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Tout est en mouvement, sans quoi tout serai figé dans une direction fixe.
Ce à quoi tiens mathématiquement l’équilibre de la vie ! la physique des particules élémentaires et ses multiples.
Des calculs de probabilités bien souvent impossibles.
Intro: de l’équilibre de la terre à l’importance des noyaux.
Il n’y a pas que des noyaux atomiques.
Tout comme l’atome, la Terre est divisée en plusieurs couches qui possèdent des propriétés d’état, chimiques, ou sismiques, différentes.
Profondeur en km:
entre 0 et – 40 km se trouve la croûte
entre 40 et 400 km son manteau supérieur
entre 400 et 650 km une région de transition
entre 650 et 2700 km son manteau inférieur
2700 – 2890 couche D”
entre 2890 et 5150 son noyau externe
entre 5150 et le centre le la terre, soit à 6378 dekm de la surface son noyau interne
Rappel primaire: sans ces masses de “ferraille” en fusion par son centre, pas de vie sur terre non plus !
L’épaisseur de la croûte varie beaucoup, elle est plus mince sous les océans que sous les continents. Le noyau interne et la croûte sont solides tandis que le noyau externe et le manteau sont liquides. Les diverses couches sont séparées par des discontinuités qui sont évidentes dans les données sismiques; la discontinuité la mieux connue est celle de Mohorovicic entre la croûte et le manteau supérieur.
La plus grande partie de la masse de la Terre se retrouve dans son manteau, le restant étant le noyau; et nous n’habitons qu’une infime fraction de son volume, et à sa surface.
Quelques quantités relatives à notre milieu de vie
l’atmosphère autour de la terre pèse quelque 5.1 E18 kilogrammes
L’eau des des océans représente 1.14 E21 kilogrammes
le poids de la croûte est de 2.6 E22 kilogrammes
le noyau interne = 9.675 E22 kilogrammes
le manteau = 4.043 E24 kilogrammes
noyau externe = 1.835 E24 kilogrammes
Le noyau est principalement composé de fer (ou d’un aliage de fer/nickel) mais des éléments plus légers peuvent aussi être présents. Les températures dans le centre du noyau peuvent atteindre 7500 K, presque plus chaud qu’à la surface du Soleil. Le manteau inférieur est probablement constitué essentiellement de silicium, magnésium et d’oxygène avec du fer, du calcium et d’aluminium.
Le manteau supérieur est composé d’olivine et de pyroxène (fer, magnésium et (fer/silicates de magnesium) ainsi que de calcium et d’aluminium. Notre connaissance nous vient des techniques séismiques; aux échantillons du manteau supérieur qui nous parviennent grâce à la lave des volcans mais la majorité de la Terre nous est inaccessible. La croûte est principalement composée de quartz (dioxyde de silicium) et d’autres silicates tel les feldspaths.
Prise comme un tout, la composition chimique de la Terre (par masse) est comme suit:
34.6% Fer
29.5% Oxygène
15.2% Silicium
12.7% Magnésium
2.4% Nickel
1.9% Soufre
0.05% Titane
La Terre est le corps majeur le plus dense du système solaire. Les autres planètes telluriques ont probablement une structure et une composition similaire à celle de la Terre mais avec certaines différences: la Lune a, au mieux, un petit noyau, celui de Mercure est énorme (relativement au diamètre de la planète); les manteaux de Mars et de la Lune sont plus épais; la Terre est peut-être la seule à posséder un noyau interne et externe, du moins dans notre système solaire.
Car nos connaissances sur l’intérieur des planètes semblent encore bien principalement théorique, même pour la Terre…
Et pour comprendre cet ensemble, la logique des mathématiques est bien souvent utile…
Aussi, voici donc après ce petit rappel d’un indispensable thème inutile qui fait avancer ou reculer le monde, je vous propose de vous plonger dans les thèmes suivants et leur développement à la science des satyres du cervelet, conservée dans sa version minimale pour être comprise ou assimilée de toutes et de tous.
Atmosphère – ionosphère – magnétosphère
Chapitre liés: ondes électromagnétiques, énergie
L’activité solaire est la source première de nombreux processus affectant l’environnement terrestre. Le vent solaire, flux permanent de particules chargées l’environnement terrestre. Le vent solaire, flux permanent de particules chargées issues de la couronne solaire confine le champ magnétique terrestre dans une cavité de grandes dimensions, la magnétosphère.
A l’intérieur de la magnétosphère, l’électrodynamique du gaz ionisé (plasma) est fortement contrainte par les conditons imposées par le vent solaire aux limites de la magnétosphère. Les interactions affectant la frontière de la magnétosphère se “projettent” le long des lignes de champ magnétique à basse altitude dans l’ionosphère, (la partie ioniséede la haute atmosphère), vers 300 km.
L’ionosphère aurorale, un centre névralgique des échanges électromagnétiques
C’est principalement dans les régions de haute latitude que convergent les lignes de champ magnétique issues de la magnétosphère lointaine. Ces régions comportent les zones aurorales, sortes de couronnes autour des pôles magnétiques Nord et Sud où sont observées les aurores boréales et australes, et les calottes polaires à l’intérieur de ces couronnes.
Les interactions entre les grandes régions de notre environnement
Le soleil agit sur l’environnement terrestre au travers de son rayonnement particulaire (le vent solaire), mais aussi par son rayonnement électromagnétique ou photonique (le rayonnement ultra violet est responsable de l’ionisation des molécules de l’atmosphère, créant ainsi l’ionosphère). Entre la magnétosphère et l’ionosphère, un système complexe d’échanges s’établit, dans lequel le champ magnétique terrestre joue un grand rôle.
L’atmosphère est divisée en plusieurs couches d’importance variable: leurs limites ont été fixées selon les discontinuités dans les variations de la température, en fonction de l’altitude. De bas en haut :
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la TROPOSPHERE: 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’équater 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, etc.) et les mouvements atmosphériques horizontaux et verticaux (convection thermique, vents) ;
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La Stratosphere 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.
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la mesosphère : la température décroît avec l’altitude (de 50 km d’altitude à 80 km d’altitude) jusqu’à -80 °C ;
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la thermosphère: la température croît avec l’altitude (de 80 km d’altitude à 350-800 km d’altitude) ;
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l’exosphere de 350-800 km d’altitude à 50 000 km d’altitude.
Troposphère
La troposphère du mot grec τρέπω signifiant « changement », est la partie la plus basse de l’atmosphère ; elle commence à la surface et s’étend entre 7 et 8 km aux pôles et de 13 à 16 km à l’équateur, avec des variations dues aux conditions climatiques. Le mélange vertical de la troposphère est assuré par le réchauffement solaire. Ce réchauffement rend l’air moins dense, ce qui le fait remonter. Quand l’air monte, la pression au-dessus de lui décroît, par conséquent il s’étend, s’opposant à la pression de l’air environnant. Or, pour s’étendre, de l’énergie est nécessaire, donc la température et la masse de l’air décroissent. Comme la température diminue, la vapeur d’eau dans la masse d’air peut se condenser ou se solidifier, relâchant la chaleur latente permettant une nouvelle élévation de la masse d’air. Ce processus détermine le gradient maximal de baisse de la température avec l’altitude, appelé gardient hermique abadiatique. La troposphère contient grossièrement 80 % de la masse totale de l’atmosphère. 50 % de la masse de l’atmosphère se trouvent en dessous d’environ 5,5 km d’altitude.
Tropopause
La tropopause est la frontière entre la troposphère et la stratosphère.
Couche d’ozone
Bien que faisant partie de la stratosphère, la couche d’ozone est considérée comme une couche en soi parce que sa composition chimique et physique est différente de celle de la stratosphère. L’ozone (O3) de la stratosphère terrestre est créé par les ultraviolets frappant les molécules de dioxygène (O2), les séparant en deux atomes distincts (de l’oxygène) ; ce dernier se combine ensuite avec une molécule de dioxygène (O2) pour former l’ozone (O3). L’O3 est instable (bien que, dans la stratosphère, sa durée de vie est plus longue) et quand les ultraviolets le frappent, ils le séparent en O2 et en O. Ce processus continu s’appelle le cylce ozone-oxygène. Il se produit dans la couche d’ozone, une région comprise entre 10 et 50 km au-dessus de la surface. Près de 90 % de l’ozone de l’atmosphère se trouve dans la stratosphère. Les concentrations d’ozone sont plus élevées entre 20 et 40 km d’altitude, où elle est de 2 à 8 ppm
Stratosphère
La stratosphère s’étend de la tropopause, entre 7–17 km et environ 50 km. La température y augmente avec l’altitude. La stratosphère contient la majeure partie de la couche d’ozone.
La stratopause est la limite entre la stratosphère et la mésosphère. Elle se situe vers 50-55 km d’altitude. La pression représente environ 1/1000 de la pression atmosphérique au niveau de la mer,
Mésosphère
La mesosphère du mot grec μέσος signifiant « milieu », s’étend de 50 km à environ 80–85 km. La température décroît à nouveau avec l’altitude, atteignant −100 °C (173,1 K) dans la haute mésosphère. C’est aussi dans la mésosphère que la plupart des météorites brûlent en entrant dans l’atmosphère.Mésopause
La température minimale se rencontre à la mesopause, frontière entre la mésosphère et la thermosphère. C’est le lieu le plus froid de la Terre, avec une température de −100 °C (173,1 K).
Thermosphère
La thermosphère est la couche atmosphérique commençant vers 80–85 km et allant jusqu’à 640 km d’altitude, la température y augmente avec l’altitude. Bien que la température puisse atteindre les 1 500 °C, un individu ne la ressentirait pas à cause de la très faible pression. La station spatiale internationale orbite dans cette couche, entre 320 et 380 km d’altitude.
Thermopause
La thermopause est la limite supérieure de la thermosphère. Elle varie entre 500 et 1 000 km d’altitude.
Ionosphère
L’ionosphère, la partie de l’atmosphère ionisée par les radiations solaires, s’étire de 50 à 1 000 km et chevauche à la fois la thermosphère et l’exosphère. Elle joue un rôle important dans l’électricité atmosphérique et forme le bord intérieur de la magnétosphère. À cause de ses particules chargées, elle a une importance pratique car elle influence, par exemple, la propagation des ondes radio sur la Terre. Elle est responsable des aurores.
Exosphère
l’exosphère commence avec l’exobase, qui est aussi connu comme le « niveau critique », vers 500–1 000 km et s’étire jusqu’à 10 000 km d’altitude. Elle contient des particules circulant librement et qui migrent ou proviennent de la magnétosphère ou du vent solaire.
L’atmosphère terrestre depuis l’espace.
Pression et épaisseur
La pression atmosphérique moyenne, au niveau de la mer est de 1 013 hectopascals (1,013 bar); la masse atmosphérique totale est de 5,1480 E18 kg.
La pression atmosphérique est le résultat direct du poids total de l’air se trouvant au-dessus du point où la pression est mesurée. La pression de l’air varie en fonction du lieu et du temps, car la quantité et le poids d’air varient suivant les mêmes paramètres. Toutefois, la masse moyenne au-dessus d’un mètre carré de la surface terrestre peut être calculée à partir de la masse totale de l’air et la superficie de la Terre. La masse totale de l’air est de 5 148 000 mégatonnes et la superficie de 51 007,2 mega hectares. Par conséquent 5148000/51007,2 = 10,093 tonnes par mètre carré. Ceci est environ 2,5 % inférieur à l’unité standardisée officielle de 1 atm représentant 1 013,25 hPa, ce qui correspond à la pression moyenne, non pas au niveau de la mer, mais à la base de l’atmosphère à partir de l’élévation moyenne du sol terrestre.
Si la densité de l’atmosphère restait constante avec l’altitude, l’atmosphère se terminerait brusquement vers 7,81 km d’altitude. La densité décroît avec l’altitude, ayant déjà diminué de 50 % dès 5,6 km. En comparaison, la plus haute montagne, l’Everest, atteint les 8,8 km d’altitude, donc l’air est moins de 50 % moins dense à son sommet qu’au niveau de la mer.
Cette chute de pression est presque exponentielle, ainsi la pression diminue de moitié environ tous les 5,6 km et de 63,2 % (1 − 1 / e = 1 − 0.368 = 0,632) tous les 7,64 km (hauteur échelle moyenne de l’atmosphère terrestre en dessous de 70 km). Même dans l’exosphère, l’atmosphère est encore présente, comme on peut le constater par la trainée subie par les satellites.
Les équations de pression par altitude peuvent être utilisées afin d’estimer l’épaisseur de l’atmosphère. Les données suivantes sont données pour référence
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50 % de la masse de l’atmosphère est en dessous de 5,6 km d’altitude ;
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90 % de la masse de l’atmosphère est en dessous de 16 km d’altitude. L’altitude courante des transports aériens commerciaux est de 10 km et le sommet de l’Everest est à 8 848 m au-dessus du niveau de la mer. Dans la région supérieure, où les gaz sont raréfiés, se produisent des aurores et d’autres effets atmosphériques. Le vol le plus élevé de l’avion X15 atteint, en 1963, une altitude de 108,0 km.
La densité de l’air au niveau de la mer est d’environ 1,2 kg/m3 (1,2 g/L). Les variations naturelles de la pression atmosphérique se produisent à chaque altitude et à chaque changement de temps. Ces variations sont relativement faibles dans les altitudes habitées, mais elle deviennent plus prononcées dans l’atmosphère supérieure puis dans l’espace à cause des variations des radiations solaires.
La densité atmosphérique décroît avec l’altitude. Cette variation peut être modélisée par la formule dite de nivellement barométrique. Des modèles plus sophistiqués sont utilisés par les météorologues et les agences spatiales pour prédire le temps et l’abaissement progressif de l’orbite des satellites.
La masse de l’atmosphère est de 5 E15 tonnes soit 1/1 200 000 la masse de la Terre. D’après le National Center for Atmospheric Research, la « masse totale de l’atmosphère est de 5,1480E18 kg avec une variation annuelle due à la vapeur d’eau de 1,2 à 1,5E15 kg en fonction de l’utilisation des données sur la pression de surface et la vapeur d’eau. La masse moyenne de la vapeur d’eau est estimée à 1,27E16 kg et la masse de l’air sec est de 5,1352 ±0,0003E18 kg. »
Opacité
Les radiations solaires (ou rayonnement solaire) correspondent à l’energie que reçoit la Terre du soleil La Terre réémet aussi des radiations vers l’espace, mais sur des longueurs d’onde plus importantes invisibles à l’œil humain. Suivant les conditions, l’atmosphère peut empécher les radiations d’entrer dans l’atmosphère ou d’en sortir. Parmi les exemples les plus importants de ces effets il y a les nuages et l’effet de serre
Diffusion des ondes
Les différentes couleurs sont dues à la dispersion de la lumière produite par l’atmosphère.
Quand la lumière traverse l’atmosphère, les photons interagissent avec elle à travers la diffusion des ondes. Si la lumière n’interagit pas avec l’atmosphère, c’est la radiation directe et cela correspond au fait de regarder directement le soleil. Les radiations indirectes concerne la lumière qui est diffusée dans l’atmosphère. Par exemple, lors d’un jour couvert quand les ombres ne sont pas visibles il n’y a pas de radiations directes pour la projeter, la lumière a été diffusée. Un autre exemple, dû à un phénomène appelé la diffusion Raighley, les longueurs d’onde les plus courtes (bleu) se diffusent plus aisément que les longueurs d’onde les plus longues (rouge). C’est pourquoi le ciel parait bleu car la lumière bleue est diffusée. C’est aussi la raison pour laquelle les couchers de soleil sont rouges. Parce que le soleil est proche de l’horizon, les rayons solaires traversent plus d’atmosphère que la normale avant d’atteindre l’œil par conséquent toute la lumière bleue a été diffusée, ne laissant que le rouge lors du soleil couchant.
Absorption
L’absorbtion est une autre propriété importante de l’atmosphère. Différentes molécules absorbent différentes longueurs d’onde de radiations. Par exemple, le dioxygène ou l’ozone absorbent presque toutes les longueurs d’onde inférieures à 300 nanomètres, L’eau (H2O) absorbe la plupart des longueurs d’onde au dessus de 700 nm, mais cela dépend de la quantité de vapeur d’eau dans l’atmosphère. Quand une molécule absorbe un photon, cela accroit son énergie.
Quand le spectre d’absorbtion des gaz de l’atmosphère sont combinés, il reste des « fenêtres » de faible opacité autorisant le passage de certaines bandes lumineuses. La fenêtre optique va d’environ 300 nm(ultraviolet C) jusqu’aux longueurs d’onde que les humains peuvent voir, la lumire visible (communément appelé lumière ), à environ 400–700 nm et continue jusqu’aux infrarouges vers environ 1100 nm. Il y a aussi des fenetres atmosphériques et radios qui transmettent certaines ondes infrarouges et radio sur des longueurs d’onde plus importante. Par exemple, la fenêtre radio s’étend sur des ondes allant de un centimètre à environ onze mètres.
Émission
L’émission est l’opposé de l’absorption, quand un objet émet des radiations. Les objets tendent à émettre certaines quantités de longueurs d’onde suivant les courbes d’émission de leur « corps noir », par conséquent des objets plus chauds tendent à émettre plus de radiations sur des longueurs d’onde plus courtes. Les objets froids émettent moins de radiations sur des longueurs d’onde plus longues. Par exemple, le Soleil est approximativement à 6 000 K (5 730 °C), ses pics de radiation approchent les 500 nm, et sont visibles par l’œil humain. La Terre est approximativement à 290 K (17°C), par conséquent ses pics de radiations approchent les 10 000 nm, ce qui est trop long pour que l’œil humain les perçoive.
À cause de sa température, l’atmosphère émet des radiations infrarouges. Par exemple, lors des nuits où le ciel est dégagé la surface de la Terre se rafraichit plus rapidement que les nuits où le ciel est couvert. Ceci est dû au fait que les nuages (H2O) sont d’importants absorbeurs et émetteurs de radiations infrarouges.
L’effet de serre est directement lié à l’absorption et à l’émission. Certains composants chimiques de l’atmosphère absorbent et émettent des radiations infrarouges, mais n’interagissent pas avec la lumière visible. Des exemples communs de ces composants sont le dioxyde de carbone ou l’eau, S’il y a trop de ces gaz a effet de serre, la lumière du soleil chauffe la surface de la Terre, mais les gaz bloquent les radiations infrarouges lors de leur renvoi vers l’espace. Ce déséquilibre fait que la Terre se réchauffe, entrainant ainsi des chamgement du climat
Circulation
La circulation atmosphérique est le mouvement à grande échelle de l’air, et est le moyen (combiné aux courants marins)qui permet de redistribuer la chaleur sur la surface de la Terre.
La structure de la circulation atmosphérique varie d’année en année, mais la structure de base reste assez constante.
Phénomènes optiques
La composition de l’atmosphère terrestre la rend relativement transparente aux rayonnement électromagnétiques dans le domaine du spectre visible. Elle est cependant relativement opaque aux rayonnements infrarouges émis par le sol, ce qui est à l’origine de l’effet de serre. Il s’y produit aussi différents phénomènes optiques causés par des variations continues ou non de lindice de réfraction du milieu de propagation des ondes électromagnétiques.
Parmi ces phénomènes, les plus notables sont les arcs-en-ciel et les mirages.
La couleur du ciel diurne quant à elle, est due à la variation de la diffusion du rayonnement solaire en fonction de la longueur d’onde, Des couleurs inhabituelles s’observent cependant lors de aurores polaires (aurores boréales ou australes), qui résultent de l’interaction entre les particules du vent solaire et la haute atmosphère.
Un modèle conceptuel du développement en 3 dimensions d’une décharge dans un nuage d’orage a été réalisé en 2004 dans le cadre d’une thèse. Ce modèle permettra de réaliser des évaluations du rayonnement électromagnétique des décharges.