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L'atmosphère de la Terre
Structure et Ă©volution
L'air que nous respirons, principalement composĂ© d'un mĂ©lange d'azote et d'oxygène, forme une couche fluide qui enveloppe la planète entière et qui qui continue d'exister en altitude, en se rarĂ©fiant Ă  mesure que l'on s'Ă©lève. L'ensemble de cette couche gazeuse constitue l'atmosphère terrestre. L'atmosphère pèse sur la surface de la Terre sous la force de la gravitĂ© : elle exerce une pression au niveau de la mer que les scientifiques dĂ©finissent comme 1 bar (un terme qui vient de la mĂŞme racine que le baromètre, un instrument utilisĂ© pour mesurer la pression atmosphĂ©rique). Une bar de pression signifie que chaque centimètre carrĂ© de la surface de la Terre supporte un poids Ă©quivalent Ă  1,03 kilogramme. La masse totale de l'atmosphère terrestre est d'environ 5 x 1018 kilogrammes. Cela semble Ă©norme, mais ce n'est que le millionième de la masse totale de la Terre. 
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L'atmosphčre de la Terre vue depuis l'espace.
L'atmosphère de la Terre vue depuis l'espace.
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Caractéristiques générales de l'atmosphère terrestre
Pression Ă  la surface (millibars)
1013
Densité à la surface (kg/m3)
1,217
Poids moléculaire (g/mole)
28,97
Echelle de hauteur (km)
8,5
Température moyenne (K)
288
Amplitude diurne (K)
283 Ă  293
Vitesse des vents Ă  la surface (m/s)
0 Ă  100
Principaux constituants (en volume)
Azote (N2)
78,084%
Oxygène (O2)
20,946%
Autres constituants
Argon (Ar)
9340 ppm
Dioxyde de carbone (CO2)
350 ppm
NĂ©on (Ne)
18,18 ppm
HĂ©lium (He)
5,24 ppm
MĂ©thane (CH4)
1,7 ppm
Krypton (Kr)
1,14 ppm
Hydrogène (H2)
0,55 ppm
Eau (H2O)
~1% (variable)

De quoi l'atmosphère a l'air

Structure de l'atmosphère.
En fonction de l'altitude, on distingue dans l'atmosphère, plusieurs rĂ©gions de densitĂ© et de tempĂ©rature diffĂ©rentes :  la troposphère, la stratosphère,  la mĂ©sosphère, la thermosphère et  l'exosphère. 

La troposphère. 
La couche la plus basse est la troposphère.  C'est elle qui est le siège des phĂ©nomènes mĂ©tĂ©orologiques (vents, prĂ©cipitations, nuages, etc.).  Elle s'Ă©tend du niveau du sol et de la mer jusqu'Ă  Ă  une altitude d'une dizaine de kilomètres. C'est l'altitude Ă  laquelle volent les avions de ligne. En fait, son Ă©paisseur est variable selon la latitude : elle atteint un peu plus d'une quinzaine de kilomètres Ă  l'Ă©quateur et elle est moitiĂ© moins Ă©paisse aux pĂ´les. La troposphère referme les trois quarts de la masse de l'atmosphère. La tempĂ©rature de la troposphère diminue avec l'altitude : elle est Ă  sa base en moyenne de 15°C, et tombe Ă  -50 °C Ă  son sommet, appelĂ© la tropopause.

La gravitĂ©, combinĂ©e Ă  la compressibilitĂ© de l'air, fait chuter la densitĂ© de l'atmosphère de façon exponentielle avec l'altitude, de sorte que la troposphère terrestre contient 80% de la masse de l'atmosphère et la plupart de la vapeur d'eau , et par consĂ©quent la plupart des nuages. Ă€ l'intĂ©rieur de cette rĂ©gion, de grands mouvements de convection ont lieu : en basse altitude, l'air chauffĂ© par la surface monte; en altitude, il se refroidit et redescend. Cette circulation gĂ©nère des nuages, des prĂ©cipitations et du vent. 

La stratosphère. 
Par comparaison avec la troposphère, la stratosphère est un couche calme. La persistance de couches minces d'aĂ©rosol et le sĂ©jour de longue durĂ©e de certains radio-nuclĂ©ides issus des explosions nuclĂ©aires atmosphĂ©riques entre 1945 et 1996 sont des tĂ©moins directs directe de l'absence de mĂ©lange dans cette rĂ©gion de l'atmosphère. 

La stratosphère s'Ă©tend au dessus de la troposphère jusqu'Ă  une altitude d'environ 50 km  au-dessus du niveau de la mer. La baisse presque adiabatique de la tempĂ©rature avec l'altitude dans la troposphère terrestre laisse place ici Ă  une augmentation de la tempĂ©rature avec l'altitude. La tempĂ©rature est de -3 °C au sommet de la stratosphère (stratopause). 

La source de chauffage dans la stratosphère terrestre est la photochimie de l'ozone ou trioxygène (O3), qui culmine Ă  environ 25 km. L'ozone absorbe la lumière ultraviolette (UV) et en dessous d'environ 75 km, presque tout ce rayonnement est converti en Ă©nergie thermique. L'ozone est produit principalement au-dessus de l'Ă©quateur, mais ses plus grandes concentrations se trouvent au-dessus des pĂ´les, ce qui signifie que pour le budget de l'ozone la dynamique est aussi importante que la chimie. 

Dans la troposphère, la vapeur d'eau, qui représente jusqu'à 1% environ de l'air, varie spatialement et diminue en effet rapidement avec l'altitude. Le rapport de mélange de la vapeur d'eau dans la stratosphère et au-dessus est inférieur de près de 4 ordres de grandeur à celui de la troposphère inférieure tropicale. Des nuages peuvent cependant se former dans la stratosphère (voire dans la mésosphère), au-dessus des pôles.
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Structure verticale de l'atmosphčre terrestre.
Structure verticale de l'atmosphère terrestre. Dans la haute ionosphère, le rayonnement ultraviolet du soleil peut retirer les électrons de leurs atomes, laissant l'atmosphère ionisée. La ligne rouge incurvée indique la température (voir l'échelle sur l'axe des x).. (Source : Openstax).

La mésosphère.
C'est une couche de l'atmosphère qui s'Ă©tend jusqu'Ă  environ 80 km d'altitude (mĂ©sopause) . Les tempĂ©ratures baissent de nouveau, mais plus lentement que dans la troposphère. C'est au niveau de la mĂ©sopause que sont atteintes les tempĂ©ratures les plus basses, environ -130 °C. Cette chute s'explique parce que dans la mĂ©sosphère  il y a moins de chauffage par l'ozone et l'Ă©mission dans l'espace par le dioxyde de carbone est un mĂ©canisme de refroidissement efficace. Cette couche peut d'ailleurs ĂŞtre considĂ©rĂ©e comme marquant la transition entre ce qui constitue l'essentiel de l'atmosphère terrestre et ce qu'il est convenu d'appeler l'espace. C'est au niveau de la mĂ©sosphère qu'Ă  cause de la friction avec les molĂ©cules atmosphĂ©riques, les mĂ©tĂ©oroĂŻdes rencontrant la Terre subissent un Ă©chauffement tel qu'ils deviennent lumineux pour donner lieu au phĂ©nomène des Ă©toiles filantes. La stratosphère et la mĂ©sosphère de la Terre sont souvent appelĂ©es collectivement l'atmosphère moyenne. Les couches qui se trouvent au-delĂ  de la mĂ©sosphère sont très peu denses.

La thermosphère. 
Il s'agit de la couche qui s'Ă©tend de 80 km Ă  500 ou 600 km au-dessus de la surface de la Terre. Comme c'est le cas pour l'ozone dans la stratosphère terrestre, au-dessus de la mĂ©sopause, l'oxygène atomique et molĂ©culaire absorbe fortement le rayonnement UV solaire et chauffe l'atmosphère. La tempĂ©rature augmente progressivement avec l'altitude, atteignant une valeur maximale de 1700 °C, mais cette valeur varie selon  l'activitĂ© solaire et peut ĂŞtre sensiblement infĂ©rieure. 

Tout comme dans la stratosphère, la thermosphère est stable au mĂ©lange vertical. Ă€ environ 120 km, la diffusion molĂ©culaire devient plus importante que le mĂ©lange turbulent, et cette altitude est appelĂ©e homopause (ou turbopause).  La diffusion molĂ©culaire dĂ©pend de la masse et chaque espèce chimique chute de façon exponentielle selon sa propre hauteur d'Ă©chelle, autrement dit la distance sur laquelle sa densitĂ© diminue d'un facteur e (= 2,718...), conduisant Ă  une diffĂ©rentiation Ă©lĂ©mentaire qui augmente l'abondance des espèces les plus lĂ©gères au sommet de l'atmosphère.

Ainsi, jusqu'à une altitude d'environ 80 km, l'atmosphère terrestre était composée, en volume, de 78% d'azote (N2), de 21% de dioxygène (O2), de 0,9% d'Argon (Ar) et de 0,002% de Néon (Ne); on y trouvait en outre des traces de dioxyde de carbone (CO2), de vapeur d'eau (H2O), de méthane (CH4) et de nombreux autres composés, ainsi que des quantités variables de particules de poussière et de gouttelettes d'eau en suspension dans l'air. Ce sont les proportions que l'on donne ordinairement pour la composition de l'air. Mais à partir de la thermosphère, la diffusion, la chimie et d'autres effets modifient considérablement la composition atmosphérique.

C'est dans la thermosphère que se forment les aurores polaires, nées des collision des particules du vent solaire avec les particules atmosphériques.

L'exosphère. 
Cette couche, située au-dessus de 500 ou 600 kilomètres est excessivement diluée. Sa densité, l'altitude de 5000 km est équivalente à celle du milieu interplanétaire. Il n'y plus lieu dès lors de parler d'atmosphère terrestre au-delà. À une altitude d'environ 500 km sur Terre, le libre parcours moyen entre les molécules croît pour être comparable à la hauteur de l'échelle de densité. Cela définit l'exobase, qui est le début de l'exosphère.

A ces hautes altitudes, la lumière du soleil peut retirer les électrons des constituants atmosphériques et former une réserve d'ions. Ces ions interagissent avec le champ magnétique planétaire et avec le vent solaire pour former une ionosphère. Sur Terre, la plupart des ions proviennent de l'oxygène moléculaire et de l'azote, tandis que sur Mars et Vénus, la plupart des ions proviennent du dioxyde de carbone. En raison de la chimie, cependant, les atomes et molécules d'oxygène ionisé sont l'ion le plus abondant pour les trois atmosphères.

L'évaporation de l'atmosphère.
Ă€ des altitudes supĂ©rieures Ă  100 kilomètres, l'atmosphère est si mince que les satellites en orbite peuvent la parcourir avec très peu de friction. 

Ă€ ces altitudes, des atomes et les molĂ©cules peuvent posseder des Ă©nergies cinĂ©tiques qui les rendent capable de s'Ă©chapper complètement du champ gravitationnel de la Terre. Notre planète connaĂ®t ainsi une perte très lente mais continue de son atmosphère, en particulier des atomes lĂ©gers, qui se dĂ©placent plus rapidement que les atomes lourds. L'atmosphère terrestre ne peut pas, par exemple, empĂŞcher longtemps l'hydrogène ou Ă  l'hĂ©lium de s'Ă©chapper dans l'espace. 

La Terre n'est pas la seule planète Ă  subir une telle Ă©vaporation de son atmosphère. C'est ce phĂ©nomène, par exemple, qui est Ă  l'origine de la minceur de l'atmosphère de Mars. L'atmosphère sèche de VĂ©nus, quant Ă  elle, a Ă©voluĂ© ainsi parce qu'Ă  cause de sa proximitĂ© avec le Soleil, l'eau atmosphĂ©rique y a Ă©tĂ© dissociĂ©e et ses composants Ă©tant perdus dans l'espace. 

Deux processus sont suceptibles de fournir l'Ă©nergie cinĂ©tique nĂ©cessaire aux molĂ©cules pour atteindre la vitesse de libĂ©ration : les processus thermiques et les processus non-thermiques. 

MĂ©canismes thermiques.
A une tempĂ©rature donnĂ©e, la rĂ©partition des vitesses particules qui composent un gaz prend la forme d'une cloche relativement asymĂ©trique (loi de distribution de vitesses de Maxwell). Le sommet de cette cloche, qui correspond Ă  la vitesse moyenne, dĂ©finit la tempĂ©rature, mais il existe de part et d'autre des particules avec des vitesses diffĂ©rentes. Plus les vitesses sont importantes et moins il ya de particules concernĂ©es. Cependant quans la tempĂ©rature est suffisament Ă©lĂ©vĂ©e, comme c'est le cas dans la thermosphère, le nombre de particules atteignant la vitesse de libĂ©ration n'est pas nĂ©gligeable. A basse altitude, la densitĂ© de l'air empĂŞcherait une libĂ©ration effective, mais Ă  haute altitude, au niveau ou au-dessus de l'exobase, quand la vitesse de libĂ©ration d'une particule est atteinte, la particule a peu de chances d'entrer en collision avec une autre particule tant la densitĂ© de l'air est faible.  Il s'ensuit que rien ne s'oppose alors Ă  ce qu'elle Ă©chappe de la planète. 

MĂ©canismes non-thermiques.
L'Ă©nergie cinĂ©tique d'une molĂ©cule ou d'un atome peut tenir Ă  d'autres raisons que la tempĂ©rature du gaz dans lequel elle se trouve. Un important processus de libĂ©ration non thermique est ainsi la dissociation, Ă  la fois chimique et photochimique. L'Ă©nergie pour la dissociation chimique est l'Ă©nergie dĂ©gagĂ©e par une rĂ©action chimique, et pour la dissociation photochimique, c'est l'Ă©nergie excĂ©dentaire du photon ou de l'Ă©lectron incident, qui dote d'Ă©nergie cinĂ©tique la particule bombardĂ©e. 

Si un ion se forme très haut dans l'atmosphère, il peut ĂŞtre emportĂ© de l'atmosphère d'une planète par le vent solaire.  Mais d'autres non thermiques peuvent encore concerner les particules chargĂ©es Ă©lectriquement. Celles-ci sont normalement piĂ©gĂ©es par les champs magnĂ©tiques et ne s'Ă©chappent donc pas facilement. Cependant, un proton rapide peut entrer en collision avec un atome d'hydrogène lent et capturer l'Ă©lectron de l'atome d'hydrogène. Ce processus d'Ă©change de charge transforme le proton rapide en un atome d'hydrogène rapide qui est Ă©lectriquement neutre et peut donc s'Ă©chapper.

Le temps et le climat.
Toutes les planètes avec des atmosphères ont une mĂ©tĂ©orologie, c'est-Ă -dire une circulation Ă  la fois verticale et horizontale de l'atmosphère, qui reprĂ©sente la rĂ©ponse de ces atmosphères aux changements d'apports d'Ă©nergie du Soleil. L'Ă©nergie qui alimente l'alimente provient principalement de la lumière du soleil qui chauffe la surface. 

Le météorologie de la Terre.
Sur la Terre, les rayons du Soleil traversent l'atmosphère, rĂ©chauffant la surface du sol ou des ocĂ©ans et l'air au-dessus d'eux, provoquant  l'Ă©vaporation de l'eau, et le dĂ©placement de  masses d'air et d'eau liquide dans les ocĂ©ans. De ces dĂ©placements, qui ne concernent donc pas seulement l'atmosphère, mais aussi, en mĂŞme temps et de manière liĂ©e, l'hydrosphère (mers, ocĂ©ans, lacs) rĂ©sulte une variation permanente, très complexe, des conditions mĂ©tĂ©orologiques. 

La rotation de la planète, causant l'alternace du jour et de la nuit, et sa rĂ©volution  autour du Soleil, Ă  l'origine des changements saisonniers plus lents, provoquent des variations de la quantitĂ© de lumière solaire frappant diffĂ©rentes parties de la Terre. L'atmosphère, via les vents, et les ocĂ©ans, via les courants, redistribuent la chaleur des zones plus chaudes aux zones plus froides. 

Le climat de la Terre.
Le climat est un terme utilisĂ© pour dĂ©signer les conditions dans l'atmosphère qui durent des dĂ©cennies et des siècles. Les changements climatiques (par opposition aux variations alĂ©atoires des conditions mĂ©tĂ©orologiques d'une annĂ©e Ă  l'autre) sont souvent difficiles Ă  mettre en Ă©vidence sur de courtes pĂ©riodes, mais Ă  mesure qu'ils s'accumulent, leur effet peut ĂŞtre dĂ©vastateur. 

L'agriculture moderne est particulièrement sensible à la température et aux précipitations; par exemple, les calculs indiquent qu'une baisse de seulement 2 °C pendant la saison de croissance réduirait de moitié la production de blé en Amérique du Nord. À l'autre extrême, une augmentation de 2 °C de la température moyenne de la Terre suffirait à faire fondre de nombreux glaciers, dont une grande partie de la couverture de glace du Groenland, augmentant le niveau de la mer jusqu'à 10 mètres, inondant de nombreuses villes et ports côtiers et engloutissant de nombreuses petites îles.

Les changements les mieux documentés du climat de la Terre sont les grands âges glaciaires du Quaternaire, qui ont abaissé périodiquement la température de l'hémisphère Nord au cours des cinq derniers millions d'années. La dernière période glaciaire, qui s'est terminée il y a environ 14 000 ans, a duré environ 20 000 ans. À son apogée, la glace avait près de 2 kilomètres d'épaisseur au-dessus de Boston et s'étendait aussi au sud que New York. En Europe, les glaciers recouvraient la Scandinavie, les pays au Sud-Est de la mer Baltique et la presque totalité des Îles Britanniques. Ces périodes glaciaires étaient principalement le résultat de changements dans l'inclinaison de l'axe de rotation de la Terre, produits par les effets gravitationnels des autres planètes. Il semble aussi, qu'au moins une fois (et peut-être deux fois), il y a environ un milliard d'années, l'océan tout entier s'est gelé, une situation appelée Terre boule de neige.
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Glaciations dans l'hémisphčre boréal.
Extension maximale des glaciers au quaternaire. - Cette image générée par ordinateur montre les zones de l'hémisphère Nord couvertes de glaciers au cours des époques glaciaires passées. La zone noire indique la glaciation la plus récente (couverture par les glaciers), et la zone grise indique le niveau maximum de glaciation jamais atteint. (Crédit : Hannes Grobe / AWI).

L'Ă©volution chimique et le changement climatique

Plusieurs Ă©lĂ©ments montrent que la composition de l'atmosphère a changĂ© au cours de l'histoire de notre planète. On peut, par exemple, dĂ©duire la quantitĂ© d'oxygène atmosphĂ©rique, en Ă©tudiant la chimie des minĂ©raux qui se sont formĂ©s Ă  diffĂ©rentes Ă©poques. Aujourd'hui, nous voyons aussi que le CO2, le H2O, le dioxyde de soufre (SO2) et d'autres gaz sont libĂ©rĂ©s des profondeurs de la Terre par l'action des volcans. (Pour ce qui est du CO2, la principale source aujourd'hui en est la combustion de combustibles fossiles, qui libère cent fois plus de CO2 que les Ă©ruptions volcaniques). Une grande partie de ce gaz apparemment nouveau, cependant, est du matĂ©riel recyclĂ© qui a Ă©tĂ© subduit par la tectonique des plaques. Reste Ă  savoir quelle Ă©tait  l'atmosphère originale de notre planète et d'abord comment elle a pu se former.

L'origine de l'atmosphère et des océans.
On doit considérer ici l'autre élément fluide qui existe au dessus de la surface solide de la planète, l'hydrosphère. Au conditions changeantes qui ont régné sur la Terre depuis sa formation, l'eau n'a cessé s"apparaître dans des proportions très variables elles aussi soit sous forme de vapeur, dans l'atmosphère, soit principalement sous forme de liquide dans l'hydrosphère. Aussi , lorsqu'on s'interroge sur l'histoire et l'origine de l'atmosphère terrestre, faut-il aussi envisager celelles des océans.

Ceci posé, il existe trois possibilités pour expliquer l'origine de l'atmosphère et des océans de la Terre :

• 1) L'air de l'atmosphère et l'eau des ocĂ©ans auraient pu apparaĂ®tre en mĂŞme temps que le reste de la Terre, lors de son accrĂ©tion de matière Ă  partir des dĂ©bris laissĂ©s par la formation du Soleil; 

• 2) L'air de l'atmosphère et l'eau des ocĂ©ans auraient pu ĂŞtre libĂ©rĂ©es Ă  partir des roches des rĂ©gions internes de la planète par l'activitĂ© volcanique, après la formation de la Terre; 

• 3) L'air de l'atmosphère et l'eau des océans pourraient avoir été apportés sur notre planète à la faveur des impacts des comètes et des astéroïdes venus des parties extérieures du Système solaire

Aucune de ces hypothèses n'est exclusive, et il semble même aujourd'hui que les trois mécanismes ont contribué, chacun à son heure, à doter la Terre de son enveloppe fluide.

L'évolution de l'atmosphère.
L'une des Ă©tapes clĂ©s de l'Ă©volution de la vie sur Terre a Ă©tĂ© le dĂ©veloppement des algues bleu-vert, une forme de vie qui absorbe le dioxyde de carbone de l'environnement et libère de l'oxygène en tant que dĂ©chet (La photosynthèse). Ces micro-organismes prospères ont prolifĂ©rĂ©, donnant naissance Ă  toutes les formes de vie que l'on range parmi les vĂ©gĂ©taux. 

Des études sur la chimie des roches anciennes montrent que l'atmosphère terrestre manquait d'oxygène libre abondant jusqu'à il y a environ 2 milliards d'années, malgré la présence de végétaux libérant de l'oxygène par photosynthèse. Apparemment, les réactions chimiques avec la croûte terrestre ont éliminé l'oxygène gazeux aussi rapidement qu'il s'est formé. Mais lentement, la sophistication évolutive croissante des organismes vivants a entraîné une croissance de la population végétale et donc une augmentation de la production d'oxygène. Dans le même temps, il semble que l'augmentation de l'activité géologique a entraîné une forte érosion à la surface de notre planète. Cela a enterré une grande partie du carbone végétal avant qu'il ne puisse se recombiner avec de l'oxygène pour former du CO2.

L'oxygène libre a commencé à s'accumuler dans l'atmosphère il y a environ 2 milliards d'années, et la quantité accrue de ce gaz a conduit à la formation de la couche d'ozone de la Terre, qui protège la surface des ultraviolets solaires mortels lumière. Avant cela, il n'était pas possible pour les organismes vivants de s'aventurer en dehors des océans protecteurs, de sorte que les masses terrestres étaient nues.

La présence d'oxygène, donc d'ozone, a ainsi permis une énorme prolifération d'animaux, qui vivaient en absorbant et en utilisant les matières organiques produites par les véhétaux comme leur propre source d'énergie. Alors que les animaux évoluaient dans un environnement de plus en plus riche en oxygène, ils ont pu développer des techniques pour respirer l'oxygène atmosphérique directement.

À l'échelle planétaire, l'une des conséquences de la vie a été ainsi une diminution du dioxyde de carbone atmosphérique corrélative à une augmentation de la proportion d'oxygène. En l'absence de vie, la Terre aurait probablement une atmosphère dominée par le CO2, comme Mars ou Vénus. Mais les êtres vivants, combinés à des niveaux élevés d'activité géologique, ont effectivement dépouillé notre atmosphère de la plupart de ce gaz.

L'effet de serre et le réchauffement climatique.
Nous avons un intĂ©rĂŞt particulier pour la teneur en dioxyde de carbone de l'atmosphère en raison du rĂ´le clĂ© que ce gaz joue dans la rĂ©tention de la chaleur du soleil par un processus appelĂ© effet de serre. Sur Terre le rayonnement solaire qui atteint le sol est en partie rĂ©flĂ©chi dans l'espace, mais une partie est absorbĂ©e et sert Ă  chauffer le sol et l'atmosphère. L'Ă©nergie ainsi absorbĂ©e est rĂ©Ă©mise dans le domaine infrarouge du spectre et pourrait elle aussi ĂŞtre Ă©vacuĂ©e dans l'espace. Mais certaine molĂ©cules contenues dans l'atmosphère - en particulier  le dioxyde de carbone (CO2), le mĂ©thane (CH4) et l'ozone (O3), ainsi d'ailleurs que la vapeur d'eau - sont opaques au rayonnement infrarouge et empĂŞchent son Ă©vacuation dans l'espace. Il s'ensuit une augmentation de la tempĂ©rature de l'atmosphère. Cet effet de serre a existĂ© de tout temps, mais depuis la rĂ©volution industrielle, les activitĂ©s humaines ont considĂ©rablement augmentĂ© la concentration dans l'atmosphère des gaz qui en sont responsables, Ă  commencer par celle du CO2 issu de la combustion des combustibles fossiles. Cet excès de gaz Ă  effet de serre provoque dĂ©sormais une augmentation inquiĂ©tante de la tempĂ©rature moyenne de notre planète. Ce rĂ©chauffement climatique global est responsable de la fonte des calottes glaciaires, de l'Ă©lĂ©vation du niveau de la mer, de la frĂ©quence accrue de phĂ©nomènes mĂ©tĂ©orologiques extrĂŞmes (tempĂŞtes, canicules, sĂ©cheresses, etc.), avec pour consĂ©quences de nombreux dĂ©sĂ©quilibres Ă©conomiques.

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