L'atmosphère terrestre[b] est l'enveloppe composée d'un mélange de plusieursgaz qui entoure laTerre et qui est maintenue autour de celle-ci par lagravité.
La composition de l'atmosphère est en permanence renouvelée par lecycle du carbone et lecycle de l'eau dont les moteurs principaux sont d'une part le rayonnement solaire incident (ultraviolet) et réfléchi par le sol dans l'infrarouge et d'autre part lachaleur interne de la Terre (via levolcanisme et latectonique des plaques). Depuis environ3,5 milliards d'années les interactions très complexes entre ces processus sont parvenues à maintenir des conditions favorables à la vie malgré des crises conduisant parfois à des extinctions massives d'espèces. Cet équilibre a jusqu'à présent permis à la Terre d'échapper aux destins funestes de la planèteMars dont l'atmosphère s'est échappée et deVénus victime d'un emballement de l'effet de serre. Il est aujourd'hui perturbé par l'activité humaine qui a accru le taux de dioxyde de carbone à une vitesse sans précédent dans l'histoire de la Terre, conduisant à uneaugmentation très rapide de la température avec un impact potentiel considérable sur nos sociétés qui, du fait de l'explosion démographique récente, sont particulièrement sensibles aux évolutions brutales du climat.
L'atmosphère primitive de la Terre était composée des gaz présents dans lanébuleuse qui s'est accrétée pour former le système solaire et la Terre. Sa composition s'est par la suite fortement modifiée sous l'influence du volcanisme, de l'érosion, des impacts d'objets célestes et des échanges avec les organismes vivants. L'atmosphère est indispensable à lavie sur Terre car elle lui fournit l'air qui est respiré et assure la croissance des plantes. Elle agit par ailleurs comme un bouclier en filtrant lerayonnement solaireultraviolet,X etgamma, en réchauffant la surface par la rétention de chaleur (effet de serre), en réduisant partiellement les écarts detempérature entre lejour et lanuit et entre les latitudes haute et basse et en protégeant les formes de vie des chutes de météorites qui se consument en la traversant.
L'atmosphère terrestre est l'enveloppegazeuse, entourant la Terre, que l'on appelle air. Ses caractéristiques (proportion et densité des éléments chimiques, pression, présence de particules chargées électriquement, température) varient fortement au fur et à mesure qu'on gagne en altitude. La plus grande partie de la masse atmosphérique est proche de la surface : l'air se raréfie en altitude et lapression diminue ; celle-ci peut être mesurée au moyen d'unaltimètre ou d'unbaromètre.
Il n'y a pas de limites précises entre l'atmosphère et l'espace interplanétaire, car elle devient de plus en plus ténue de manièrecontinue avant de s’évanouir dans l'espace. Cependant, si on prend comme critère ladensité des gaz terrestres, on peut établir que l'épaisseur de l'atmosphère terrestre varie entre 350 et 800 km[c],[1]. L'épaisseur moyenne étant d'environ 600 km. Cette limite correspond à la frontière entre la dernière couche atmosphérique (lathermosphère) et une zone de l'espace baptiséeexosphère, où la densité est tellement faible que les chocs entre les particules de gaz sont quasiment inexistants et que les particules neutres ne sont plus soumises qu'à la gravité terrestre[2].
Dans la littérature scientifique on trouve des définitions différentes des limites de l'atmosphère terrestre qui reposent sur d'autres caractéristiques[3],[2] :
seuil en dessous duquel se trouve 99 % de la masse de l'atmosphère : 31 km ;
altitude en dessous de laquelle les effets atmosphériques deviennent notables durant larentrée atmosphérique de tout objet solide de taille notable : 120 km[4]. Cette valeur est plus élevée pour des objets à fortetraînée et de grande taille (décélérateur supersonique) ou de très petite taille (étoile filante) ;
limite à partir de laquelle la densité des gaz n'est plus distinguable de celle portée par lesvents solaires : 1 000 km ;
La limite entre l'atmosphère terrestre et l'atmosphère solaire n'est pas définie précisément : la limite externe de l'atmosphère correspond à la distance où lesmolécules de gaz atmosphérique ne subissent presque plus l'attraction terrestre et les interactions deson champ magnétique. Cette limite est très variable : lechamp magnétique terrestre est continuellement déformé par levent solaire. L'épaisseur de l'atmosphère varie donc notablement. En outre, comme l'eau des océans, l'atmosphère subit l'influence de l’attraction lunaire dans lesystème Terre-Lune, ainsi que les interférences gravitationnelles duSoleil. Comme les molécules de gaz, plus légères et moinsliées entre elles que les molécules de l'eau de mer, ont de grandes possibilités de mouvement, lesmarées atmosphériques sont des phénomènes beaucoup plus considérables que les marées océaniques.
L'atmosphère est indispensable à lavie sur Terre car elle lui fournit l'air qui est respiré et assure la croissance des plantes. Elle permet de maintenir l'eau des océans et des cours d'eau également nécessaire à la vie qui se sublimerait et s'échapperait dans l'espace en son absence. Elle constitue par ailleurs un bouclier :
Elle réduit partiellement les écarts detempérature entre lejour et lanuit et entre les latitudes haute et basse.
De manière plus anecdotique elle protège les formes de vie des chutes de météorites. Ceux-ci brûlent et se désintègrent lorsqu'ils pénètrent dans les couches denses de l'atmosphère (rentrée atmosphérique) : leur vitesse très élevée (plusieurs dizaines de kilomètres par seconde), les forces de friction porte leur température à plusieurs milliers de degrés. Toutefois au-delà d'une certaine taille (quelques mètres), la désintégration n'est pas complète et les chutes des plus grosses météorites ont entrainé des catastrophes touchant l'ensemble de la planète.
Proportion actuelle[Quand ?] des gaz atmosphériques (moyennes variant régionalement et saisonnièrement).
La composition chimique de l’atmosphère terrestre a beaucoup varié selon les époques, dans lesâges géologiques, et plus récemment mais à moindre titre du fait de l’activité humaine.
Même si les gaz de l'atmosphère sont continuellement brassés, dans les temps modernes, l'atmosphère n'est pas homogène, tant par sa composition que par ses caractéristiques physiques. La concentration des composants minoritaires, et en particulier lespolluants, est très hétérogène sur la surface du globe, car des sources d'émission très locales existent, soit liées à l'activité humaine (usines, air intérieur ou extérieur, etc.) soit à des processus naturels (géothermie, décomposition de matières organiques, etc.).
Le brassage des gaz qui permet de rendre l'atmosphère homogène ne fonctionne que jusqu'à une altitude d'environ120 kilomètres et définit la limite supérieure de lamésosphère. Au-dessus de cette altitude l'atmosphère n'est plus homogène. La caractéristique d'homogénéité conduit à distinguer l'homosphère (couche où l'atmosphère homogène) et l'hétérosphère[6].
D'autres éléments d'origine naturelle sont présents en plus faibles quantités, dont lapoussière (apportées par exemple par lacouche d'air saharien), lepollen et lesspores ainsi que des virus, bactéries. De très nombreuxaérosols d'origine naturelle ouanthropique sont aussi présents dans l'air, ainsi que despolluants. Ce sont notamment leCO[f],[10], lesmatières particulaires, lesoxydes d'azote, lechlore (élémentaire ou surtout composés), lefluor (composés), lemercure et lesoufre (en composé tel que leSO2). Les régions agricoles sont aussi sources deméthane (fermentation deslisiers, rizières), depesticides (plus ou moins solubles dans l'air ou dans l'humidité de l'air selon leurtension de vapeur), d'azote (issu desengrais). Fusées et avions polluent aussi l'atmosphère par la combustion de leur carburant.
Pour caractériser les profils de composition on[Qui ?] utilise généralement le modèle MSIS (enanglais :Mass Spectrometer and Incoherent Scatter radar) duNaval Research Laboratory[11].
Profil vertical de la température dans les couches de l'atmosphère[g].Schéma des couches de l'atmosphère.
L'atmosphère terrestre est divisée en plusieurs couches d'importance variable, délimitées par les discontinuités dans la variation de latempérature et la composition chimique en fonction de l'altitude. Ce sont de bas en haut :
Les subdivisions de l'atmosphère décrites ci-dessus sont les plus couramment utilisées et reposent principalement sur les propriétés thermiques. D'autres types de subdivision, qui sont basées sur des caractéristiques différentes, sont également utilisées[6] :
neutralité électrique : l'ionosphère, à cheval sur la thermosphère et la mésosphère est la région de l'atmosphère où l'atmosphère n'est plus neutre, mais contient des ions et des électrons. Elle s'oppose à la neutrosphère qui va du sol jusqu'à la couche inférieure de la mésosphère ;
incidence duchamp magnétique terrestre : lamagnétosphère est la région de l'espace où le champ magnétique terrestre a une influence dominante sur les particules chargées électriquement. La magnétosphère débute à quelques centaines de kilomètres de la surface ;
dans le langage courant la basse atmosphère désigne la région de l'espace dans laquelle se déroule l'ensemble des phénomènes météorologiques. Elle s'oppose à la haute atmosphère.
Ce brassage de l'atmosphère est à l'origine des phénomènes météorologiques qui sont pratiquement limités à cette région de l'atmosphère terrestre[i]. La troposphère contient grossièrement 99 % de la masse de la vapeur d'eau et 80 % de la masse totale de l'atmosphère[13],[14] (dont 50 % de la masse de l'atmosphère sous l'altitude de 5,5 km).
La température atteint son minimum au niveau de lamésopause, frontière entre la mésosphère et la thermosphère. C'est le lieu le plus froid de l'atmosphère terrestre, avec une température atteignant−100°C (173,1K).
L'exosphère est la région de l'espace qui est encore dominée par les processus atmosphériques mais où les collisions entre particules, devenues moins nombreuses du fait de la densité réduite, ne suffisent plus à maintenir de manière systématique celles-ci dans l'enveloppe atmosphérique de la Terre. Si son vecteur vitesse est adéquat la particule est susceptible d'échapper au champ de gravité terrestre[17]. Le taux d'échappement reste toutefois très faible et concerne quasi exclusivement les atomes d'hydrogène plus légers. Cette région de l'espace contient également des particules en provenance de lamagnétosphère ou amenées par levent solaire. La limite inférieure de cette couche est l'exobase (ou thermopause), également connue comme le « niveau critique », dont l'altitude fluctue entre 500 et 1 000 km en fonction de l'activité solaire, de la saison et de l'heure. La limite supérieure de l'exosphère, fixée selon les sources entre 5 000 et 10 000 kilomètres, correspond à l'altitude où la densité des particules devient indiscernable de celle duvent solaire[18].
L'atmosphère terrestre est neutre sur le plan électrique sauf dans l'ionosphère qui est une région de l'espace à cheval sur la thermosphère et la mésosphère. C'est la partie de l'atmosphère ionisée par le rayonnementultraviolet du Soleil. Celui-ci rencontre dans ces régions de densité croissante les molécules d'oxygène et d'azote qu'ildissocie ou qu'ilionise. Ces processus absorbent l'énergie du rayonnement en créant à la fois des ions et des électrons libres. Il bloque le rayonnement ultraviolet le plus énergétique donc le plus nocif pour les formes de vie. L'ionosphère s'étend de 60 à 800 km et est constituée de trois couches :
La pression atmosphérique moyenne, auniveau de la mer, est de1 013,25hectopascals ; la masse atmosphérique totale est de 5,148 × 1018kg[19].
La pression atmosphérique est le résultat direct du poids total de l'air se trouvant au-dessus du point où la pression est mesurée. La pression de l'air varie en fonction du lieu et du temps, car la quantité et le poids d'air varient suivant les mêmes paramètres. Toutefois, la masse moyenne au-dessus d'un mètre carré de la surface terrestre peut être calculée à partir de la masse totale de l'air et la superficie de la Terre. La masse totale de l'air est de 5 148 000 gigatonnes et la superficie de 51 007,2 megahectares soit 510 072 gigamètres carrés. Par conséquent5148000⁄510072 = 10,093 tonnes par mètre carré. Cela est environ 2,5 % inférieur à l'unité standardisée officielle de1atm représentant1 013,25hPa, ce qui correspond à la pression moyenne, non pas au niveau de la mer seul, mais à la base de l'atmosphère à partir de l'élévation moyenne du sol terrestre et du niveau de la mer.
Les équations de pression par altitude peuvent être utilisées afin d'estimer l'épaisseur de l'atmosphère. Les données suivantes sont données pour référence[20] :
50 % de la masse de l'atmosphère est en dessous de 5,6 km d'altitude ;
Température et masse volumique en fonction de l'altitude, d'après le modèle d'atmosphère standardiséNRLMSISE-00.
La masse volumique de l'air au niveau de la mer est d'environ1,2kg/m3 (1,2g/L). Les variations naturelles de lapression atmosphérique se produisent à chaque altitude et à chaque changement de temps. Ces variations sont relativement faibles dans les altitudes habitées, mais elles deviennent plus prononcées dans l'atmosphère supérieure puis dans l'espace à cause des variations des radiations solaires.
La densité atmosphérique décroît avec l'altitude. Cette variation peut être modélisée par laformule du nivellement barométrique. Des modèles plus sophistiqués sont utilisés par lesmétéorologues et les agences spatiales pour prédire le temps et l'abaissement progressif de l'orbite des satellites.
Lesradiations solaires (ourayonnement solaire) correspondent à l'énergie que reçoit la Terre duSoleil. La Terre réémet aussi des radiations vers l'espace, mais sur des longueurs d'onde plus importantes invisibles à l'œil humain. Suivant les conditions, l'atmosphère peut empêcher les radiations d'entrer dans l'atmosphère ou d'en sortir. Parmi les exemples les plus importants de ces effets il y a lesnuages et l'effet de serre.
Quand la lumière traverse l'atmosphère, lesphotons peuvent entre en collision avec les molécules de l'air auquel cas ils peuvent être déviés (phénomène de diffusion des ondes), ou bien absorbés en tout en partie (phénomène décrit dans le paragraphe suivant). Si la lumière n'interagit pas avec l'atmosphère, c'est laradiation directe et cela correspond au fait de regarder directement le soleil. Lesradiations indirectes concernent la lumière qui est diffusée dans l'atmosphère. Par exemple, lors d'un jour avec une couverture nuageuse continue, quand les ombres ne sont pas visibles, il n'y a pas de radiations directes pour la projeter, la lumière a été diffusée. Un autre exemple, dû à un phénomène appelédiffusion Rayleigh, les longueurs d'onde les plus courtes (bleu) se diffusent plus aisément que les longueurs d'onde les plus longues (rouge). C'est pourquoi le ciel parait bleu car lalumière bleue est diffusée. C'est aussi la raison pour laquelle lescouchers de soleil sont rouges. Parce que le soleil est proche de l'horizon, les rayons solaires traversent plus d'atmosphère que la normale avant d'atteindre l'œil par conséquent toute la lumière bleue a été diffusée, ne laissant que le rouge lors du soleil couchant.
Différentes couleurs au coucher du Soleil
Couleurs dues à la dispersion de la lumière dans l'atmosphère.
Pourcentage d'absorption (ou opacité) atmosphérique de la Terre à diverses longueurs d'onde et radiation électromagnétique, y comprislumière visible.
L'absorption optique est une autre propriété importante de l'atmosphère. Différentes molécules absorbent différentes longueurs d'onde de radiations. Par exemple, ledioxygène et l'ozone absorbent presque toutes les longueurs d'onde inférieures à 300 nanomètres (ultraviolet). La vapeur d'eau et le dioxyde de carbone absorbent la quasi totalité du rayonnement dans l'infrarouge lointain[21]. Quand une molécule absorbe un photon, cela accroît son énergie.
Lesspectres d'absorption des gaz de l'atmosphère combinés laissent des « fenêtres » d'opacité faible ou nulle, autorisant le passage de certaines bandes lumineuses. Ainsi la fenêtre optique va d'environ 300 nm (ultraviolet-C) jusqu'aux longueurs d'onde que les humains peuvent voir, lalumière visible (communément appelélumière), à environ 400–700 nm et continue jusqu'auxinfrarouges vers environ 1 100 nm. Il y a aussi desfenêtres atmosphériques qui transmettent partiellement certaines bandes de fréquence dans l'infrarouges court moyen et lointain et en totalité lesradio allant de un centimètre à environonze mètres. Le graphe ci-dessus représente 1-T (exprimé en %) (où T est latransmittance).
À cause de sa température, l'atmosphère émet des radiations infrarouges. Par exemple, lors des nuits où le ciel est dégagé la surface de la Terre se rafraîchit plus rapidement que les nuits où le ciel est couvert. Ceci est dû au fait que les nuages (H2O) sont d'importants absorbeurs et émetteurs de radiations infrarouges.
L'effet de serre est directement lié à l'absorption et à l'émission. Certains composants chimiques de l'atmosphère absorbent et émettent des radiations infrarouges, mais n'interagissent pas avec la lumière visible. Des exemples communs de ces composants sont leCO2 et l'eau. S'il y a trop de cesgaz à effet de serre, la lumière du soleil chauffe la surface de la Terre, mais les gaz bloquent les radiations infrarouges lors de leur renvoi vers l'espace. Ce déséquilibre fait que la Terre se réchauffe, entrainant ainsi deschangements climatiques.
Lacirculation atmosphérique est le mouvement à l'échelle planétaire de la couche d'air entourant la Terre qui redistribue la chaleur provenant du Soleil. En effet, du fait de la forme sphérique de la Terre, celle-ci est reçue en plus grande quantité au niveau des régions proches de l'équateur[j] qu'aux latitudes plus élevées. Cette circulation est cantonnée dans la couche inférieure de l'atmosphère terrestre (latroposphère). Le processus de répartition de la chaleur sur l'ensemble du globe terrestre est également prise en charge par lacirculation océanique mais sur des échelles de temps plus longues.
Les différences de réchauffement entre les régions situées à des latitudes différentes créent descellules de convection[k] : celles-ci génèrent une circulation nord-sud soumise à laforce de Coriolis qui fait dévier ces déplacements dans les directions est et ouest selon l'hémisphère concernée. Ces processus génèrent trois zones de circulation aux caractéristiques générales très stables (schéma ci-contre). Ce sont au niveau des tropiques lescellules de Hadley, au niveau des deux pôles les cellules polaires et aux latitudes moyennes (entre 30 et60 degrés) lescellules de Ferrel. Dans cette dernière région le conflit entre les masses d'air chaude et froide créent parcyclogenèse des séries dedépression dont l'intensité et la fréquence dépendent du différentiel de température et varient donc en fonction des saisons. Les systèmes météorologiques produits sont fortement influencés par lescourants-jets : ces vents rapides se déplacent d'ouest en est à des altitudes élevée (7 à16 kilomètres à la limite supérieure de latroposphère) en faisant le tour de la planète[22].
Figure montrant différentes bandes spectrales et leurs transmissions au travers de l'atmosphère terrestre.
La composition de l'atmosphère terrestre la rend relativement transparente auxrayonnements électromagnétiques dans le domaine duspectre visible. Elle est cependant relativement opaque aux rayonnementsinfrarouges émis par le sol, ce qui est à l'origine de l'effet de serre. Il s'y produit aussi différents phénomènes optiques causés par des variations continues ou non de l'indice de réfraction du milieu de propagation des ondes électromagnétiques.
Lacouleur du cieldiurne, quant à elle, est due à la variation de ladiffusion du rayonnement solaire en fonction de lalongueur d'onde. Des couleurs inhabituelles s'observent cependant lors desaurores polaires (aurores boréales ou australes), qui résultent de l'interaction entre les particules duvent solaire et la haute atmosphère.
Facteurs ayant une incidence sur la composition de l'atmosphère terrestre et le climat
Différents facteurs ont une incidence sur la composition de l'atmosphère terrestre et le climat. Ceux-ci sont exogènes (évolution de l'irradiance du Soleil, variations de l'orbite de la Terre), biologiques (organismes produisant de l'oxygène ou du méthane et consommant du dioxyde de carbone), géologiques (volcanisme, tectonique des plaques, érosion/enfouissement) et depuis peu et humains (production de dioxyde de carbone par les différentes activités de l'homme). Leur influence devient notable à des échelles de temps très variable allant du siècle pour l'activité humaine aux millions d'années pour les facteurs géologiques. Climat et atmosphère terrestres sont étroitement liés et forment unsystème complexe dont le fonctionnement est particulièrement difficile à modéliser. La composition de l'atmosphère est en permanence renouvelée par lecycle du carbone et lecycle de l'eau dont les moteurs principaux sont d'une part le rayonnement solaire et d'autre part lachaleur interne de la Terre via levolcanisme et latectonique des plaques. Les modifications climatiques et de l'atmosphère par ces facteurs peuvent être amplifiées par des processus derétroaction : par exemple la fonte des surfaces englacées lors d'une phase de réchauffement entraine une modification de l'albédo qui va accélérer la montée des températures[l].
Cette section est trop longue. Elle pourrait gagner à être raccourcie ou répartie en plusieurs sous-sections. Il est également possible que sa longueur crée un déséquilibre dans l'article, au point d'en compromettre laneutralité en accordant à un aspect du sujetune importance disproportionnée.
Les caractéristiques de l'atmosphère terrestre ont énormément évolué depuis la formation de la Terre sous l'influence des différents facteurs cités précédemment.
Méthodes de reconstruction du climat et de l'atmosphère des périodes passées
Les carottes de glace prélevées dans l'Antarctique à la station russe Vostok ont permis de reconstituer les variations du climat intervenues au cours de 400 000 dernières années. De haut en bas : variations de la température, du taux de dioxyde de carbone et de la quantité de poussière (graphique du bas) présents dans l'atmosphère.
Les témoignages de l'histoire du climat et de l'atmosphère des périodes passées relativement récente (moins de un million d'années) sont enregistrés dans les arbres, les parties dures des organismes vivants fossilisés et les bulles de gaz piégées dans les glaces polaires. Pour les deux derniers milliers d'années la mesure des caractéristiques (largeur, structure) des anneaux de croissance des arbres (cerne) fournit les informations les plus précises[m]. Au delà de cette période très récente, les données se font moins précises, sont souvent indirectes et il faut, après avoir croisé les données fournies par différentes méthodes, recourir à des modèles simulant les processus climatiques et se basant sur des lois de la physiques (nuages, mélange turbulent, etc.) pour tenter de déterminer le climat passé[23].
Atmosphère primitive (4,5 -4,4 milliards d'années avant le présent)
Échelle des temps géologiques présentant l'histoire de la Terre sur4,5 milliards d'années avec les principales périodes dont la durée est indiquée soit en milliards d'années (Ga) soit en millions d'années (Ma). Les principaux événements « historiques », dont plusieurs ont joué un rôle majeur dans l'évolution de l'atmosphère et du climat de notre planète, sont indiqués.
Laformation de la Terre débute il y a environ4,5 milliards d’années[24]. Elle résulte de multiples collisions et coalescences d’embryons planétaires[25]. La surface de laTerre est constituée d'unocéan de magma, où l'atmosphère était principalement composée de vapeur et destempératures de surface de l'ordre de8 000 kelvins (7 727 °C)[26]. La composition de l'atmosphère primitive était sans doute proche de celle de la nébuleuse à partir de laquelle le Soleil s'est formé, et était donc essentiellement constitué d'hydrogène et d'hélium. Mais les conditions régnant durant cette période — température probablement très élevée, absence de champ magnétique, vent solaire et rayonnement solaire dans l'ultraviolet élevés — ne permettent de conserver cette atmosphère qui est en plus soufflée par les impacts continus. Les scientifiques estiment que cette atmosphère primitive disparait complètement au bout de 100 millions d'années[27].
La surface de la Terre s'est ensuite refroidie permettant l'apparition de l'atmosphère prébiotique[n]. Deux scénarios concurrents mais en partie complémentaires sont avancés pour expliquer la formation de cette atmosphère dite secondaire. Le premier scénario (dégazage primordial) repose sur l'activité volcanique qui aurait relâché une grande quantité des gaz volatils formant cette atmosphère. Le deuxième scénario (vernis tardif) repose sur des sources externes (astéroïdes, comètes) riches en éléments volatils qui auraient apporté l'eau des océans et les gaz composant l'atmosphère en s'écrasant à la surface de la Terre. Les deux scénarios ne s'excluent pas[28].
l'atmosphère prébiotique contenait probablement plus deCO2 que la Terre moderne, avait duN2 dans un ordre de deux des niveaux modernes et des quantités extrêmement faibles d'O2[29]. On pense que lachimie atmosphérique était « faiblementréductrice », et que des gaz réduits commeCH4,NH3 gaz etH2 y étaient présents en petites quantités[29]. La composition de l'atmosphère prébiotique a probablement été périodiquement modifiée par les impacteurs, ce qui peut avoir temporairement provoqué une « forte réduction » de l'atmosphère[30]. Reconstituer la composition de l'atmosphère prébiotique est essentiel pour comprendre l'origine de la vie, car elle peut favoriser ou inhiber certainesréactions chimiques à la surface de la Terre considérées comme importantes pour la formation du premierorganisme vivant. L'abiogénèse a commencé très tôt à modifier l’atmosphère, il y a au moins3,5 milliards d’années et peut-être bien avant[31], ce qui marque la fin de l’atmosphère prébiotique.
Lesconditions environnementales au cours de cette période étaient assez différentes de celles d'aujourd'hui : le Soleil était globalement environ30 % plus sombre mais plus brillant aux longueurs d'onde des rayonsultraviolets et desrayons X[32],[33]. La Terre est un monde océan c'est-à-dire qu'il n'y a pas decontinents mais probablement desîles océaniques[34],[35]. La chimie intérieure de la Terre (et donc l'activitévolcanique ) était différente[29], et il y avait un flux plus important d'impacteurs (comètes etastéroïdes) frappant la surface[36].
Il y a3,8 milliards d'années, des modifications radicales des orbites des planètes externes (Jupiter,Saturne,Uranus etNeptune) précipitent sur la Terre comètes et astéroïdes. Cet épisode très violent, baptiségrand bombardement tardif, remodèle complètement la surface de la planète en effaçant au passage tout indice (roches) permettant de reconstituer l'histoire antérieure de la Terre et de son atmosphère[37].
Atmosphère biotique (à compter de3,5 milliards d'années avant présent)
Évolution des proportions des principaux gaz dans l'atmosphère terrestre depuis la formation de la Terre (source Ramstein 2015).Légende :A L'effet de serre découlant de la concentration élevée de dioxyde de carbone compense la faible intensité du jeune Soleil -B Apparition des premiers micro-organismes consommant le dioxyde de carbone. -C Les bactéries méthanogènes commencent à contribuer notablement à la composition de l'atmosphère -D Apparition des premières bactéries productrices d'oxygène -E Apparition de l'oxygène dans l'atmosphère.
Plusieurs observations indiquent que les premières formes de vie sont apparues au moins3,5 milliards d'annéesavant le présent c'est-à-dire peu après le grand bombardement tardif. Les organismes vivants, en contribuant à l'assimilation de CO2 et en produisant du méthane puis bien plus tard de l'oxygène, vont introduire un nouveau facteur qui va jouer un rôle décisif dans l'évolution de l'atmosphère terrestre. À partir de ce moment l'atmosphère est dite biotique (du latinbioticus « qui permet de vivre ») car lecycle du carbone est désormais influencé par l'action des organismes vivants.
Au début de cette période la Terre est uneplanète-océan c'est-à-dire qu'elle est pratiquement dépourvue des masses continentales dont la présence est un facteur de perturbation de la circulation des eaux océaniques et de l'atmosphère. Aussi cette circulation est elle zonale, c'est-à-dire qu'elle se découpe en zones parallèles aux latitudes. L'atmosphère est dépourvue d'oxygène et par contre contient une grande quantité de gaz à effet de serre, essentiellement du dioxyde de carbone[p]. Ce gaz est produit par un volcanisme particulièrement vigoureux car la Terre est encore très chaude. Ce taux élevé découle également de la quasi absence du puits de carbone constitué par les terres émergées[37]. Il permet d'expliquer en grande partie leparadoxe du jeune Soleil faible : alors que le Soleil apporte 30 % moins d'énergie qu'aujourd'hui, la température de l'océan atteint à cette époque entre 30 et50 °C[38].
Les preuves directes attestant l'existence d'organismes vivants sont datés d'il y a3,5 milliards d'annéesavant le présent se présentent sous la forme destromatolithes d'originebiogénique). Il existe également des traces indirectes (géochimiques) encore plus anciennes (3,7 milliards d'années) mais contestées dans des roches formées au moment de leur apparition (auQuébec, enAustralie et auGroenland). Ces premiers êtres vivants sont descyanobactéries notamment esarchées, organismes unicellulaires de la famille des bactéries, qui se développent sans doute dans les couches superficielles de l'océan à l'époque dépourvu d'oxygène en utilisant laphotosynthèse comme source d'énergie. Une des théories qui contribue à expliquer le paradoxe du jeune Soleil faible est que ces organismes auraient libéré dans l'atmosphère du méthane en grande quantité, un gaz à effet de serre particulièrement puissant, qui aurait contribué avec la présence massive de dioxyde de carbone à maintenir la température élevée de la Terre malgré la faiblesse de l'ensoleillement[39].
Extension des surfaces continentales (vers2,9 milliards d'années)
Représentation simplifiée des terres émergées depuis la phase finale de formation de la Terre jusqu'à aujourd'hui : initialement la Terre est un monde-océan et le premier continent n'« émerge » que vers3 milliards d'années avant présent.
L'apparition d'une quantité mesurable d'oxygène dans l'atmosphère (leGrand événement d'oxydation ou GEO) a lieu entre 2,2 et2,4 milliards d'annéesavant le présent. Durant les1,5 milliards d'années qui suivent, le taux d'oxygène va rester néanmoins relativement faible (5 à 18 % de la teneur actuelle). Il augmente ensuite considérablement, mais avec parfois des périodes de baisse significative. Le taux actuel (21 %) est atteint vers350 millions avant le présent grâce à la colonisation des surfaces continentales par la végétation[42]. L'apparition à cette époque de l'oxygène dans les océans et dans l'atmosphère est prouvée par plusieurs indices concordants issus de l'analyse des sols qui se sont formés à compter de cet événement : disparition de lapyrite et de lasidérite dans lessédiments, présence d'oxydes de fer dans lespaléosols,fractionnement isotopique devenant dépendant de la masse[43].
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La période du milliard ennuyeux (1 800 -800 millions années)
Une fois que l'oxygène est parvenu à se maintenir dans l'atmosphère à un taux significatif (vers1,8 milliard d'années avant présent), la Terre va connaître une stabilité thermique remarquable qui ne s'achève qu'il y a800 millions d'années ce qui vaut à cette période le sobriquet demilliard ennuyeux. Durant cette phase un nouveau équilibre s'est installé. Le méthane n'y joue plus qu'un rôle anecdotique car sa durée de vie est considérablement raccourcie par la présence de l'oxygène et du fait de la diminution de la population des organismes marins (archées) le produisant[r]. La température moyenne est élevée (environ22 °C contre15,1 °C en 2024)[44])[45].
Deux épisodes de glaciation totale de la Terre (vers 730 et650 millions années)
Jusque vers800 millions d'années avant présent le taux d'oxygène dans l'atmosphère est seulement de quelques pourcents. Deux crises climatiques, qui transforment laTerre en boule entièrement recouverte de glace (zones équatoriales comprises) et qui se produisent respectivement il y a 730 et650 millions d'années, vont changer la donne[46]. Ces catastrophes climatiques semblent au premier abord difficiles à expliquer dans la mesure où le Soleil est désormais presque aussi actif que de nos jours[47]. Des modélisations ont démontré que la configuration très particulière des masses continentales en serait la cause principale. Juste avant cette époque, il existe un uniquesupercontinent, leRodinia centré sur l'équateur. Après300 millions d'années de stabilité, la tectonique des plaques le disloque vers800 millions avant présent en plusieurs continents. Ce que la situation a d'exceptionnel c'est que tous les nouveaux continents résultants s'échelonnent le long de l'équateur, là où les précipitations sont les plus intenses. L'efficacité de la fixation du CO2 dans le sol s'accélère brutalement vidant l'atmosphère de ce gaz et provoquant une diminution de l'effet de serre et une dégringolade de la température d'environ10 °C[48]. Un autre événement contribue également à réduire le taux de CO2 dans l'atmosphère et donc à diminuer la température. La dislocation de Rodinia s'accompagne d'énormes effusions volcaniques[s] qui recouvrent une partie de la surface continentale de roches basaltiques. Ce type de roche, qui s'érode 6 à8 fois plus vite que le granit qu'il remplace, contribue à accélérer l'enfouissement du CO2[49]. Durant les deux épisodes de glaciation globale la Terre est entièrement recouverte de glace, toutefois l’existence de zones de mer libre ou de zones où la couche de glace est relativement fine permet à des formes de vie de survivre. Ces glaciations sont à l'origine d'un déséquilibre du cycle du carbone qui va faire monter le taux d'oxygène à une valeur proche de celui que nous connaissons aujourd'hui (21 %). En effet lorsque le cycle de carbone est à l'équilibre, l'oxygène produit par les organismes vivants est absorbé dans les mêmes proportions par les bactéries qui dégradent lamatière organique. Mais lorsque l'épaisse couche de glace recouvrant la Terre se met à fondre, ce processus se grippe : la fonte s'est déclenchée une fois que l'activité volcanique a accumulé une énorme quantité de CO2 dans l'atmosphère[t] ce qui crée un effet de serre particulièrement puissant. L'augmentation de température qui en découle déclenche une forte évaporation et des précipitations diluviennes. Celles-ci accélèrent l'érosion et l'enfouissement des matières organiques qui n'ont plus le temps d'être dégradées par l'oxygène. Ce gaz s'accumule dans l'atmosphère. Le dérèglement du cycle du carbone dure sans doute des millions d'années, soit le temps que met l'atmosphère à se débarrasser du surplus de dioxyde de carbone à l'origine de l'emballement de l'effet de serre[46].
Au sortir des glaciations précédentes vers540 millions d'années avant le présent, l'abondance de l'oxygène, façonne un nouveau monde aux conditions stables caractérisé par l'abondance d'oxygène de l'atmosphère jusqu'aux profondeurs de l'océan et des températures généralement plus élevées que de nos jours[u]. Ces caractéristiques vont favoriser l'émergence des êtres vivants multi-cellulaires et la multiplication des espèces[50]. Le climat durant l'ère primaire (540 -251 millions d’années) voit la vie (petites plantes, puis fougères et enfin arbres) pour la première fois émerger des océans et commencer à coloniser les continents[51]. Ce processus crée un nouvel acteur du cycle du carbone car les plantes (parties aériennes et racines), ainsi que le sol qu'elles contribuent à former, constituent un nouveau puits de CO2 (via les processus de captation du CO2 puis d'enfouissement de la matière organique)[v]. Mais la baisse de température qu'aurait du induire la baisse du taux de CO2 est un temps contrecarrée par la diminution de l'albédo des surfaces occupée par la végétation. Néanmoins les changements induits dans le cycle du carbone, un enfouissement particulièrement massif du carbone (période du carbonifère) finissent par déclencher un refroidissement et une longue glaciation d'une durée de50 millions d'années (glaciation Permo-Carbonifère de 330 à 270 Ma). Le taux de CO2 atteint des valeurs proches de celles que nous connaissons (300 à 400 ppm) et le taux d'oxygène connait une dernière poussée[52].
Ère secondaire : un climat très chaud (252 -66 millions années)
Évolution des surfaces continentales entre225 millions années et maintenant.
La fin de la glaciation Permo-Carbonifère et surtout l'extinction Permien-Trias il y a252 millions d'années, qui entraine la disparition de 95 % des espèces marines et de 70 % des vertébrés terrestres, marquent la fin de l'ère primaire et le début de l'ère secondaire (Mésozoïque). Les mécanismes d'équilibre du cycle du carbone (tectonique et altération des sols) entrainent des changements brutaux qui propulsent la Terre dans un climat particulièrement chaud et aride avec une disparition quasi complète des calottes glaciaires. Le taux de CO2 dans l'atmosphère est multiplié par 10 (entre 2 000 et 4 000 ppm). Mais à la fin duTrias (vers200 millions d'années), laPangée, supercontinent rassemblant les terres émergées, se recentre sur l'équateur ce qui entraine une accélération de l'érosion et de l'enfouissement du CO2. L'éclatement de la Pangée qui se produit par la suite accélère ce processus et entraine une chute de la température et même, auJurassique et auCrétacé, quelques épisodes glaciaires toutefois très courts (1 à3 millions d'années). Durant toute l'ère secondaire la température moyenne globale du globe reste toutefois supérieure à sa valeur actuelle. Au milieu du Crétacé le niveau des mers atteint un niveau qui ne sera plus dépassé par la suite. Le taux de CO2 diminue régulièrement durant tout l'ère secondaire passant de 4 000 à environ 1 500 ppm. L'extinction Crétacé-Paléogène il y a65 milliards d'années, provoquée sans doute par les conséquences de l'impact d'un astéroïde de grande taille et qui entraine la disparition de 66 % des espèces dont lesdinosaures (non ailés), marque la fin de cette ère[53].
Ère tertiaire : chute du taux de CO2 associé à un refroidissement généralisé (65 -2,6 millions années)
Lequaternaire, qui s'étend de2,6 millions d'années au présent, est, de manière paradoxale, une des périodes les plus froides de l'histoire de la Terre. Il se caractérise par une succession très régulière de longues périodes glaciaires (environ 70 000 ans) interrompues par de courtes périodes (10 000 à 40 000 ans) plus chaudes dites interglaciaires[y]. Les scientifiques disposent pour les 800 000 dernières années d'une palette de données très complète grâce auxcarottes de glace extraites de l'Antarctique (notamment leforage Vostok). Le moteur principal de ces variations du climat du terrestre sont les changements des paramètres orbitaux (variations de l'excentricité de l'orbite et de l'obliquité de l'axe de rotation de la Terre). Toutefois la succession des événements reste encore en partie inexpliquée à ce jour. Les périodes glaciaires entraînent une diminution du taux de CO2 qui atteint 100 ppm (280 ppm ⇒ 180 ppm) au cours des cycles du dernier demi-million d'années. La baisse de la température touche plus particulièrement les latitudes moyennes et hautes[z]. La période glaciaire déclenche généralement la formation de deux calottes glaciaires supplémentaires (calottes glaciaires laurentide en Amérique du Nord etfennoscandienne en Europe du Nord). Le niveau des océans peut baisser de120 mètres durant les glaciations[57].
Évolution de la température de la surface de la Terre durant les 541 derniers millions d'années et positionnement par rapport aux périodes géologiques successives et aux événements les plus marquants. Attention ! Il y a quatre changements d'échelle de temps dans le schéma inférieur.
Holocène : l'homme entre en scène (−12 000 ans - présent)
Évolution du taux de dioxyde de carbone au cours des 1 000 dernières années (graphique du haut) et des 800 000 dernières années (graphique du bas). Le taux de CO2 a au cours du dernier siècle dépassé un plafond jamais atteint durant cette période (environ 300 ppm) en évoluant de manière exceptionnellement rapide au cours des dernières décennies.Évolution des différentes sources humaines de dioxyde de carbone depuis 1880 (début de l'accélération de l'ère industrielle).
La concentration en dioxyde de carbone dans l'atmosphère a oscillé entre 180 et 280 ppm au cours des 800 000 années précédant larévolution industrielle[aa],[59]. Ces valeurs minimales et maximales correspondant respectivement aux périodes glaciaires et interglaciaires[60]. Depuis le début de la révolution industrielle la concentration en CO2 dans l’atmosphère augmente régulièrement, principalement en raison de la combustion de grandes quantités decarbone fossile. Elle atteint 430 ppmv[8] en. La concentration de CO2 augmenterait actuellement deux cents fois plus rapidement qu'à la sortie du dernierâge glaciaire il y a 10 000 ans, avec une variation d'environ +3,7 ppmv/an par an[9] contre environ +0,016 ppmv/an (+16 ppbv/an) de moyenne à l'époque[réf. souhaitée].
En, l'observatoire duMauna Loa àHawaï annonce que la teneur atmosphérique en CO2 a franchi, sur ce site, le cap symbolique des 400 ppm[62] (400,03 ppm de moyenne relevé le[61]), niveau le plus élevé depuis55 ans de mesures en ce lieu et certainement depuis deux à trois millions d'années[63],[61],[60], c'est-à-dire depuis lePliocène[64]. Des concentrations supérieures ont déjà été mesurées par le passé, mais en d'autres lieux, par exemple en, auCanada, enNorvège (début 2013), enÉquateur et auxîles Canaries, ainsi que par les mesures indépendantes de laNational Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) (enArctique en 2012 par exemple[60]) et duScripps Institution of Oceanography (seuil aussi franchi le pour ces deux derniers[61]). Les spécialistes estiment que l'hémisphère sud devrait franchir ce cap symbolique courant 2014, différence de quelques mois qui serait en partie liée au fait que les gaz à effet de serre sont majoritairement émis au nord de l'équateur[60]. Par ailleurs, à cause des fluctuations saisonnières principalement dues à la végétation, des pics sont atteints en mai et en automne alors que le niveau diminue légèrement en été[65] ; en conséquence, le niveau annuel moyen actuel reste légèrement en deçà de ce seuil symbolique, autour de 396 ppm (taux moyen entre et, période durant laquelle le niveau a varié entre 391 et 400 ppm)[66], mais le seuil devrait être franchi à toute date de l'année entre 2015 et 2016[61]. Aucun niveau inférieur à350 ppm n'a été mesuré à Hawaï depuis[61]. En lafraction molaire endioxyde de carbone s'élève, à 0,040 4 %, soit404 ppm[66] alors qu'en 1998, elle n'était que de345 ppm[67]. En ce taux mesuré au Mauna Loa (Hawaï) atteint 428 ppm[8]. La variation du taux de CO2 s'est accéléré au cours des cinquantes dernières années passant de moins de 1 % avant les années 1960 à 2,2 % au cours de la décennie 2010[68].
lecycle de l'eau continue de s'intensifier avec un nouveau record de taux de vapeur d'eau dans l'atmosphère et des précipitations quotidiennes atteignant des records ;
la chaleur océanique[ab] a également atteint un nouveau record ;
pour la deuxième année consécutive l'ensemble des58 glaciers de référence dans le monde ont perdu de la glace. Les pertes de cette sont les plus fortes enregistrées depuis55 ans. LeVenezuela a perdu ses derniers glaciers et leglacier de Conejeras enColombie a disparu.
La Terre est condamnée par le vieillissement du Soleil. Celui-ci, une fois l'hydrogène consommé, se transformera d'ici à6 milliards d'années engéante rouge plongeant la Terre dans une fournaise. Mais la vie sur notre planète aura disparu bien avant du fait de la défaillance du système de régulation de l'atmosphère reposant sur la trinité climat-carbone-tectonique qui a maintenu des conditions permettant la vie depuis3,5 milliards d'années (ère biotique)[71] :
la luminosité du Soleil augmente de 7 % par milliard d'années ce qui entraine une intensification du processus évaporation-pluie-érosion. L'accélération du rythme de l'érosion induite va être à l'origine d'un accroissement de la capture du dioxyde de carbone par le sol et une diminution de sa présence dans l'atmosphère. En deçà d'un taux de 150 ppm dans l'atmosphère le processus dephotosynthèse est menacé même si les plantes peuvent éventuellement s'adapter à des taux plus faibles. Selon les modélisations récentes (2015) la disparition des plantes commencerait à une échéance comprise entre500 millions et1 milliard d'années[ac] ;
la disparition progressive de la photosynthèse va entrainer la disparition de l'oxygène. Ce ne sera pas la fin du vivant puisque certains organismes savent se passer de ce gaz, mais cela devrait conduire à la disparition de ceux qui sont les plus complexes (organismess multi-cellulaires) ;
la montée de la température va entrainer la disparition progressive des océans. Aujourd'hui l'échappement de la vapeur d'eau dans l'espace est bloqué par latropopause, une couche de l'atmosphère à la fois très froide et dont la teneur en vapeur est de ce fait extrêmement basse. Cette caractéristique en fait une barrière qui bloque de manière très efficace l’ascension de la vapeur d'eau. L'augmentation de la température due au Soleil va se traduire pas une évaporation massive des océans, une augmentation de l'effet de serre induit par ce phénomène et la disparition progressive de la barrière constituée par la tropopause. Selon les simulations l'évaporation complète des océans devrait prendre environ200 millions d'années. Le phénomène d'évaporation pourrait se produire dans environ1 milliard d'années (modélisation de 2015) mais est susceptible d'être accéléré par un emballement du processus ;
latectonique des plaques qui contribue à l'équilibre du climat et au maintien d'une combinaison de gaz atmosphériques adéquate dans l'atmosphère, va progressivement s'arrêter. Son existence dépend en effet d'une part de lachaleur interne de la Terre qui décroit progressivement et d'autre part de la lubrification qui permet le processus desubduction et qui est réalisé par l'eau présente dans lemanteau. Or celle-ci pourrait disparaitre tout comme l'eau des océans.
La première étude scientifique de l'atmosphère est réalisée en 1643 par l'ItalienEvangelista Torricelli, élève deGalilée. En tentant d'élucider un problème soulevé par lesfontainiers deFlorence, qui ne parviennent pas à mettre au point une pompe capable d'élever l'eau de plus de10 mètres, Torricelli réalise que la couche de gaz qui s'étend du sol jusqu'au sommet de l'atmosphère constitue une masse qui doit exercer une force (désignée par la suite « pression atmosphérique ») à l'origine de ce problème. Pour confirmer son hypothèse, il reproduit le phénomène en utilisant dumercure,13 fois plus dense que l'eau, pour limiter la taille de l'expérience. Le mercure est versé jusqu'à son orifice dans un tube en verre d'un mètre de long, qui est retourné dans une cuve elle-même remplie de mercure. Un vide se crée dans le haut du tube car la pression de la couche de l'atmosphère s'exerce sur le mercure de la cuve mais pas sur le contenu du tube. La hauteur du mercure dans le tube au-dessus de la surface de la cuve (environ 760 mm) est proportionnelle à la pression exercée par l'atmosphère. Toricelli vient ainsi d'inventer le premierbaromètre. Il en déduit que la pression exercée par l'atmosphère est de 1,03 kg/m2[72]. Pour tester la thèse de Torricelli,Blaise Pascal demande à son beau-frèreFlorin Périer de reproduire les mesures du savant italien à différentes altitudes[73]. Celui-ci effectue ces mesures, notamment au sommet duPuy de Dôme (1 645 mètres) le,. Les données obtenues confirment que la pression atmosphérique diminue avec l'altitude, prouvant ainsi lapesanteur de l'air[74]. Torricelli et Pascal donnent leur nom aux deuxunités de mesure utilisées par la communauté scientifique pour quantifier la pression atmosphérique.
Premières estimations de l'épaisseur de l'atmosphère, de sa structure et de sa température (XVIIIe et XIXe siècles)
En 1893,Hermite etBesançon, en utilisant desballons-sondes équipés d'instruments de mesure, découvrent que la température recommence à s'élever au-dessus d'une certaine altitude (vers 13 km).Teisserenc de Bord suggère alors que l'atmosphère comporte deux régions : latroposphère, caractérisée par un air humide et turbulent dont la température décroit avec l'altitude, et, au-dessus de celle-ci, une région sèche et relativement calme dans laquelle la température est relativement constante à220 kelvins, queNapier Shaw baptisera « stratosphère ». Mais à l'époque, les scientifiques n'ont pas de certitude concernant l'évolution de la température au-dessus de la stratosphère[76].
En 1901, l'inventeur italienGuglielmo Marconi réalise la première liaison radio transatlantique partélégraphie sans fil (TSF) entreTerre-Neuve (Canada) etPoldhu (sud ducomté des Cornouailles,Angleterre). Cette performance semble à l'époque difficile à expliquer car, compte tenu de la rotondité de la Terre, les ondes radio qui circulent en ligne droite n'auraient pas dû pouvoir être captées par la station de réception. La première explication est avancée simultanément parOliver Heaviside en Angleterre etArthur Edwin Kennelly aux États-Unis : une strate de l'atmosphère, située à une altitude supérieure à100 kilomètres et formant une couche conductrice du fait de la présence d'ions, réfléchit les ondes radio. Cette région de l'atmosphère, baptisée à l'époque « couche de Heaviside », sera renomméeionosphère dans les années 1920. Peu après cette première se développent la radio commerciale ainsi que des méthodes permettant de mesurer l'intensité du signal radio. Ces avancées permettent de découvrir que l'intensité du signal radio varie de manière régulière en fonction ducycle diurne et des saisons, ducycle solaire et desorages magnétiques[77].
De nombreuses observations effectuées en utilisant les ondes radio permettent d'accumuler une grande quantité de données sur les caractéristiques de la région ionisée de la haute atmosphère (étendue, évolution) et donnent suffisamment d'éléments aux scientifiques pour que ceux-ci puissent développer les premières théories sur les processus à l’œuvre. De nouvelles techniques de sondage de l'ionosphère sont également mises au point. Les expériences effectuées permettent d'établir que la couche conductrice ionisée se situe dans une strate de l'atmosphère qui sera par la suite baptiséethermosphère. Les connaissances sur celle-ci commencent à progresser rapidement à compter de 1924, lorsque des expériences radio portant sur l'ionosphère sont réalisées.Breit et Tune aux États-Unis ainsi queAppleton et Barnette au Royaume-Uni démontrent que, même durant la nuit, une onde radio suivant une trajectoire verticale est renvoyée par cette couche. Ces expériences seront cruciales pour le développement des communications radio et la compréhension des processus à l’œuvre, car elles déterminent le degré d'ionisation à différentes altitudes et confirment la stabilité du phénomène[78].
Une compréhension progressive et parfois très récente des processus à l'oeuvre
La compréhension des processus qui façonnent l'atmosphère de la Terre et qui l'ont fait évolué par le passé est récente.Louis Agassiz est le premier à proposer dans la décennie 1830 l'existence d'une succession de périodes glaciaires et interglaciaires. En 1896,Svante August Arrhenius évalue pour la première fois l'impact du niveau de dioxyde de carbone sur les températures terrestres[79].Milutin Milankovitch publie en 1941 l'ouvrage magistral qui met en évidence le rôle des « irrégularités » de l'orbite de la Terre dans les variations climatiques en les détaillant[80]. Latectonique des plaques, exposée dès 1912 par le météorologue allemandAlfred Wegener, ne devient une théorie acceptée que dans les années 1960[81].
Premières mesuresin situ de la haute atmosphère à l'aide de fusées-sondes (1945)
Des observations coordonnées de la haute atmosphère à l'échelle mondiale sont réalisées par12 pays pour la première fois en 1892 dans le cadre de la premièreAnnée polaire internationale. Celle-ci a pour objectif de faire coopérer des chercheurs du monde entier sur des sujets comme lamétéorologie, lesaurores et legéomagnétisme. Un deuxième événement du même type est organisé en 1933 avec des chercheurs venant plus grand nombre de pays (40) et en incluant de nouveaux thèmes tels que les propriétés physiques et chimiques de l'ionosphère (aéronomie). Immédiatement après la fin de laSeconde Guerre mondiale, le développement desfusées permet aux scientifiques de disposer d'un nouveau mode d'exploration de la haute atmosphère. Des instruments de mesure sont installés à bord du missile balistiqueV2 allemand[ad] et de la petite fuséeWAC Corporal, développée par le centre de recherche californienJPL pour le compte de l'Armée américaine. Aux États-Unis, ces engins sont remplacés durant la décennie 1950 par des variantes de lafusée-sondeAerobee. Les plus puissantes d'entre elles permettent de lancer plus de60 kilogrammes d'instruments scientifiques à une altitude de240 kilomètres, soit bien plus haut que les ballons-sondes utilisés jusque là pour effectuer des mesuresin situ. C'est dans ce contexte que la troisième Année polaire internationale est organisée en 1957, année d'unmaximum solaire devenueAnnée géophysique internationale, à laquelle participent57 nations. À cette occasion, environ 400 fusées-sondes sont lancées, dont une bonne partie depuis des latitudes proches du pôle. Les instruments embarqués à bord de ces fusées permettent de recueillir des donnéesin situ sur la thermosphère, sur de courtes durées (durant la phase haute de leurvol parabolique)[82].
Début de l'ère spatiale : l'apport des satellites (1957)
À compter des débuts de l'ère spatiale (1957), les observations effectuées à l'aide de fusées-sondes sont complétées par des mesures effectuées à l'aide d'instruments embarqués sur dessatellites artificiels qui permettent d'effectuer des mesurer à très haute altitude et au-dessus de l'atmosphère sur de longues périodes. Malgré ces avantages, les fusées-sondes continuent d'être utilisées en parallèle car elles sont plus simples, moins couteuses et immédiatement disponibles. Les expériences scientifiques embarquées sur les satellites sont de nature très variables. Elles vont mettre en évidence notamment l'existence d'un environnement departicules chargées électriquement très énergétiques (plasma) piégées par lechamp magnétique terrestre dans une vaste région englobant l'atmosphère terrestre et baptiséemagnétosphère. Avec les données collectées conjointement par les fusées-sondes et les satellites les scientifiques commencent à entrapercevoir la très grande complexité de l'atmosphère terrestre. C'est à cette époque que la structure des différentes strates de l'atmosphère avec ses principales caractéristiques est clairement établie. En plus de la troposphère, de la stratosphère, de lamésosphère, de la thermosphère et de l'ionosphère déjà connues, les chercheurs identifient la magnétosphère et l'exosphère ainsi que les différentes régions frontières séparant les couches atmosphériques :tropopause,stratopause,mésopause,thermopause etmagnétopause[83].
Les données fournies par l'évolution de l'orbite des premiers satellites puis par une série d'engins spatiaux à forte trainée, notamment lesExplorer 9, 19 et 24 de la NASA en forme de ballon, obligent les scientifiques à réévaluer à la hausse leurs estimations de la densité de la très haute atmosphère. Un instrument embarqué à bord du satelliteExplorer 17 en 1964 permet d'effectuer une première cartographie de la densité entre 250 et 330 km. Les mesuresin situ effectuées à l'aide d'instruments embarqués à bord defusées-sondes et de satellites scientifiques permettent en 1964 d'établir les faits suivants concernant la haute atmosphère confirmant les modèles théoriques de la thermosphère[84] :
Au début de l'ère spatiale les raisons pour lesquelles la température s'élève dans la thermosphère ne sont pas claires. La communauté scientifique avance alors l'hypothèse que cette chaleur est transmise par des gaz chauds présents dans l'espace interplanétaire.
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↑L'« espace » est généralement considéré comme atteint à partir de 100 km (ligne de Kármán). En incluant l'exosphère, la limite supérieure atteint 50 000 km.
↑Atmosphère est la contraction des motsgrecsatmos (« vapeur, fumée ») etsphaira (« boule, globe terrestre »).
↑Cette fourchette découle de l'intensité plus ou moins importante de l'activité solaire.
↑Région de l'espace où se trouvent des particules ayant une charge électrique.
↑À l'équateur la température ne diminue que de 1 à2 °C.
↑Des mesures très précises de la composition de l'atmosphère ont été effectuées en analysant les bulles de gaz piégées dans des carottes de glace prélevées dans l'Antarctique et de sédiments océaniques.
↑L'océan absorbe plus de 90 % de la chaleur supplémentaire due à l'augmentation de l'effet de serre.
↑Dans ce dernier cas si les plantes parviennent à adapter le processus de photosynthèse à la nouvelle donne.
↑Ces missiles ont été récupérés après l'occupation de l'Allemagne.
Gilles Ramstein,Voyage à travers les climats de la Terre, Odile Jacob,, 344 p.(ISBN978-2-7381-6600-5).
Histoire de l'évolution du climat de la Terre depuis sa formation.
Alain Colin de Verdière,Une introduction à la dynamique des océans et du climat - Tome 1 Océan, EDP Sciences,, 313 p.(ISBN978-2-7598-2388-8)
Rôle de l'océan dans le système climatique de la Terre : description de ses mouvements et des processus à l'oeuvre.
Alain Colin de Verdière,Une introduction à la dynamique des océans et du climat - Tome 2 Climat, EDP Sciences,, 601 p.(ISBN978-2-7598-2390-1).
Approche physique du climat : acteurs du climat, processus dans la troposphère, cycle du carbone, effet de serre, forçage radiatif, ....
David Bernard, Mathieu Barthélémy et Jean Lilensten, « Histoire de l'atmosphère de la Terre »,Les Cahiers Clairaut,no 148,,p. 4-8(lire en ligne).
Jean-Claude Duplessis et Gilles Ramstein,Paléoclimatologie - Tome I : Trouver, dater et interpréter les indices, EDP Sciences,, 385 p.(ISBN978-2-7598-0740-6)
Jean-Claude Duplessis et Gilles Ramstein,Paléoclimatologie - Tome II : Enquête sur les climats anciens, EDP Sciences,, 450 p.(ISBN978-2-7598-0741-3)
BlaisePascal,Récit de la grande expérience de l’équilibre des liqueurs : Pour l'accomplissement du traicté qu'il a promis dans son abbrégé touchant le vuide, C. Savreux (1reéd. 1648), 20 p.(lire en ligne).
Les atmosphères majeures sont en romaine (droite) ;les atmosphères mineures en italique. Les objets qui semblent ne pas avoir d'atmosphère notable, mais pour lesquels ce fait est discuté, apparaissent entre parenthèses.
