Bien que ses gaz soient continuellement brassés, l'atmosphère terrestre n'est pas homogène, tant par sa composition que par ses caractéristiques physiques et chimiques. Au niveau de la mer, elle est constituée de 78,1 % d'azote, 20,9 % d'oxygène, 0,93 % d'argon et de 0,034 % de dioxyde de carbone pour les gaz majeurs (chiffres notés en volume). Les gaz mineurs, dont la proportion varie avec l'altitude, sont principalement l'eau sous forme de vapeur, le dioxyde de carbone, le dioxyde de soufre et l'ozone. Les concentrations en CO₂ s'élèvent en 2007 à 0,0382 %, soit 382 ppm alors qu'en 1998, elle était de 345 ppm.

     L'atmosphère est plus épaisse à l'équateur (13-16 km) qu'aux pôles (7-8 km).

     On évalue la quantité de molécules dans l'atmosphère à 10⁴⁴. Toutes ces molécules sont soumises à deux forces:

• les molécules elles-mêmes ont une vitesse d'environ 500 m/s qui les propulsent vers le vide de l'espace;

• le poids des molécules qui tend à les faire tomber sur notre globe (conséquence de l'attraction terrestre).

     Le résultat de ces deux forces fait en sorte que la moitié de la masse de l'atmosphère se trouve dans les 5 premiers kilomètres d'altitude. Il faut s'élever jusqu'à 20 km pour atteindre 90% de la masse totale de l'atmosphère.

     La plus grande partie de la masse atmosphérique est proche de la surface : l'air se raréfie en altitude.

     L'atmosphère est responsable d'un effet de serre qui réchauffe la surface de la Terre. Sans elle, la température moyenne sur Terre serait de -18°C, contre 15°C actuellement. Cet effet de serre découle des propriétés des gaz vis-à-vis des ondes électromagnétiques émises par le Soleil et la Terre.

Les aérosols

Les aérosols sont de fines particules en suspension dans l’air, dont la taille varie de quelques nanomètres à presque 100 microns. En moyenne globale, plusieurs millions de tonnes d’aérosols sont émis chaque jour par différentes sources à la fois naturelles (cendres volcaniques, poussières désertiques, embruns marins) et humaines (fumées d’industrie, particules issues de la combustion des fuels fossiles, de la déforestation ou de feux agricoles, condensation de composés gazeux), ce qui induit une très grande diversité de leurs propriétés.

Dans la stratosphère, les aérosols sont rares mais ils peuvent résider plusieurs années. Dans la basse troposphère, où ils ont en général beaucoup plus abondants, les aérosols séjournent quelques jours seulement, cette durée variant essentiellement selon les précipitations. Il en résulte que, contrairement aux gaz à effet de serre, la concentration des aérosols peut varier de plusieurs ordres de grandeur à de courtes échelles temporelles ou spatiales.

Les aérosols peuvent être chimiquement actifs et leurs propriétés évoluent au cours de leur transport dans l’atmosphère. Ils peuvent jouer un rôle dans la création ou la destruction d’espèces gazeuses, dont l’ozone, en catalysant à leur surface des réactions chimiques.

En diffusant et absorbant la lumière ou en modifiant le pouvoir réfléchissant des nuages, les aérosols exercent plusieurs effets sur le climat de la Terre. On a l’habitude de cataloguer ces effets en effet direct, semi-direct, et indirect.

L’effet direct, aussi appelé « effet parasol », réside dans la diffusion du rayonnement solaire par les particules, et conduit à un refroidissement du système climatique, sauf dans le cas d’aérosols absorbants au-dessus d’une surface très réfléchissante. Les aérosols, en absorbant de façon plus ou moins importante le rayonnement solaire, modifient également le profil vertical de température et ont, par conséquent, un impact sur les conditions de formation des nuages, en entraînant leur disparition ou modifiant leur extension géographique. Ce second effet est appelé effet semi-direct. L’effet indirect des aérosols résulte quant à lui des interactions entre aérosols et nuages, qui ont eux-mêmes un impact fort sur le bilan énergétique de la Terre. Ainsi les aérosols peuvent servir de noyaux de condensation lors de la formation des nuages, de sorte qu’à contenu en eau fixé, un nuage issu d’une masse d’air pollué contient un nombre de gouttelettes supérieur à un nuage moins pollué. Bien que les gouttelettes soient plus petites, un tel nuage sera plus réfléchissant que celui issu d’une masse d’air sans aérosols. Cet effet est connu sous la dénomination de premier effet indirect et tend à refroidir le système climatique. Dans un second temps, puisque les gouttelettes sont plus petites, elles n’atteindront pas la taille critique au-delà de laquelle apparaît la précipitation et la durée de vie moyenne du nuage en sera augmentée. La couverture nuageuse moyenne sur la Terre sera donc plus importante. Ces processus constituent le deuxième effet indirect des aérosols sur le climat, qui peut être refroidissant ou réchauffant, notamment selon l’altitude du nuage. Il subsiste de grandes incertitudes sur l’évaluation quantitative de ces effets sur le bilan radiatif de notre planète.

La composition chimique, la distribution spatiale, verticale et temporelle, mais aussi les caractéristiques microphysiques (distributions en taille et formes) des aérosols sont les paramètres essentiels pour l’estimation de leur impact radiatif. Leur détermination à l’échelle globale, tout comme leur suivi temporel sont donc nécessaires. Des informations fiables sur les aérosols sont aussi nécessaires pour des applications autres que l’étude du système climatique. Par exemple, l’alerte précise et à temps de la présence de panaches d’aérosols (soulèvement de poussières désertiques, fortes éruptions volcaniques, déforestation) est importante pour l’aviation. De même les aérosols sont responsables des épisodes de pollution particulaire ayant des répercussions sur la qualité de l’air, et par conséquent sur la santé humaine.

L'abondance, les caractéristiques de ces particules (propriétés microphysiques) ainsi que leur répartition dans l'espace sont étudiées à l'aide de différentes instrumentations (observation depuis les satellites, réseau d'instruments passif et actif au sol).

Couches atmosphériques

     L'atmosphère est divisée en 5 couches : leurs limites ont été fixées selon les discontinuités dans les variations de la température, en fonction de l'altitude. De bas en haut :

• la troposphère : la température décroît avec l'altitude (de la surface du globe à 8-15 km d'altitude) ; l'épaisseur de cette couche varie entre 13 et 16 km à l'équateur, mais entre 7 et 8 km aux pôles. Elle contient 80 à 90 % de la masse totale de l'air et la quasi-totalité de la vapeur d'eau. C'est la couche où se produisent les phénomènes météorologiques (nuages, pluies...) et les mouvements atmosphériques horizontaux et verticaux (convection thermique, vents). Les avions long-courriers volant à 10 000 m d'altitude sont soumis à une température de -50 °C;

• la stratosphère : la température croît avec l'altitude jusqu'à 0 °C (de 8-15 km d'altitude à 50 km d'altitude) ; elle abrite une bonne partie de la couche d'ozone;

• la mésosphère : la température décroît avec l'altitude (de 50 km d'altitude à 80 km d'altitude) jusqu'à -80 °C ;

• la thermosphère : la température croît avec l'altitude (de 80 km d'altitude à 350-800 km d'altitude) ;

• l'exosphère de 350-800 km d'altitude à 50 000 km d'altitude

L'ionosphère

     L’ionosphère est une région de l'atmosphère située entre la mésosphère et la magnétosphère, c'est-à-dire entre 60 et 800 km d'altitude. Elle est constituée de gaz fortement ionisé à très faible pression (entre 2×10^-2 hPa et 1×10^-8 hPa) et à haute température (-20 à +1 000 °C).

     L'ionosphère n'est rien d'autre qu'un gaz ionisé, c'est-à-dire un plasma. Or la théorie nous apprend qu'un gaz remplit uniformément tout l'espace dont il dispose, alors pourquoi il y a-t-il des couches dans l'ionosphère ?

     Pour comprendre le mécanisme de formation des couches, on est obligé de compliquer un peu les choses, ainsi l'ionosphère n'est pas un gaz mais une succession de couches de gaz dont la composition dépend de la pression atmosphérique. De plus, il n'y a pas un rayonnement solaire mais des rayonnements dont le spectre s'étend de l'infrarouge aux rayons X

     Les couches sont donc le fruit de l'interaction entre des gaz, des rayonnements non ionisants, des rayonnements ionisants et des particules.

Historique

• 1901 : Marconi établit une liaison transatlantique par radio.

• 1902 : Les ondes électromagnétiques ne se propagent qu'en ligne droite, du moins dans un milieu homogène. Pour expliquer comment les signaux radiotélégraphiques émis par Marconi ont pu contourner la rotondité de la Terre, Heaviside en Angleterre et Kennelly en Amérique imaginent l'existence à très haute altitude de couches réfléchissantes pour les ondes radio : les couches de Kennelly-Heaviside.

• 1925 : Le physicien anglais Appleton met en évidence par l'expérience la présence des couches imaginées par Heaviside et Kennelly. Ces couches prennent le nom de couche d'Appleton.

• 1925 : Peu après Appleton, les physiciens américains Gregory Breit et Merle Antony Tuve mesurent la hauteur des couches de l'ionosphère à l'aide d'un émetteur d'impulsions radioélectriques.

• 1929 : Le mot ionosphère, proposé par Robert Watson-Watt, remplace celui de couche d'Appleton.

• 1931 : Sydney Chapman élabore sa théorie de formation des couches de l'ionosphère par l'action du rayonnement UV solaire.

     La densité de l'air qui constitue l'atmosphère diminue à mesure que l'on s'éloigne de la surface du sol. À 60 km d'altitude, la pression de l'air n'est plus que de 2 Pa. Au-delà de 60 km, l'atmosphère n'agit plus guère comme filtre du rayonnement solaire et cosmique, les rayons ultraviolets et X sont de plus en plus agressifs et provoquent une ionisation des molécules de gaz (diazote, dioxygène...) de l'air en arrachant des électrons aux atomes les constituant. Parmi les molécules d'air se trouvent donc des ions positifs et des électrons libres.

     Une ionisation très localisée et pendant une très courte durée peut être provoquée par les chutes de météorites.

     Dans la partie basse de l'ionosphère, la densité de molécules d'air est encore élevée, les collisions entre électrons et ions sont fréquentes ; un électron peut retrouver rapidement un ion positif : la recombinaison est rapide. Dans les couches les plus hautes, la recombinaison est plus lente et l'ionisation ne diminue que lentement après que le rayonnement solaire s'interrompt avec le coucher du Soleil.

La magnétosphère

     La magnétosphère est la région entourant un objet céleste dans laquelle les phénomènes physiques sont dominés ou organisés par son champ magnétique.

     Toute planète dotée d'un champ magnétique (la Terre, Jupiter, Saturne, Uranus et Neptune) possède sa propre magnétosphère. Mercure et Ganymède, une lune de Jupiter, en possèdent également une, mais ces magnétosphères sont trop faibles pour capturer le vent solaire ionisé. Sur Mars, on a observé des anomalies magnétiques locales dans l'écorce planétaire, restes présumés d'un champ magnétique ancestral de nos jours disparu. Le terme « magnétosphère » est aussi utilisé pour décrire une région dominée par des champs magnétiques de plusieurs objets célestes.

     La magnétosphère terrestre est située au-delà de l'ionosphère, c'est-à-dire au-dessus de 800 à 1 000 km d'altitude. S'il n'y avait pas de vent solaire, le spectre magnétique de la Terre serait semblable à celui d'un aimant droit isolé. En réalité, la magnétosphère agit comme un écran et protège la surface terrestre des excès du vent solaire, nocif pour la vie. Elle s'oppose au vent solaire comme une culée de pont dévie le courant d'une rivière. En contrepartie le vent solaire déforme le spectre magnétique de la Terre en lui donnant une forme de comète, comme le montre schématiquement la figure ci-dessous.