L'atmosphère et l'océan : composition et structure verticale

Résumé en cinq points

Notions et mécanismes

Composition de l'atmosphère

L'air sec est composé à environ 78 pour cent de diazote et 21 pour cent de dioxygène en fraction volumique. L'argon représente environ 0,9 pour cent. Le dioxyde de carbone est un constituant minoritaire, de l'ordre de 400 parties par million, mais sa teneur augmente et son rôle climatique est majeur. Le méthane est présent à l'état de traces, de l'ordre de deux parties par million.

À cet air sec s'ajoute la vapeur d'eau, dont la teneur est très variable, de presque zéro dans l'air polaire à plusieurs pour cent dans l'air tropical humide. Cette variabilité est importante, car la vapeur d'eau transporte de l'énergie sous forme latente et constitue le principal gaz à effet de serre naturel.

L'ozone est un constituant très minoritaire, mais concentré dans la stratosphère où il joue un rôle déterminant.

La composition de l'air en constituants majeurs est homogène jusqu'à des altitudes élevées, grâce au brassage permanent. Ce sont donc la pression et la température, et non la composition, qui structurent verticalement l'atmosphère.

Pression, densité et altitude

La pression atmosphérique au niveau de la mer vaut environ 1013 hectopascals. Elle correspond au poids de la colonne d'air située au-dessus.

Pression et masse volumique décroissent avec l'altitude, et cette décroissance est rapide. L'ordre de grandeur à retenir est que la pression est divisée par deux tous les cinq kilomètres et demi environ. Il en résulte que la moitié de la masse de l'atmosphère se trouve sous cinq kilomètres et demi, et près de 80 pour cent dans la troposphère seule.

La troposphère

La troposphère est la couche située au contact de la surface. Son épaisseur varie avec la latitude, de l'ordre de huit kilomètres aux pôles et de seize à dix-huit kilomètres à l'équateur, en moyenne une douzaine de kilomètres.

Elle se caractérise par une température qui diminue avec l'altitude, avec un gradient moyen de l'ordre de 6,5 degrés par kilomètre. La température au sommet de la troposphère est donc très basse, de l'ordre de moins 55 degrés Celsius en moyenne.

L'explication tient au mode de chauffage. L'atmosphère est très peu chauffée directement par le rayonnement solaire, qui la traverse en grande partie. C'est la surface, sol ou océan, qui absorbe ce rayonnement, s'échauffe et réchauffe l'air à son contact, par conduction, par convection et par rayonnement infrarouge. La source de chaleur est donc en bas, ce qui impose une décroissance de la température vers le haut.

La troposphère contient la quasi-totalité de la vapeur d'eau et des nuages. C'est le siège des phénomènes météorologiques et des mouvements convectifs. La limite supérieure est la tropopause, caractérisée par l'annulation du gradient thermique.

La stratosphère et le rôle de l'ozone

La stratosphère s'étend de la tropopause jusqu'à une cinquantaine de kilomètres d'altitude, où se trouve la stratopause.

Sa caractéristique est inverse de celle de la troposphère. La température y augmente avec l'altitude, pour atteindre une valeur voisine de zéro degré Celsius à la stratopause. C'est ce maximum thermique que le programme demande de relier aux propriétés d'absorption de l'ozone.

Le raisonnement se conduit en trois temps.

Premier temps, la formation de l'ozone. Le rayonnement ultraviolet de courte longueur d'onde dissocie des molécules de dioxygène en atomes d'oxygène. Ces atomes se combinent à d'autres molécules de dioxygène pour former de l'ozone. L'ozone est donc produit en altitude, là où ce rayonnement est encore disponible.

Deuxième temps, l'absorption. L'ozone absorbe très efficacement le rayonnement ultraviolet dans une gamme de longueurs d'onde que le dioxygène n'absorbe pas. Cette absorption dissocie la molécule d'ozone, qui se reforme ensuite. Le bilan de ce cycle est une conversion de l'énergie du rayonnement ultraviolet en agitation thermique, c'est-à-dire un chauffage de la stratosphère.

Troisième temps, la localisation du maximum. Le maximum de concentration en ozone se situe vers vingt à trente kilomètres d'altitude, alors que le maximum de température se situe plus haut, à la stratopause. Ce décalage s'explique parce que le rayonnement ultraviolet arrive par le haut et est absorbé d'abord dans les couches supérieures, et parce que l'air y est beaucoup moins dense, si bien qu'une même quantité d'énergie absorbée y produit une élévation de température plus forte.

La conséquence de cette inversion de gradient est majeure. Une couche dont la température augmente avec l'altitude est très stable, les mouvements verticaux y sont freinés. La stratosphère est donc stratifiée en couches peu mélangées, d'où son nom, ce qui explique aussi que les nuages et la météorologie restent confinés en dessous.

La conséquence biologique est tout aussi importante. En absorbant les ultraviolets les plus énergétiques, l'ozone stratosphérique protège les êtres vivants de la surface de rayonnements qui endommagent l'ADN.

Stabilité d'une couche fluide

Le critère de stabilité s'énonce simplement. Une stratification est stable quand la densité augmente vers le bas, c'est-à-dire quand le fluide le plus dense est déjà en position basse. Elle est instable dans le cas contraire, et des mouvements de convection se déclenchent, qui transportent l'énergie vers le haut.

Pour l'air, ce raisonnement doit tenir compte de la détente. Une parcelle d'air qui monte rencontre une pression plus faible, se détend, et se refroidit de ce seul fait, sans échange de chaleur avec l'extérieur. Si, après ce refroidissement, elle reste plus froide et donc plus dense que l'air qui l'entoure, elle redescend, la situation est stable. Si elle demeure plus chaude et moins dense, elle continue de monter, la situation est instable. Tout dépend donc de la comparaison entre le refroidissement subi par la parcelle et le profil thermique réel de l'atmosphère.

Une inversion thermique est une situation où la température augmente avec l'altitude dans la basse troposphère. Elle se forme typiquement par nuit claire et calme. Le sol se refroidit par rayonnement infrarouge et refroidit à son tour l'air à son contact. L'air proche du sol devient alors plus froid et plus dense que l'air situé juste au-dessus. La couche est très stable, les mouvements verticaux sont bloqués. Les conséquences observables sont la formation de brouillard et l'accumulation des polluants près du sol, jusqu'à ce que le réchauffement diurne détruise l'inversion.

La formation d'un nuage illustre le cas inverse. Une parcelle d'air humide s'élève, par convection thermique ou par soulèvement sur un relief. Elle se détend et se refroidit. La quantité maximale de vapeur d'eau que peut contenir l'air diminue quand la température baisse. À une certaine altitude, la saturation est atteinte et la vapeur se condense en fines gouttelettes autour de noyaux de condensation. La base du nuage marque ce niveau. La condensation libère de la chaleur latente, ce qui ralentit le refroidissement de la parcelle et favorise la poursuite de son ascension, d'où le développement vertical des nuages convectifs.

Structure verticale de l'océan

L'océan est également stratifié, selon la densité de l'eau de mer. Cette densité augmente quand la salinité augmente et quand la température diminue. Ces deux paramètres sont donc à examiner conjointement.

La salinité moyenne de l'eau de mer est d'environ 35 grammes de sels dissous par kilogramme d'eau. Elle varie typiquement entre 33 et 37, l'évaporation l'augmentant, les précipitations et les apports fluviaux la diminuant.

Le programme retient trois couches.

La couche de mélange est la couche superficielle, dont l'épaisseur va de quelques dizaines à quelques centaines de mètres selon la saison et la latitude. Elle est homogène en température et en salinité, car elle est brassée en permanence par le vent, les vagues et le mélange turbulent. C'est la couche éclairée, où se fait la production primaire.

La thermocline est la couche de transition, située typiquement entre quelques centaines et un millier de mètres. La température y chute rapidement avec la profondeur. La densité y augmente donc fortement, ce qui en fait une couche très stable, difficile à traverser par les mouvements verticaux. On parle aussi de pycnocline pour désigner ce gradient de densité. Une thermocline saisonnière peut se superposer, en été, à la thermocline permanente.

L'océan profond représente la plus grande partie du volume océanique. Il est froid, de l'ordre de deux à quatre degrés Celsius, sombre et beaucoup plus homogène.

La stratification océanique a une conséquence écologique de premier plan. Les éléments nutritifs libérés par la minéralisation de la matière organique s'accumulent en profondeur, alors que la lumière n'est disponible qu'en surface. La pycnocline limite le transfert vertical entre les deux. La production primaire de surface est donc limitée par les nutriments partout où la stratification est forte et permanente, ce qui explique la faible productivité des zones tropicales du large et, à l'inverse, la richesse des zones de remontée d'eau profonde.

Origine biologique du dioxygène et du méthane

Le dioxygène atmosphérique est d'origine biologique. Il provient de la photosynthèse oxygénique, au cours de laquelle l'eau est oxydée et le dioxygène libéré. L'atmosphère primitive de la Terre en était dépourvue. L'apparition de la photosynthèse oxygénique chez des procaryotes, puis chez des Eucaryotes photosynthétiques, a produit du dioxygène qui a d'abord été consommé par l'oxydation de composés réduits présents dans les océans et à la surface, notamment le fer dissous. Ce n'est qu'une fois ces puits saturés que le dioxygène s'est accumulé dans l'atmosphère, il y a environ deux milliards et demi d'années. Les formations de fer rubané présentes dans les séries sédimentaires anciennes sont un des témoins de cette période.

L'ozone stratosphérique est un produit indirect de cette histoire, puisqu'il se forme à partir du dioxygène.

Le méthane atmosphérique est également en grande partie d'origine biologique. Il est produit par des micro-organismes méthanogènes vivant en conditions anoxiques, dans les sédiments, les zones humides, les sols gorgés d'eau et le tube digestif de certains animaux. Le programme précise que le détail de cette origine n'est pas attendu. Il faut retenir le lien avec les milieux privés de dioxygène, et le fait que les activités humaines, rizières, élevage de ruminants, décharges, en augmentent fortement les émissions.

Exemples et objets de référence

Le profil thermique vertical de l'atmosphère est le document de référence. Il se décrit ainsi. En abscisse la température, en ordonnée l'altitude. De zéro à environ douze kilomètres, la courbe part d'environ quinze degrés Celsius au sol et décroît régulièrement jusqu'à environ moins 55 degrés à la tropopause. De douze à cinquante kilomètres, elle croît à nouveau jusqu'à une valeur voisine de zéro degré à la stratopause. Il faut savoir placer ces deux discontinuités de gradient et les nommer.

Le profil de concentration en ozone se superpose à ce graphe, avec un maximum vers vingt à trente kilomètres. Le décalage entre ce maximum et celui de la température est le point que l'on demande d'expliquer.

Le profil thermique vertical de l'océan est le second document de référence. En abscisse la température, en ordonnée la profondeur orientée vers le bas. On lit une couche superficielle isotherme, un fort gradient dans la thermocline, puis une zone profonde froide et quasi isotherme. Un profil de salinité ou de densité se lit de la même façon.

Ordres de grandeur à retenir. Épaisseur moyenne de la troposphère, une douzaine de kilomètres. Gradient thermique troposphérique, 6,5 degrés par kilomètre. Altitude de la stratopause, environ cinquante kilomètres. Pression au niveau de la mer, 1013 hectopascals. Salinité moyenne océanique, 35 grammes par kilogramme. Température de l'océan profond, deux à quatre degrés Celsius. Profondeur moyenne des océans, environ 3 800 mètres.

Comparaison utile. L'océan contient bien plus d'énergie thermique que l'atmosphère à volume égal et réagit beaucoup plus lentement, ce qui sera réinvesti dans l'étude des circulations et du climat.

Méthodes et savoir-faire

Exploiter des données révélant la stratification. Le réflexe est de tracer ou de lire un profil vertical. On identifie d'abord les couches homogènes, puis les zones de fort gradient qui les séparent, puis on nomme ces limites. On raisonne ensuite sur la densité, qui n'est jamais donnée directement mais se déduit de la température et, pour l'océan, de la salinité.

Discuter la stabilité d'une couche. La démarche consiste à comparer la densité d'une parcelle déplacée à celle de son environnement à la nouvelle position. On conclut à la stabilité si la parcelle tend à revenir, à l'instabilité si elle tend à poursuivre son mouvement. Un gradient de température qui augmente avec l'altitude dans l'atmosphère, ou un gradient de densité qui augmente avec la profondeur dans l'océan, sont des indicateurs de forte stabilité.

Relier absorption et température. Devant un spectre d'absorption, le raisonnement attendu identifie la gamme de longueurs d'onde absorbée par le constituant, vérifie que le rayonnement correspondant est présent à l'altitude considérée, et conclut que l'énergie absorbée est convertie en chaleur.

Exploiter un profil océanique pour conclure en biologie. On croise le profil physique avec un profil de chlorophylle, de nutriments ou de dioxygène. La lecture attendue est que la production primaire est confinée à la couche éclairée et que la minéralisation, consommatrice de dioxygène, se fait plus bas.

Argumenter l'origine biologique d'un gaz. L'argumentation combine deux types de données. Des données actuelles, en identifiant les organismes producteurs et les conditions de production. Des données de l'enregistrement géologique, en montrant la coïncidence entre l'apparition d'organismes et la modification de la composition de l'atmosphère.

Ce qu'il faut savoir mobiliser en colle et à l'écrit

• Refaire de mémoire le profil thermique de l'atmosphère jusqu'à cinquante kilomètres, avec tropopause et stratopause placées et nommées.
• Expliquer pourquoi la température décroît dans la troposphère, en s'appuyant sur la position de la source de chaleur à la surface.
• Relier le maximum thermique de la stratosphère à l'absorption du rayonnement ultraviolet par l'ozone, et justifier le décalage avec le maximum de concentration en ozone.
• Refaire le profil vertical de l'océan avec couche de mélange, thermocline et océan profond, et indiquer les ordres de grandeur de profondeur et de température.
• Énoncer le critère de stabilité d'une stratification et l'appliquer à un exemple, inversion thermique, formation de nuage ou colonne d'eau.
• Expliquer l'origine biologique du dioxygène atmosphérique en incluant l'étape de consommation par les puits avant accumulation.
• Relier la stratification océanique à la limitation de la production primaire par les nutriments.
• Piège fréquent, dire que la stratosphère est chaude parce qu'elle est plus proche du Soleil. Autre piège, confondre ozone stratosphérique protecteur et ozone troposphérique polluant.

Notions et mécanismes clés

• Enveloppe fluide stratifiée : milieu dont les propriétés varient surtout selon la verticale. Les couches les moins denses sont au-dessus, comme pour la croûte, le manteau et le noyau.
• Partie par million : 400 ppm signifie 400 molécules de dioxyde de carbone pour un million de molécules d'air, soit 0,04 pour cent.
• Masse volumique de l'air : elle augmente avec la pression et diminue quand la température augmente. La vapeur d'eau est plus légère que l'air sec. À même température et même pression, l'air humide est donc moins dense que l'air sec.
• Masse volumique de l'eau de mer : environ 1 025 kilogrammes par mètre cube en surface. Elle augmente quand la salinité augmente et quand la température baisse. L'eau est très peu compressible, ce qui la distingue de l'air.
• Taux de décroissance thermique : baisse de la température par kilomètre d'élévation. Il est positif dans la troposphère et négatif dans la stratosphère comme dans une inversion.
• Tropopause et stratopause : niveaux où le gradient thermique s'annule puis change de signe. On les repère par un changement de pente du profil, et non par une valeur de température.
• Détente adiabatique : une parcelle qui monte se refroidit sans échanger de chaleur. Le refroidissement est de l'ordre de 10 degrés par kilomètre pour de l'air non saturé. Il est nettement plus faible pour de l'air saturé, souvent 5 à 6 degrés par kilomètre. La justification relève de la physique. En SVT, ces valeurs servent d'ordres de grandeur.
• Stabilité statique : une parcelle écartée de sa position y revient si elle est plus dense que son nouvel environnement après une montée, ou moins dense après une descente.
• Inversion thermique : couche où la température augmente avec l'altitude. C'est la situation stable par excellence.
• Point de rosée : température en dessous de laquelle la vapeur contenue dans l'air commence à condenser.
• Chaleur latente : énergie prélevée lors de l'évaporation et restituée lors de la condensation.
• Ozone stratosphérique : il se forme après la photodissociation du dioxygène par les ultraviolets les plus courts. Il absorbe fortement les ultraviolets situés environ entre 200 et 310 nanomètres.
• Halocline et pycnocline : zones de fort gradient de salinité et de densité. Aux basses latitudes, elles coïncident en grande partie avec la thermocline.
• Zone photique : couche où la lumière permet une photosynthèse nette. Elle mesure de l'ordre de la centaine de mètres en eau claire.
• Remontée d'eau profonde : ascension d'eau froide et riche en nutriments le long de certaines côtes, entretenue par le vent.
• Photosynthèse oxygénique : oxydation de l'eau par des organismes chlorophylliens, avec libération de dioxygène. C'est la seule source significative de dioxygène libre à l'échelle des temps géologiques.
• Puits réducteurs : fer ferreux dissous, sulfures, gaz volcaniques réduits. Ils consomment le dioxygène avant son accumulation.
• Méthanogenèse : production de méthane par des Archées en milieu anoxique. Le détail métabolique n'est pas au programme.

Chaînes de raisonnement

Du mode de chauffage au profil troposphérique. L'air est presque transparent au rayonnement solaire visible. C'est la surface qui l'absorbe et qui chauffe l'air par le bas. Avec une source chaude en bas et un air qui se refroidit en se détendant quand il monte, la température décroît avec l'altitude. Quand le sol chauffe fortement, l'air du bas devient plus léger que celui du dessus et monte, d'où la convection et la météorologie.

De l'ozone à l'inversion stratosphérique. Les ultraviolets les plus courts dissocient le dioxygène, ce qui permet la formation d'ozone en altitude. L'ozone absorbe à son tour des ultraviolets que le dioxygène laisse passer, et cette énergie finit en agitation thermique. La stratosphère est donc chauffée par le haut. Sa température croît avec l'altitude, et cette inversion la rend très stable.

De la tropopause au confinement de la météorologie. Une parcelle troposphérique qui atteint la tropopause arrive dans un air plus chaud qu'elle. Elle est donc plus dense que son environnement et cesse de monter. Le sommet des cumulonimbus s'étale alors en enclume sous la tropopause. À l'inverse, ce qui parvient dans la stratosphère y séjourne longtemps, faute de pluie et de mélange vertical.

De la stratification océanique à la pauvreté des eaux du large. Aux basses latitudes, une surface chauffée toute l'année surmonte une eau froide, et la thermocline permanente est très marquée. Les nutriments recyclés par la minéralisation restent sous la pycnocline, alors que la lumière n'est disponible qu'au-dessus. Le phytoplancton de surface manque d'azote et de phosphore, et les grands gyres tropicaux sont des déserts océaniques.

Du cycle saisonnier à l'efflorescence printanière des mers tempérées. En hiver, le refroidissement de la surface et les tempêtes détruisent la stratification. La couche de mélange s'approfondit et remonte les nutriments, mais la lumière manque et le phytoplancton est entraîné hors de la zone éclairée. Au printemps, l'éclairement augmente et une thermocline saisonnière se forme. Elle maintient le phytoplancton dans une eau éclairée et riche en nutriments, d'où l'efflorescence. En été, la stratification empêche la recharge et les nutriments s'épuisent.

De la photosynthèse à la couche d'ozone. Le dioxygène produit par la photosynthèse oxygénique est d'abord consommé par l'oxydation du fer dissous et des autres composés réduits. Une fois ces puits saturés, il s'accumule dans l'atmosphère et alimente la formation d'ozone. L'écran contre les ultraviolets est donc une conséquence indirecte de l'activité du vivant.

De l'anoxie au méthane. Là où le dioxygène manque, la matière organique est dégradée par des fermentations. C'est le cas dans les sédiments, les zones humides, les rizières et la panse des ruminants. Certains produits de ces fermentations sont convertis en méthane par des Archées méthanogènes. En étendant ces milieux, les activités humaines augmentent la teneur atmosphérique en méthane.

Du principe de densité au parallèle avec la Terre solide. Dans toute enveloppe, une couche dense placée au-dessus d'une couche légère est instable et tend à se retourner par convection. L'état d'équilibre range les couches par densité croissante vers le bas. Seules changent d'une enveloppe à l'autre les grandeurs qui contrôlent la densité et les échelles de temps, de l'heure pour l'air aux millions d'années pour le manteau.

Exemples et références à connaître

1. Profil de référence de l'atmosphère : environ 15 °C au sol, environ moins 56 °C vers 11 kilomètres, voisin de 0 °C vers 50 kilomètres. La pression vaut 1 013 hectopascals au niveau de la mer et environ 500 hectopascals vers 5,5 kilomètres. Ce sont les nombres qu'on écrit sur le graphe tracé au tableau.
2. La tropopause la plus froide se trouve au-dessus de l'équateur, vers moins 75 à moins 80 °C, car elle y est plus haute. Au-dessus des pôles, elle est plus basse et moins froide. Ce contre-exemple montre que la température dépend de l'altitude de la tropopause et pas seulement de la latitude.
3. Colonne d'ozone : environ 300 unités Dobson. Ramené aux conditions du sol, tout l'ozone de la colonne formerait une couche d'environ 3 millimètres. C'est une quantité infime pour un rôle majeur.
4. Trou d'ozone antarctique : il est lié à la destruction catalytique de l'ozone par des composés chlorés d'origine industrielle, et encadré par le protocole de Montréal. C'est la référence pour distinguer la destruction de l'ozone stratosphérique et l'effet de serre, deux problèmes différents.
5. Éruption du Pinatubo, en 1991 : des aérosols soufrés injectés dans la stratosphère y ont persisté de l'ordre de deux ans. La surface s'est refroidie d'environ un demi-degré en moyenne. Cette éruption illustre la stabilité stratosphérique.
6. Profil océanique tropical et profil polaire : sous les tropiques, la surface est à 25 à 28 °C, une thermocline marquée descend vers 1 000 mètres et le fond est à 2 à 4 °C. Aux hautes latitudes, la surface est déjà froide et la thermocline presque absente. La stratification y est portée par la salinité, ou disparaît là où se forment les eaux profondes, comme en mer du Labrador ou en mer de Weddell.
7. Maximum profond de chlorophylle : dans les gyres tropicaux, le pic de chlorophylle se situe à la base de la zone éclairée, vers 80 à 150 mètres, là où la lumière résiduelle rencontre les nutriments du haut de la nutricline. Plus bas, vers quelques centaines de mètres à un millier de mètres, une zone de minimum de dioxygène traduit la minéralisation.
8. Zones de remontée d'eau : Pérou, Benguela, Californie, côte mauritanienne. Elles couvrent une faible fraction de la surface océanique mais fournissent une part importante des captures de pêche.
9. Témoins de l'oxygénation : les formations de fer rubané abondent vers 2,5 milliards d'années puis deviennent rares après environ 1,8 milliard d'années. Avant 2,3 milliards d'années, on trouve des grains détritiques de pyrite et d'uraninite, instables en présence de dioxygène. Après, apparaissent des sols fossiles et des couches continentales rouges, riches en fer oxydé. Ces arguments concordent.
10. Méthane : environ 1,9 ppm aujourd'hui, contre environ 0,7 ppm avant l'ère industrielle d'après les bulles d'air piégées dans les glaces. La teneur a donc plus que doublé.

Techniques

Lire un profil vertical

Réflexe en quatre temps. Orientez l'axe vertical : altitude vers le haut pour l'air, profondeur vers le bas pour l'océan. Repérez les segments de pente homogène. Nommez les limites où la pente change. Traduisez enfin la température, et la salinité pour l'océan, en densité.

Mini-exemple. Un profil océanique donne 26 °C de 0 à 60 mètres, 10 °C à 500 mètres, 5 °C à 800 mètres et 4 °C à 1 500 mètres. On lit une couche de mélange de 60 mètres. La température chute ensuite de 21 °C entre 60 et 800 mètres : c'est la thermocline. Elle ne baisse plus que de 1 °C entre 800 et 1 500 mètres : c'est l'océan profond quasi isotherme. La densité croît fortement dans la thermocline, qui est la couche la plus stable.

Discuter la stabilité avec une parcelle

Déplacez une parcelle fictive vers le haut. Calculez sa température à la nouvelle altitude avec le refroidissement par détente. Comparez-la à celle de l'environnement. Concluez par la densité.

Mini-exemple. L'air au sol est à 20 °C et l'environnement se refroidit de 6,5 degrés par kilomètre. Une parcelle non saturée soulevée d'un kilomètre arrive à 10 °C, alors que l'environnement est à 13,5 °C. Elle est plus froide, donc plus dense, et redescend : la situation est stable. Si l'air proche d'un sol surchauffé se refroidit de 12 degrés par kilomètre, l'environnement est à 8 °C, la parcelle est plus chaude et continue de monter : la situation est instable.

Exploiter un spectre d'absorption

Superposez trois informations : le spectre du rayonnement solaire incident, le spectre d'absorption du gaz, et la variation du rayonnement avec l'altitude. Une bande absorbée n'échauffe une couche que si le rayonnement correspondant y arrive encore.

Mini-exemple. Les ultraviolets de 250 nanomètres sont présents au sommet de l'atmosphère mais absents au sol. Le dioxygène les absorbe peu, l'ozone fortement. On en déduit que l'ozone les arrête en altitude et que cette énergie chauffe la stratosphère.

Construire un schéma bilan de la colonne d'eau

Dessinez trois bandes superposées, avec la lumière qui entre par le haut. Placez la production primaire en surface, une flèche de matière organique qui chute, la minéralisation en profondeur avec consommation de dioxygène, et une flèche de nutriments qui remonte, barrée au niveau de la pycnocline. Ajoutez en marge le vent, facteur de mélange. Chaque flèche porte un nom de matière.

Argumenter une origine biologique

Deux familles de preuves sont attendues. Dans l'actuel : organismes producteurs identifiés, conditions de production, mesure du flux. Dans l'enregistrement géologique : coïncidence dans le temps entre l'apparition des producteurs et la modification de l'atmosphère, confirmée par des témoins minéraux indépendants.

Bâtir un plan de synthèse

Allez de la description au mécanisme, puis à la conséquence. Une partie décrit la structure à partir d'un profil. Une partie l'explique par la densité et par la source d'énergie. Une partie en tire les conséquences sur la stabilité et sur le vivant. Évitez le plan « atmosphère puis océan », qui juxtapose au lieu de comparer.

Sujets classiques traités

Choisis ton niveau. Difficulté indicative ; les exercices qui se suivent restent dans l'ordre.

Erreurs fréquentes