Profils de température et stabilité de l'atmosphère

La température de l'atmosphère décroît jusqu'à la tropopause d'environ 6°C/km en moyenne aux latitudes tempérées. Sur le profil de Thulé, au Groenland, la décroissance est de 7,5°C/km de 3 à 8,5 km (cf. figure2). La couche limite près du sol montre une croissance de température dans le premier kilomètre, suivie d'une couche isotherme entre 1 et 3 km. On pourrait penser que l'air le plus chaud se trouvant près du sol, il va monter au sein de l'air plus froid au dessus. En fait, ce n'est pas le cas, le profil est stable. Comment l'expliquer ?

La température de l'air diminue généralement avec l'altitude, on en a tous fait l'expérience en montagne. On peut se demander alors pourquoi l'air proche du sol, qui est donc plus chaud, n'est pas moins dense que l'air au dessus de lui et ne monte pas sans arrêt... En fait, la stabilité de l'air provient d'un équilibre dynamique: l'air en montant se détend (parce que la pression décroît), et donc sa température diminue (cf une expérience simple avec une pompe à vélo : on comprime de l'air, on attend 30 secondes puis on relâche brusquement: l'air qui sort de la pompe est froid !). L'air étant plus froid, il est plus dense, et cesse de monter. En fait ce qui compte n'est pas la température (et la densité) absolue de l'air, mais la différence par rapport à l'atmosphère qui l'entoure, comme le montre le graphe ci-dessous.

Figure 1. Évolution d'une bulle d'air chauffée par le sol, qui devient instable et monte.

Le refroidissement de -10°C/km correspond à de l'air sec. Ce gradient est moins important si l'air est humide, et tend vers -6°C/km pour de l'air saturé en vapeur d'eau. Dans certains cas, lorsque l'air est très humide par exemple, la bulle d'air qui monte se refroidit mais sa température reste supérieure à l'air ambiant, elle continue à monter et sa vapeur d'eau va condenser en altitude pour former des nuages. Ces conditions instables sont à l'origine des nuages dits "convectifs" comme les cumulus, typiques des fins de journées d'été, ainsi que des mouvements verticaux de plus grande échelle associés aux perturbations du temps.

La tropopause marque la transition avec une autre région de l'atmosphère, la stratosphère, qui s'étend jusqu'à 50 km d'altitude. Comme son nom l'indique, elle est très fortement stratifiée. Dans cette enveloppe atmosphérique, le fait que la température ne décroît plus avec l'altitude mais est constante ou croissante, inhibe de façon très efficace les mouvements verticaux.

Cependant, ces mouvements existent dans la stratosphère mais ils sont très lents. Il faut ainsi plusieurs années pour que la pollution injectée au niveau des tropiques dans la stratosphère atteigne la stratopause (vers 50 km d'altitude) alors que le brassage des 18 premiers kilomètres peut se faire en quelques heures, voire moins, au sein d'un cumulonimbus tropical.

La découverte de la tropopause et de la stratosphère est liée aux mesures en ballon faites au début du siècle par Teisserinc de Bort (un français) et Assmann (un allemand).On pensait auparavant que la température décroissait de façon régulière avec l'altitude. Le fait que la température de la stratosphère augmente jusqu'à 50 km est lié à la présence de l'ozone (O₃). L'absorption des ultraviolets (UV) par l'ozone qui est connue pour protéger la vie terrestre entraîne aussi un chauffage par transformation de l'énergie lumineuse en agitation thermique.

Figure 2. Température atmosphérique, concentration et proportion d'ozone en fonction de l'altitude. Station de Thulé.

Malgré sa très faible concentration (au plus 8 molécules d'ozone par million de molécules de gaz) l'ozone joue ce rôle important parce que la stratosphère est transparente à tous les autres rayonnements du spectre solaire à cause de sa faible densité et surtout de l'absence d'eau. En effet, l'eau, en se condensant dans des nuages d'eau et de glace dans la troposphère ne parvient pas ou en très faible quantité dans la stratosphère (le peu qui s'y trouve joue cependant un grand rôle dans la chimie du trou d'ozone).

Figure 3. Pénétration dans l'atmosphère des ultraviolets b selon leur longueur d'onde (courbes noires), comparée à leur action sur l'ADN (courbe bleue). L'ozone stratosphérique absorbe les radiations solaires de plus courtes longueurs d'ondes (les plus énergétiques) auxquelles l'ADN est très sensible. Une diminution de 10 % de l'ozone, en laissant passer plus d'UVB (courbe rouge), augmenterait les dommages sur l'ADN d'environ 22 %.

Dans la stratosphère, cette énergie absorbée par l'ozone est transmise au CO₂, et ensuite perdue par émission infrarouge du CO₂ vers l'espace. Le CO₂ stratosphérique absorbe une partie du rayonnement infrarouge perdu par la Terre et la troposphère, mais sa densité est ici trop faible (à cause de l'altitude) pour que l'effet de serre soit important à cette altitude. On observe ainsi, sur les 5 dernières décennies, que l'augmentation du CO₂ dans la stratosphère s'accompagne d'un refroidissement, dû à l'augmentation du rayonnement infrarouge vers l'espace, et non à un réchauffement comme dans la troposphère où l'effet de serre est dominant.

Le profil d'ozone donne une autre façon de définir la tropopause. Dans la troposphère, l'ozone est peu abondant (typiquement de l'ordre de quelques dizaines de molécules par milliards de molécules de gaz) sauf dans les zones polluées. 90% de l'ozone atmosphérique est contenu dans la stratosphère. L'ozone stratosphérique est principalement fabriqué dans les basses latitudes au dessus de 30 km. Il se retrouve ensuite transporté vers les plus hautes latitudes où l'air stratosphérique descend (à la vitesse de quelques dizaines de mètres par jour) et se comprime, ce qui permet à l'ozone de se concentrer.

Figure 4. Densité d'ozone dans la stratosphère exprimée en unité Dobson (DU) par km.

(1 DU/km = 2,7x10¹⁷ molécules d'O₃ /m³ = 2,1x10^-8 kg O₃ /m³). Moyenne sur 10 ans des mesures effectuées par l'instrument SBUV porté par le satellite Nimbus 7. Les flèches schématisent la circulation stratosphérique (dite de « Brewer-Dobson »), extrêmement lente (~10 m/jour), qui transporte l'ozone de sa zone de production, les basses latitudes, vers les hautes latitudes.

Comme c'est en hiver dans les régions polaires que la descente est la plus forte, c'est là que l'on observe normalement les concentrations les plus fortes en ozone. A cause des basses températures, c'est aussi là malheureusement que les réactions chimiques avec le chlore anthropique sont les plus efficaces, d'où l'importance de la destruction de l'ozone là où il est le plus abondant. Le fait que l'ozone soit plus abondant loin de sa région de production peut sembler paradoxal.

En fait, il faut bien distinguer le rapport de mélange (ozone mixing ratio), qui est la proportion d'ozone dans l'air en nombres de molécules par million ou milliard de molécules de gaz, de la concentration, qui est le nombre de molécules par unité de volume.

Figure 5. Proportion d'ozone dans l'air en nombre de molécules par million ou milliard de molécules de gaz, en fonction de la latitude.

(10 hPa = 30 km) Figure extraite d'un modèle, pour une situation de fin d'hiver.

Le rapport de mélange est maximum à haute altitude dans les Tropiques. Au cours du transport à partir des basses latitudes, l'air s'appauvrit en ozone et on voit le rapport de mélange diminuer vers les latitudes plus élevées et les altitudes inférieures (il faut visualiser le mouvement comme une ascendance dans la zone tropicale et une descente au delà de 30 degrés de latitude). Par contre, comme la densité augmente exponentiellement au cours de la descente, la concentration d'ozone augmente vers les régions polaires de la basse stratosphère. Cela fonctionne un peu comme la fabrication d'un gaz que l'on stocke ensuite dans une bouteille à l'aide d'un compresseur.