1 Cours III. PLANETES DU SYSTEME SOLAIRE ET EXO

Cours III. PLANETES DU SYSTEME SOLAIRE ET EXO-PLANETES Présenté par Magali DELEUIL
9. ATMOSPHERES PLANETAIRES – RÔLE
Nous allons dans ce MOOC examiner le rôle d’une atmosphère en prenant comme exemple typique : celui de
la Terre. La première question que l’on peut se poser c’est : qu’est-ce qu’une atmosphère ?
Définition :
Le nom atmosphère est formé à partir de deux mots grecs : atmos – qui signifie vapeur et sphaira – qui signifie
sphère
Au sens le plus général, une atmosphère est donc l’enveloppe de gaz qui entoure une étoile ou une planète et
qui est liée à celle-ci par la force gravitationnelle du corps central.
Dans le cas plus spécifique d’une planète, nous pouvons définir une atmosphère comme :
o Un mélange de gaz et de particules liquides ou solides en suspension dont
o La composition et la densité changent progressivement depuis le sol
o Et qui va se raréfier progressivement depuis le sol pour finir diluée dans le milieu interplanétaire.
Une atmosphère n’a donc pas de limite bien définie
La densité de l’air varie de
≈ 1225 kg/m3 au sol à ≈ 4.4 x 10-6 kg/m3 à 90 km d’altitude.
La surface sur laquelle nous vivons est la surface de séparation entre la
planète et le vide spatial
 L’atmosphère assure bien une transition continue entre les conditions de surface et l’environnement de
la planète, en ce sens, il s’agit bien d’un milieu médiateur.
Examinons maintenant le rôle d’une atmosphère, et pour ce faire, regardons le cas Terre / Lune : la Terre
possède une atmosphère alors que la Lune en est dépourvue.
Vue la distance Terre / Lune comparée à la distance Terre / Soleil, on peut bien sûr en première
approximation, les considérer comme étant exactement à la même distance du Soleil.
Ces deux corps reçoivent donc la même quantité
d’énergie du Soleil.
Le premier constat que nous pouvons faire, c’est que
nous, habitants de la Terre, nous ne sommes pas
complètement brûlés par le rayonnement solaire le jour
ni entièrement gelés la nuit.
De plus, sur un cycle annuel, comme présenté sur la
table ci-contre qui donne les températures au sol sur la
Terre et sur la Lune, ce qui est frappant c’est que
o D’une part, les écarts thermiques sont beaucoup plus modestes sur la Terre que sur la Lune,
o Et d’autre part, la température moyenne sur Terre est supérieure de plus de 20° par rapport à celle sur la
Lune.
 L’atmosphère régule donc les variations de température au sol et permet aussi une élévation de la
température moyenne au sol. C’est ce qu’on appelle l’effet de serre et dont nous allons voir plusieurs
détails maintenant
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Rayonnement solaire et atmosphère (à 2’20 sur la vidéo)
Regardons le bilan énergétique de la Terre. La Terre baigne dans le rayonnement électromagnétique du Soleil
qui est la principale source d’énergie. Celui-ci va de l’ultraviolet à l’infrarouge avec un maximum d’énergie
entre 0,1 et 0,7 microns, c'est-à-dire dans le visible.
Avant de parvenir au sol, ce rayonnement électromagnétique traverse
donc l’atmosphère qui ne se comporte pas comme un milieu neutre
vis-à-vis du rayonnement.
Au fur et à mesure que les photons solaires
pénètrent dans l’atmosphère, ils vont interagir
avec les constituants de l’atmosphère via des
processus de collisions au sens le plus large du
terme.
Lors de ces collisions, les photons peuvent être

réfléchis, et renvoyés dans une direction différente

ou alors progressivement absorbés
La réflexion de l’air est un phénomène de diffusion de la lumière du
Soleil par les molécules atmosphériques et par les particules les plus
fines de l’atmosphère.
Ces molécules, ou particules diffusantes, étant de petite taille devant
la longueur d’onde des photons lumineux, on parle de Diffusion de
Rayleigh.
Une partie de cette lumière est diffusée vers la Terre, et c’est pourquoi
nous voyons le ciel bleu.
L’autre est diffusée vers l’espace, c’est cette partie qui constitue le flux
lumineux réfléchi par l’air.
Il représente la contribution de l’atmosphère à l’albédo planétaire
auquel va s’ajouter le flux réfléchi par les nuages et le flux réfléchi par
la surface terrestre. La valeur de ce flux varie peu sauf si l’atmosphère est particulièrement chargée en fines
particules.
Bilan énergétique (à 3’45)
Regardons plus en détail le bilan énergétique pour une puissance incidente de
1 100 kJ/cm2 (soit 348W/m2 sur 1 année)
 Seule la moitié de l’énergie incidente arrive au sol. L’essentiel de cette
énergie est absorbée par le sol qui réfléchit seulement 5% de l’énergie
reçue (60). Ces 5% vont contribuer à l’albédo planétaire.
 Pour l’autre moitié du rayonnement solaire qui n’atteint pas le sol, environ
30% de celui-ci est réfléchi par les particules de l’air ou les nuages à
différentes altitudes. Ces 30% sont majoritairement responsables de
l’albédo de notre planète, puisque nous avons vu que seulement 5% de
l’énergie solaire incidente est réfléchie par la surface terrestre.
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70% restants sont absorbés par la vapeur d’eau, l’ozone, les poussières et les nuages qui sont présents
dans l’atmosphère de la Terre.
 La conséquence directe de cette absorption de la lumière visible est un réchauffement de l’atmosphère :
l’absorption par l’ozone des radiations ultraviolettes est la principale source de chaleur dans la
stratosphère.
Qui dit absorption dit donc réchauffement et la conséquence directe de l’absorption de la lumière visible par
les atomes et molécules de l’atmosphère est un réchauffement de l’atmosphère et bien sûr aussi de la surface
terrestre.
Pour se refroidir, les deux vont émettre à leur tour une énergie vers l’espace sous forme de rayonnement.
Notre planète et son atmosphère émettent donc un rayonnement et cette émission provient de la surface ellemême mais aussi des nuages et des différentes molécules atmosphériques.
Ces deux corps, que ce soit la Terre ou l’atmosphère, étant à des températures entre 200 et 400 K, cette
émission s’effectue donc dans l’infrarouge. (5 – 100 μm)
La chaleur perdue par la surface prend essentiellement 3 formes :
 Un rayonnement infrarouge (1260) : celui-ci va de nouveau traverser
l’atmosphère et va être en très grande partie absorbé par celle-ci (1080),
seule une faible partie, à peu près 10% (180) atteindra directement
l’espace.
 Ensuite, la surface chaude va réchauffer l’air à son contact. Ce
réchauffement (chaleur sensible) peut amorcer un phénomène de
convection.
 La troisième forme est ce qu’on appelle la chaleur latente (300). Elle
correspond à l’énergie nécessaire à l’évaporation de l’eau qui peut
provenir des océans, des cours d’eau ou du sol. Dans ce dernier cas, les
plantes par exemple vont jouer un rôle important dans le contrôle de la
quantité d’eau évaporée.
Cette énergie utilisée pour l’évaporation sera ensuite libérée lors de la condensation et va à son tour
réchauffer l’atmosphère.
Alors que l’atmosphère absorbe faiblement le rayonnement visible, moins de 10% du rayonnement émis par la
surface de la Terre réussit à traverser l’atmosphère comme nous l’avons vu.
Le reste est principalement absorbé au niveau de la basse atmosphère par la vapeur d’eau, les nuages, le gaz
carbonique.
Ces molécules absorbent dans le domaine d’émission de la Terre puis réémettent
cette énergie à des longueurs d’onde légèrement plus élevées à la fois vers l’espace
(500) mais aussi vers la Terre (1040).
Ces radiations que reçoit la Terre vont servir à la chauffer et vont augmenter la
température de surface terrestre. C’est ce qu’on appelle l’effet de serre qui permet
de maintenir une température moyenne autour de 15°
Le sol absorbe : 520 + 1040 = 1560 kJ/cm2
1560 kJ/cm2 absorbés > 1100 kJ/cm2 reçus → effet de
serre
+33° sur la température moyenne
Globalement, le système Terre / Atmosphère, et on peut aussi inclure les océans
qui jouent un rôle important dans la régulation thermique du système, fonctionne donc en absorbant, donc en
transformant quelques 70% du flux du rayonnement solaire dans la gamme 0,3 à 4 microns.
Cette énergie est ensuite réémise vers l’espace sous forme d’un rayonnement thermique infrarouge donc dans
une gamme de longueur d’onde plus grande : entre 4 et 100 microns.
Le sol émet : 1260 + 300 = 1560 kJ/cm2
Le bilan annuel est nul : la température moyenne est ≈
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constante
Bilan externe :
360 + 60= 420 dans le visible : composante réfléchie
180 + 500 = 680 dans l’infrarouge : composante d’émission propre dite thermique
Total : 1 100 kJ / cm2 → Bilan nul
En moyenne comme vous pouvez le calculer, le rayonnement radiatif est nul si l’on considère l’ensemble du
globe sur une année. Cependant, comme nous allons le voir, des disparités existent d’un point à l’autre de la
surface de la Terre.
Acteurs de l’effet de serre (à 7’41)
Les responsables de l’effet de serre sont des gaz et des particules qui sont présents dans l’atmosphère.
Mais il faut bien avoir en tête que tous ne contribuent pas à l’effet de serre et ceux qui y contribuent ne le font
pas tous de la même façon. Les principaux acteurs de l’effet de serre sont :
- La vapeur d’eau ≈ 60 à 70 %
- Le dioxyde de carbone : 20 à 25 %
- Le méthane : 2 %, l’ozone : 2 % et les halocarbures.
Beaucoup d’autres gaz ne causent pas directement l’effet de serre, mais par le jeu de réactions chimiques
vont entraîner des modifications.
Parmi ceux-ci, on peut citer le monoxyde de carbone et des particules soufrées .
→ L’efficacité de l’effet de serre dépend donc des composants chimiques qui sont présents dans
l’atmosphère de la planète et notamment de leur capacité à absorber le rayonnement thermique.
Elle dépend bien sûr aussi de la densité atmosphérique ou de la concentration de ces composants.
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La température moyenne à la surface de Vénus est de 500° plus élevée que celle qu’aurait la planète sans
atmosphère : l’atmosphère de Vénus est très dense, riche en gaz carbonique qui est un gaz à fort effet de
serre. Elle contient également d’autres molécules comme la vapeur d’eau ou l’acide sulfurique qui, sans
être aussi efficaces que le gaz carbonique, absorbent le peu d’énergie que le CO2 aurait laissé passer.
Si on prend le cas de Mars, la température moyenne à sa surface est seulement de 5° plus élevée que celle
qu’aurait la planète sans atmosphère. Ici l’atmosphère, bien que riche en dioxyde de carbone, est très
ténue et l’effet est donc plus modeste.
Circulation atmosphérique (à 9’10)
Regardons maintenant le bilan radiatif au sommet de l’atmosphère. La Terre étant une sphère, la quantité
d’énergie reçue au sol va varier en fonction de la latitude :
Des régions proches de l’équateur reçoivent plus d’énergie que les
régions aux pôles où le rayonnement est en incidence oblique.
Comme on le voit sur le schéma, la même quantité d’énergie sera
concentrée sur une surface plus petite près de l’équateur qu’aux
pôles.
Le rayonnement solaire moyen reçu varie donc en fonction
de la latitude et comme le montre la courbe de la figure, les
régions équatoriales absorbent environ 3 fois plus d’énergie
solaire que les régions polaires.
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Si maintenant on regarde l’énergie infrarouge émise par la Terre
en fonction de la latitude, on constate que les régions
équatoriales réémettent moins que ce qu’elles n’ont reçu et
qu’au contraire les régions polaires émettent plus que ce qu’elles
n’ont reçu.
On a donc un déséquilibre entre :
 l’équateur dont le bilan énergétique est positif en ce sens
qu’il reçoit plus d’énergie qu’il en émet
 et les régions polaires dont le bilan est négatif
puisqu’elles émettent plus que ce qu’elles n’ont reçu
→ En moyenne annuelle, le bilan radiatif des régions polaires est donc excédentaire et celui des régions
équatoriales et tropicales est déficitaire.
Il y a donc forcément un transfert de chaleur depuis les régions équatoriales jusqu’aux régions polaires. C’est
l’atmosphère, mais aussi sur notre planète les océans, qui vont assurer ce transport de chaleur.
La circulation atmosphérique s’organise pour assurer ce
transport de chaleur et réduire le contraste entre les régions de
basse latitude qui sont excédentaires et celles de haute latitude
qui sont déficitaires.
L’atmosphère régule donc les différences de température entre
les différentes zones d’une surface planétaire qui vont être
soumises à des conditions d’ensoleillement différentes.
Dans le cas de la Terre, il faut bien garder en tête que les
océans, et finalement l’ensemble des fluides sensibles aux
écarts thermiques, contribuent à cette régulation thermique.
Celle-ci se manifeste sous forme de phénomènes climatiques.
Bilan (à 11’15)
En conclusion, on a vu que :
 l’atmosphère joue un rôle médiateur entre la surface et le milieu interplanétaire
 le système Terre / Atmosphère / Océans chauffé par le rayonnement solaire dans le visible va rayonner de
l’énergie dans l’infrarouge
 l’amplitude de l’effet de serre dépend des constituants atmosphériques
 le système Atmosphère / Océans va également réguler les différences de température entre les régions
d’une surface planétaire soumises à des conditions d’ensoleillement différentes
 ce système va être également responsable des effets climatiques qui se produisent dans la basse
atmosphère
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