Circulation moyenne de l`atmosphère

ATMOSPHÈRE
Dérivé du grec atmov (vapeur) et sfaira (sphère), le mot «atmosphère» désigne l’enveloppe
essentiellement gazeuse qui entoure le globe terrestre. D’autres corps célestes ont également
une atmosphère. L’atmosphère est un fluide en mouvement.
Les lois de la mécanique des fluides et de la thermodynamique permettent d’étudier le
mouvement de l’atmosphère et, dans une certaine mesure, son évolution.
L’ensemble constitué par le globe terrestre et son atmosphère se comporte comme une
machine thermique complexe. Celle-ci possède des sources chaudes et des sources froides
entre lesquelles la température varie de manière généralement continue. En première
approximation, on peut admettre qu’une source chaude unique se situe entre les tropiques et
que chaque région polaire constitue une source froide. Les mouvements de l’atmosphère
assurent les échanges thermiques entre ces zones. Ils réalisent ainsi un certain équilibre en
limitant les écarts de température entre régions soumises ou non à l’insolation suivant les
saisons, le jour, la nuit... L’atmosphère terrestre, indispensable par elle-même à la vie animale
et végétale, l’est probablement aussi par ce rôle régulateur.
1. Répartition et méthodes d’étude
Répartition de la masse et limite de l’atmosphère
La connaissance du champ de pression à la surface de la Terre et l’hypothèse généralement
admise de l’équilibre hydrostatique permettent d’évaluer la masse de l’atmosphère terrestre à
5,13 . 1018 kg, soit environ la millionième partie de la masse de la Terre.
En supposant la masse volumique de l’air constante et égale à celle que l’on observe dans
les conditions normales de température et de pression, on définit l’«atmosphère homogène»
dont l’épaisseur serait de l’ordre de 8 km.
L’expérience et la théorie montrent que l’air a une masse volumique toujours décroissante
vers le haut, ce qui revient à rejeter à l’infini la limite théorique de l’atmosphère. On est ainsi
conduit à considérer que telle fraction de la masse totale de l’atmosphère se situe au-dessous
de telle altitude. Par exemple, on peut affirmer qu’en moyenne la moitié de la masse de
l’atmosphère se situe au-dessous de 5 500 m; les 2/3 au-dessous de 8 400 m; les 3/4
au-dessous de 10 300 m; les 9/10 au-dessous de 16 100 m; les 99/100 au-dessous de
31 000 m, etc.
À très haute altitude, les mesures de la pression atmosphérique effectuées par des moyens
modernes montrent qu’elle est de l’ordre de: 8.10-1 hPa à 50 km; 3,2.10-4 hPa à 100 km;
4,5.10-6 hPa à 150 km; 8,5.10-7 hPa à 200 km; 8,8.10-8 hPa à 300 km, etc. Les dernières
valeurs correspondent au vide que l’on obtient en laboratoire.
On considère aujourd’hui que la hauteur limite de l’atmosphère se situerait dans une zone
de transition assez épaisse, d’où les molécules pourraient s’échapper vers l’espace sans que
des chocs avec d’autres molécules risquent de les renvoyer vers l’atmosphère. Cette zone de
transition se situerait entre 500 et 800 km.
L’observation et l’étude des aurores polaires conduisent également à fixer aux environs de
800 km la limite de l’atmosphère terrestre.
On remarquera cependant que les neuf dixièmes de la masse atmosphérique constituent
une pellicule de 16 km d’épaisseur bien mince comparée aux 6 367 km du rayon terrestre.
Les moyens d’investigation directe de l’atmosphère
C’est à l’aide de nombreuses mesures effectuées au sein de l’atmosphère qu’on atteint une

meilleure connaissance de son état et de sa structure.
Longtemps, l’homme a dû se contenter de mesurer la pression, la température, le vent et la
composition de l’air là où il vivait habituellement. La prospection de l’atmosphère suivant la
verticale débuta le jour où les physiciens transportèrent leurs instruments de mesures au
sommet des montagnes: le puy de Dôme, le mont Blanc ont ainsi acquis une célébrité
scientifique. Aujourd’hui, tous les pays ont leurs observatoires de montagne, complétant le
réseau des stations d’observation dispersées sur toute la surface de la Terre.
L’exploration de l’atmosphère libre débuta au XIXe siècle lors d’ascensions effectuées en
ballon. Pourvu d’une nacelle étanche, le ballon stratosphérique ou stratostat permit au début
du XXe siècle d’effectuer des mesures jusqu’à 23 km. Par la suite, l’avion rendit possible une
prospection fructueuse de la basse atmosphère dans des conditions météorologiques variées
mais souvent très défavorables.
Entre-temps, dès la fin du XIXe siècle, des appareils enregistreurs de pression et de
température furent confiés à des «ballons-sondes». Le premier ballon-sonde fut lancé par deux
français: Hermitte et Besançon. Ce procédé d’investigation, perfectionné par le météorologiste
Teisserenc de Bort à l’observatoire de Trappes, près de Paris, permit la découverte de la
stratosphère en 1899.
Les progrès de la radioélectricité et de la télémesure conduisirent à l’invention des
radiosondes, mises au point par Bureau et Idrac à partir de 1927. Une nacelle, habituellement
munie de capteurs de pression, de température, d’humidité et d’un poste émetteur, est tractée
par un ballon gonflé à l’hydrogène. Les signaux, continuellement émis, sont captés et exploités
au sol au fur et à mesure de leur arrivée. Ainsi, le problème de la récupération du matériel
devient tout à fait secondaire. Il existait dans le monde, au début des années quatre-vingt-dix,
près de 4 200 stations de radiosondage où sont effectués des lancers réguliers, au moins deux
fois par jour à 00 et 12 heures T.U. Les données ainsi recueillies sont utilisées par tous les
services météorologiques et fournissent une bonne connaissance de l’atmosphère jusque vers
25-30 km et quelquefois jusque vers 40 km.
Pour procéder à des mesures à des altitudes plus élevées, il faut faire appel à des
techniques différentes, à savoir les fusées météorologiques qui permettent d’explorer
l’atmosphère jusque vers 100 à 150 km.
Toutes ces données sont évidemment complétées par les observations satellitaires et
traitées informatiquement [cf. PRÉVISION MÉTÉOROLOGIQUE].
2. Composition de l’atmosphère
L’air atmosphérique est un mélange de gaz contenant des particules liquides et solides en
suspension.
Les constituants de l’air atmosphérique peuvent se ranger en deux catégories: ceux qui ont
un caractère permanent, soit par l’immuabilité de leur état physique (ex.: le néon), soit par la
constance de leur concentration, tout au moins dans les basses couches (ex.: l’azote), et ceux
qui n’apparaissent dans l’atmosphère qu’au cours d’un cycle durant lequel se modifie soit leur
phase (ex.: la vapeur d’eau), soit leur nature chimique (ozone formé par action photochimique
du rayonnement solaire sur l’oxygène).
Les gaz, dont les proportions restent sensiblement constantes et dont l’état demeure éloigné
du point critique, forment ce que l’on appelle l’air sec, considéré comme un gaz parfait. Pour
les besoins de la météorologie, la composition de l’air sec et la masse molaire de ses
constituants ont été arrêtées internationalement aux valeurs données dans le tableau.
Parmi ces constituants, l’anhydride carbonique, l’ozone et le radon sont les seuls dont la
teneur puisse varier notablement suivant le lieu et l’époque, mais leurs concentrations étant
infimes la composition de l’air atmosphérique sec au voisinage du sol peut être considérée
comme invariable.

Dans ces conditions, la masse molaire apparente de l’«air sec» est M = 28,966.
Parmi les gaz qui existent en proportion variable dans l’atmosphère, on peut citer, outre le
gaz carbonique, l’ozone et le radon évoqués ci-dessus: la vapeur d’eau, et les oxydes d’azote,
très instables. Tous jouent un rôle important dans les phénomènes de rayonnement ou
d’ionisation.
Les plus importantes particules liquides et solides en suspension dans l’air sont les
gouttelettes d’eau et les cristaux de glace qui constituent, d’une manière très générale, les
hydrométéores: nuages, brouillard, brume, précipitations...
Outre ces états condensés de l’eau, l’air contient en suspension des corps solides très
divers provenant pour la plupart de la surface de la Terre: poussières, cristaux salins. Certains
de ces matériaux solides, finement divisés, jouent un rôle important dans les phénomènes de
condensation aqueuse: ce sont les «noyaux de condensation», les «noyaux de congélation».
Il ressort de l’énumération précédente que l’eau a un rôle privilégié dans l’atmosphère où
elle existe sous les trois états: solide, liquide, gazeux. À l’état gazeux l’eau intervient dans des
proportions pouvant varier de 0,1 p. 100 en Sibérie à 5 p. 100 dans les régions maritimes
équatoriales.
L’importance et la grande variabilité de la teneur de l’air en vapeur d’eau ont suscité la
définition de plusieurs paramètres d’humidité dont les plus utilisés sont:
– l’humidité relative ou degré hygrométrique: U = 100 e /e w , où e est la tension de la vapeur
d’eau et e w la tension de la vapeur d’eau saturante;
– le rapport de mélange: r = m v /m a .
C’est le rapport de la masse de vapeur d’eau m v contenue dans un certain volume d’air
humide à la masse m a de l’air sec contenu dans ce volume. On évalue à 2,5 cm l’épaisseur
d’eau condensable contenue dans l’atmosphère, à la surface de la Terre. C’est évidemment
bien peu par rapport au contenu des mers et des océans.
Enfin, du point de vue thermodynamique, les météorologistes considèrent habituellement
l’air atmosphérique comme un mélange de deux gaz: l’air sec et la vapeur d’eau.
La composition de l’air sec a été considérée comme constante dans ce qui précède; cette
composition varie très peu, en effet, jusque vers 80 km. Les changements de composition
observés jusqu’à cette altitude n’affectent pas la masse molaire apparente (cas de la formation
d’ozone au-dessus de 25 km par un processus photo-chimique). Au-dessus de 80 km, par
contre, la production d’oxygène atomique par photo-dissociation pourrait provoquer des
changements de composition significatifs. Enfin, il semble qu’au-delà de 100 km tende à
s’établir un équilibre diffusif et que les gaz les plus légers s’élèvent au-dessus des plus lourds.
Sur la base de ces changements de composition de l’air suivant la verticale, on divise parfois
l’atmosphère en deux zones: l’homosphère située entre la surface du globe et 80 km
d’altitude, l’hétérosphère au-dessus. Le niveau intermédiaire à partir duquel la composition de
l’air change de manière significative est l’homopause, qui se situerait par conséquent vers
80 km.
3. Structure verticale de l’atmosphère
Les nombreuses mesures déjà effectuées dans la haute atmosphère permettent de se faire
une idée de la répartition verticale des températures. Diverses tentatives ont été faites pour
définir une stratification verticale type de l’atmosphère. Après bien des controverses, la
nomenclature la plus généralement admise actuellement fut recommandée par l’Union
internationale de géodésie et de géophysique à Helsinki en 1960, puis par le Comité exécutif
de l’Organisation météorologique mondiale en 1962 (cf. fig. 1).
On distingue ainsi diverses «régions» dans l’atmosphère: la plus basse est la troposphère ,
où la température décroît en moyenne jusqu’à un niveau appelé tropopause à partir duquel

elle cesse de décroître ou décroît très faiblement. On peut considérer que les phénomènes
météorologiques dont l’atmosphère est le siège sont pratiquement tous observés dans cette
région qui s’étend jusque vers 10 km aux pôles, et 16 km sous les tropiques. Au-delà de la
tropopause s’étend la stratosphère , région où la température, tout d’abord peu variable jusque
vers 25-30 km, augmente ensuite jusqu’à 50 km (stratopause ), en raison de l’absorption du
rayonnement solaire par l’ozone. La mésosphère s’étend au-delà de la stratopause jusqu’à un
minimum de température situé vers 80 km et correspondant à la mésopause. Au-delà de
80 km, dans la thermosphère , la température croît constamment. Elle atteint 855 K à 200 km,
et 1 000 K à 750 km.
D’un point de vue très différent – celui des radiophysiciens – on appelle neutrosphère la
région inférieure de l’atmosphère où la concentration des électrons est insignifiante. La
neutropause , vers 60-70 km, sépare alors la neutrosphère de l’ionosphère où la
concentration en électrons libres devient importante. La densité électronique passe d’ailleurs
par plusieurs maxima dans l’ionosphère: vers 100 km (couche E), vers 180 et 350 km,
(couches F1 et F2).
Au-delà de 750 km, le libre parcours moyen des molécules devient si important que les lois
de la physique des gaz ne s’appliquent plus. Chaque molécule se conduit à peu près comme
une particule balistique. Certaines peuvent d’ailleurs s’échapper vers l’espace. Cette région de
l’atmosphère se nomme l’exosphère.
Après 2 000 km, les ions constituent la majorité des particules en présence. Ils sont dans la
magnétosphère où le magnétisme terrestre supplante la gravitation. Cette région, composée
principalement de protons, est aussi appelée protosphère.
4. État de l’atmosphère
Représentation de l’état de l’atmosphère
L’atmosphère sera ici considérée dans son état physique instantané défini par les conditions
de pression, de température, d’humidité et de mouvement qui font l’objet d’observations
effectuées régulièrement et simultanément par un réseau de stations distribuées avec une
densité variable sur l’ensemble du globe terrestre.
L’air atmosphérique est un fluide en perpétuel mouvement et en continuelle évolution
thermique. Le physicien est conduit à considérer cette atmosphère comme un ensemble d’un
nombre théoriquement infini de volumes élémentaires, appelés particules.
À chaque instant t , toute particule est caractérisée par:
– un vecteur vitesse V qui est, par définition, le vecteur vent;
– une masse volumique r, une température T, une pression p ;
– une concentration en vapeur d’eau et (à l’intérieur des nuages et des précipitations) des
concentrations en eau liquide et en glace.
Ces paramètres, encore appelés variables atmosphériques, définissent l’état de la particule
à l’instant considéré.
Par suite, l’état de l’atmosphère entière à un instant donné n’est autre que l’ensemble des
états des différentes particules. En d’autres termes, il est défini par:
– l’ensemble des vecteurs vents appelé champ de vent (ou de mouvement);
– l’ensemble des masses volumiques, appelé champ de masse volumique;
– l’ensemble des pressions, appelé champ de pression;
– l’ensemble des températures, appelé champ de température.
Le premier de ces champs est un champ vectoriel, les autres sont des champs scalaires.
Comment représenter ces champs qui sont à trois dimensions comme l’espace? La

méthode la plus commode, couramment utilisée dans tous les services météorologiques du
monde, consiste à représenter tout d’abord chaque surface isobare par ses courbes de niveau.
Chacune de ces surfaces est, par définition, le lieu des points possédant une même valeur de
la pression (par exemple 500 hPa). Une telle surface n’étant pas horizontale, il est possible
d’en décrire la topographie en traçant sur une carte les lignes de niveau (appelées aussi
isohypses), comme le montre la figure 2.
Sur la même carte, on peut aussi reporter les températures et les vents mesurés au niveau
de la surface isobare envisagée.
Il est évident qu’une seule surface isobare est insuffisante pour représenter l’état de toute
l’atmosphère. Or, les surfaces isobares sont en nombre infini; il ne saurait être question de les
représenter toutes. On peut se limiter à un certain nombre d’entre elles choisies
conventionnellement: ce sont les surfaces 1 000, 850, 700, 500, 300, 200, 150, 100, 70, 50, 20
et 10 hectopascals.
En résumé, pour représenter la répartition spatiale, à un instant donné, des différentes
grandeurs, pressions, températures et vents, il suffira de tracer, sur un certain nombre de
surfaces isobares, les isohypses, les isothermes, les lignes d’égale vitesse du vent (isotaches)
et les lignes de courant (tangentes, en chacun de leurs points, au vecteur vent).
Relations entre les divers champs
Les champs des différentes variables atmosphériques ne sont pas indépendants. Quelques
indications concernant les expressions reliant les principaux champs le montreront:
– la masse volumique ne dépend que de la pression et de la température. La relation:
est celle des gaz parfaits; elle convient à l’air sec, avec une excellente approximation
(Ra = 287,04 unités du système international) pour toute l’homosphère; au-delà, Ra croît avec
l’altitude. Pour simplifier, nous supposerons que la formule reste valable pour l’air humide,
quelle que soit son altitude;
– la distance verticale (ou épaisseur E), qui sépare deux surfaces isobares de pressions p 1 et
p 2 (fig. 3) est donnée par:
où g est l’accélération de la pesanteur, T la température moyenne de la couche comprise
entre les surfaces isobares; ln représente le logarithme népérien.
On en déduit facilement que, pour deux pressions, p 1 et p 2, bien définies, par exemple 700
et 500 hPa, l’épaisseur de la couche est directement proportionnelle à la température absolue
moyenne T. (La couche est d’autant plus épaisse qu’elle est plus chaude).
La relation ci-dessus, rigoureuse quand l’atmosphère est au repos, cesse de l’être
lorsqu’elle est en mouvement, mais l’approximation reste satisfaisante.
Il est important de remarquer que, du fait de la variation de T d’un lieu géographique à
l’autre, l’épaisseur E varie également et, par suite, la surface isobare p 2 n’a pas la même
forme que la surface isobare p 1 comme le montrent les deux exemples de la figure 4.
De même, à mesure que l’on s’élève, une dépression se décale vers l’air froid.
En tout point de l’atmosphère libre, on peut dire en première approximation que le vecteur
vent est associé au champ de pression. Il serait faux de croire que le vent doit être orienté des
anticyclones vers les dépressions, perpendiculairement aux lignes de niveau de la surface
isobare. La théorie de la dynamique atmosphérique met en évidence l’importance du rôle joué
par la force de Coriolis due à la rotation de la Terre.
On se bornera à rappeler ici les résultats tirés de l’observation et justifiés par la théorie.