. 7).