HAL Id: jpa-00233413
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La transparence de l’atmosphère dans le spectre visible
d’après les observations de Muller et Kron, à Ténériffe
Jean Dufay, Tien Kiu
To cite this version:
LA TRANSPARENCE DE
L’ATMOSPHÈRE
DANS LE SPECTRE VISIBLED’APRÈS
LES OBSERVATIONS DE MULLER ETKRON,
ATÉNÉRIFFE
Par JEAN DUFAY et TIEN KIU.
Observatoire de
Lyon.
Sommaire. 2014 Les droites figurant, en fonction de 03BB-4, les densités optiques de
l’atmosphère
mesurées par Müller et Kron en 3 stations d’altitudes comprises entre 100 et 3 260 m, permettent de déterminer lenombre n0 de molécules contenues dans un cm3 d’air, dans les conditions normales. Par suite de l’humi-dité de l’atmosphère, les valeurs ainsi obtenues doivent être considérées comme des limites inférieures du nombre exact. Mais cette limite doit être fort approchée pour certaines mesures faites à 3 260 m
d’altitude, dans une station extrémement sèche. On trouve dans ces conditions des nombres compris entre 2,8 et 2,9.1019. Le fait que les gaz diffuseraient un peu moins de lumière que ne le prévoit la théorie
paraît ainsi confirmé.
Les écarts observés par rapport aux droites en 03BB-4 pour les radiations voisines de 600 m 03BC permettent
de doser chaque jour l’ozone atmosphérique. Deux séries d’observations commencées dès le lever du soleil montrent qu’en dehors de la région d’absorption sélective, la densité optique de l’atmosphère croît bien
proportionnellement à la masse d’air, jusqu’à l’horizon. La densité croit au contraire moins vite que la
masse d’air pour les radiations absorbées par l’ozone, et l’altitude de la couche mince équivalente à la distribution d’ozone serait de l’ordre de 25 km.
On cherche enfin à expliquer le fait que, même dans les stations élevées, les droites en 03BB-4 ne passent
pas exactement par l’origine et comment cette faible absorption supplémentaire peut, en apparence,
augmenter à peu près proportionnellement à la masse d’air.
1. Observations de Müller et Kron. - En
~19~Q,
Muller et liron ont tétudié,
àTénériffe, l’absorption
atmosphérique
dans lespectre
visible et tracé la courbed’énergie
du soleil hors del’atmosphère
terrestre[1].
Leurs mesures ont été faites en moins d’un mois entrois stations d’altitudes différentes : à Orotava
(alti-tude 100
m), Pedrogil(l
950m)
et Alta-Vista(11
260m).
Dans cette dernière station trèssèche,
le ciel était par-ticulièrement pur. Aussi nous a-t-il paru intéressant dechercher à
interpréter
leurs résultats dupoint
de vuede la diffusion moléculaire de la lumière et de
l’absorp-tion par l’ozone.
Précédemment,
Cabannes etDufay
ont
interprété
ainsi les mesuresspectrobolométriques
d’Abbot et Fom-le et celles de Lindholm
[2J,
et l’un denous a
interprété
les mesuresphotographiques
de H. H. Plaskett[3].
Il
s’agit
ici de mesures visuelles faites avec unspec-trophotomètre
deGlan-Vogel.
Ellesportent
surf 1 bandes
spectrales
étroites centréesgénéralement
surles
longueurs
d’onde679, 8~~1,
605,
570, 540, 514,
49~,
~ ~ 3, ~~ i ,
443 et 430 m¡fJ..La densité
optique
del’atmosphère
au zénith estévaluée,
pour chacune de cesradiations,
par la méthodeclassique
deBouguer :
enportant
en abscisses lesmasses..d’airiAl
correspondant
aux distances zénithalesapparentes
~,
en ordonnées leslogarithmes
deséclai-rements mesurés
(log E),
on obtient une droite dont lapente
estla]densilé optique
cherchée D.31ïillei)déteiinine
par la méthode des moindrescar-rés les constantes D et
log Eu,
dont la seconderepré-senter le
logarithme
de l’éclairement au-dessus del’atmosphère.~Son ’mémoire L
donne le détail de toutesles
observations;
l’erreur moyenne d’une mesuré est de l’ordre de ±0,03
surlog
E.~. Densité
optique
duel’atmosphère
au zénithd’après
la théorie de la diffusion. moléculaire,. zSoit d la masse
spécifique
du gaz dans les conditionsactuelles de
température
etde pression.
Son coefficientd’absorption k,
défini par
-do
etko
étant la massespécifique
et le coefficientd’ab-sorption
dans les conditions normales. D’autrepart
1 m .. r:B
avec m -
log
e =0, j 3~3 ... ,
p =
dépolari,sation
à 90°du faisceau
incident,
X =longueur
d’onde,
p.0 .= indicede réfraction pour la
longueur
d’onde,
no ~ nombrede molécules par cm"
(dans
les conditionsnormales).
L’air est unmélange
de gaz dont lacomposition
variepeut-être
avec l’altitude. Le calcul de la densitéoptique
del’atmosphère
au zénith a été faitcomplètement
parCabannes et
Dufay,
en se basant sur lacomposition
connue delàtroposphère
et ensupposant
soit que lastratosphère
est enéquilibre
isotherme(hypothèse
au-jourd’hui
peuprobable),
soitqu’elle
a mêmecomposi-tion que la
troposphère
[1].
Les deuxhypothèses
con-duisent
pratiquement
au même résultat et l’on retrouveencore
plus simplement
les densitésoptiques
correctes à0,005
près,
en raisonnant comme si l’air étaitcom-posé
d’une seuleespèce
de molécules pourlaquelle
onaurait p =
0,042.
Le coefficientd’absorption ko
peut
alors s’écrire :
199
On l’obtient en cm-’
lorsqu’on
exprime A
en cm.Dans l’intervalle
spectral
considéré(6 i9 -
43Ump),
(~_~2
varieentre 33,975.10-8
et3M30.10-S.
Ennégligeant
cettevariation,
et enremplaçant
-1)’
par sa valeur moyenne3~,0,10-g,
on ne commet surà
(et
par suite sur la densitéoptique D)
qu’une
erreurrelative inférieure à
0,018. Comme,
dans les séries demesures faites à haute
altitude,
D atteint àpeine
la valseur0,10,
l’erreur commise sur D seraplus petite
que
0,0018.
On nepeut
attendre uneprécision
supé-rieure cles mesures de Müller etKron. A ce
degré
d’ap-proximation,
~o
devient :La densité
optique
del’atmosphère
suivant laverti-cal,e,
au-dessus d’une station à’allitude z est :D’ailleurs,
l’intégrale
/~
d.g.dz
mesure lapression
atmosphérique
1), à l’altitude .~et,
comme les variationsde g
avec l’altitude sont iciparfaitement négligeables,
on
pout
écrire D ou, en introduisant la90 0
hauteur réduite
ho
del’atmosphère
dans les conditions normales : D==
ko ho.
Remplaçons
enfin les pres-Po
sions par les hauteurs
barométriques
correspondantes
(H
et 76 cm demercure), Ao
par cm etku
par la valeur tirée de
(4) ;
il vient :Lorsqti’oii
porte
en abcissesen
ordonnées lesden-sités
optiques
observées,
sil’absorj)tioîi attïtosphérique
,’é:;ulteuiiiqite-ïîîerit
de ladiffusion
Jnoléculaire,
lespoints
doiveiit seplacer
une droite l’ori-,q ine
des coordonnées. Sapente B,
il lapression
,itiïiosphériqîte
ruesurée parH,
perfflettra
de calculer rc0,14() H
(6),
et l’ot2 c,,tlc?,iler ii,, I)aî- lafoiiiiitle
ïi,B
(6),
et l’o ii doi*t retrouver des uonlbres voisins de la valeur connue1§.
Comparaison
avec les observations : droitesen ~2013~ et valeurs de n,~. - Nous avons construit les
graphiques
relatifs à chacune des séries d’observations de Müller et Kron.a)
Alta-Vista. - Parmi les 7 séries de mesuresfaites à Alta
Vista,
les deux dernièresdoivent,
d’après
3Iüllér,
être éliminées. Les nuages ontbeaucoup gêné
les observations du 13
mai,
la brume celles du 1~. Effec-tivement lespoints figurant
les variations de ~ enfonction de A2013’’ montrent une
dispersion
anormale.L.
graphiques
relatifs aux 5 autres séries sontre-produits
figure
1. On voitqu’abstraction
faite desra-diations
comprises
dans l’interyalle 651 2013 t) 14 oùse manifeste une
absorption
sélective,
lespoints
seo 1 ’2 3
D
t 1 1 1 1i
j ai. 0,08 t . /i . ... o, os1
1 8 e 8 I g9
o,n8 l , j 1 * Q,02 _ .’
..
tO
(1,91)
.·
.°
0,09)
../
;
..
0,08 a,02)
B
(B
(1"B ",B . a,10 0,02 0·
o, so1
.’
. ..°
1 l ’° 0,02 11
· °
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j
O,OD 0 1 2 3la -17;Ç4
Fig 1. - Alta-Vista. En abcisses À-4 ;
en ordonnées densité optique de l’atmosphère au zénith D.
placent
assez bien auvoisinage
d’une droite. Mais cette droite ne passe pas exactement parl’origine
descoor-données ;
les variations de D en fonction de ),-4. serontdonc
représentées
par uneéquation
de la formeNous avons
déterminé,
pourchaque
séried’observa-tions,
les constantes A et Il par la méthode desmoin-dres
carrés,
à l’aide des 6points correspondants
auxradiations
679, 492, 473,
457,
443 et 430 Les nombres obtenus sont rassemblés dans le tableauI,
ainsi que les valeurs trouvées pour no au moyen de laformule
(5).
On a calculé aussiA,
B et no enprenant,
pour
chaque
longueur
d’onde,
la moyenne des densitésoptiques
des 5 séries d’observations.b) Pedrogil.
- APedrogil,
les observateurs ont étéd’observations,
6 donnent desgraphiques
en 1,-’ où lespoints
sont tellementdispersés qu’il
estimpossible
de les relier par une courberégulière
de formequelconque.
On
peut
bien tracer des droitesparmi
lespoints
figu-rant les mesures du 1er et du 3mai,
mais il est difficile de leur accorder unegrande
confiance,
car la « bosse » due àl’absorption
sélective,
entre 6~1 et 514 mp,y est
tout à fait
aplatie.
On dirait quel’absorption
sélectivea presque entièrement
disparu,
cequi
est peucroyable.
Fig. 2. -
Pédrogil, 28 avril 1910. En abscisses À-4;
en ordonnées densité optique de l’atmosphère au zénith D.
Nous ne donnons
qu’à
titred’indication,
les constantesA, 11
et ~o déterminées pour ces deuxjournées,
à l’aide des 6 mêmes radiations. Enfin les mesures du ~8avril,
faites dans des conditions
météorologiques
beaucoup
plus
favorables,
donnent ungraphique
excellent(fig. 2).
Les mesures ontporté
sur des radiations unpeu différentes :
69,2,
662, 614,
1>75,
54t,
518,
496,
477, 46 1,
4F6 et 433 m:J.. Les 7longueurs
d’onde écrites enitalique
ont servi à dresser la droite et à calculer la valeur de rr.o donnée dans le tableau I.c)
Orotava. - Ladispersion
despoints
est assezgrande
sur lesgraphiques
correspondant
aux 2 sériesde mesures faites à Orotava et, pour tracer les
droites,
nous n’avons pas utilisé les mesures faites dans le rouge. Les radiations utilisées se réduisent ainsi à 5 pour le 20 avril
(492,
473,
457,
443 et 430 et à 4 pour le19,
la radiation 430 mp.n’ayant
pas étéobservée.
4. Discussion. -
Laissons pour le moment de côté le terme
A,
trèspetit
àAlta-Vista,
surlequel
nousreviendrons
après
avoir examiné les mesures faitesprès
de l’horizon. Nous admettronsprovisoirement qu’il
résulte d’une faibleabsorption
neutre dans toute l’étendue duspectre visible,
laquelle
se superpose à ladiffusion
moléculaire,
sans modifier lapente
B. Nous allons comparer les valeurs obtenues pour n" aveccelles
qui
résultent des recherches antérieures.Fowle avait d’abord tiré des mesures
spect1-obolo .
métriques
faites au MontWilson,
de 1910 à 19t3 no ~(~, i0
-~-0,0~) .1019 [,].
Mais onignorait
alorsl’existence de
l’anisotropie
des molécules. Cabannes amontré
qu’en
introduisantcelle-ci,
on arrivait à :no =
(2,92
~-0,06).
[?~],
et, plus tard,
Cabannes etDufay
ont obtenu,
àpartir
desmesures faites au Mont Wilson en
1!~90-t9li,
lavaleurpratiquement identique
r2o =(2,91
+0,08).
tOP’ [2].
, TABLEAU I.
La discussion
portait
non sur les nombresbruts,
mais sur des nombres
corrigés
de 1"influence de la vapeurd’eau,
de manière à serapporter
à unelabora-201
toire,
à travers unequantité
d’eau connue. Entre lesépaisseurs
d’eau réduites ainsi trouvées IV(exprimées
en cm d’eau
liquide)
et la densitéoptique
del’atmo-sphère
au zénithD,
Fowle montrequ’il
existe unerelation linéaire
[1] :
D =DS
+
w. cl,
qui
lui donne à lafois,
pour cetteradiation,
le coefficientd’absorption d
de la vapeur d’eau et la densitéoptique Ds
del’atmosphère
sèche.d est à peu
près,
mais non pasexactement,
propor-tionnel à
~,-4,
et la courbe tracée enportant
enabscisses
À -4,
en ordonnéesd,
ne passe pas exacte-ment parl’origine.
Pour ),-4= 0,
on a d =0,006,
qui
correspond
au facteur de transmission0,986.
D’autrepart
le coefficientd’absorption a’
estplus
grand
que si l’eau étaituniquement
à l’état de molécules de vapeurHIO. La vapeur d’eau est donc
plus
ou moins conden-sée et diffuse ainsibeaucoup
de lumière.Si donc l’on cherche à
interpréter
les valeurs brutes de la densitéoptique
del’atmosphère
humide,
on doittrouver une
pente trop
grande
pour la droite en ~,--4 etun nombre
trop
petit
pour ii,.Les valeurs
de no
obtenuesci-dessus,
àpartir
desmesures brutes de Müller et
Iiron,
doivent par suite être considérées comme des li/nitesinférieures
de lavaleur exacte
qui
correspondrait
à uneatmosphère
sèche. Nous ne pouvons pas évaluer exactement
l’épais-seur réduite de l’eau au-dessus
d’A1 ta-Vista,
mais lapression
de la vapeur d’eau y étaitgénéralement
sipetite
que nous pouvonsprésumer
avecbeaucoup
devraisemblance que
l’atmosphère
était très sèche. Eneffet, d’après
les nombreuses observations deFowle,
l’épaisseur
d’eau réduite(precipitable
water)
~c~ est leplus
souventexprimée,
en centimètres d’eauliquide,
par un nombre du même ordre degrandeur
que lapression
de vapeurf,
en cenlimètres demercure (’).
Les limites inférieures obtenues pour n doivent ainsi être très voisines de la valeur vraie.Or,
parmi
lesmesures faites
à Alta-Vista,
cellesqui
donnent lesplus
faibles valeursde no (C 2,70.1019)
ontjustement été
obte-nues
quand
l’humidité était encore notable( f
compris
entre0,1
et0,2
cm de mercure, le 10 et le 12mai),
tandis que les observations des7,
9 et iimai,
faiteslorsque
lapression
de vapeur étaitcomprise
entre0,05
et0,07
cm de mercure, donnent toutes les valeurssupérieures
à2,80.tOI9.
La série de mesures du 7mai,
faite par la
plus
grande sécheresse,
etqui
se trouve être la meilleure detoutes,
donne un nombre à peuprès
identique
à celuiqu’on
a déduit de la moyenne desmesures d’Abbott et
Fowle,
corrigées
de la vapeur d’eau.Malgré
le manque deprécision
des déterminations de(1) On a essayé de relier /* et w par la formule simple : rc = Kf
(formule de Hann), où K est une constante, variable avec
l’alti-tude. Au niveau de la mer, avec les unités précisées plus haut,
on prend généralement K=2,3. Au mont Wilson (altitude i î3û m),
Fowle calcule li = t, 1. Un calcul analogue à celui de Fowle [7]
nous donnerait pour Alta-Vista, l~ [ 1,5. En fait, les mesures
directes de Fowle montrent qu’au mont Wilson, le rapport
est bien généralement voisin de 1,7 et n’a atteint que d’une manière tout à fait exceptionnelle la valeur 10. Ainsi peut-on
présuiner qu’à Alta-Vista, w pouvait élre de l’ordre de 0,1 cm
d’eau quand f valait 0,05 à 0,07 cm de mercure.
no à
partir
d’une seule séried’observations,
lesde Miiller et Kron
paraissent
bienconfirmeî-
lefait
que la théorie de ladi#usion
iîioléetilaiî-e c’cl’atmosphère
conduit à ucze valeur de 110 un heusupé-rieure à
,~, 70. i 0~ 9
etprobahlernent
voisine rle,2,90.1019.
Cette confirmationprésente
l’intérèt d’avoir été obtenue àpartir
de mesures brutes : on nepeut
accuser ici les corrections de vapeur d’eau d’avoirpu, en
quelque manière,
fausser les résultats.Les mesures absolues de l’intensité lumineuse
diffu-sée par les gaz «
transparents
», faites aulaboratoire,
ont aussi conduit Cabannes
[8] puis
Daure[1j’ ]
à des nombressupérieurs
à2, 70.fOt9 (1).
Il semble donc que les gaz diffusent un peu moins de lumière que nel’exi-gerait
la théorieclassique,
avec no =?, i0.
1 019.5.
Epaisseur
réduite d’ozone. - Il adéjà
été établi d’une manière fort nette quel’absorption
sélec-tive de larégion
651-514 mp- était essentiellement due à l’ozone La différenceD1 -
D2
entre la densitéoptique
mesurée et cellecorrespondant
à la même abscisse sur la droite en ~,-4représente
la densitéoptique
du gaz absorbant au zénith. En divisantpar le coefficient
d’absorption a
del’ozone,
pour lalongueur
d’ondeconsidérée,
on obtientl’épais-seur réduite d’ozone e
(c’est-à-dire
ramenée dans les conditions normales detempérature
et depression).
Nous avons évalué ainsi e, encentimètres,
àpartir
des densités relatives aux radiations
605, 5i0
et 540 m~ et des coefficientsd’absorption
de l’ozone mesurés parColange
[11].
Les résultats sont donnésdans le tableau III.
TABLEAU II.
Ces déterminations sont peu
précises,
car, si l’onsuppose a exactement connu, l’erreur relative sur e est
(1) Les mesures photographiques de Cabannes sur l’argon
avaient donné : 110 = (3,08 +_ 0,10).iÙ19. Daure a tiré de ses mesures visuelles sur le chlorure d’éthyle : no = (2,90 l 0,29).1 01 ~I,
mais leur interprétation est sujette à discussion, ce gaz n’étant
la même que sur
D, - D2
et l’erreur absolue este = D1 D.
.D1-D2
variegénéralement
dex
0,015
à0,009
entre 605 et 540 my ; l’erreur moyenne d’une mesureparaît
d’autrepart
de l’ordre de0,003
surDi - D2.
Par suitel’épaisseur
e n’est déterminéequ’à
20 pour 100
près
avec la radiation de 605 my. et à30 pour 100
près
avec la r-,idiatioii 5liO m,. On nepeut
donc s’attendre à une concordance meilleure entre les valeurs de e
déterminées,
pour une même séried’obser-;a,tions ,
avec leslongueurs
d’ondeb0~,
570 et 5à0 m~t.On a
adopté
comme valeur laplus probable
la moyennepondérée
des 3déterminations,
en donnant à chacune tt°ei,les unpoids grossièrement proportionnel
au coeffi-cientd’absorption x (respectivement
5,
41,5
et3).
6. Observations
près
de l’horizon et altitude de la couche minceéquivalente
à la distributiond’ozone. -
Le 7 et11 mai,
lapureté
del’atmosphère
à Alfa Yistaapermis
de commencer les mesures dès le lever du soleil. Lespremiers points
obtenusprès
del’horizon n’ont pas servi au tracé des droites de Bou-guer et il est intéressant de voir comment ils se
placent
par
rapport
à ces droites.Fig. 3. -
Alta-Yi&ta, 41 mai 19h0. Droites de Bouguer pour
2 radiations absorbées par l’ozone et 605 m y) et pour
2 radiations non absorbées (i~42 et 6î9 my). En abcisses :
masses d’air .11; en ordonnées :
Si l’on considère d’abord les radiations situées hors de
la,région d’absorption
sélective,
on constate que lespoints
seplacent
bien auvoisinage
des droiteslog
E =f
C’est ce que montre parexemple
lafigure
3,
pour les observations du 11 mai. Aucontraire,
)our les
radiations absorbées parl’ozone,
lespoints
obtenusprès
de l’horizon seplacent
nettement au-dessus les droites(voir fig
3). La densitéoptique
croît donc "noins vite que la masse d’air :
l’absorption
sélective~st
produite
par ur2e couche élevée.Les mesures de Nlüller et Kron ne se
prêtent
pas à me étude détaillée de larépartition
de l’ozone suivant es altitudes On nedispose,
pourchaque radiation,
que d’un
point près
l’horizon et l’on n’enpeut
tirerqu’une simple
indication sur l’altitude de la couche minceéquivalente
à la distribution réelleSoit,
pour une certaineradiations,
r lerapport
entre la densité
optique
de l’ozone à une distancezéni-thale ~
voisines de et sa densitéoptique
au zénith.On sait
qu’en
posant
r ~sec (),
l’altitude z de la couchemince
équivalente,
au-dessus du lieud’observation,
est donnée par : j = Il étant le
SIn 1
rayon terrestre au
point
d’observation. PourAlta-Vista,
onprendra
R = 637 t km et l’altitude zo au-dessus duniveau de la mer sera, en
kilomètres,
zo = z+
~~,3.
Nous connaissons
déjà
la densitéoptique
de l’ozoneau zénith
(§ 5)
Pour avoir sa densité à la distancezénitale
l,
nous devons retrancher de la densité~’~
lmesurée pour cette distance
zénithale,
la densitéqui
serait observée sans ozone. Nous allons évaluerDIt
par deux méthodes différentes.
ire méthode. - Nous avons calculé
précédemment,
au moyen de la droite en~,-4@
la densitéoptique
D,
del’atmosphère
auzénith,
abstraction faite de l’ozone.Comme,
en dehors de larégion d’absorption
sélective,
les droites de
Bouguer
peuvent
êtreprolongées jusqu’à
l’horizon,
onpeut
admettre - et nous reviendronsplus
loin sur cettehypothèse -
que la densité obser-vée sans ozone pour une masse d’air A/(correspondant
à)
seraitD’ - ilID2
(’).
2, méthode. - Si nous
connaissions,
pour la dis-tance zénithaleles
densitésoptiques
correspondant
t à un certain nombre de radiations non absorbées parl’ozone,
nouspourrions
tracer ,une nouvelle droite enqui
nous donnerait directement. les densitésD’.1
pour la distance zénithale considérée. Les
observations
ne fournissent en réalité que les valeurs de
log. E
pourquelques radiations,
àdes -
distances zénithales~’,
ç’,
etc...,
très voisines de~.
Nous entirons,
pour l’unequelconque
de cesradiations,
la densitéoptique
dans la direction~’,
en formant la différencelog,
log,
~,En admettant
entre 1’
et~,
laproportionnalité
à, lamasse
d’air,
nous pouvons ramener cette densité à la valeurqui correspondrait
exactement à la distance zénithale(.
La correction ainsifaite
rz’excéde pasquelques
centièmes de densité. Ainsi. les autres obser-vations de lajournée,
faitesplus
loin de l’horizon etqui
ont servi à tracer la droite deBouguer,
n’inter(1) Près de l’horizon, llüller donne les masses d’air à 1 ’2 unité
près seulement, d’après Bemporad. Nous avons substitué à ces
203
viennent que pour fixer la valeur de
log .L’a.
Unchan-gement
de la densité auzénith,
survenu entre lesmesures faites
près
et loin del’horizon,
serait doncsans influence. C’est
l’avantage
de cette seconde méthode dont leprincipe
a étéindiqué
par Gau-zit[15].
Le îmai,
hors de larégion
d’absorption
sélec-tive,
les deux radiations 679 et 492 m p. ont seules étéobservées bien
près
de l’horizon. Nous faisons passerune droite en )B-4 par les 2
points
correspondants.
Le 1 i
mai,
nousdisposons
de 4points,
relatifs auxradiations
679, 492,
437 et 430 et nous détermi-nons les droites par les moindres carrés.Ainsi,
pour89°
56’,t
(correspondant
à X 603 m.,
nous trouvons la droite :D = ±
0,051 +
(9,84
=h 0,25), 10-~
),-4.Résultats. - Le tableau III donne, avec les densités observées
près
de l’horizonD’,,
les densitésD’2
2cal-culées,
sans ozone, par les deux méthodesprécédentes,
ainsi que les
rapports r
et les altitudes zoqui
en ré-sultent.TABLEAU III.
Les deux méthodes conduisent à des résultats suffi-samment voisins et les altitudes obtenues pour la couche
équivalente
s’accordent bien avec les travauxrécents de
Regener
[l~1]
et de Gauzit[1~].
L’altitudetrouvée pour le 7
mai,
oùl’épaisseur
réduite d’ozone était un peuplus grande,
estsupérieure
à l’altitude trouvée pour lie 2 mai. C’est bien dans ce sens queGôtz et Dobson
[’6],
puis
Gauzit[15]
ont constaté quevariait l’altitude avec
l’épaisseur.
7. Remarques
relatives à l’ordonnée àl’ori-gine
des droites en )B-4. - Ona trouvé que les
clr6ites
en ’~,-4 nepassaient
pas parl’origine
descoor-données, Leur ordonnée à
l’origine
est surtoutgrande
(A = 0,06)
pour les mesures faites à 100 m d’altitude(Oratava).
On a obtenu le même résultat avec toutesles mesures faite-s à basse altitude :
Washington
etUpsal
[2],
Victoria(Vancouver)
(3~,
Montpellier
[151.
Souvent même la courbe .~ = f
(/B-4)
n’estplus
recti-ligne
pour leslongueurs
d’ondesupérieures
à 600 mu.et tourne sa concavité vers le bas. Cet effet résulte évi-demment de la
présence
dansl’atmosphère
departi-cules et de
gouttelettes
qui
ne diffusent paspropor-tionnellement à ),-4.
Lorsqu’on
trouvesimplement,
comme à
Orotav.à,
une droite nepassant
pas parl’ori-gine, l’interprétatinn
paraît
trèssimple :
desparticules
grosses parrapport
auxlongueurs
d’onde doiventpro-duire une
absorption supplémentaire,
sensiblementneutre dans l’étendue du
spectre
visible. Le facteurde
transmission dû à ces grossesparticul’es
serait,
àOrotava,
voisin de0,8
(1)
A
Pedrogil
et àAlta-Vista,
le terme A estbeaucoup
plus petit
(de
l’ordrede 0,008
àAlta-Vista)
La plupart
desTïnësûres
faites dans les stations élevées par lacc Smithsonian Institution » conduisent à des résultats (’) La vapeur d’eau peut aussi intervenu’ dans une certaine
mesure (voir paragraphe 4).
analogues.
Au Mont-Wilson(1 730 m),
on a trouvé en1905-1906 A =
0,0106
(’),
en1909-1910,
A = -0,0097 ;
rà Bassour
(Algérie,
1160m),
on a trouvé demême,
en
1911-tH1z,
A =0,011 ;
les nombreuses mesuresfaites à Calama
(Chili, 2250m)
donneraient aussi des nombres voisins[1 7J .
Dans certains cas, le terme A
peut
provenir
simple-ment de l’humidité de l’air(voir §
4).
Effectivement,
on; a trouvéqu’après
correction pour 1‘a vapeur d’eau lesmesures du Mont-Wilson 1910-I9 t 1 donnaient bien
une droite }B-4
passant
parl’origine.
Mais lescorrec-tions de vapeur d’eau
appliquées
aux mesurer de 19 i 3au Mont-Wilson ont laissé subsister un
Comme tous les
points
seplaçaient
à une mêmedis-tance au-dessus de ceux de
1910-191 ),
Fowle a attribué cetteabsorption supplémentaire
auxpoussières
pro-jetées
dansl’atmosphère
parl’explosion
du Mont-Katmaï(juin 191 ).
Pour que la vapeur d’eau
puisse expliquer
le terme A observée àAlta-Vista,
il faudrait quel’épaisseur
d’eauréduite w ait été voisine de
1,3
cm, cequi,
d’après
cequi
a été vuprécédemment
( 4) paraît,
bienimpro-bable.
Il est donc naturel de chercher à
interpréter
leterme A comme
provenant
encore d’uneabsorption
neutresupplémentaire,
produite
par de grossesparti-cules
(poussières,
gouttelettes,
cristaux).
Le facteur de transmission normale de eelLe vase résiduelle serait voisin de0,9~.
Mais la vase étant coninée dans les couches
basses,
l’épaisseur
de vase traversée par les rayons solairesdoit
croître,
auvoisinage
del’horizon,
plus
vite que lamasse d’air. Les
points
obtenusprès
del’horizon,
pour des radiations non absorbées par l’ozone devraientdonc se
placer
nettement au-dessous des droites deBouguer,
cequi
n’a pas lieu.Une couche absorbante
élevée,
sensiblement neutre,donnerait au
contraire,
près
del’horizon,
despoints
nettement au-dessus des droites deBouguer.
Son exis-tence nepeut
donc êtreinvoquée
ici.Tout se passe, en apparence, comme si
la’constante
Areprésentait
uneabsorption
neulre à peuprès
propor-tionnelle à la masse d’air traversée
(~).
En divisant par la masse d’air(37,6)
les coeff icients A et B de la droitequi représente,
en fonction de~,-4,
les densitésop-tiques
del’atmosphère
toutprès
del’horizon,
on obtientla droite :
très voisine de celle
qui
représente
la densité del’at-mosphère
au zénith le mêmejour
(tableau
I).
Pour
expliquer
ce faitcurieux,
onpeut
songer auxhypothèses
suivantes :1° Il
pourrait
y avoir unecompensation
fortuiteentre les deux courbures de sens
opposés
quedon-neraient à la fonction D= f
(~-4)
la vase et une couche absorbante élevée. C’est cequ’admet
Linklorsqu’il
trouve,
auPic-du-Midi,
une droite deBouguer
pro-longée jusqu’à
l’horizon[18].
Mais une tellehypothèse
serait ici tout à faitgratuite, puisque
nous n’avons tiré des mesures de Müller et Kron aucune preuve del’existence d’une couche élevée
produisant
uneab-£sorption
neutre ;
2° L’existence d’une très faible
absorption
vraie parles gaz
permanents
del’atmosphère
rendraitparfai-tement compte
des observations. C’est ainsi queVessot-King interprétait
l’existence d’un terme A dans sapre-mière discussion des mesures d’Abbot et Fowle
[191.
(’) C’est ce qui justifie la première méthode employée pour
calculer la densité optique de l’atmosphère sans ozone, près de .i’horizon.
Mais
l’hypothèse
est contredite par les mesures due i910-~9it auMont-Wilson, corrigées
de la vapeurd’eau,
pourlesquelles J ==
0. Elleparaît
ainsi dé-pourvue de toutsupport théorique
ouexpérimenta!;
3°
L’absorption
par la vase a pu varier au cours des observations. L’accroissement de labrume,
aus,sitôtaprès
le lever dusoleil,
est unphénomène
météorolo-gique
banal.Presque
nulle au lever dusoleil,
la den-sitéoptique
de la vase suivant la verticale auraitpris
rapidement
une valeur stable encore très faible. Il estregrettable qu’aucune
observation faite au soleilcouchant ne
puisse
servir à contrôler cettesupposition-t
très
vraisemblable ;
4° Il se
peut
enfin que la vase résiduelle observée àune altitude
supérieure
à 3 000 m soitpartiellement
localisée autour dupic
de Ténériffe.8. Conclusions. - Les
quelques
séries de mesuresfaites par Müller et Kron à Ténériffe nous
apportent
une des meilleures vérifications de la théorie de la
dif-fusion moléculaire de la luinière
appliquées
àl’atmos-phère.
Elles semblent confirmer le fait que les gaz dit fusent un peu moins de lumière que nel’exigerait
la théorie.Rappelons
que laplupart
des nombres d’Abbot et Fowleinterprétés jusqu’ici
étaient les moyenne résultant d’un assezgrand
nombre d’observations.Ici,
nous avons pu tirer
parti
de séries d’observationsindi-viduelles,
preuve que des mesures despectrophoto-métrie
visuelle,
n’exigeant
qu’un
matériel restreint et aisémenttransportable,
ne le cèdent en rien sous lerapport
de l’utilité et de laprécision
aux mesuresspec-trobolométriques.
Dans son travail récent sur ledosage
de l’ozoneatmosphérique
et l’étude de sarépartition
en altitude[11],
Gauzit a insisté sur lesavantages
queprésentaient
engénéral
les mesures visuelles pour laspectrophotométrie
dusoleil,
du ciel et de la lune, 11 est à souhaiter que de telles mesurespuissent
êtrerefaites en
plus grand
nombre,
sous un ciel pur.Manuscrit reçu le 8 février 1936.
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