AÉRONOMIE

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Nomenclature aéronomique

Toute atmosphère planétaire peut être divisée en plusieurs régions caractérisées par un état dynamique et une distribution verticale de la pression et de la température. Une première nomenclature (moins utilisée) est fondée sur les variations de la pression atmosphérique avec l'altitude et distingue l'homosphère, l'hétérosphère et l'exosphère. Pour l'atmosphère terrestre (fig. 1), la distribution verticale de la pression indique clairement un changement de pente aux environs de 100 km d'altitude. Dans les cent premiers kilomètres, la pression diminue pratiquement d'un facteur 1 000 000, alors qu'aux altitudes supérieures la diminution est nettement moins forte. Ce comportement différent est directement lié au régime dynamique de l'atmosphère. Dans l'homosphère, les constituants principaux de l'atmosphère (azote moléculaire 78 p. 100, oxygène moléculaire 21 p. 100, argon 1 p. 100) restent parfaitement mélangés. Même si leurs concentrations diminuent avec l'altitude, leurs abondances relatives ne sont pas modifiées. Les phénomènes de brassage, tels que les vents, la convection et la turbulence, sont suffisamment rapides et importants pour que la composition volumique des constituants reste constante avec l'altitude. Notons, dès à présent, que des situations très différentes se rencontrent pour les constituants minoritaires tels que l'ozone, la vapeur d'eau, les composés azotés ou chlorés. La constance de la composition volumique des constituants principaux cesse à une altitude de l'ordre de 100 km, appelée homopause ou turbopause. Ce dernier terme est souvent utilisé pour caractériser l'altitude à partir de laquelle les phénomènes de turbulence ne sont plus suffisamment efficaces pour assurer un mélange parfait. Dans l'hétérosphère, les constituants principaux peuvent se séparer sous l'effet de la diffusion moléculaire dans le champ de la pesanteur terrestre. Les constituants plus légers, tels que l'oxygène atomique, l'hélium et l'hydrogène atomique, diffusent plus facilement vers le haut, car la turbulence n'est plus suffisamment forte. Dès lors, la diffusion moléculaire entraîne une variation en altitude de la composition volumique. C'est une des raisons pour lesquelles la pression décroît moins vite dans l'hétérosphère. Finalement, au-delà d'une altitude variable avec l'activité solaire, la concentration des constituants atmosphériques devient si faible que les collisions entre particules sont pratiquement négligeables. Cette région est appelée exosphère ; les particules y suivent des trajectoires paraboliques, elliptiques ou hyperboliques dans le champ de la pesanteur.

Pression atmosphérique : distribution verticale

Dessin : Pression atmosphérique : distribution verticale

Distribution verticale de la pression atmosphérique. Les deux courbes dans l'hétérosphère correspondent respectivement à une très faible activité solaire (600 K) et à une très forte activité solaire (2 000 K). Une atmosphère standard a une pression de... 

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Une seconde nomenclature (fig. 2) est fondée sur la distribution verticale de la température en couches troposphérique, stratosphérique, mésosphérique et thermosphérique. La troposphère qui débute au niveau du sol est caractérisée par un gradient négatif de la température, car la surface du sol est la principale source de chaleur de cette région dans laquelle ont lieu les principaux phénomènes météorologiques. La troposphère se termine à la tropopause dont l'altitude varie entre 8 et 18 km suivant la latitude, la saison et les conditions météorologiques. La tropopause permet des transports organisés de matière entre la troposphère et la stratosphère (située au-dessus) où la température croît avec l'altitude pour atteindre un maximum de l'ordre de 270 K à la stratopause située aux environs de 50 km d'altitude. L'accroissement de la température dans la stratosphère résulte essentiellement de l'absorption du rayonnement solaire ultraviolet par l'ozone (O3) qui atteint sa concentration maximale dans la stratosphère. La plus forte température de la stratopause est atteinte dans les régions polaires au cours de l'été local lorsque l'insolation est permanente. Au-dessus de la stratopause, dans la mésosphère, l'émission infrarouge par le dioxyde de carbone (CO2), qui est un composé minoritaire de l'homosphère, est suffisante pour entraîner une diminution de la température dans la mésosphère entre 50 et 85 km d'altitude, limite appelée mésopause. Contrairement à ce qui se passe à la stratopause, la température de la mésopause atteint sa [...]

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Nomenclature aéronomique fondée sur la distribution verticale de la température. 

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BLAMONT JACQUES (1926-2020)

  • Écrit par 
  • Marie-Lise CHANIN
  •  • 1 136 mots
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Dans le chapitre « Le scientifique et l’espace »  : […] Né le 13 octobre 1926 à Paris, Jacques Blamont est admis à l’École normale supérieure (ENS) en 1948. Élève d’Alfred Kastler – qui recevra le prix Nobel de physique en 1966 –, il obtient l’agrégation de sciences physiques en 1952 puis soutient sa thèse en 1956. Nommé l’année suivante professeur à la faculté des sciences de Paris, il fonde en 1958 le premier laboratoire français consacré à la recher […] Lire la suite

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Pour citer l’article

Gaston KOCKARTS, « AÉRONOMIE », Encyclopædia Universalis [en ligne], consulté le 23 janvier 2022. URL : https://www.universalis.fr/encyclopedie/aeronomie/