RAYONNEMENTDE GRANDELONGUEUR

D ’ O N D E

Nalgré l’importance reconnue

du

rayonnement

de

grande longueur d’onde, les météorologistes se trouvent

à

cet égard dans une situation assez particulière, les effets

de

ces flux, que ceux-ci soient reçus ou émis à travers l’at- mosphère libre, ne leur étant guère connus que par le calcul et non par l’observation. M ê m e a u voisinage

de

la surface terrestre, les mesures

du

rayonnement thermique ne sont pas encore suffisamment nombreuses pour

qu’il

soit possible d’en tirer des conclusions dont l’intérêt déborde le cadre local.

Au début,

on attendait beaucoup des observations aériennes (ballon et avion)

du

rayonnement atmosphéri- que. Certains ont essayé d’expliquer les principales caractéristiques de la structure thermique de l’atmos-

phère

en faisant appel aux phénomènes d’émission et d’absorption

du

rayonnement. L’hypothèse selon laquelle la tropopause constituerait la surface de séparation de la région troposphérique (dans laquelle le transfert de chaleur s’effectue par convection) et de la couche infé- rieure de la stratosphère (dans laquelle ce transfert s’effectue par rayonnement) a perdu de son crédit auprès des météorologistes. D’une part, en effet, on a découvert que la tropopause, avec ses couches souvent multiples, est beaucoup plus complexe qu’on ne l’avait cru d’abord;

d‘autre part, les mélanges par convection ne sont pas absolument exclus dans les couches inférieures de la stratosphère.

Il

apparaît aujourd’hui que le problème de l’état thermique de celle-ci ne sera jamais entièrement résolu

à

partir d’hypothèses aussi simples que celle de l’existence

d’un

équilibre

de

rayonnement dans cette région.

De

même, le problème des variations de

12

tem- pérature et

de

l’altitude de la tropopause avec la latitude, celui de l’interprétation de leurs variations quotidiennes et de l’origine des phénomènes d’inversion dans l’atmos- phère libre ne sont pas encore élucidés.

Il y

aurait donc beaucoup à dire en faveur

de

l’opinion émise par Moller

[56]

selon lequel les recherches

de

cet ordre s’orientent maintenant de plus en plus vers l’étude de l’équilibre

du

rayonnement et la détermination de l’économie thermi- que de l’atmosphère.

L’énergie

du

rayonnement de grande longueur d’onde provient de l’énergie cinétique

des

molécules des gaz

qui

composent l’atmosphère.

D e

la surface de la terre jus-

qu’à

des altitudes de

80 km

ou plus, on constate dans l’ensemble que la température tombe

à

des valeurs comprises entre

200

et

3200 K. Il

s’ensuit que le rayon- nement

du

corps noir correspondant

à

ces températures se situe généralement dans la région

du

spectre com- prise entre

5

et

100

p. Bien qu’aucun des trois gaz les plus communs dans l’atmosphère (c’est-à-dire l’azote, l’oxy-

gène

et l’argon) n’absorbe le rayonnement de cet ordre de fréquence, l’ozone a un pouvoir absorbant notable entre

9

et

10

p, le gaz carbonique absorbe le rayonnement entre

12

et

18

p, et la vapeur d’eau celui de plus

de 20

p. et,

R A Y O N N E M E N T A T M O S P H É R I Q U E I N C I D E N T E T D I A G R A M M E D E R A Y O N N E M E N T

C o m m e

il

n’existe pas de rayonnement incident infra- rouge d’une intensité appréciable provenant de sources extérieures à l’atmosphère terrestre, le flux orienté vers la terre devrait être

nul à

la limite de l’atmosphère.

Si

l’absorption dans l’atmosphère est forte, ce flux dirigé vers le bas atteint très rapidement une valeur à peine inférieure au rayonnement

du

corps noir à cette hau- teur. Pour calculer le rayonnement thermique,

il

est donc indispensable de connaître l’absorption des raies spec- trales (dans lesquelles se résolvent les bandes d’absorp- tion des gaz multimoléculaires). Par voie de conséquence,

il

faut également connaître la distribution spectrale des coefficients d’absorption en fonction des diverses lon- gueurs d‘onde.

11

est donc nécessaire

du

point de vue physique

de

disposer d’une méthode graphique ou numérique d’intégration pour les differentes longueurs d’onde et les diverses couches atmosphériques. Parmi les nombreux diagrammes de rayonnement

qui

ont été proposés,

il

convient de mentionner particulièrement ceux

qui

sont dues

à

Mugge et Moller

[59],

les pionniers de cette méthode, ainsi qu’à Elsasser

[25],

Robinson

[66],

Y a m a m o t o et Onishi

[77].

Godson

[36]

a proposé une technique d e calcul rela- tivement simple permettant d‘obtenir une fonction de

. transmission

du

flux pour le modèle Elsasser.

Ce

m ê m e auteur

[37],

ainsi que

Brooks

[12] et Lonnqvist

[53, 541,

ont récemment traité

du

calcul numérique

du

flux.

Selon Godson

[38], il

n’est possible d’obtenir de résultat précis qu’à l’aide de techniques appropriées, donnant la transmission de couches atmosphériques de pression, de température et de composition variables, en fonc- tion de tahles des valeurs de la transmission de couches homogènes. L e problème n’a pas encore reçu de solution entièrement satisfaisante.

Goody et Robinson

[39]

ont souligné que les diagram- m e s de rayonnement actuels, m ê m e les plus complexes, sont encore très empiriques et très simplifiés, et qu’il convient de ne s’en servir qu’avec circonspection. Ils présentent notamment les défauts suivants :

10

ils ne donnent pas assez de détails sur le spectre de la vapeur d’eau, notamment la bande de

61~; 20

ils n e traitent pas avec rigueur

du

rayonnement

de

deux sources

du

m ê m e ordre de fréquence (par exemple

H,O

et

CO,

au voisi- nage de

15

p);

30

les coefficients d’absorption et la

K correction ))des diagrammes de rayonnement pour des variations de

p

et t dépendent de la pression

[13,40, 501

et de la température

[40].

77

Climotologic, compte rendu de rccherches

Ces méthodes graphiques peuvent s’appliquer jusqu’à des altitudes

de

1 OU 2 lrmdans l’atmosphère; au-dessus, elles sont incertaines et, au niveau

de la.

tropopause, deviennent tout

à

fait hasardeuses [39]. Les diagram- mes de rayonnement trouvent leurs applications les plus simples dans le calcul

du flux de

rayonnement

de

l’at- mosphère, orienté vers le bas,

R,

et

du

rayonnement nocturne effectif

du

sol

(E = 0TO4 - R).

Parmi les divers essais de comparaison directe des données fournies par l’observation et le calcul,

il

convient de signaler les résultats obtenus par Wexler [76] pour la saison d’hiver en Amérique

du

Nord (le calcul four- nit dans ce cas des valeurs

du

rayonnement émis nette- ment supérieures aux valeurs obtenues par l’obsei-va- tion), et les observations très complètes de Brooks

[Il]

et Robinson [66]

qui

visaient essentiellement

à

l’établis- sement de diagrammes de rayonnement. Robinson a constaté

qu’il

existe presque toujours à K e w une eompo- sante incidente variable supplémentaire (d’environ

3 y .

en moyenne)

de

grande longueur d’onde,

qui

apparaît lorsqu’on compare les données des observations avec les valeurs correspondantes fournies par les diagrammes de rayonnement.

Il

a émis l’idée que ce rayonnement supplémentaire pouvait provenir principalement de légers nuages invisibles, de l’ozone et de particules en suspension.

Il

a également constaté des différences considérables entre ces mesures et les évaluations,

diffé-

rences

qu’il

a attribuées aux variations de l’émissivité

de

la couche

de

vapeur en fonction

de

la température : d’après les observations, l’émissivité s’accroît avec la température, alors que d’après des calculs faits avec le diagramme d’Elsasser, elle diminuerait d ’ m e quantité égale

à

la moitié de l’accroissement mesuré. Cette eontra- diction n’a pas encore été expliquée.

D I V E R G E N C E D U F L U X D U R A Y O N N E M E N T T E R R E S T R E

Les méthodes exposées ci-dessus ont théoriquement pour objet de déterminer le flux de rayonnement

à

un niveau quelconque

de

l’atmosphère.

Il

est évident qu’il faut ensuite chercher

à

connaître la divergence

du

flux dont dépendent les variations de température dues au rayonnement. Toutefois, les avantages

qu’il y

aurait,

à

première vue,

à

calculer cette divergence risquent de se révéler quelque peu illusoires

;

Goody et Robinson [39], Elsasser et

King [26]

ainsi que Godson [37] ont attiré l’attention sur le fait que dans le calcul

de

la divergence

du

flux instantané, l’expression mathématique masque les inexactitudes inhérentes aux opérations qui portent sur des diKérences finies, mais que ces inexactitudes n’en demeurent pas moins réelles.

A

cet égard, Godson

[38]

a fait observer qu’il est capital

de

parvenir au maxi- m u m de précision dans les techniques de calcul des fonc- tions de transmission et

du

flux, car la précision de l’éva- luation de la divergence des flux,

à

la hase et a u sommet

d’une couche donnée, décroît en m ê m e temps

que

l’épais- seur de la couche.

Il

est clair, étant donné la portée limitée des seules méthodes de calcul de la divergence

de

flux dont nous disposions actuellement, que les estimations

du

refroidis- sement de l’atmosphère, particulièrement. dans les couches élevées, sont dans bien des cas d’une exactitude douteuse. Cependant, on peut évidemment admettre l‘existence d’un phénomène général

de

refroidissement, sauf au voisinage immédiat

d’un

sol chauffé. Dans l’en- semble, par un ciel sans nuages et en considérant

uni-

quement les effets

de

la vapeur d‘eau,

on

peut admettre qu’il est

à

peu

près

uniformément de 1

à 20 C

par jour, et cela de la surface jusqu’à l’intérieur

de

la stratosphère.

Ce taux de refroidissement se trouve considérablement réduit sous une étendue de nuages, mais en revanche fortement majoré au-dessus de la couche et

à

son voisi- nage immédiat.

D e

faqon générale, la présence de nuages réduit le refroidissement dans les couches inférieures et l’augmente dans la partie moyenne de la troposphère.

Houghton et Brewer

[46]

ont tout récemment fait connaître les résultats de mesures

du

flux ascendant et descendant

du

rayonnement de grande longueur d’onde, faites jusqu’à environ 12

k m

d’altitude au-dessus de la région méridionale de l’Angleterre, à l’aide de radio- mètres installés

à bord

d’un avion. Leur interprétation des résultats obtenus au cours de

dix

vols semble

indi-

quer que dans le cas

du flux

descendant et au-dessous d’environ 9

km

d’altitude, l’usage du diagramme d‘Elsas- ser pour le calcul

du

rayonnement de la vapeur d’eau nécessite une correction de pression directement propor- tionnelle

à p,

et

que

l’emploi

du

diagramme de Y a m a - moto pour le rayonnement

de CO,

exige que l’on

mul-

tiplie le résultat par

1’2.

D a n s le cas

du

rayonnement ascendant,

il

semble que les valeurs données par les dia- grammes doivent être majorées de 20

%. En

ce

qui

concerne le rayonnement atmosphérique, ces mesures ont corroboré la valeur moyenne indiquée au-dessus de l’air sans nuages.

Les

mesures faites en vol ont permis d’évaluer l’émissivité

du

sol de 90

à

95

yo.

L e fait que les variations de température diurne au voisinage de la surface

du

sol dépendent

du

rayonnement terrestre pose un problème

qui

a beaucoup retenu l’at- tention.

En

dehors de la variable essentielle

du

flux de rayonnement

à

la surface,

il

faut prendre en considéra- tion la conduction thermique dans le sol et la convection de chaleur sensible et latente. Dans ce domaine, les tra- vaux les plus marquants sont ceux de Rider et Robinson [64]

qui

insistent sur l’importance

du

transfert parrayon- nement dans les couches inférieures

de

l’atmosphère.

A

l’aide de méthodes fondées sur les diagrammes

de

rayon- nement,

ils

ont démontré que la divergence

du

flux au voisinage

du

sol peut souvent être de 10

à 100

fois plus forte qu’il ne serait nécessaire pour obtenir les varia- tions de température observées, ce que la convection doit évidemment compenser. Dans une atmosphère très calme,

Rider

et Robinson obtiennent

des

distribu- tions de température correspondant

à

un 6tat

de

quasi-

Ruyonnement et bilan thermique d’onde requ sus une surface horizontale. Des études détaillées des variations énergétiques par rayonnement de l’atmosphère et de la couche superficielle, c o m m e celles dont Roach

[65]

a récemment rendu compte, sembleraient donc particulièrement propres à faire pro- gresser la connaissance des mécanismes

qui

régissent

à

grande échelle l’équilibre de rayonnement

du

système

‘terre-atmosphère. O r Falckenberg et Bolz [28], ainsi qu’Anderson

[3]

se sont

livrés

durant ces dernières années

à

des études

du

m ê m e genre e n ce

qui

concerne une surface d’eau. Robinson

[67]

estime cependant que le degré d’imprécision auquel on peut s’attendre dans l’estimation

du

surplus net de rayonnement de ce sys- tème atmosphérique, en un lieu donné, d’après les seules observations en surface, est assez fort par comparaison avec les moyennes saisonnières pour les zones latitudi- nales.

Il

fait en outre observer que la principale cause d’incertitude réside dans la valeur donnée au rayonne- ment atmosphérique é m i s et qu’il est probable qu’on pourrait sans doute en limiter l’effet e n introduisant un plus grand nombre de mesures de flux

à

grande altitude,

du

genre de celles dont Houghton

[45]

a donné l’exem- ple, combinées avec une méthode d’étude théorique

du

transfert par rayonnement visant

à

permettre l’établis- sement

d’un

b o n substitut aux actuels diagrammes d e rayonnement

à

grande altitude.

Les

chercheurs qui tra- vaillent

à

K e w

[65, 671

ont émis l’idée qu’on aurait inté- rêt

à

perfectionner le m o d e de détermination

du

flux de rayonnement en air libre

à

partir d’enregistrements faits

à

la surface, en distinguant, dans la mesure

du

rayonnement de courte longueur d’onde, entre le visible (et l’ultraviolet) et l’infrarouge, et e n procédant

à

une subdivision spectrale

du

rayonnement de grande lon- gueur d’onde.

Il

faudra également tenir compte

du

délai nécessaire pour réunir des mesures caractéristiques des différents termes

du

bilan énergétique local.

Bien qu’on ait établi de nombreux bilans de l’énergie solaire en ce qui concerne la terre et son atmosphère, on équilibre

du

rayonnement.

Il

en résulte que le rayonne-

ment a une influence déterminante sur les très forts gra- dients thermiques que l’on observe fréquemment au voi- sinage

du

sol.

En

Australie, Deacon

[15]

a calculé la vitesse de déper- dition thermique par rayonnement jusqu’à

80 m

au- dessus

du

sol par des nuits d’été sans nuages. Ses résul- tats sont, à titre d’exemple, résumés dans le tableau

XV.

On

remarquera que, dans les conditions choisies, la vitesse de déperdition thermique était plus forte

à

moins de

10 m

au-dessus

du

sol

(40 %

de la déperdition totale se produisant jusqu’à

80

m). Cette vitesse de déperdi- tion thermique entre

O

et

80 m

correspondrait

à

une vitesse de refroidissement d’environ

0,750 C à

l’heure.

TABLEAU XV

gpairreur couche d e w

dela, . Déperdition ihcrrnigue

m millical/cm2/mn

0-10 9,OO

10-20 4*,14

20-40 4’,38

40-60 3,72

60-80 2,04

0-80 23,28

É T U D E Ç D U B I L A N

E N E R G S T I Q U E

Il

est hors de doute que,

du

point de vue

du

climat, les flux de rayonnement terrestre ont autant d’importance que les

flux

de rayonnement solaire. Néanmoins, on s’est beaucoup moins soucié de réunir des données caractéristiques sur les premiers que sur les seconds.

Il

faudrait au moins disposer d’enregistrements

du

flux net de rayonnement (de toutes longueurs d’onde) a u sol et ainsi que

du

rayonnement global de courte longueur TABLEAU XVI.

~ _ _ _ _ _ _

H i v e r Eré

900-600 0 0 ~ - 4 0 ~ 400-200 200-00 00-200 200-400 400-600 600-900

Fraction de la surface terrestre

Rayonnement net (ondes courtes) Rayonnement net

(ondes longues) Bilan total de rayon-

nement

Bilan de rayonnement de I’air troposphé- r i p e

Eiian du rayonnement à la surface

0,07 0,11 0,15 0,17 0,17

0,023 0,118 0,258 0,353 0,414.

-

^0,292

-

^0,292

-

^0,312

-

^0,300

-

0,296

-

^0,296

-

^0,175

-

^0,053

⁺

^0,053

⁺

^0,118

-

^0,212

-

0,167

-

^0,137

-

^0,111

-

^0,087

-

^0,057

-

^0,008

+-

0,084

+

0,163

+

0,205

0,15 0,11 0,07

0,4~25 0,349 0,243

-

0,315

-

0,304

-

0,308

4-

0,110

+

0,04,5

-

0,065

-

0,099

-

0,091

-

0,125

+

0,209

+

0,136

+

0,061

79

Climatologie, compte tondu de recherches

peut mettre en doute la valeur de ces calculs, attendu que les quantités significatives

qui

entrent dans ce bilan représentent des différences entre des flux énergétiques légèrement plus grands. Aussi s’attache-t-on maintenant

à

fractionner plus encore les recherches sur le rayonne- ment, par exemple en étudiant leurs variations avec la latitude, l’altitude et la saison.

Ce

souci est conforme

aux

idées actuelles sur la subdivision spectrale des

flux

constitutifs, et

à

la distinction faite eiitrc l’albedo dans

l’infrarouge et I’albedo dans le visible. L’étude des régimes de rayonnement correspondant aux différents

types

de temps constitue un aspect important, et trop négligé, de cette question.

L e tableau

XVI

donnera cependant une idée des caractéristiques générales d u bilan de rayonnement saisonnier en fonction de la latitude. Les calculs (en cal/cm2/mn) sont dus

à

Raethjen

[63].

C O N C L U S I O N S

D u point d e vue météorologique, les besoins les plus urgents e n matière d’observation sur le rayonnement sont les suivants :

1.

Extension des réseaux de stations où l’on mesure les composantes

du

rayonnement solaire et terrestre.

2.

Distinction plus nette des composantes

du

rayonne- ment global (ondes courtes).

3.

Normalisation des techniques de mesure de la distri- bution spectrale de l’énergie

du

soleil et

du

ciel notamment dans le région de l’ultraviolet.

4.

Normalisation des techniques de mesure en surface des flux de rayonnement terrestre (ascendants et descendants).

L e besoin se fait impérieusement sentir de mesures en air libre

de

l’albedo

du

sol et de la surface des nuages, de la divergence

du flux

de rayonnement terrestre

à

autant d’altitudes que possible, et

du

rayonnement émis dans l’espace.

Il

est également essentiel de déterminer l’albedo

pla-

nétaire de la terre, de préférence depuis un satellite situé en dehors de l’atmosphère terrestre, et en s’atta- chant particulièrement

à

distinguer les valeurs de l’albedo pour l’infrarouge d’une part, le visible et l’ultra- violet d’autre part.

Parallèlement

à

la question de la revision de la cons- tante solaire d‘am& les résultats obtenus en utilisant

normalisation

du

m o d e de présentation des données climatologiques concernant le rayonnement.

Les recherches sur le rayonnement de grandes lon- gueurs d’onde tendent essentiellement

à

remplacer les actuels diagrammes de rayonnement par une méthode mieux fondée, étroitement liée aux résultats des études expérimentales et théoriques

du

transfert thermique, et

qui

permettrait d’obtenir des estimations plus preciscs

du

surplus net de rayonnement de l’atmosphère en un point donné.

Les recherches sur l’opacité atmosphérique, fondées sur des observations actinométriques dans des régions déterminées

du

spectre, sont appelées

à

jouer un rôle important en tant qu’elles permettent de distinguer les effets de la dispersion de ceux de l’absorption dans l’atmosphère.

En

ce

qui

concerne les programmes spéciaux de l’Unesco visant

à

favoriser la mise en valeur des régions arides,

il

est surtout nécessaire d’établir des expressions de climats fondés sur le rayonnement et adaptées aux h s que l’on se propose, d’après les observations fournies par des réseaux étendus

qui

utiliseront des appareils robustes et relativement peu coûteux plutôt qu’un petit nombre d’instruments plus précis mais ne pouvant four- nir que quelques séries de mesures.

APPENDICE

DISTRIBUTION CONTINENTALE

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