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Étude de l’absorption atmosphérique d’après les
observations faites a Montézuma de 1920 à 1930, par la
Smithsonian Institution
Tien Kiu
To cite this version:
ÉTUDE
DE L’ABSORPTIONATMOSPHÉRIQUE
D’APRÈS
LES OBSERVATIONSFAITES
AMONTÉZUMA
DE 1920 à
1930,
PAR LA SMITHSONIANINSTITUTION
Par TIEN KIU.
Observatoire de
Lyon.
Sommaire. 2014 L’auteur cherche à représenter par une droite D = A + B f (03BB), avec f (03BB) = (03BC20 -
1)2 03BB-4,
la densité optique de l’atmosphère au zénith d’après les mesures faites à Montezuma (Chili, altitude 2 711 m,
latitude 22°, 40’ S.). Un graphique a été tracé pour chacune des journées d’observation effectuées de 1920 à 1930.
On trouve une corrélation notable entre la hauteur d’eau précipitable, mesurée en même temps au
moyen des bandes d’absorption infra-rouges d’une part, d’autre part, entre les constantes A et B. Tout se
passe donc comme si, à la présence de la vapeur d’eau étaient liées une diffusion moléculaire en f (03BB) et
une absorption neutre superposée. La vapeur est d’ailleurs partiellement condensée.
Pour l’air sec, on ne trouve qu’une ordonnée à l’origine très petite (A0 = 0,0034) et, à partir de la
pente B, on calcule le nombre d’Avogadro. On trouve :
N = (6,136 ± 0,085).1023
nombre bien plus voisin de celui de Millikan que les valeurs observées précédemment à partir de la dif-fusion moléculaire.
On étudie enfin la variation saisonnière de A et on évalue les épaisseurs d’ozone contenues chaque
jour dans l’atmosphère. En prenant dans le spectre visible, le coefficient d’absorptiou de Mme Vassy, corrigé de l’effet de température, les épaisseurs d’ozone calculées s’accordent parfaitement avec celles qui résultent des mesures faites à Montezuma dans l’ultra-violet.
1.
Introduction.B
- Les anciennes mesures del’absorption atmosphérique
faites par la SmithsonianInstitution au Mont Wilson et à
Washington
notam-ment,
ont été discutées dans cejournal
par Cabanneset
Dufay
(’).
Les mêmes auteurs ont utilisé les me-sures faites àCalama,
pour évaluerl’épaisseur
d’ozone
(2).
Dans tous les cas, on se servait de moyennesmensuelles ou annuelles des facteurs de
transmission,
car les valeurs
journalières manquaient
encore depré-cision. Plus
récemment,
quelques
séries de mesures isolées de Müller et Kron à Ténériffe ont étéinterpré-tées par
Dufay
et Tien Kiu(3).
Je me propose
(l)
d’appliquer
la même méthode à unmatériel
beaucoup plus
abondant. Les mesures de laSmithsonian Institution faites à Montezuma de 1920 à
1930,
sontbeaucoup plus
nombreuses(462 j
d’obser-vation)
et leurprécision
permet
de les traiter indivi-duellement. D’autrepart,
la détermination simultanéede la hauteur d’eau
précipitable
permettra
d’étudier l’influence de la vapeur d’eau surl’absorption
atmo-sphérique.
2.
Application
de la théorie de la diffusion moléculaire à l’étude del’absorption
atmosphé-rique. -
SoientEo
et E les éclairementsproduits
parune radiation
monochromatique
avant etaprès
avoir traversé une certaineépaisseur x
d’un gaz, on ak est le coefficient
d’absorption
qui
variepropor-tionnellement à la densité d pour un gaz donné :
ko
etdo
étant le coefficientd’absorption
et la densitédu gaz dans les conditions normales.
La diffusion moléculaire
produit
une réduction de l’éclairementcorrespondant
à uneabsorption
appa-rente dont le coefficient
ko,
variable avec lalongueur
d’onde,
a été calculéthéoriquement
par LordRayleigh
en étudiant la
propagation
des ondesélectromagné-tiques.
Le calculcomplété
par Cabannes(5)
en tenantcompte
de ladépolarisation
de la lumière diffusée parles gaz donne :
avec m ‘
0,4343,
module dulogarithme népérien,
p =
dépolarisation
de la lumière diffusée à 90° dufaisceau
incident, À
=longueur
d’onde de laradiation,
yo = indice de réfraction pour la
longueur
d’ondecon-sidérée et r~4 = nombre de molécules des gaz conte-nues dans un
cm’,
dans les conditions normales.Introduisons la valeur
numérique
de m et celle de p =0,042
pour l’air(en supposant
que lacomposition
de l’air ne varie pas suivant
l’altitude),
nous obtenonsavec
ko
estexprimé
encm-’,
lorqu’on exprime A
en cm.D’autre
part,
la densitéoptique
deatmosphère
sui-vant la verticale, au-dessus d’une station d’altitude z pour diverses radiations pourra se calculer par
l’in-tégrale.
D’ailleurs
l’intégrale
dg. dz
z
mesure lapression
atmosphérique p.,
à l’altitude zet,
comme les variationsde l’accélération de la
pesanteur g
avec l’altitude sontici
négligeables,
onpeut
écrireD,
20132013
~,,,
ou, en introduisant la hauteur réduiteho
=7,993 . t0~
cm del’atmosphère
dans les conditions normales :Dans
l’équation précédente
p~ et no sont descons-tantes,
et lapression p_,
ne varie que d’une manièrerela-tivement
insignifiante
au cours d’unejournée
d’obser-vation. Les
points
obtenus enportant
en abscisses la fonctionf (À),
en ordonnée la densitéDi,,
segroupent
donc autour d’une droite
passant
parl’origine
descoordonnées,
sil’absorption
atmosphérique
résulte de la seule diffusion moléculaire.Or,
lephénomène
secomplique
par suite de laprésence
de la vapeur d’eau etdes grosses
particules
(poussières),
brasséestoujours
en
quantité
variable dansl’atmosphère ;
même en éli-minant lespoints
tombant dans lesrégions
d’absorp-tion
sélective,
la droite ne passe pasl’origine
des coordonnées et se courbe souvent vers l’axe des abs-cisses dans le cas des stations de bassealtitude,
tandis que dans les stationsélevées,
la densitéoptique
del’atmosphère
auzénith,
mesurée pour diversesradiations est
généralement
bienreprésentée
par la relationOn pourra calculer le nombre no à
partir
de la valeurde la
pente B
par la formule :Fig. 1. - Indices de réfraction de l’air. ’
3. Détermination des valeurs de l’indice de la réfraction de 1’air sec po. -
Meggers
et Peters(6)
ont calculé les valeurs de l’indice de la réfraction de l’air sec yo dans lec conditions
normales,
entre les lon-gueurs d’onde ~000 et fO 0001 par une formulequi
s’était établieexpérimentalement
sur les seuls résultats de leurexpérience.
Les valeurs ainsi calculées sont engénéral,
un peuplus petites
que celles obtenues par lesautres
expérimentateurs.
J’ai rassemblé donc lesan-ciennes mesures
(6)
dans undiagramme (fig.
1)
repré-sentant les variations de
(po -1)
en fonction des lon-gueurs d’onde~,
etje
détermine les valeurs de l’indice de la réfraction de l’air sec (.1.0 parinterpolation
gra-phique.
Les résultats ainsi obtenuspour (o
-1)
sontdonnés dans le tableau 1.
4.
Dépouillement
des résultats de Montezuma. -- La Smithsonian Institution a créé à Montezuma(Chili)
une stationmontagneuse
(altitude 2711
m)
con-sacrée aux mesures
spectrobolométriques des
radia-tions solaires suivant les distances zénithales. On a
donné
jour
parjour
dans les Annales de cetteInstitu-tion
(1)
pour 10 radiatiations(349, 395,
450,
499,
621’1 714, 803, 977,
1214 est 1593mp) réparties
de l’ultravioletjusqu’à l’infrarouge,
les coefficients detransparence
atmosphérique
obtenus par la mé-thode deBouguer.
Celle-ci consiste à décrire des droites enportant
en abscisses les masses d’air Mcor-respondant
aux différentes distanceszénithales,
en~
TABLEAU 1.
L’ordonnée de ces droites
correspondant
à M û 0permet
de calculer l’éclairementEo
hors del’atmos-phère ;
lapente
donne la densitéoptique
D del’atmos-phère
au zénith pour la radiation considérée.Je me sers de ces résultats de Montezuma entre 1920-1930
qui
contiennent 462 sériesd’observation,
etje
déterminegraphiquement, jour
parjour,
lescons-tantes 4 et B de la droite de la diffusion moléculaire.
Je les rassemble ainsi dans les tableaux de II à XII.
Dans la deuxième colonne de ces tableaux se trouvent les valeurs de la hauteur d’eau
précipitable
Q
en cmmesurée en même
temps
au moyen desbandes’
d’absorption
infrarouges (8).
Dans les deux dernières colonnes se trouve l’excès de la densité
observée
Da
sur la densitécorrespondant
à la droiteDo
pour les radiations 621 et499m~. Enfin,
dans la
cinquième
colonne,
s’inscrivent lesqualités
deces droites. Celles-ci se
distinguent
par les lettres b(bien),
e(points
dispersés),
c(courbée)
et tn(mauvaise).
La
figure 2
donne desexemples
de cesgraphiques.
Fig. 2. - Exemples de détermination de droites. En abcisses :
f (),) -
i)2 À -4; en ordonnées : densités optiques de
l’atmosphère au zénith.
5. Corrélation entre A et
Q
et entre B etQ.
-Les
graphiques
obtenus enportant
en abscisses lesdiverses valeurs de
Q,
en ordonnées les valeurs de A(fig. 3)
ou celles de B(fig. 4),
montrent despoints
dis-persés,
maisqui
paraissent
bien se grouper autour de deux droites. Il est donc intéressant de calculer lescoefficients de corrélation r entre A
et Q
d’unepart,
entre B et
Q
d’autrepart.
Ceux-ci sont définis par la formule(9).
Les
paramètres b
sont des valeursprobables
oumoyennes et cr les
dispersions.
Leurs valeursTABLEAU II
(1920).
Fig. 3. - Relation entre la hauteur d’eau
précipitable Q (en cm d’eau liquide) et la constante A.
TABLEAU III
(1921).
TABLEAU IV
(1922).
TABLEAU V
(i923).
TABLEAU V(~9!3).
(Suite.)
où iv est nombre total d’observations et ~’ les fonctions
de
fréquence.
L’erreur à craindre sur r est
Fig. 5. - Corrélation
entre Q et A. Droites de régression.
Le tableau XIII
montre,
parexemple,
le tableau des corrélations entre A etQ.
Ontrouve,
entre A etQ,
TABLEAU VI
(1924).
Comme la détermination de la
pente B
dépend
beau-coup de laqualité
de larlroite, je
ne me suisservi,
TABEEAU VII
(1925). (Suite.)
dans ce dernier cas, que des
36i j
où la droite est aumoins
passable.
Aucontraire,
459 j
d’observation ont servi pourcalculer
rA.Comme les valeurs de ces coefficients
dépassent
0,7,
il existe des corrélations notables entre la hauteur d’eauprécipitable
d’unepart
et d’autrepart
l’ordonnée àl’ori-gine
et lapente
de la droite enf (À).
Et on sait que,dans le cas des corrélations fonctionnelles
linéaires,
les valeurs les
plus
probables
de x ou de y, pour unevaleur donnée de y ou
de x,
sontreprésentées
par lesdroites de
régression :
.
- ,
La
figure 5
montre comment ces droitesreprésen-taient les moyennes
partielles
observées.En considérant les valeurs de A et de
Q,
on trouve ici :TABLEAU VIII
(1926).
TABLEAU X
(1928).
La
première
des deux droitespermet
d’évaluer la valeur laplus
probable
de l’ordonnée àl’origine A
pour une hauteur d’eauprécipitable
donnéeQ.
Enpassant
de x etde y
àon trouve :
A,=0,003377±0,000074+(0,000750d=0,0000i62)
Q.
De
même,
la valeur la~plus
probable
de lapente B,
correspondant
à une valeur donnée deQ,
est fournie par la droite.B1.
1012=0,7913±:
0,0011 +
(0,007068
d=0,000262)
Q.
6.
Interprétation
et calcul du nombre ~r4 et du nombred’Avogadro. -
Tout se passe donc commesi,
à la vapeur d’eauprécipitable
étaient liées une dif-fusion moléculaireproportionnelle
à f (X)
et uneabsorp-tion neutre
superposée.
Onpeut
donc chercher àre-présenter
la densitéoptique
de l’air humide au zénith parLes constantes
Aa
etBo
serapportent
à l’air sec, et aet fi correspondent
à 1 cm de hauteur d’eauprécipi-table. On a les valeurs moyennes : -.
~=0,003377=LO,000074, a=0,000750+0,0000162;
~ 10~=0,79i3±0,001i, ~
1012::-=0,007068+0,000262.
On pourra calculer le nombre no
correspondant
à l’airTABLEAU XI
(t 929).
sec à
partir
de la valeur deBo
par la formule(8).
On trouve(le rapport
de lapression
locale sur lapression
normale a été calculé à
partir
de l’altitude z de cettestation) :
Le nombre
d’Avogadro
correspondant
est :qui s’approche
bien de celui de Millikan(6,062
+0,006).1023,
résultant de l’étude de lacharge
électrique
élémentaire(’ °).
Lesprécédentes
TABLEAU XII
(1930).
atmosphérique,
soit àpartir
de l’intensité lùmineusediffusée par des gaz
transparents,
avaient donné des nombrescompris
entre6,5
et6,8.1U23.
La détermina-tion actuelle repose sur des donnéesbeaucoup
plus
abondantes et
qui paraissent
plus
sûres.7. Condensation de la vapeur d’eau
atmosphé-rique. -
La formule 15 montre que la diffusionen f (À)
liée à la
présence
de la vapeur d’eau donne la densité :La valeur
théorique correspondant
à la diffusionmoléculaire,
calculée àpartir
de la formule3,
est(p
étaitpris
ici la valeur0,02
(1 1), lia
densité de la vapeur d’eau8,06. ~0-~).
Le
rapport
£# =
5,3.
Fowle avait trouvé lerap-D,
port
64,
beaucoup
plus
grand
que celui quej’ai
trouvé.Enfin,
la vapeur d’eauatmosphérique
semblepartielle-ment
condensée;
cequi
tendrait àexpliquer
l’absorp-tion neutre, .
8. Variations mensuelles des constantes. - Lès
variations mensuelles des constantes A et
A~o
= A - aQ, correspondant
à l’air sec, sont données dans letableau XIV. On voit
qu’il
existe unparallélisme
entre A et
Q.
Fig. 6. - Variations mensuelles de la hauteur d’eau
préci.
pitable Q et des constantes A et A’ (à Montezuma et à Calama).
Ils ont leur maximum aux mois de décembre à mars
correspondant
aux saisons chaudes(la
latitude de Montezuma estégale
à 22°40’S),
et leur minimum auxmois
de juin, juillet
etaoût, correspondantà
l’hiver. Les variations mensuelles deA’o
sont très atténuées parrapport
à A. Le maximum et le minimum deAlose
produisent
à peuprès
aux mêmesépoques
que ceuxde
A,
avec une avance d’un mois. Il existe en outreune
brusque
diminutiondeA’o
au mois de marspendant
lequel
la constante A reste encore maximum. Fowle(12)
aTABLEAU XIII.
TABLEAU XIV.
expliqué
la densité résiduelle par laprésence
des grossesparticules (des poussières
et desions,
etc.).
Ilsemble que les
poussières jouent
le rôle leplus
impor-tantd’après
les variations mensuelles. Pendant les saisonschaudes,
lespoussières
seront soulevées aussi facilement que la vapeurd’eau,
et ledécalage
d’un mois de leurs maxima et minima concorde bien avec les conditionsmétéorologiques.
Labrusque
diminution deA’o
en mars étaitprécédée
par l’abondance de la vapeur d’eau au févrierqui, précipitée
sous forme depluie,
nettoie le ciel.J’avais
essayé
de rechercher la relation entreA’o
etB’o
=B - fi
Q, correspondant
à l’air sec. Le coefficient des corrélations ainsi trouvé est trèspetit.
Il semblequ’il
n’existe pas degrande
relation entre ces deuxquantités. L’absorption
effectuée par lapoussière
serait neutre.Cabannes
e 3)
a observé depareilles
variations de la constante A des courbes D =f (À-4)
endépouillantles
altitude 2 250
m).
Ces observationsont
été faites entoute saison
pendant
25 moisconsécutifs,
dejuillet
1918 àjuillet
1920. Les moyennesportent
sur 25 à 30jour-nées
d’observations;
l’intervallespectral
étudié s’étendde
0,35 ~
à1,6
~.Dans la
figure 6,
la courbe 1 montre les variations mensuelles de la hauteur d’eauprécipitable
Q
àMontezuma,
les courbes II et III celles constantes A etA’o à
Montezuma. Tandis que la courbe IVempruntée
aux résultats de
Cabannes, représente
les variations de la constante A à Calama. Leparallélisme
des courbes 1 et II sembleparfait.
Leparallélisme
des courbes II et IV est aussiremarquable :
la variation saisonnière de la constante A est bien la même aux deux stations. Maisl’absorption
neutre estplus
forte àCalama,
station moinsélevée,
où la vapeur d’eau et surtout les pous-sières venues dusol,
sontplus importantes.
Le rôle despoussières
sembleindiquée
par une certaineressem-blance entre les courbes III
(constante
A’oàMontezuma
pour l’airsec)
et IV(constante
A àCalama).
9. Ozone
atmosphérique. - L’épaisseur
de l’ozoneatmosphérique
a été calculée àpartir
de l’écart de la densité observée sur la droite enf (X)
pour la radiation621 mp.. Celui
qui
correspond
à la radiation 499 myn’est pas
applicable
à cette détermination à cause de lasuperposition
de la bandede vapeur
d’eau(.~
981-6 i I IA)
(’ ~).
Les coefficientsd’absorption
de l’ozone deColange
(15) et de MmeVassy
(16)
ont servi en mêmetemps,
eton a tenu
compte
aussi de l’effet detempérature
(’7). La
température
de l’ozoneatmosphérique
estprise
égale
à - 35,d’après
les déterminations deDufay, Vassy
etDéjardin.
Lesrésultats sont donnésdanslestableauxXV et XVI. Lesépaisseurs
d’ozonequi
sont inscrites dans la seconde colonne de ces tableaux sont obtenuesd’après
les coefficientsd’absorption
deColange.
Pour celles de la troisièmecolonne,
on a tenucompte
de l’effet detempérature.
Lesépaisseurs
d’ozone de la qua-trième et de lacinquième
colonne sont obtenuesàpartir
des coefficients de MmeVassy,
noncorrigés, puis
corrigés
de l’effet detempérature.
Il semble que
l’épaisseur
d’ozoneaugmente
de 1920 àt924, puis
diminuejusqu’à
1928,
pour revenir à uneTABLEAU XV.
TABLEAU XVI.
épaisseur
de même ordrequ’en
19~~0;
après,
elleaugmente
de nouveaujusqu’en
1930.L’amplitude
de la variation mensuelle semble trèsréduite,
comme il est derègle
aux basses latitudes.Des mesures ont été faites à
Montezuma,
en1926-1927,
par la méthode de Dobson(18)
en étudiant larégion spectrale
3300-3000 Ã.L’épaisseur
moyennetrouvée était
0,22
cm. J’obtiensprécisément
les mêmesvaleurs pour ces deux années en
adoptant
le coefficientd’absorption
de l’ozone de MmeVassy majoré
de 12 pour100,
pourcorriger
l’effet detempérature.
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