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Notion de physique
de l'atmosphère
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Niveau
(A partir de la 2nd)

Figure 1 5 Le bilan radiatif global de la Terre.
I. Bilan radiatif de la Terre et effet de serre
Le Soleil et la Terre rayonnent dans des gammes de longueur d’onde très différentes du
fait de leurs températures de surface respectives (6000° pour le Soleil, 15° pour la Terre) l’un
dans le visible autour de 0,5 µm l’autre dans l’infra rouge lointain (ou thermique) autour de 15 µm.
Le bilan radiatif est la différence entre la partie du rayonnement solaire incident absorbé
par le sol et par l’atmosphère et le rayonnement infrarouge thermique que la surface et
l’atmosphère renvoient vers l’espace. C’est une composante essentielle du climat terrestre. Pour
maintenir l’équilibre énergétique du système Terre, et que sur une longue période de temps la
température de la Terre reste constante, globalement la planète réémet, une quantité d’énergie
équivalente aux 342 watts/m2 qui lui viennent du Soleil. En moyenne le bilan radiatif est donc nul.

Sur cette figure les flèches jaunes représentent les flux d’énergie solaire principalement
dans le visible et les flèches rouges les flux d’énergie rayonnée par la Terre dans l’infrarouge.
Les bilans d’énergie sont calculés aux différentes interfaces en faisant la somme des flux
(solaires et telluriques) qui traversent ces interfaces, en comptant positivement les flux absorbés
par la surface ou par l’atmosphère et négativement ceux qui sont émis. On vérifie ainsi que le
bilan au sommet de l’atmosphère est nul. Le bilan en surface et le bilan de l’atmosphère de
l’énergie rayonnée ne sont pas nuls. Le bilan de l’atmosphère est déficitaire de 106 W/m² et le
bilan en surface est au contraire excédentaire de 106W/m². Ces deux bilans s’équilibrent par les
flux non radiatifs (chaleur sensible et chaleur latente) qui correspondent aussi à un transfert
d’énergie de la surface vers l’atmosphère. Enfin l’effet de serre naturel est le bilan net du
système Terre atmosphère dans l’infrarouge, il est égal à +153 W/m². Ce piégeage d’énergie
infrarouge dans le système Terre-atmosphère induit une augmentation de la température de
surface de 33°C. En l’absence d’atmosphère, la température d’équilibre radiatif de la Terre serait
de 255°K (-18°C) avec l’effet de serre naturel elle est de 288 °K (+15 °C).
Le réchauffement global actuellement observé est seulement une intensification de cet
effet de serre naturel, que l’on appelle effet de serre additionnel. Son ampleur n’est, comme nous
le verrons dans la partie 5, que de quelques watts/m², et reste limitée en comparaison de l’effet
de serre naturel. Si l’effet de serre naturel dont il est question ici permet une élévation de la
température de surface de l’ordre de 33°, l’effet de serre additionnel ne joue actuellement que sur
une variation de l’ordre de un degré, mais celle-ci est suffisante pour générer des modifications
climatiques déjà largement perceptibles
II. La structure de l’Atmosphère
L’atmosphère terrestre est constituée d’un empilement de couches horizontales. La
variation de la température est souvent utilisée pour établir cette stratification. On distingue cinq
zones, chacune d’elles présentant une variation caractéristique de la température.
La troposphère - Elle s’étend du sol à 10 km d’altitude en moyenne (de 6 à 8 km aux
pôles, de 15 à 18 km à l’équateur). Elle est le siège de la plupart des phénomènes
météorologiques. La température y décroît en moyenne avec l’altitude de +15 °C au sol à – 56 °C
au sommet de la couche dont la limite supérieure est appelée tropopause. Du fait de la variation
importante d’altitude de la tropopause en fonction de la latitude, la température qui y règne à la
verticale des pôles (de l’ordre de – 55 °C) est paradoxalement plus élevée que celle qui y règne à
la verticale de l’équateur (de l’ordre de – 80 °C). La troposphère se subdivise en deux couches
superposées : la couche limite atmosphérique d’épaisseur moyenne 1 km qui subit l’influence
directe du sol (température, humidité, rayonnement, rugosité, relief, etc..) avec lequel elle est en
contact et la troposphère libre qui se dégage de cette influence.
- La stratosphère - C’est une couche calme et très stable située en moyenne entre 10 km
et 50 km d’altitude. La température s’y stabilise puis y augmente avec l’altitude d’environ – 56 °C
à la base à 0 °C au sommet, appelé stratopause. La stratosphère contient l’ozonosphère, zone
de formation et d’accumulation de l’ozone (O3). Les réactions chimiques à l’origine de la
formation de l’ozone produisent de la chaleur (réaction exothermiques). Elles sont responsables
du réchauffement observé dans la couche.
- La mésosphère – Située en moyenne entre 50 et 85 km d’altitude, cette couche
correspond à une nouvelle décroissance de la température qui atteint – 90 °C à son sommet,
appelé mésopause.
- La thermosphère – Elle s’étend de la mésopause à environ 500 km d’altitude et
correspond à une forte croissance de la température. Elle contient l’essentiel de l’ionosphère (ou
électrosphère), couche complexe fortement ionisée par les rayonnements solaire et cosmique,
les rayons UV et les rayons X. L’ionosphère joue un rôle important dans la propagation des
ondes électromagnétiques et dans le circuit électrique global.

igure 2 : Cette figure montre Les différentes couches
atmosphériques, caractérisées par la variation
verticale de la température (courbe rouge). La pression
elle varie continument de 1013 hecto Pascal au niveau
de la mer à environ100 hPa au niveau de la
tropopause, 5 hPa à 35 km d’altitude et 0,1 hPa au
niveau de la stratopause
- L’exosphère – Cette couche réalise la transition entre l’atmosphère et l’espace libre.
III. La circulation atmosphérique
III.I. La circulation atmosphérique générale
Circulation atmosphérique générale
La grande variabilité de la dynamique atmosphérique, liée aux fluctuations quotidiennes,
saisonnières et interannuelles des mouvements des masses d’air, perturbe un état moyen
permanent qui résulte de la répartition géographique de l’énergie solaire et de la rotation de la
Terre. Cette distribution moyenne des vents dans la troposphère, qui constitue la circulation

Figure 3 : Schéma de la circulation atmosphérique générale
générale atmosphérique, s’effectue sous la forme d’une circulation zonale (direction est-ouest) et
d’une circulation méridienne (direction nord-sud).
La circulation zonale, qui suit en gros la direction des parallèles, s’organise suivant cinq
zones méridiennes :
1) La zone tropicale et intertropicale limitée par les latitudes 30 ° nord et 30 ° sud environ
est le domaine des alizés, vents de direction moyenne nord-est/sud-ouest dans l’hémisphère
Nord et sud-est/nord-ouest dans l’hémisphère Sud. Les alizés soufflent à partir des régions
anticycloniques dans les basses couches atmosphériques ne dépassant pas 3000 m d’altitude.
Ils se dirigent vers la zone de convergence intertropicale (ZCIT) voisine de l’équateur qui forme
tout autour du globe une ceinture dépressionnaire. Baptisée « pot au noir » par les navigateurs,
cette zone subit alternativement le calme absolu et les orages violents. La ZCIT oscille autour de
sa position moyenne, l’équateur, en fonction de l’alternance des saisons, produisant ainsi le
phénomène de la mousson sur le sous-continent indien et l’Afrique.
2) et 3) Les deux zones tempérées de circulation des vents d’ouest des deux hémisphères
subissent l’influence de l’alternance des centres anticycloniques et dépressionnaires. La pression
au niveau de la mer tend à y décroître dans la direction des pôles. Cette circulation est
notamment responsable de la succession des perturbations qui abordent l’ouest de l’Europe.
4) et 5) Les deux zones polaires et subpolaires Nord et Sud, situées au-delà des 60 ° de
latitude sont caractérisées par un anticyclone thermique polaire (créé par la forte densité de l’air
froid) entouré d’une couronne à plus faible pression entraînant une faible circulation de vents
d’est. La circulation méridienne, qui est la conséquence des convergences des vents de basse
couche s’organise en cellules alternant ascendances et descendances. Les plus nettement
définies sont les cellules de Hadley, du nom du savant britannique George Hadley qui a conçu
cette représentation en 1735. Elles réalisent le recyclage en altitude de l’air chaud équatorial
ascendant vers les latitudes tempérées, assurant ainsi le transport de l’énergie solaire
excédentaire qui alimente la zone intertropicale. La convergence, au niveau moyen de l’équateur,
des vents de basse couche des cellules de Hadley de l’hémisphère Nord et de l’hémisphère Sud
produit une intense convection responsable de la formation de vastes systèmes orageux
équatoriaux.