La température de la haute atmosphère

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La température de la haute atmosphère

A. Vassy, E. Vassy

To cite this version:

LA

TEMPÉRATURE

DE LA HAUTE

ATMOSPHÈRE

Par Mme A. VASSY et M. E. VASSY,

Laboratoire

_{d’Enseignement}

de

_Physique

de la Sorbonne.

Sommaire. 2014 On examine tout d’abord les relations mathématiques donnant la

pression en fonction de l’altitude. Dans ces relations entre la masse _{moléculaire moyenne de} l’air, ce qui amène à _préciser les données actuelles recueillies sur sa _composition.

On passe en revue les divers résultats expérimentaux relatifs à la _température de l’air suivant

l’altitude : densité de l’air _(déduite de _{l’apparition} des étoiles filantes, de la _propagation anormale du son, de la brillance du ciel, etc.), spectre des aurores _polaires et mesures _{radioélectriques.} A ce _propos, on _{précise l’origine} des différentes couches ionisées en calculant, d’après des données relatives à

l’absorption de la lumière par les éléments de l’atmosphère, la _{pénétration} du rayonnement solaire

aux différentes altitudes.

Puis, on fait une _critique de certains résultats. En premier lieu la _température à l’altitude de 80 km

déduite par Humphreys de l’observation des nuages nocturnes lumineux _{paraît dépourvue} de fondement,

car ces _{nuages seraient constitués,} non _{par de la glace, mais par des poussières cosmiques.} Et même si

l’hypothèse envisagée par Humphreys était _exacte, sa détermination de la _température utilise des

gradients de _température de signe contraire à ceux donnés par des travaux _plus récents.

On examine aussi la _température à la même altitude déduite de mesures _{radioélectriques} sur la couche D. On montre que l’application de la formule de Chapman qui a _permis de les obtenir n’est pas

légitime, en _{particulier si,} comme nous _{le supposons, le sodium} est _l’agent responsable de cette ionisation. On examine encore _quelques faits en faveur de cette dernière _hypothèse.

Pour ce _qui concerne l’altitude de la couche F, des résultats récents relatifs à la dissociation complète

de l’azote au-dessus de 100 _km, viennent diminuer considérablement les _{températures} données. On fait remarquer que la formule de Chapman ne _peut pas être appliquée pour cette région.

Dans un dernier paragraphe sont _groupés les résultats obtenus en fonction de l’altitude : la _pression, le nombre de molécules par centimètre cube et la température. Pour ce dernier cas, on donne deux courbes : l’une relative à l’hiver _polaire, l’autre aux _régions de _{latitude moyenne. Elles présentent} un écart

considérable dû à l’influence du rayonnement solaire.

Introduction. -- La

température joue

dans tous

les

_{phénomènes qui}

ont _pour

_siège

la haute et la moyenne

atmosphère

un rôle des

_{plus importants,}

qu’elle

les influence directement ou indirectement. C’est ainsi par

exemple

que récemment

[i]

]

nous avons montré son

_importance

_primordiale

dans la

question

de l’ozone

_{atmosphérique,}

dont la variation annuelle et la variation avec la latitude

_{s’expliquent}

aisément

_lorsque

l’on fait intervenir le facteur

température

dans l’étude de

_{l’équilibre}

photo-chimique

entre

_l’oxygène

et l’ozone.

De même la

_pression

à une altitude donnée

_dépend

de la

_température

et même de la variation de

tempé-rature entre le sol et l’altitude

_envisagée.

Or cette

pression

est fort

_importante

à connaître _pour

_l’étude,

par

exemple,

de

l’ionosphère,

car d’elle

_dépendent

le nombre de chocs _par

seconde,

les coefficients de

recombinaison,

etc.

Mais nous n’avons malheureusement que peu de

moyens de connaître la

température

à haute

_altitude;

les

_phénomènes

_{qui dépendent}

d’elle seule sont très

rares. On obtient

_beaucoup

_plus

facilement des

renseignements

sur la

_densité,

_{qui dépend}

à la fois

de la

_température

et de la

_composition

de

l’air;

lorsque

nous ne _{pouvons pas}

_préciser

cette

compo-sition,

nous nous trouvons donc hors d’état de connaître la

_{température.}

De nombreux auteurs

_cependant

ne se sont

_point

arrêtés à ces difficultés et ont

_publié

des résultats

qui

ne

_{paraissent plus}

satisfaisants. Nous nous sommes

_proposé

de revoir ces valeurs à la lumière

des récentes découvertes concernant les hautes

régions

de

_{l’atmosphère.}

’

I. Loi de

_Laplace.

- Le calcul de la

pression

se fait à

_partir

de la loi de

_Laplace.

Comme ce calcul

est _{fondamental pour} toutes les recherches sur la

haute

_atmosphère,

nous allons le refaire ici.

Prenons une tranche horizontale

_{d’atmosphère}

supposée homogène,

d’altitude h

_~h

étant

_comptée

positivement

vers le

_{haut), d’épaisseur}

dh ;

la

diffé-rence de

_pression

entre les altitudes h ₊ dh et h est

p étant la masse

_spécifique

de _l’air,

et g l’accélération de la _{pesanteur pour} l’altitude h.

Nous _pouvons

_négliger

_{pour I’instant la variation}

de g

avec l’altitude == _{go X}

ôô et

en

assimi-B 100

9

lant l’air à un _gaz

_{parfait, hypothèse}

extrêmement

proche

de ta

réalité,

on

_peut

_écrire,

en

_appelant

_p

et T la

_pression

et la

_température

absolue à l’alti-tude h

po, po et To

correspondant

aux conditions normales de

température

et de

_pression,

R étant la constante _{des gaz}

_parfaits

_{pour la}

molécule-gramme

et M la

_{molécule-gramme}

Ceci suppose que M reste le

même,

c’est-à-dire que la

composition

de l’air reste constante

_quand

l’altitude

varie;

en

particulier

nous ne tenons _pas

compte

de

l’ozone,

dont la

_{proportion globale}

_(en

volumes)

dans

_{l’atmosphère}

est d’environ

4.10~,

ni de la vapeur

d’eau,

dont la

_{proportion global}

varie entre 2.I0~4 et 2.10-3.

En

_remplaçant

_{p par} sa

valeur,

tirée de

l’équa-tion

_(2),

_{l’équation (1)}

devient

qui s’intègre

par

Pour obtenir la loi _{de variation de p} avec

_h,

il faut

_intégrer

cette

_équation,

et nous devons faire

une

_hypothèse

sur la variation de T en fonction de h.

Laplace

a choisi une formule

_qui

donne une

inté-gration simple

(cette

formule s’écarte d’ailleurs assez _{peu d’une loi}

de variation

_linéaire);

le calcul se fait alors comme

il suit

et

_{après multiplication}

et _{division par la}

_quantité

conjuguée

L l.

en

_posant

_T"z

= 2

_{(T +}

_To),

soit la moyenne des

températures

du haut et du bas de la couche étudiée.

L’équation (4)

donne finalement

c’est la formule de

_Laplace;

et en

_portant

cette

valeur dans

_{l’équation (2),}

-Il y a une autre

_façon,

_{également simple,}

_{d’intégrer}

l’équation (4) ;

c’est en admettant une loi de variation

linéaire On a alors

et en

_portant

dans

_{l’équation (4),}

on obtient

la densité

_prend

alors

_{l’expression}

Pour

_appliquer

ces formules on devra se

_souvenir,

outre les restrictions

_{déjà indiquées}

au

début,

de

l’hypothèse

faite sur la variation de T avec

_h,

c’est-à-dire

_qu’elles

ne sont

_{applicables qu’à}

une

couche pour

laquelle

ou bien T reste constant

(atmosphère isotherme),

ou bien T varie de

façon

à peu

près

linéaire;

et _{pour obtenir p} ou _{p à} une

altitude

_quelconque,

il sera donc

_{indispensable}

de

décomposer

toute

_{l’atmosphère}

située au-dessous en

couches ainsi définies et _{d’effectuer le calcul par}

tranches en

_partant

du sol. Si maintenant nous _posons

-

1

f étant ce _que nous

_appellerons

la hauteur de réfé-rence, les formules

₍₅₎

et

₍₆₎

deviennent

Ces formules sont donc valables dans les mêmes conditions que la formule de

Laplace,

c’est-à-dire pour des tranches

d’atmosphère

de

composition

homogène,

assez _{minces pour que la variation}

_{de g}

soit

_négligeable

_{(inférieures}

à 100 km

_{d’épaisseur,}

ce

_qui

est

_{pratiquement toujours réalisé),}

et _pour

lesquelles

la variation de

_température

est

grossiè-rement

linéaire,

quelle

que soit la valeur du

gradient

de

_{température.}

Mais nous _{voyons que pour} retrouver la formule

1.

utilisée par

Chapman [2]

et à sa suite _{par la}

_plupart

des auteurs

_qui

se sont

_occupés

de la haute

atmo-sphère,

en

_particulier

les

radio-électriciens,

nous

devons faire une

_hypothèse

restrictive

limites de la

_couche,

est assez faible pour

_pouvoir

supposer le

rapport -

voisin de i,

hypothèse qui

semble avoir été

_{quelquefois perdue}

de vue dans

les

_{applications.}

II.

_Composition

de l’Air. -~ Nous _venons de

voir comment la densité est liée à la fois à la

tempé-rature et à la

_composition

de l’air.

_Voyons

main-tenant _par

_quelles

méthodes on a abordé l’étude de la haute

_atmosphère

et

_quels

résultats on

_peut

en obtenir. Et d’abord ce

_qui

concerne _la

compo-sition. Au sol l’air a la

_composition

suivante,

en volumes pour i oo :

On trouve aussi des traces de

_xénon,

de

_krypton,

peut-être

d’hydrogène

et

enfin,

en

_quantités

variables, de l’ozone et _{de la vapeur d’eau. Les}

_dosages

chi-miques

effectués à la suite de

Cailletet,

par

Lepape

et

_Colange

_[3]

en

_France,

en

_Angleterre

_{par Paneth}

_[4],

en

_Allemagne

_par

_Regener

_[5],

sur des

_{prélèvements}

d’air des

_régions

accessibles aux ballons-sbnde

(jusqu’à

3o

_km)

ont montré une

_composition

très

sensiblement constante, un seul

_dosage

de

_Regener

atteignant

28 à 2g km montre une sensible

dimi-nution de la teneur en

_{oxygène :}

o,o5.

D’autre

_part

Paneth a observé une très

_légère

augmentation

de la teneur en hélium

_{qui passerait}

de

_{~,2~ . ~ 0-4}

au sol à

_{~,âg . I O-4}

à 20 km.

Malgré

ces faibles variations on

_peut

considérer

pour ce

_qui

va suivre la

_composition

de l’air comme

grossièrement

constante

_jusqu’à

3o km. Et l’on a

de _{fortes raisons de penser}

_qu’il

en est ainsi

jus-qu’à

10o

km,

contrairement à

l’opinion

couramment

répandue

au début du siècle et suivant

_laquelle

les gaz se

_{superposeraient}

dans

_{l’atmosphère}

_{par ordre}

de densité

_{décroissante,}

la

_séparation

s’effectuant à

_partir

de la

_tropopause,

soit environ I I km aux

latitudes moyennes. Cette

hypothèse

de

_{l’équilibre}

diffusif de

_{l’atmosphère, malgré}

_{les preuves}

expéri-mentales,

a la vie très

dure,

car on la retrouve dans les traités de

_{physique atmosphérique.}

Elle

_s’étayait

sur une autre

_{hypothèse, également}

_{infirmée par}

les

_faits,

_{que la}

_{stratosphère}

est une zone de calme.

Gouy

[6]

avait

_cependant

montré _{par des}

_calculs,

repris

récemment _{par Rocard}

_[7],

_{par Mitra} et

Rakshit

_[8]

et _{par Maris}

_[g],

_{que pour que la}

sépa-ration soit

_possible,

il faut

_{qu’il n’y}

ait absolument

aucun courant ascendant ou

_descendant;

la vitesse de chute étant très lente tant _{que l’on n’atteint}

pas 10-6 atmosphère,

soit une altitude d’envi-ron 110

_km,

il suffit de

_quelques

mouvements _par siècle pour assurer

_{l’homogénéité}

de

_{l’atmosphère.}

Or nous avons maintenant la certitude de

mouve-ments horizontaux ou verticaux

_importants

non

seulement dans la

_{stratosphère,}

mais encore aux

altitudes

_comprises

entre 80 et 10o

km,

grâce

aux

études de Stôrmer

_{[ 10]}

sur les nuages nocturnes

lumineux et les traces des météores brillants. On a

trouvé des vitesses allant de

àjo

à go

m/sec.

Pour fixer les

_idées,

_rappelons

_{que, dans} la

_troposphère

(ou

les conditions sont certes très

_{différentes),}

de

pareilles

vitesses sont

_rangées

sous la dénomination

«

_tempête

_», et

_{correspondent}

à la dernière

_catégorie

dans l’échelle Beaufort des

_{météorologistes.}

Nous _{admettons donc que} l’on

_peut

considérer

l’atmosphère

comme

_{homogène jusqu’à}

100 km.

Même à cette

altitude,

Harang

[45]

a observé des

variations

_rapides

de la hauteur de la couche E ne laissant aucun doute sur

_{l’agitation qui}

doit

_régner

dans ces

_régions.

_Voyons

maintenant la

_question

de la

_{température.}

III. Mesures antérieures de la

_{température.}

- 1. MESURES

DIRECTES. -

Jusqu’à

l’altitude

de 5 o

km,

la

_température

de l’air est _{à peu}

_près

exactement connue.

La basse

_atmosphère

est accessible aux ballons-sonde : on a _{trouvé que la}

_température

décroît à

partir

du sol

_jusqu’à

la

_tropopause,

où elle atteint suivant le lieu et la saison entre -

4o

et -

70°

C.

Plus

haut,

dans la

_{région appelée stratosphère,}

le

gradient

de

_température

est très

faible,

surtout aux

latitudes _moyennes, et

_positif

en

_été,

_négatif

en

hiver. Ceci est vérifié

_jusqu’à

3o

_km,

comme l’ont montré les

_sondages,

malheureusement assez _rares,

atteignant

cette altitude. Au

delà,

le

_spectre

d’absorp-tion de l’ozone

_{atmosphérique}

nous fournit une

méthode

_{d’investigation}

moins directe et surtout

moins

_précise,

mais

_qui

néanmoins nous a servi

_{[I i}

_]

à montrer

_{qu’au-dessus}

de 30 km la

_température

de la

_{stratosphère}

se relève de

façon

assez

_rapide

et assez

_importante.

2. MESURES DE DENSITÉ. - S’il est faux de dire

qu’au-dessus

de 3o km toutes les déterminations de la

_température

sont

_théoriques,

_néanmoins,

à mesure

que nous nous élevons dans

_{l’atmosphère,}

les

méthodes

_{d’investigation}

deviennent de moins en

moins directes. Elles conduisent presque toutes à une

valeur de la

densité,

laquelle dépend

de la

composi-tion ;

il était donc nécessaire de nous assurer d’abord

de la constance de cette dernière. En outre

l’interpré-tation des

_phénomènes

nécessite un certain nombre

d’hypothèses,

ce

_qui

donne une base assez

_fragile

aux résultats

obtenus; heureusement,

les méthodes

les

_plus

variées conduisent à un ensemble assez

cohérent,

et l’on

_.peut

_{dire que c’est leur accord}

_qui

donne une bonne confiance dans les résultats. En

_premier

lieu,

dès Ig22, Lindemann et

Dobson

_[12],

_ayant

fait une théorie de

_{l’apparition}

11

environ - 5oo

C;

ceci

_{s’interprétait}

facilement en admettant une élévation notable de

_température

au-dessous de 100

km;

nous ne _{retiendrons pas} autre chose de ces calculs un _peu

_anciens,

_qui

ont néanmoins

eu le

_grand

mérite d’attirer pour la

_première

fois

l’attention sur l’élévation de la

_température

à haute altitude.

Ensuite des

_expériences

sur la

_propagation

anormale du son aux

_grandes

distances

_[13]

condui-sirent à admettre

_également

l’existence de

tempé-ratures assez élevées : ₊ 20° C à

40 km,

+ fi5Q à so km

(moyennes

des valeurs de Duckert et de

_Whipple).

En

_1935,

Link

_[i4j

déduisait de ses observations

sur la variation de la brillance du ciel au zénith en

fonction de la

_dépression

du Soleil une courbe

donnant la densité de l’air en fonction de l’altitude

jusqu’à

15o km. Les calculs conduisant à

l’établis-sement de cette courbe

_supposent

la

_température

constante, on

_peut

donc en déduire une seule chose,

c’est que

l’atmosphère

se réchauffe à

_partir

d’une altitude voisine de 30

km,

déterminée par l’écart

des deux

courbes,

théorique

et

_{expérimentale.}

De

plus

la

_question

de l’influence de la diffusion

secon-daire sur la brillance du ciel

_{crépusculaire}

est assez

controversée;

Hulburt

_[15]

_{pense que la}

_part

due à

la diffusion secondaire devient

_{prépondérante lorsque}

l’altitude du rayon rasant

dépasse

60 km.

_Signalons

aussi

_qu’Hulburt

a

_repris

ces mesures et _que ses

résultats lui ont _{paru d’accord} avec

_{l’hypothèse}

d’une

_atmosphère

isotherme _{entre 17 et 60 km et à} la

_température

de 218 ib 15 0 K soit - 5~° -!- ~ 5Q C.

Nous _{pensons toutefois que l’ensemble} des obser-vations

_{précédemment}

_rappelées

est assez concordant

et assez sûr _{pour faire}

_rejeter

cette dernière conclusion

et _{que la}

_température

de

_{l’atmosphère}

va en

crois-sant entre 3 o et 5 o km.

Diverses

considérations,

comme l’absence d’ozone

en

_{quantité appréciable,}

la limite d’audibilité des

explosions

des

bolides,

ont _{conduit à penser que}

vers 60 km la

_température

se mettrait à décroître. Nous n’avons

_cependant

_{là que des}

_{présomptions}

en faveur d’un maximum de

_température

à 60 km. 3. AURORES POLAIRES. -

Voyons

maintenant ce

que l’on sait des altitudes

plus

élevées. La haute

atmosphère

est le

_siège,

_{particulièrement}

dans

les

régions polaires,

des brillantes manifestations

auro-rales dont la

_partie

inférieure est voisine de l’altitude de i oo km et dont le haut

peut

atteindre 800

ou i ooo km

[16].

A

plusieurs

reprises,

_Vegard

a

déterminé la

_température

de la

_région

des aurores

par l’étude de leur

spectre.

La

_première

méthode

employée

[17]

consiste à étudier la

_position

du maximum d’intensité dans la branche R de la bande

4

278 À

de l’azote. La théorie

_quantique

montre _{que la}

_position

de ce maximum

_dépend

de la

_{température,}

et des formules

_permettent

de calculer T à

partir

de la

longueur

d’onde de ce

maximum;

il faut ensuite faire une

correction,

_par

comparaison

avec les résultats du

laboratoire,

_pour

tenir

_compte

en

particulier

de la

dispersion.

La deuxième

méthode,

assez

_voisine,

consiste à

mesurer la

_répartition

de l’intensité entre les raies de cette branche

R,

lorsque

le

_pouvoir

de résolution du

_{spectrographe}

_permet

de

_séparer

les raies de

rotation ;

la théorie

_permet

_également

de calculer T.

Vegard

a utilisé pour cela les tables de Fassbender, et a étendu

_{l’application}

de la méthode au cas où

les raies ne sont _{pas résolues.}

Les

_premiers

résultats obtenus en

_{I g32}

ont donné

une

_température

de

_{2 4 2 0}

K. En

_{19 3 5,}

_par la deuxième

méthode,

Vegard

et

_{Tônsberg [18]}

trouvaient 2250 K.

Enfin,

en

_1938,

ces deux derniers auteurs

toujours

par la méthode de distribution de l’inten-sité à l’intérieur de la branche R de la

_{bande 4}

₂₇₈

À de

_l’azote,

trouvaient

₂₃₇₀

K.

Ces trois déterminations sont assez voisines si l’on

tient

_compte

des difficultés

_{expérimentales;}

la méthode repose sur la théorie

_quantique

des

_spectres

atomiques qui

est maintenant bien

vérifiée;

nous

pouvons donc

adopter

avec confiance une _moyenne

de ces trois

_{déterminations,}

soit 2350 K ou - 380 C.

Cette

_{température correspond}

bien à la

tempé-rature de l’air la

_nuit,

car

_Vegard

a montré au

labora-toire que l’excitation des bandes de l’azote par les rayons

cathodiques

n’élevait _{pas la}

_température

du _gaz; elle

_correspond

aux altitudes

_comprises

entre 100 et 125 km.

Nous avons là une donnée très

_sûre,

et d’autant

plus précieuse qu’elle

n’est nullement influencée par la dissociation des

composants

de l’air. Toutefois il faut remarquer, ainsi que l’a

déjà

dit Penndorf

_[2°]’

que cette

_température

_correspond

à des latitudes élevées

_{(70° N)}

et à des mois d’hiver. Elle

_correspond

à celle de la nuit

_polaire,

dont nous avons montré

qu’elle

était

_{particulièrement}

_basse,

tout au moins

vers

4o-5o km,

par suite de l’absence de

rayonnement

solaire

_[2T].

Nous devons donc nous attendre à

trouver aux _{latitudes moyennes des valeurs}

_plus

élevées de la

_{température.}

4. COUCHE DE KENNELLY-HEAVISIDE. 2013 A cette

couche ont été

_appliqués

avec des résultats

parti-culièrement heureux les calculs de

_Chapman

_[2]

donnant la

_répartition

de l’ionisation avec l’altitude

dans une couche ionisée. Nous allons voir les raisons de ce succès.

Au-dessus de 100

km,

nous savons _que

_l’oxygène

est dissocié en atomes; en

_effet,

la raie

_{généralement}

la

_plus

brillante du

_spectre

des aurores est la raie verte 5

_{577 -~,}

_qui

est une raie interdite due à l’atome

d’oxygène.

Cette dissociation de la molécule

d’oxy-gène

a lieu sous l’influence du

_rayonnement

solaire

ultraviolet de

_longueur

d’onde

_comprise

entre i 300

et 2 ooo À. La _{concentration des atomes formés}

dépend

d’une

_part

de

_l’énergie

lumineuse

incidente,

donc elle

_dépend

en définitive de la

_pression.

Le

calcul a été _{fait par Wulf} et

_{Deming [2~] qui}

ont

trouvé que la dissociation est

_{pratiquement complète,}

même la

nuit,

au-dessus de 100 km et à _peu

près

nulle au-dessous de 80

km;

ils ont donné une courbe

représentant

la fraction dissociée en fonction de l’altitude. On voit que l’altitude de la couche E

coïncide à peu

près

avec celle où a lieu la dissociation. D’autre

_part,

nous avons montré

_[23],

et c’est ce

que résume la

_figure

i, que,

précisément

à cette

Fig. 1.

même

altitude,

toute la lumière solaire de

_longueur

d’onde

_comprise

entre 720 et 1

700 Â

est absorbée par

l’oxygène

moléculaire. Cette

région spectrale

comprend

non seulement des

_longueurs

d’onde

actives pour la

dissociation,

mais encore les

_longueurs

d’onde

_{correspondant}

au

_premier

et au deuxième

potentiel

d’ionisation de la molécule

_{d’oxygène :}

12,5 V,

(i

ooo

-À)

et I6,T

V,

(7 7 0 A).

On connaît aussi

depuis longtemps

l’in,fluence

_importante

du Soleil

sur la

_région

E.

Pour toutes ces

_raisons,

nous _pensons avec

Wulf

_[22]

et Mitra

_[24]

₍₁₎

que la couche E est due

à _{l’ionisation par} le

_rayonnement

solaire ultra-violet de

_l’oxygène

moléculaire,

et nous nous trouvons

ainsi dans les conditions mêmes

_qui

ont servi de

point

de

_départ

à

_Chapman

_pour établir ses formules. L’étude de la couche E a été _{faite par de nombreux} auteurs, en

_particulier

_par

_{Appleton qui}

a montré

_[26]

le bon accord de la théorie avec les résultats

expéri-mentaux. Il a trouvé pour la hauteur de référence H

(1) Notons que Mitra, Bhar et Ghosh _[25] ont cru pouvoir attribuer la couche E au deuxième _potentiel d’ionisation de

l’oxygène et la couche D au _{premier potentiel} d’ionisation de

l’oxygène. Notre travail _déjà cité [23] montre, en _s’appuyant sur les récentes mesures de coefhcients _{d’absorption} de Schneider et en admettant qu’il n’y a pas d’effet de pression,

que le rayonnement correspondant au _{premier potentiel} d’ioni-sation de 02 est aussi absorbé à l’altitude de la couche E et ne pénètre pas plus bas que I oo _km, il ne _peut donc être

responsable de la couche D.

des valeurs de I o à

II,5

km. H a ici une

_{signification}

.

d b. ,

d’fi .t" H R T,,,

qui correspond

bien à sa

_définition,

H = car

,, la

_{région explorée}

de la couche E située au-dessous du maximum d’ionisation est une couche

relati-vement mince et où l’on doit

_pouvoir

supposer il

assez voisin de i, _pour

appliquer

la formule

(12)

qui

est le

_point

de

_départ

des calculs de

_Chapman.

Si maintenant nous _{supposons que la}

_composition

de

_{l’atmosphère}

dans la

_partie

de la couche E située au-dessous du maximum est la même

_qu’au

niveau du

_sol,

cela nous conduit à des valeurs de T

_comprises

entre

_34o

et 38oO

K,

donc

_plus

_{élevées que} les valeurs données par les aurores. Mais si nous _supposons

qu’il

y a

_{déjà décomposition,}

au moins

_partielle,

de la molécule

_d’oxygène

en 2

_atomes,

la valeur de

M,

masse

_occupant

le volume

moléculaire,

soit

22,~ l,

est devenue

_{plus petite,}

car la dissociation se traduit par une diminution de la

densité,

et

T~ s’en

trouve

diminué d’autant. Penndorf

_[27]

a montré

récem-ment l’influence considérable de cette dissociation

sur les valeurs de T.

Malheureusement,

on ne _{connaît pas}

expérimen-talement le

_degré

de

dissociation,

ni la

_composition

en volumes

_qui

en

_{résulterait,}

même si _la compo-sition en masse n’est pas

_changée.

Peut-être des

résultats intéressants

_{pourraient-ils}

être tirés de la

comparaison

avec la

_température

donnée par les aurores. Encore faudra-t-il tenir

_compte,

ainsi _que

nous l’avons

_déjà

dit,

que les mesures

radioélec-triques

donnent une

_température

_diurne,

et les

aurores une

_température

nocturne et à des latitudes

différentes,

et

_qu’à

100 km

d’altitude,

un écart entre ces deux

_{températures}

est assez vraisemblable. Nous ne sommes _{pas actuellement} en mesure de trancher cette

_question;

tout ce _que nous _pouvons

dire c’est que les

températures

de

_3io-38oo

K déduites des radio-échos sont des valeurs maxima

_{puisqu’elles}

ne tiennent pas

_compte

de la dissociation.

IV. Résultats nouveaux. - 1. COUCHE D.

-Des données sur

_{l’atmosphère}

entre 60 et 80 km

viennent très récemment d’être

_acquises,

et _{cela par}

des

_techniques

bien différentes.

_{Voyons quels}

rensei-gnements

elles sont

_susceptibles

de nous fournir.

On connaît

_depuis

Jesse

_[28]

l’existence de _nuages nocturnes lumineux dont

l’altitude,

soigneusement

mesurée _{récemment par Stôrmer}

_{[2 g],}

est

_toujours

très voisine de 82 km et la vitesse

_comprise

entre 50 et go

m/sec.

En

_1933,

_{Humphreys [30]}

avait bâti une théorie

sur l’existence de ces _nuages en

_supposant

_qu’ils

étaient constitués par des cristaux de

_glace.

Admet-tant alors une certaine variation de la

_température

avec l’altitude et une teneur en _vapeur d’eau

cons-tante et

_égale

à

_{I/4000e, Humphreys}

en concluait

13 Mémoire

_{[3 ~ ]}

souvent

_cité,

est actuellement admise

et

_reproduite

_{par tous les auteurs traitant de} la variation de la

_température

avec l’altitude.

_Or,

on n’a pas noté,

semble-t-il,

que ces _nuages se

_présentant

seulement à de rares

_occasions,

la

_température

donnée,

si elle est

_exacte,

ne

_peut

être

qu’exception-nelle et ne _{doit pas} entrer dans une _{courbe moyenne.} D’autre

_part,

le raisonnement utilisé nous semble

un _{peu artificiel.}

_Humphreys

admet une loi de

variation de la

_température

avec l’altitude

_qui

est

inexacte si l’on se

_rappelle

_{que les nuages} nocturnes

lumineux sont observés

_{principalement}

en

_été,

et

l’on _{sait que la}

_température

de la

_{stratosphère}

croît

avec l’altitude en été aux hautes latitudes

_[32].

De

_plus

on ne sait rien de la teneur en _{vapeur d’eau} à haute altitude.

Et d’autre

_part

Stôrmer

_[29]

a _{attribué les nuages}

nocturnes lumineux non à de la

_glace,

mais à des

poussières cosmiques,

cela en conformité avec les

idées

_déjà

_exposées

_{par Vestine. La}

_température

indiquée

par

Humphreys

n’aurait donc aucun fon-dement.

Un

_spectre

a bien été obtenu de ces _{nuages, mais} aucune mesure

_{énergétique n’y}

était

_possible;

on a

seulement observé les raies de Fraunhofer. D’autre

part,

seuls _{les rayons lumineux}

_ayant

_passé

à au

moins 3o km au-dessus de la

Terre,

peuvent

exciter

la visibilité de ces _nuages, comme si la lumière de

courte

_longueur

d’onde

_jouait

un rôle

_important

dans leur illumination.

Cette

_{origine cosmique}

des _nuages nocturnes

lumineux nous amène à

_parler

du sodium

atmo-sphérique,

découvert

_depuis

_{peu dans}

l’atmo-sphère

[33]

et dont l’altitude a été

_trouvée,

dans le ciel

_{crépusculaire}

de 60-80

km,

dans le ciel

nocturne de 3o km. Nous avons montré tout

derniè-rement

_[23]

et

_[34j

le _{rôle que semble}

_jouer

le sodium dans l’ionisation normale ou

_{exceptionnelle}

de la

région

D située vers

_70-80

km. La

_présence

de _nuages de

_{poussières cosmiques}

à 80 km viendrait confirmer

l’origine météorique

du sodium

_{atmosphérique.}

En même

_temps

elle nous

_permet

de _{supposer l’existence}

d’autres atomes _{que l’on} rencontre aussi dans les

météorites et

_susceptibles

d’être ionisés assez

faci-lement

_(2).

Le sodium

_{àtmosphérique pourrait}

nous fournir

des informations sur la couche à

_laquelle

il se _trouve;

simultanément Kastler

_[35],

Franck et Rieke

_[36],

Cario et Stille

_{[3 7]}

ont

_proposé

d’absorber la raie

jaune crépusculaire

par de la vapeur de sodium à

température

ou

_pression

connue.

_Jusqu’ici

aucun

résultat définitif n’a été

_apporté.

L’étude de la couche D _par les ondes

radioélec-triques

de I8 km serait

_{également susceptible}

de

nous fournir des

_{renseignements}

sur la

_température

de

_l’air,

_d’après

la théorie de

_Chapman

_[2],

mais

(2) Ceci n’exclut pas nécessairement l’hypothèse de _l’origine

marine du sodium _{atmosphérique.}

seulement dans la mesure où les calculs sont

appli-cables. Une excellente étude

_{expérimentale}

a été

faite par

Budden,

Ratcliffe et Wilkes

_{[38] qui}

ont

déterminé exactement l’altitude de la couche

réflé-chissant ces

_ondes,

₆₇

km en été. Ils ont

_également

étudié la variation de l’altitude avec la distance

zénithale du

Soleil,

et

_appliquant

à ces observations les formules de

_{Chapman (avec}

dne

_{simplification}

supplémentaire)

ont déterminé la

_température

de l’air à l’altitude où l’ionisation de la couche D serait maximum par l’intermédiaire de la hauteur de

réfé-rence

_H,

_que nous avons vue

_plus

haut. La valeur de H obtenue est de 6 -1-

_o,5

km et

_correspond

à

une

_température

de 205 +

_17°

K. Mais certaines

périodes,

succédant à des

_{périodes magnétiquement}

perturbées,

donnent une valeur

_{due 4 km,}

soit

140°

K.

Nous _{pensons que} ces chiffres ne

_{correspondent}

nullement à la

_température

réelle de

_{l’atmosphère.}

En

_effet,

une

_température

de 9-ooo

K,

pour l’altitude de 80 km environ conduirait à des

_gradients

de

température

aussi bien vers le bas _que vers le haut

(nous

avons vu

qu’à

100 km la

_température

est de ?35° K au

_moins)

assez

_importants

_pour

_qu’il

soit nécessaire de tenir

_compte

de sa variation dans

le calcul de

H,

ainsi que nous l’avons montré au début de cet article.

Mais surtout nous _{pensons que} les formules de

Chapman

ne

_{s’appliquent}

_pas

_si,

comme nous l’avons

proposé [23]

et

_[34],

le sodium

_{atmosphérique}

est

l’élément ionisé de la couche

_D,

car dans ce cas, une

hypothèse

fondamentale,

à _{savoir que}

_{l’absorption}

du

_rayonnement

est

_{proportionnelle}

en

_chaque

_point

à la densité de

_l’air,

n’est

_plus

_réalisée,

le sodium

n’ayant

évidemment pas une teneur constante avec

l’altitude. Les valeurs de

₄

km trouvées

_{pour H}

suffiraient à

_justifier

notre

_point

de vue, une dimi-nution aussi

_importante

de T ne

_pouvant

être

expliquée

ni par un

_{refroidissement,}

ni par une

variation d’altitude de la couche. D’autre

_part,

Budden,

Ratcliffe et Wilkes ont observé une

augmen-tation de

_{l’amplitude}

de la

_composante

anormale de l’onde et un abaissement de l’altitude de la couche réfléchissante au mois de novembre. Or on sait que la Terre traverse au début de novembre l’essaim des

Léonides,

le

_{plus important}

des essaims de

météorites,

qui

viendrait provoquer un

enrichis-sement en sodium

_(et

autres éléments

_ionisables)

des hautes couches de

_{l’atmosphère.}

Ajoutons

que les observations de météores ont été

reprises

récemment _par

_Opik

_[47]

et _par un astronome américain F.-L.

_Whipple

_[48].

_Ôpik

a trouvé une

tem-pérature

de

₃₇₃₀

K _{à go km.}

_Quant

à F.-L.

_Whipple,

seuls ses

_premiers

résultats

_(portant

sur

l’observa-tion de 6

_{météorites)}

ont été

_publiés;

la rareté des

données lui a seulement

_permis

de montrer comment les mesures de densité

_qu’il

obtient se

_placent

_par

rapport

à une courbe de densité calculée à

_partir

14

adopté

deux des courbes données par Pekeris

[49] ;

les calculs de

_Pekeris,

basés sur la recherche des

périodes

propres d’oscillation de

_{l’atmosphère,}

exigent

pour retrouver la vitesse de

_propagation

des ondes de choc et _{pour cadrer} avec la théorie

électro-magnétique

de

_Chapmann,

un maximum de

tempé-rature vers 60 km suivi d’une

_importante

diminution ;

à 100 km la

_température

serait de 220° K environ.

Or,

F.-L.

_Whipple

_{fait remarquer que s’il}

_adoptait

pour l’une des observations une

_trajectoire

hyper-bolique (et

non

_elliptique),

ceci

_exigerait

à 82 km une

_température

d’au moins 300° K. On

_peut

éga-lement observer _que les

_{points expérimentaux}

de

F.-L.

_Whipple

se

_placent

au-dessus des courbes

théo-riques

de

Pekeris,

ce

_{qui correspond}

à des

_{températures}

plus

élevées. Penndorf

_[50],

refaisant le calcul à

_partir

des mêmes données a trouvé une distribution de

tem-pérature

où le minimum est

_beaucoup

moins accusé. En

résumé,

les valeurs de la

_température

de l’air

à 80 km _que nous venons de

_rappeler

ne nous

semblent pas être sûres.

Mais,

par contre, il y aurait

le

_{plus grand}

intérêt à

_explorer

cette

_région

_par

l’étude simultanée de la raie

_{jaune crépusculaire}

ou

nocturne et de la couche D de

_{l’ionosphère.}

Nous sommes

_également

en mesure de revenir sur

_{l’explication}

des évanouissements

_brusques

proposée

par Wulf et

_{Deming [22].}

Ces auteurs,

invoquant

un travail de Brewer

[3g],

admettent que la

décomposition photochimique

de l’ozone

s’accompagne

d’ionisation des molécules.

Or,

si

nous nous référons aux travaux de

Brewer,

nous

constatons

_qu’il

a étudié la

_{décomposition}

_thermique

de l’ozone à 200°

C,

ce

_qui

est assez loin des condi-tions de

_{l’atmosphère}

à 80

km,

et

_qu’il

a

_trouvé,

ainsi _{que pour} toutes les réactions

_qu’il

a

_étudiées,

une

proportion

de 1 ion

pur 1013

mol du _gaz

réagis-sant.

_Voyons

combien d’ions au centimètre cube

pourrait

nous fournir cette réaction si elle avait lieu dans la haute

_atmosphère.

A

_partir

des formules d’Eucken et Patat

_[40],

connaissant la

_pression

et la

température

à 80

km,

on

_peut

calculer la

concen-tration maximum

_(car

il

_{s’agit uniquement}

de la réaction de formation

_{photochimique qui}

est une

réaction

_{d’équilibre)}

de l’ozone dans

l’air;

on trouve un _peu moins de I o-6. On

_peut

calculer,

comme nous

le verrons

_plus

loin,

qu’il

y a 1015

_mol/cm3

à 80

km;

nous aurons donc au maximum io9 mol d’ozone

par centimètre cube

(3).

(Précisons

tout _{de suite que} les valeurs _{que l’on}

_peut

ainsi calculer sont très

supérieures

à _{celles que} l’on observe aux altitudes

plus basses.)

Ceci nous donnerait

_d’après

_Brewer,

1 ion par 10 litres. Or la réflexion des ondes

radio-électriques

de

Budden,

Ratcliffe et Wilkes

exige

30o _{électrons libres par} centimètre

cube;

de

plus

on doit tenir

_compte

de l’existence d’électrons

(3) Si l’on supposait que la température est ol _C, au lieu de _{75° C,} on tronverait une concentration de 10 5, encore

aussi largement insuffisante.

attachés à des molécules dans le

_rapport

de 100

élec-trons _{attachés pour} i électron

libre;

il nous faudrait donc 3.io~ mol d’ozone ionisées par centimètre cube. Nous sommes donc très loin de la valeur

observée par

Brewer,

il _{faudrait admettre que la} dissociation

_{photochimique}

_produit

au moins 108 fois

plus

d’ions que la

décomposition thermique,

hypo-thèse

_purement

_{gratuite puisque}

toutes les réactions étudiées _{par Brewer} ont donné une même valeur voisine de _{I0~13 ion par molécule.}

Une telle

_{disproportion}

dans les chiffres

_indiqués

suffirait à faire éliminer

_{l’hypothèse}

de Wulf et

Deming.

Mais de

_plus,

Brewer attribue la formation des ions dans ses

_expériences

aux chocs des

molé-cules

_{réagissantes}

contre la

_paroi

du

_récipient.

Si

cette

_explication

est _correcte, un

_{pareil phénomène}

ne

_peut

se

produire

dans la haute

atmosphère;

_par

conséquent,

l’ozone ne

_peut

être rendu

_responsable

de l’ionisation de la couche D.

Quant

à

_{l’hypothèse}

de

Mitra,

Bhar et

Ghosh,

nous avons montré

_(voir

_{note p.}

₁₂₎

_que le rayon-nement de

_longueur

d’onde i 000 Á ne

_pénètre

_pas

jusqu’à

la couche D.

2. CoucHE F. - Nous

avons vu _{que c’est par le}

spectre

des aurores _{que l’on} a

_appris

_que

_l’oxygène

est à _peu

_près

totalement dissocié au-dessus de 100 km.

Or,

une récente note de MM.

_Dufay

et

_Tcheng

Mao-Lin

_[41

_]

vient de nous

_apporter

la

preuve de l’existence des atomes d’azote par l’obser-vation du doublet

_4S-2D,

_{5 igg}

_.~,

dans un

_spectre

d’aurore obtenu en

_France;

ce doublet

_n’ayant

été

observé que dans les aurores de basses

latitudes,

qui

sont d’altitude

_plus

_{élevée que} les aurores

polaires

observées autour de la

_région

d’intensité

maximum,

on doit en _{conclure que c’est} vers 200 km que la dissociation de l’azote en atomes est à _peu

près complète (4).

La discussion de l’abondance de

ces atomes a _{été faite par Gauzit}

_[42].

Nous savons donc maintenant que, à l’altitude

de la couche

F,

l’air est _{constitué par} de l’azote et

de

_l’oxygène

à l’état

_atomique;

il n’est donc

_plus

besoin de faire

_appel

à une

_grande

abondance de _gaz

léger,

hélium ou

_hydrogène,

_{pour obtenir} une

dimi-nution notable de la densité de l’air.

_(Signalons

toutefois que,

occasionnellement,

on observe dans le

_spectre

de l’aurore les raies

H,,

et

_H~

de

l’hydro-gène ;

cette observation annoncée _par

_Vegard

_[43]

a été confirmée

_depuis

_{par Stôrmer}

_[44].)

Ceci va

nous conduire à réviser les valeurs données

_jusqu’ici

pour la

température

de la couche

_F,

_qui

_atteignaient

les valeurs les

_plus

_{fantaisistes, jusqu}

à 3oooo K. Une

_première

révision avait été faite par

Penndorf

_[27]

dans

_{l’hypothèse}

d’une dissociation

partielle

de

l’azote,

mais ce n’était

_qu’une

hypo-(4 ) Bernard _[461 avait _déjà observé le doublet ultra-violet dans une aurore diffuse _{septentrionale,} mais sa

présence ne _permettait pas de prévoir une dissociation aussi

15

thèse et il n’avait _pas

_envisagé

le cas réel de la dissociation

_complète.

En même

_temps

nous pour-rons faire une _{correction pour la} valeur de _{g, que}

nous _{pouvons calculer facilement pour}

_{30o km,}

altitude

_{approximative}

de la couche

_F2;

on

trouve 888 _c.g.s.

En admettant une dissociation

_complète

de l’azote

et de

_{l’oxygène,}

nous conserverons la même propor-tion en volumes 20 _pour ioo

d’O,

80 _pour 10o

d’N,

faute de données sur cette

_composition;

cela nous

donne pour

M,

grossièrement, 14,5

g.

Or la valeur de H trouvée _par

_Appleton

est 40

km

pour la couche

F,

et 70 km l’été pour la couche

F2.

Toutefois,

étant _{donné que}

_{l’épaisseur}

de la couche F est de 100 km environ et

qu’il

_y a un

_gradient

de

température

important

entre 100 et 30o

km,

ainsi que

Martyn

et

_Pulley

_{[31 j}

l’ont

montré,

il _y aurait certainement lieu ici

_{d’employer,}

non la formule

₍₁₂₎

mais la formule

à la base des calculs de

_Chapman;

_{voyons dans}

_quel

sens cette correction ferait varier H afin de retrouver

les mêmes valeurs de

l’ionisation,

c’est-à-dire de la

densité,

pour une même altitude.

T 0

étant la

tempé-rature du maximum

_{d’ionisation,}

est

_{plus grand}

que

T;

appelons

H’ la valeur que l’on devrait trouver; on a

2013

étant

_{plus grand}

_que

1, e - ’j,.

doit être

_{plus petit}

H

que e

1’ ,

c’est-à-dire que N doit être

plus grand que H;

bien entendu H étant dans

_{l’exponentielle,}

la varia-tion de H est

_{plus petite}

_{que celle de} T. Nous

conser-verons,

néanmoins,

faute de

précisions,

les valeurs H =

4o km,

et H =

~o km. On en déduit pour T

Il ne faut pas attacher à ces chiffres une

signifi-cation

_trop

_rigoureuse;

à l’altitude de la couche

F,

les _gaz

_{atmosphériques}

sont assez raréfiés et l’on

peut

se demander dans

_quelle

mesure _{les lois que} nous établissons au laboratoire sont encore valables

dans ces conditions. D’autre

_part,

étant donné la

très

_grande

_épaisseur

de cette

couche,

il est vraisem-blable _{que les} coefficients de dissociation et de recombinaison utilisés par

Chapman

n’ont _{pas la} même valeur en bas et au milieu de la

_couche;

la

théorie,

_qui

a obtenu un

_plein

succès pour la couche

E,

dont

_{l’épaisseur}

a été évaluée à 20

km,

n’est sans doute

qu’une

approximation

dans le cas de la couche F.

V. Variation de la

_température

avec l’altitude.

-

Nous pouvons maintenant résumer par une courbe l’allure de la variation de la

_température

de

l’atmo-sphère

avec l’altitude ainsi

_qu’elle

résulte de notre

discussion.

Nous _{voyons que} les _{résultats que} nous avons

examinés se

_rapportent

tous _{à des latitudes moyennes,} à

_{l’exception}

de la

_température

déduite des

_spectres

auroraux

_qui

concerne la nuit

polaire (hiver

et hautes

latitudes).

Nous allons donc réunir les

_points

entre

eux, faute de

_{renseignements précis,}

par des

segments

de droite et nous obtenons ainsi la courbe 1 de la

figure

2. Nous voyons que, à 80 km

d’altitude,

nous aurions une

_température

de

₇₅₀

C environ

(35oo K).

C’est cette

_{température qui}

a nous servi

pour le calcul de la concentration d’ozone. Mais on

peut

également adopter

entre 5o et 10o km la courbe

en S

_qui

conserve un maximum à 60 km et un minimum faiblement accusé à 80 km.

En

_possession

de cette

courbe,

nous _pouvons

maintenant calculer la

_pression

à différentes

alti-tudes,

par

exemple

par la formule

où a est la variation de

_température

_pour une éléva-tion en altitude de i cm. Le calcul se fait par tranches

où la variation de

_température

est

_supposée

linéaire o -

io

_km;

10 - 30

km;

30 - 50

km;

5o -

100

_km;

100 - 2 o km. Nous obtenons ainsi

Nous avons donc

En examinant la courbe

1,

nous _voyons

_qu’à

partir

de la

_tropopause,

la

_température

de l’air va en

_augmentant

_{continuellement;}

il

_n’y

a aucune

raison de ne _{pas supposer}

_qu’elle

continue à croître

jusqu’à

la limite de

_{l’atmosphère,}

là où les atomes ont la faculté d’absorber le

_rayonnement

solaire

vierge

de toute

_absorption.

Mais à ce moment

là,

nous ne _pouvons

_{plus parler}

de

_{température,}

notion

qui

perd

son sens

_statistique

dans

_l’espace

inter-stellaire,

où la matière est ultra raréfiée. Un _corps

qui

se trouverait

placé

dans cet _espace

_prendrait

une

_température

_propre

_qui

résulterait de

_{l’équilibre}

entre le

_rayonnement

_qu’il

recevrait et celui

_qu’il

Il faut _{donc penser}

_qu’à

mesure _que nous nous

élevons,

et _{que la}

_température

calculée

croît,

cette

grandeur

perd

sa valeur en même

_temps

_{que les}

libres parcours

augmentent,

et,

par

conséquent,

son introduction dans des formules de

thermody-namique

devient de

_plus

en

_plus

abusive.

Voyons

maintenant la variation de la

_température

avec l’altitude dans le cas de la nuit

_polaire.

Les

spectres

auroraux ont donné une

_température

de 235° K pour les altitudes

comprises

entre 100 et z 25 km. Nous connaissons d’autre

_part

la

tempé-rature entre le sol et 20 km

d’après

les

sondages

effectués à _{Abisko par}

_exemple.

Nous

_partons

de -

10° C au

_sol,

_{pour arriver à la}

_tropopause

à - 60° C;

le

_gradient

devient ensuite

_plus

faible;

la

_température

vers 3o km nous est _{donnée par le}

spectre

de l’ozone

_{atmosphérique [21];}

la moyenne pour les mois d’hiver est environ -

750

C;

entre

4o

et 100

km,

nous ne savons _{rien pour le} moment.

Nous obtenons ainsi la courbe

2,

extrêmement

différente de la courbe 1.

D’où

_provient

donc cette différence?

Évidemment

de l’absence de

_rayonnement

solaire,

dans le cas

de la courbe 2. Les

_régions

de fort

_{gradient positif}

de la courbe 1 coïncident avec des

_régions

d’absorp-tion

_importante.

Ainsi au-dessus de 100

km,

est

absorbée toute la

_{région spectrale comprise}

entre

₇₅₀

et 1 ₇₀₀ À

(fig.

i).

La

région

située entre 3o et 5o km

correspond

à

_{l’absorption}

du

_rayonnement

solaire

dans la bande de

_Hartley

de l’ozone et dans la bande du

_système

de

_{Schumann-Runge}

de

_{l’oxygène.}

Quant

au

_{gradient négatif}

de la

_{troposphère,}

il

s’explique

par l’influence décroissante du

rayon-nement _{propre de la Terre} et du

_rayonnement

solaire diffusé par le sol.

Fig, ~.

L’écart

considérable

entre les deux courbes 1 et 2

met en évidence le rôle

prépondérant

de

l’absorption

du

_rayonnement

solaire dans

_{l’équilibre}

thermody-namique

de

_{l’atmosphère.}

Manuscrit reçu le 20 janvier g 4 ~. BIBLIOGRAPHIE.

[1] A. et E. VASSY, C. R. Acad. Sc., 1941, 212, p. 98 et 301;

Journal de Physique;

[2] CHAPMAN, Proc. _{Phys. Soc., 1931, 43,} p. 26 et 483. [3] LEPAPE et COLANGE, C. R. Acad. _{Sc., 1935, 200,} p. 1871.

[4] PANETH, Nature, 139, p. 180 et 220 ; Scientific Journ. Roy.

College of Science, 1936, 6, p. 120.

[5] REGENER, Luftfahrtforschung, 1936 et Nature, 1936, 138,

p. 544.

[6] GOUY, Ann. de _{Physique, 1916, 5,} p. 12 1.

[7

] ROCARD, C. R. Acad. Sc., 1929, 188, p. 1336.

[8] MITRA et RAKSHIT, Ind. J. of Physics, 1938, 12, p. 47. [9] MARIS, Terr. _Mag. Atmos. Elec., 1928, 33, p. 233, et

1939, 34, p. 45.

[10]

STÖRMER,

Astrophysica

Norvegica, 1939, 3, n° 5.

[11] E. _VASSY, C. R. Acad. _{Sc., 1936, 203,} p. 1363; Ann. de Physique, 1937, 8, p. 679. 2014 A. et E.

VASSY, C. R. Acad. Sc., 1939, 208, p. 1664.

[12] LINDEMANN et _DOBSON, Proc. _Roy. Soc., 1923, 102, p. 411.

[13] ESCLANGON, Mémorial de l’Artill. franç., 1925. 2014

MAURAIN, Ann. Inst. Phys. Globe, fasc. _{spéc., 1926.} 2014 F. J. W. WHIPPLE, Quat. Jour. _Roy. Meteo. Soc., 1932, 58, p. 471. 2014

DUCKERT, Erg. kosm. _Physik,

1931, 1, p. 236.

[14] LINK, C. R. Acad. _{Sc., 1935, 200, p. 78.}

[15] HULBURT, J. _Opt. Soc. _{Amer., 1938, 28,} p. 227.

[16[ STÖRMER, Geofys. Publik., XV, n° 7 et XII, n° 7.

[17] VEGARD, Geofys. Publik., IX, n° 11.

[18] VEGARD et TÖNSBERG, Geofys. Publik., XI, n° 2.

[19] VEGARD et _{TÖNSBERG, Geofys. Publik., XII,} no 3.

[20] PENNDORF, Meteor. Zeits., 1941, 58, p. 1.

[21] A. et E. VASSY, C. R. Acad. Sc., 1939, 208, p. 1518.

[22] WULF et DEMING, Terr. Mag., 1938, 43, p. 283.

[23] A. et E. VASSY, Notes prélim. Labor. nat. Radio-électricité,

n° 17.

[24] MITRA, Nature, 1938, 142, p. 914.

[25] MITRA, BHAR et GHOSH, Ind. Journ. _Physics, 1938, 12,

p. 455.

[26] APPLETON, Proc. Roy. Soc., 1937, 162, p. 451. [27] PENNDORF, Naturwiss., 1940, 28, p. 151.

[28] JESSE, Astro. _{Nachr., 1896, 140.}

[29] STÖRMER, Astrofys. Norv., février 1935, n° _{3; University} Observ., Oslo, 1932, n° 2.

[30] HUMPHREYS, Month. Weather Rev., 1933, 61, p. 228.

[31] PULLEY et MARTYN, Proc. _{Roy. Soc.,} 1936, 154, p. 455. [32] Voir à ce _{sujet VASSY, Nature, 1939, 144,} p. 284.

[33]

BERNARD, C. R. Acad. _{Sc., 1938, 206,} p. 448 et 928. 2014

CABANNES,

DUFAY

et GAUZIT, C. R. Acad. Sc., 1938,

206, p. 870 et 152.

[34] JOUAUST et VASSY, C. R. Acad. Sc., 1941, 213, p. 139.

2014A. et E. VASSY, C. R. Acad. Sc., 1942, 214, p. 282.

[35] KASTLER, C. R. Acad. Sc., 1940, 210, p. 530.

[36] FRANCK et RIEKE, Astro. Jour., 1939, 89. p. 463.

[37] CARIO et _STILLE, Zeits. _{Physik., 1939, 113,} p. 442. [38] BUDDEN, RATCLIFFE et _WILKES, Proc. Roy. Soc., 1939,

171, p. 188.

[39] BREWER, J. Am. Chem. _{Soc., 1924, 46,} p. 1403; Phys. Rev., 1925, 26, p. 633.

[40] EUCKEN et PATAT, Zeits. _{für Phys.} Chem., 1936, 33,

p. 459.

[41] DUFAY et TCHENG MAO-LIN, C. R. Acad. Sc., 1941, 213,

p. 692.

[42] GAUZIT, C. R. Acad. Sc., 1941, 213, p. 695.

[43] VEGARD, Nature, 1939, 144, p. 1089.

[44] STÖRMER, Astrolys. Norvegica, 1941, 3, p. 217.

[45] HARANG, Terr. Magn., 1936, p. 143.

[46] BERNARD, Nature, 1938, 141, p. 1140.

[47]

ÖPIK,

Astr. Obs. Harvard, 1937, 105, p. 549.

[48] F.-L. WHIPPLE, Proc. Am. phil. Soc., 1838, 79, p. 499. [49] PEKERIS, Proc, Roy. Soc., 1937, 158, p. 650.