I. Composition et structure d'une enveloppe fragile
Définition L'atmosphère terrestre est le mélange gazeux qui entoure la planète : environ 78 % de diazote (N₂), 21 % de dioxygène (O₂), moins de 1 % d'argon, et des gaz traces parmi lesquels la vapeur d'eau et le dioxyde de carbone, dont la concentration atteint environ 420 parties par million (ppm) en 2024, contre 280 ppm avant l'ère industrielle. Verticalement, on distingue la troposphère (0 à environ 12 km, siège de la météorologie), la stratosphère (12 à 50 km, où se concentre l'ozone), puis la mésosphère et la thermosphère.
L'atmosphère terrestre vue depuis l'orbite : une fine couche qui rend la vie possible.ISS Expedition 23 crew — Public domain — via Wikimedia Commons
Cette composition n'a rien d'originel : l'atmosphère primitive, dominée par le dioxyde de carbone et dépourvue de dioxygène, s'est profondément transformée sous l'action du vivant. Il y a environ 2,4 milliards d'années, la Grande Oxydation marque l'accumulation durable de dioxygène produit par la photosynthèse des cyanobactéries : l'atmosphère et la biosphère coévoluent, chacune façonnant l'autre.
Remarque La pression atmosphérique décroît avec l'altitude : elle vaut environ 1013 hPa au niveau de la mer et diminue de moitié tous les 5 500 m environ. C'est pourquoi la haute atmosphère, bien que très étendue, ne contient qu'une fraction infime de la masse totale de gaz.
II. Une enveloppe protectrice et régulatrice
Propriété L'ozone stratosphérique (O₃) absorbe une grande partie du rayonnement ultraviolet solaire (UV-B et UV-C), nocif pour les molécules du vivant, notamment l'ADN. Sa destruction par les chlorofluorocarbures (CFC) a créé, à partir des années 1980, un « trou » saisonnier au-dessus de l'Antarctique ; le protocole de Montréal, signé en 1987, a interdit progressivement ces substances, et la couche d'ozone est aujourd'hui en voie de reconstitution.
Attention Il ne faut pas confondre l'ozone stratosphérique, bénéfique et protecteur, avec l'ozone troposphérique (« ozone de basse altitude »), un polluant photochimique irritant pour les voies respiratoires, produit près du sol par réaction entre polluants automobiles et rayonnement solaire.
Au-delà du filtrage des UV, les gaz atmosphériques exercent un rôle thermique majeur : la vapeur d'eau, le CO₂, le méthane (CH₄), le protoxyde d'azote (N₂O) et l'ozone absorbent une partie du rayonnement infrarouge émis par la surface terrestre puis le réémettent dans toutes les directions, y compris vers le sol. C'est l'effet de serre, un phénomène naturel indispensable à la vie telle qu'on la connaît.
III. Le bilan radiatif terrestre : un équilibre dynamique
Propriété (loi de Stefan-Boltzmann) Tout corps porté à la température T (en kelvin) émet un rayonnement de puissance surfacique M = σT⁴, où σ = 5,67 × 10⁻⁸ W·m⁻²·K⁻⁴ est la constante de Stefan-Boltzmann. Plus un corps est chaud, plus il rayonne d'énergie, et ce très rapidement puisque la puissance croît comme la puissance quatrième de la température.
Exemple À l'équilibre radiatif, la puissance solaire absorbée par la Terre égale la puissance qu'elle réémet vers l'espace. En moyenne sur toute la sphère, le flux solaire absorbé vaut S(1 − A)/4, où S = 1361 W·m⁻² est la constante solaire et A = 0,30 l'albédo terrestre (fraction du rayonnement réfléchie par les nuages, la glace et la surface). On obtient S(1 − A)/4 = 238 W·m⁻², d'où une température d'équilibre radiatif T_e = (238/σ)^(1/4) ≈ 255 K, soit environ −18,6 °C. Or la température moyenne réelle au sol est de 15 °C : l'écart de 33,6 °C correspond précisément à l'effet de serre naturel.
Le bilan radiatif terrestre : l'atmosphère renvoie vers le sol une partie du rayonnement infrarouge émis par la surface, ce qui réchauffe celle-ci de 33,6 °C par rapport à l'équilibre radiatif nu.
Méthode : calculer une température d'équilibre radiatif
Écris l'égalité entre puissance absorbée et puissance émise à l'équilibre.
Calcule le flux solaire absorbé moyen S(1 − A)/4 à partir de la constante solaire S et de l'albédo A de la planète.
Isole la température dans la loi de Stefan-Boltzmann : T = (flux absorbé / σ)^(1/4).
Compare cette température théorique à la température réelle observée : l'écart mesure l'ampleur de l'effet de serre.
Planète
Albédo
T_e théorique
T réelle
Effet de serre
Vénus
0,75
−41,7 °C
464 °C
≈ +506 °C (emballé)
Terre
0,30
−18,6 °C
15 °C
+33,6 °C (naturel, vital)
Mars
0,25
−63,3 °C
−63 °C
≈ 0 °C (atmosphère trop ténue)
Remarque Vénus, dont l'atmosphère est composée à 96 % de CO₂ sous une pression 90 fois supérieure à celle de la Terre, illustre un effet de serre emballé : la comparaison des trois planètes montre que l'effet de serre dépend avant tout de la composition et de l'épaisseur de l'atmosphère, non de la seule distance au Soleil.
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Chapitre 4 — Deux siècles d'énergie électrique
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Chapitre 6 — Énergie, choix de développement et futur climatique
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Chapitre 8 — L'évolution comme grille de lecture du monde
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Chapitre 10 — Les modèles démographiques
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