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Recherches sur l’ozone atmosphérique effectuées au
Scoresby Sund pendant l’année polaire
A. Dauvillier
To cite this version:
RECHERCHES
SURL’OZONE
ATMOSPHÉRIQUE
EFFECTUÉES
AU SCORESBY SUND PENDANTL’ANNÉE
POLAIREPar M. A. DAUVILLIER.
Sommaire. 2014 L’auteur souligne l’importance de l’ozone atmosphérique aux points de vue géophysique
(état de la haute atmosphère), météorologique et biologique. L’origine de ce gaz pose un intéressant pro-blème de physique cosmique. La théorie attribuant sa formation à l’aurore mondiale et polaire nécessitait
son étude dans la zone aurorale et pendant la nuit polaire.
L’auteur décrit la méthode chimique utilisée pour le dosage quotidien de l’ozone au Scoresby Sund;
expose les difficultés rencontrées et discute le degré de précision obtenu. Ces dosages ont été contrôlés par quelques mesures spectrographiques et photoélectriques.
Le résultat essentiel des mesures est de montrer une accumulation extraordinaire de l’ozone, dans l’air
au sol, dès le début de la nuit polaire. La concentration maxima atteinte (57 mgr O3/100 m3 d’air) n’avait
jamais été observée en aucun point du Globe. Elle est trente fois plus élevée que sous nos latitudes. Elle retombe aux valeurs normales dès que le soleil illumine la troposphère.
L’auteur confronte ce résultat avec les théories attribuant la formation de l’ozone à l’extrême
ultra-violet solaire, aux rayons cosmiques, à l’aurore, et interprète la variation annuelle aux basses latitudes et la répartition géographique. La théorie aurorale donne seule une
interprétation
correcte des faits observés.Introduction. - L’étude de l’ozone
atmosphérique
présente
unegrande importance
théorique
etpratique.
Les travaux de MM.
Fabry
et Buisson ont montré que la limitebrusque
duspectre
ultraviolet solaire étaitdue,
selonl’hypothèse
deHartley,
à une couche d’ozonelocalisée dans la haute
atmosphère.
Unepartie
notable(4
pour100)
del’énergie
lumineuse que nous recevonsdu Soleil est ainsi
absorbée,
transformée enchaleur,
et élève la
température
de lastratosphère.
Cet effetdoit
jouer
un rôlemétéorologique important.
L’origine
de cet ozone,qui peut
êtreproduit
par l’extrêmeultra-violet solaire ou par des rayons
cathodiques cosmiques,
soulève aussi un
problème
très intéressant et sesvaria-tions
peuvent
nousrenseigner
sur celles desrayonne-ments absorbables
responsables
de saproduction.
Enfin,
cet écrand’ozone, qui
arrête les radiationsabio-tiques solaires, joue également
un rôlebiologique
ausol
jusqu’où
ilparvient
en faiblequantité. Aussi,
cesproblèmes
ont-ils reçu une attention croissantedepuis
quelques
annéesdej
lapart
des nombreuxphysiciens
engagés
dans l’étudespectrographique
de l’ultraviolet solaire.Il semble
généralement
admis que cet ozone est dûà
l’absorption
parl’oxygène
des radiations delongueurs
d’ondes inférieures à 2000 À. La radiation 18501,
par
exemple,
de l’arc au mercure dans lequartz
(qui
est une source notable
d’ozone),
estcomplètement
absorbée par 103 cm d’air normal(1). Comme
l’atmos-phère
estéquivalente
à 8.10e cm d’air sous lapression
de 106baryes,
cetteradiation,
sous l’incidencenor-male,
serait arrêtée à l’altitude où lapression
est de 8.102baryes,
soit 45 km.Cependant,
le fait que la(1) C. FABRY et H. Buisson : L’absorption des radiations dans la haute atmosphère. Mémorial des Sciences
physiques,
1930.couche
d’ozone,
minima dans lesrégions équatoriales,
croît avec la latitude(’)
est en faveur del’hypothèse
attribuant sa formation à des rayons
corpusculaires.
Il est vrai que les aurorespolaires
sont,
statistiquement,
limitées à une étroite zone
géographique.
Cependant,
dans une théorie
(2)
attribuant uneorigine
communeà l’aurore
générale
permanente,
observable sur toute laTerre,
et aux aurorespolaires,
nous avonsindiqué
que l’ozone devait être le
produit
de l’activité auroralesous toutes les latitudes et
qu’il
devait ainsidépendre
de lagrandeur
de lacomposante
verticale duchamp
magnétique
enprésentant
en outre un maximumaccentué dans la zone aurorale.
Des mesures
spectroscopiques
de l’ozone n’ont étéfaites,
dans lesrégions polaires, qu’à
Abisko(68° N)
et par P. G~5tz(3)
auSpitzberg (79°~V),
parconséquent
depart
et d’autre de la zone aurorale. Ces dernièresmesures, effectuées en
juillet
et août1929,
n’ont pas montré laprésence
d’unequantité
d’ozone notablementplus grande
que sous la latitude 60°N.Aussi une telle recherche
d’importance
cruciale doit-elle êtreeffectuée,
nonpendant
lejour polaire,
maisdurant la nuit
polaire.
Lesrégions polaires
sont lesplus
ensoleillées duGlobe,
malgré
leur illuminationoblique,
et l’on sait que les radiationscomprises
entre2 200 et 3 000 À sont fortement absorbées par 03 et le
décomposent
jusqu’au voisinage
du sol.Il était donc
indiqué
deprofiter
de l’Annéepolaire
pourentreprendre,
dans la zoneaurorale,
une étude(1) G. M. B. DoBSOrr : L’ozone atmosphérique, J. de
Phys.,
juillet 1929, t. 10, p. 241.
(2) R. G. E., 5 mars, 2 et 9 avril 1932, t. 31.
(3) P. GÔTZ : Gerlands Beitrâge zur
Geophysik,
1931, t. 31,p. 119-154.
456
des variations de l’ozone
atmosphérique
durant uncycle
annuel. J’aieffectué,
auScoresby
Sund î(1° i12
lat.N. ;
22°long. W.,
desdosages quotidiens
de l’ozoneau sol
pendant
laplus grande partie
duséjour
del’Ex-pédition
française.
Méthode de
dosage. -
Les méthodesspectro-graphiques
permettent
d’estimer laquantité
totale d’ozone contenu dansl’atmosphère
ou, en utilisant unesource ultraviolette artificielle
disposée
àquelques
kilomètres dedistance,
l’ozone au sol. Durant la nuitpolaire, la première
méthode devrait utiliser desspectres
stellaires. Sa mise en oeuvre est délicate et lerégime
de tourmentesqui
sévit à cetteépoque
dans lesrégions
polaires,
en rendral’application
difficile. La secondeexige
une station auxiliaire où l’onpuisse disposer
unspectrographe,
ou un tube àhydrogène.
Malheureuse-ment,
notre station demontagne
(420 m),
dontl’empla-cement avait été choisi en 193i par la Mission
Charcot,
bien
qu’étant
à la distance convenable(5 km),
n’était même pas en vue de la stationprincipale !
1J’ai donc dosé l’ozone par une mélhode
chimique
et,
sur les conseils de MM.
Lepape
etColange,
notre choixs’est
porté
sur leprocédé
deDavy
(’)
qui
consiste àabsorber 03 par un excès d’une solution titrée
d’arsé-nite alcalin en
présence
d’iodure depotassium
et desesqui-carbonate
d’ammonium :Après
réaction,
l’excès d’arsénite est dosé par uneliqueur
titrée d’iode :Le rôle du
sesqui-carbonate
d’ammonium est de neutraliser l’acideiodhydrique
formé.Les
dosages
chimiques
etspectrographiques
effectuésau sol sous nos latitudes ont montré une teneur en 03
de l’ordre de 2 mgr par cent mètres cubes d’air. Il suf-fit donc d’utiliser des
liqueurs
titrées très diluées(N/1000),
mais il fautopérer
sur degrands
volumesd’air,
d’au moins 30m3,
pour la concentrationprécé-dente.
Pour assurer
l’absorption complète
del’ozone,
l’air doit circuler aussi lentement quepossible
et l’on estainsi conduit à établir un
appareil
à circulation conti-nue. Dans notreappareil,
l’air extérieur estaspiré
à travers une colonne absorbante en verre pyrex, par un compresseur
électrique
à travers uncompteur ~type
calorimétrique).
Le diamètre des canalisations étant de 3centimètres,
un débit gazeux horaire moyen d’unmètre
cube, correspond
à une vitesse d’écoulement de l’air nedépassant
pas 40cm; sec.
La colonne absor-bante(longueur 1 m), remplie
defragments
de tubesen verre pyrex
toujours
mouillés,
est parcourue ensens inverse par un courant lent de solution absorbante titrée. Le courant d’air est ainsi
toujours
en contact intime avec environ 50 cm3 de cettesolution,
divisée~1) DAvv (’hem. Z., 1900, t, 24, p. 235,
en
gouttes
isoléesprésentant
unegrande
surface. Ces40 cin3 d’arsénite N
1/000
seraient à eux seulscapables
d’absorber un
milligramme
d’ozone,
c’est-à-dire laquantité
contenue dans 50 m3 d’air. La solution d’arsé-nite de sodiumNl1000
s’écoulegoutte
àgoutte
par unrobinet,
à travers lacolonne,
z la cadence d’unegoutte
en 4 secondes. Les 500 cm~~ deliqueur
titrée s’écoulent ainsi en 1~?heures,
après
quoi
il estprocédé
à unsecond écoulement.
Il est certain que, dans ces
conditions,
l’ozonenorma-lement
présent
dans l’air est Itotalement absorbé. Cepoint
mérite une attentionparticulière,
car descri-tiques
(1,2,:3) ont été adressées à cetteméthode,
baséessur la lente
oxydation
des arsénites par l’ozone. A titre decontrôle,
et dans desexpériences
ultérieures, unpapier
imbibé d’une solutionalcoolique
acétique
con-centrée de
tétraméthyldiparadiamidodiphénylméthane
a été
disposé
dans la tubulure de sortie de la colonne.Alors que ce
papier exposé
à l’air libre devenait violet en deux minutes(2 mg" 01/100
m3d’air),
il nechangea
pas de couleur
après
passage deplus
de centmètres
cubes d’air. Cet indicateur est le meilleur réactifspéci-fique
del’ozone,
car il est insensible à l’eauoxygénée,
et il
jaunit
enprésence
desoxydes
d’azote.Si l’air contenait une très
grande
proportion d’ozone,
l’absorption pourrait
toutefois êtreincomplète
et ledosage
serait erroné par défaut. Afin depréciser
cepoint,
unelampe
à vapeur de mercure en silice(lampe
H.
George,
fonctionnant sous 70 V avec4, 4
A)
futdisposée
devant la tubulured’aspiration
del’appareil.
A la cadence d’écoulement de unegoutte
parseconde,
l’absorption
étaitcomplète
~40,8
mg03/100
m3d’air),
mais à celle d’unegoutte
en 5secondes,
elle devenait insuffisante(12,8
mg03/100m3 d’air).
Les valeurs très élevées observées durant la nuitpolaire peuvent
ainsi être erronées pardéfaut.
L’air
aspiré pendant
l’hiver,
auScoresby
Sund,
étaitparfois
à très bassetempérature (-
30 à - 40°C)
et il aurait immédiatementcongelé
la solution absorbantes’il n’avait été
préalablement
réchauffé. A ceteffet,
unespirale
de nichrôme futenroulée,
entre deux feuillesd’amiante,
sur la tubulured’aspiration
et utiliséecomme résistance dans le circuit du moteur. Une
puis-sance d’une
vingtaine
de watt5 suffisait à éviter toutecongélation.
L’air, aspiré
normalement à la directiongénérale
desvents,
était très puret,
en dehors des tourmentes deneige, remarquablement
privé
depoussières.
Cescoa-ditions ne
changèrent
paspendant
laplus grande
par-tie de
l’année,
le solayant toujours
été presque entiè-rement recouvert deneige.
Cet air très secprovoquait
une abondanteévaporation
de la solutionabsorbante,
dont le volume était
parfois
réduit de moilié.Le laboratoire
ayant
été enseveli sous laneige
dès(1) LADENBURG : her. 1913, t. 36, p. 1i5.
(2) WARBURG ; Chern. Zent. Bl., 1905, t. 2, p. 200.
(3) TREADWELL et ABYEf.Eft : 2eil..4n. l.’hem., 1906, t. 48, p. 86.
1’) -. 11er. der Deuii Chema 6Ves>, 190(i, t. 39,
JOURNAL DE
PHYSIQUE
Fig. 2.
Fig. 3.
457
le mois de
décembre,
la tubulured’aspiration
étaitprotégée
par unlarge
coffre enbois,
long
d’unmètre,
qui,
à la suite dechaque
tourmente deneige,
devait êtredégagé
au moyen d’une tranchée.Appareil. -
Lafigure
1 schématise ladisposition
del’appareil employé.
L’air estaspiré
enA,
réchauffé enR,
il traverse la colonne absorbante C et passe surF1Ç,.. 1e
le
papier
P imbibé de tétrabase. Son volume estme-suré par le
compteur
V, gradué
en litres et totalisant 100 m3. Ils’échappe
en E à la sortie del’aspirateur
S.La solution titrée d’arsénite alcalin est contenue dans
l’ampoule
à robinet B. Elle s’écoule par lecapillaire
T dans la fiole F.Après vingt-quatre
heures defonction-nement,
la colonne est rincée avec9 /~
litre d’eau dis-tillée et leliquide
réuni dans la fiole F est titré parune solution d’iode Les
figures 2
et 3repré-sentent
l’appareil d’absorption
et letitrage
installés auScoresby
Sund. Comme indicateurd’iode,
j’ai
utilisél’amidon soluble de
Zulkowsky qui
donne une colora-tion bleu de ciel extrêmement sensible. La réaccolora-tion est définie à unegoutte près
de laliqueur
d’iodel1’/ 1U0.
Pendant la nuit
polaire,
ledosage
était fait sous unelampe
dite « lumière dujour
».L’eau utilisée doit être distillée lentement dans un
appareil
tout en verre pyrex. Ce fut unegrande sujétion,
durant presque toute
l’année,
d’assurer le ravitaillementen eau de
l’expédition.
L’eau de fusion de laneige,
mêmefiltrée,
est presque aussi réductricequ’une
solu-tion d’arsénitel’TI 1000.
Elle contient des matièresorga-8àné dQutQ
par le
vent aux liob@Dsqui tapissent
les rochersexposés
au vent. Aussidoit-on utiliser dans les
régions polaires,
pourl’alimenta-tion et les travaux
chimiques
etphotographiques,
de l’eauprovenant
de la fusion de laglace d’icebergs (eau
continentale)
ou de laglace
de lacs demontagne.
Cettedernière,
filtrée,
étaitremarquablement
pure : f /2 litre de cette eau absorbait0,85
cm3 deliqueur
d’iode alors que l’eau distillée en nécessite0,~0
cm3(y
com-pris
lesréactifs).
Elle semble doncprivée
de matières réductrices ouoxydantes,
matièresorganiques,
eauoxygénée,
ozoner nitrites etnitrates,
etc.Le titre de la solulion d’arsénite était
pris
avec laliqueur
d’iode,après
en avoir fait écouler12
litre à travers la colonne envingt-quatre
heures,
sanscircu-lation
d’air,
etaprès rinçage
à l’eau distillée. Cesdosages
montrèrent des écarts maximaatteignant
0,8/50,
0 cm3 et des écarts moyens nedépassant
pas0,2/50,0
cm3,
soit uneapproximation
de0,5
pour 100.On sait que les arsénites alcalins ne sont pas bien
défi-nis : ils contiennent des
proportions
variables d’alcali et d’eau de combinaison et les solutions titrées doivent êtrepréparées
àpartir
de As203. Pourl’iodométrie,
les solutions arsénieuses ne doivent pas êtretrop
alca-lines,
comme l’est laliqueur
dePenot,
utilisée enchlo-rométrie,
-par suite d’une réaction
possible
de C03Na’ sur
l’iode,
mais doivent être presque acides(C0’fi NaH).
Laliqueur
deGay-Lussac
(solution
de As2 0~ dans HCl),
ne convient pas,l’oxydation
del’arsénite par 03 étant
trop
lente et levirage
à l’iodeimprécis.
Dans un but de commodité, les solutions absorbantes furentpréparées
par dissolution d’unar-sénite de sodium « pur » de
composition
intermé-diaire entre le métaarsénite As 0’ Na et lesel bibasique
As" 09 H~ Na2.L’analyse,
effectuée à l’InsLitut de chi-mie(1)
a donné :Cette solution était
légèrement
alcaline au tournesol.Une difficulté
imprévue
futéprouvée
du fait de ladécomposition catalytique rapide,
dans le cassuivant,
des solutions
N11000
d’arsénite. Au bout dequelques
mois dedosages,
le titre des solutions fraîches s’abaissabrusquement
de 10 pour 100 envingt-quatre
heures.Ce
phénomène
coïncidait avecl’apparition,
- dans leflacon contenant la
solution,
- d’unléger dépôt
blanc,
adhérent au verre, soluble dans SO’ H’
concentré,
sem-blant être un arsénite
basique
insoluble formé auxdépens
du verre. Ilimporte
donc,
pour cesdosages,
de veiller à l’extrêmepropreté
de la colonne absorbante et desrécipients
de verre.Calcul. -
D’après
leséquations données,
un atome d’iodecorrespond
à une demi-molécule d’ozone.Chaque
(1) Nous remercions 81. Binet du Jassoneix d’avoir bien voulu examiner ce produit dont la titre nous avait fort intrigué au
458
centimètre cube de la
liqueur
d’iode(1,
27g/1)
équivaut
donc à0,24
mg d’ozone. Soit v le nombre decentimètres cubes de cette
liqueur,
différence observée entre le volume d’iode trouvéexpérimentalement,
sanscirculation
d’air,
et le volume trouvéaprès
passage de V m3d’air,
laconcentration q
en ozone,exprimée
enmilligrammes
par centaine de mètres cubesd’air
sera :pour la
pression barométrique
moyenne H
observée durant lesvingt-quatre
heures,
Fig. 4.
Résultats. - Les résultats de 251
dosages,
effectuésentre le 15 novembre 1932 et le 12 août
1933,
sontreprésentés graphiquement
sur lafigure
4,
ainsi que les variations moyennes(vingt-quatre heures)
de lapression atmosphérique
H et de la vitesse V du vent. Laplus
faible concentration relevée a été de 2 mg par 100 me en mai et laplus
forte de 57mg/100
m3 pen-dant la nuitpolaire.
Bien que la courbeprésente
de fortesdiscontinuités,
sasignification
essentielle est demontrer une concentration extraordinaire en 0?’ durant
cette
péliode.
On remarque, tout
d’abord,
que l’ozone au sol estindépendant
de lapression barométrique.
Les chutesbrusques
dans la teneur en ozone sont souventasso-ciées à des
dépressions,
mais celles-ciaccompagnent
généralement
des tourmentes deneige,
seproduisant
par forts coups de vent du nord-est. C’est à ces coups
de vent
polaires, caractéristiques
de la côte orientale duGrônland,
qu’il
faut rattacher les chutes dans la teneur de l’air en ozone.La
période
s’étendant du 25 décembre au ietjanvier
se-459
maine de
décembre,
enpleine nuit polaire,
fut favorisée par untemps
calme et très beau(vent
2-3m/sec,
pres-sion constante à 740mm).
La concentration en ozonecroît très
rapidement,
à raison de0,8
mg/l00
m3 à l’heure. Le 31 décembre elle atteint 57mg/100
m3. Il m’asemblé,
à cetteépoque, percevoir,
àplusieurs
re-prises,
l’odeur del’ozone,
maisl’oppression
causée par l’inhalationbrusque
d’uu air très froidpeut
fausser cette sensation. On estime que l’odeur de l’ozone n’estperçue que pour la concentration de 2
quatre
fois
plus
élevée.Durant la nuit du 31 décembre au l’r
janvier
1933commença une violente
tempête
deneige, qui
dura,
avec
quelques accalmies,
durant presque tout le moisde
janvier.
Laproportion
d’ozone tomba immédiate-ment aux environs de 7mg/100
m3,
soit à une valeur dix foisplus
faible. Le vent a donc chassé l’ozoneaccumulé par
temps
calme dans la zone aurorale. Les vents du nord-estproviennent
en effet du bassinocéa-nique polaire
intérieur à cette zone et sont parconsé-quent
beaucoup
moins riches en 03. Ce fait estgénéral,
on
peut
constater que les variations de l’ozone et du vent sonttoujours
inverses.Le mois de février fut
plus
calme et vers le15,
la teneur en ozone remonterapidement,
jusqu’à
25mg/100
m3,
puis
elle diminue pourprésenter,
audébut de mars, la valeur normale de 5
mg/100
m3. La nuitpolaire
durant deuxmois,
du 21 novembre au21
janvier,
cette diminution doit être attribuée à l’illu-mination de la basseatmosphère.
Une concentration aussi élevée que celle observée
pendant
la nuitpolaire
n’ajamais
étéconstatée,
auniveau de la mer. en aucun
point
du Globe. Cettecon-centration doit
cependant
s’accroître avec l’altitude.De
Thierry
(l)
aobservé,
par unprocédé
colorimé-trique,
à vrai dire peuprécis,
en août1897,
des teneurscroissantes en fonction de l’altitude. Alors
qu’il
trou-vait2,1 mg/100
m~ àMontsouris,
il en observait3,7
àChamonix (1050 m)
et9,4
aux Grands-Mulets(3 000 m).
Lespieau
en 1906(2)
n’a pas retrouvé cerésultat,
mais
Pring (~) opérant
avec des ballons-sondesjusqu’à
l’altitude de 20
km,
a obtenujusqu’à
50mg/100
m3,
soit presque autant
qu’au
Scoresby
Sund en volume. Ainsi l’ozone s’accumule auScoresby
Sund,
durant les trois mois dedécembre, janvier
etfévrier,
avec unretard de
près
d’un mois sur le solstice d’hiver. Ce retard semble mesurer letemps
mis par le gaz pourarriver
depuis
le lieu de saproduction,
c’est-à-dire au’
delà de 100 km
d’altitude, jusqu’au
sol. Il nes’agit
pasici,
bienentendu,
de la chute d’un gaz lourd dans uneatmosphère
au repos,qui
seraitinsignifiante
commel’ont montré les calculs de
Gouy (~)
et de Rocard(~),
mais del’apport
du gaz lourd par des vents verticaux(1) C. R., 1891, t. 124, p. 604.
(1) Bull. Soc. Chirri., 1906, p. 616.
(3) Proc. roy. Soc., 1914, t. 90, p. 204 ; Aature, 1910, t. 83,
p. 427.
(1) G. GouY : C. R., 1914, t. 158, p. 664.
(1) ROCARD : C. R., 1929, t. 188, p. 1336.
descendants.
Quant
à l’activitéaurorale,
elle est de-meurée sensiblement constante de décembrejusqu’en
mars.
On
pourrait
se demander cequ’il
adviendrait dans la zone aurorale si letemps
demeurait calmependant
unepartie
notable de la nuitpolaire.
On estime que lavie est
rapidement
détruite pour une concentration en ozoneatteignant
seulement 4mg/m3
d’air(atmos-phère
irrespirable).
Avec la vitesse d’accroissement de concentration observéeplus
haut(0,8 mg/100 m3/h)
cette teneur serait être atteinte au bout de 500
heures,
soit 21
jours.
Il ne
paraît
pasimpossible qu’en période
de maximumsolaire,
cette duréepuisse
être réduite à unesemainé,
auquel
cas la basseatmosphère
serait devenuetoxique,
mais lephénomène
n’ajamais,
à notreconnaissance,
été
signalé.
La zone auroraleaugmente
de rayon durantces
périodes
et s’étend sur une airegéographique plus
étendue. La vitesse d’accroissementpeut
aussi tendrevers une
limite,
si bienqu’il
est peuprobable
que ladisparition
des colonies humaines sur la côte orientaledu Grônland soit liée à cette cause de destruction.
La ceinture aurorale étant
statistiquement
centréesur l’axe de
Gauss,
incliné lui-même de 1~° sur l’axegéographique,
larégion
laplus
boréale de cette zoneest celle du
Cap
Tchéliouskine,
pointe
nord de laSibé-rie. C’est la
région
arctique
laplus
favorable àl’ac-cumulation de l’ozone et l’on
peut
s’attendre à ytrouver une concentration
supérieure
encore à celle observée auScoresby
Sund.Le maximum secondaire observé dans la seconde
quinzaine
de marsest,
peut-être,
à rattacher aumaxi-mum d’activité aurorale observé un mois
auparavant.
En avril et mai. la concentration tombe à une aussifaible valeur que dans les
régions tempérées
de basse altitude..La variation annuelle au
Scoresby
Sund est doncessentiellement différente de celle que l’on constate
sous nos latitudes. Les observations
spectrographiques
de l’ozone total et les
dosages chimiques
de l’ozone ausol s’accordent
(t)
pour montrer un maximum en maiet un minimum en novembre avec une variation de 50 pour 100.
Discussion. -
L’approximation
obtenue dans ledosage dépend
de la concentration en ozone. Pour lesplus
faibles teneurs(2
mg/100
m~)
le volume d’iodeIV/100
utilisé nedépasse
pas 3 cm3. Le volume d’airaspiré
est connu avec uneprécision superflue
et le titre de la solution absorbante est mesuré à0,5
pour 100près.
Toute l’erreurporte
donc sur ledosage
de lasolu-tion
ayant
absorbé l’ozone.Or,
levirage
à l’iodured’amidon est si sensible
qu’il
est déterminé à 1goutte
près,
soiti/~0
cm:1. Laquantité
d’ozone absorbée estdonc connue à
1/60 près,
soit environ 2 pour 100.On mesure
ainsi,
à vraidire,
lepourvoir oxydant
de l’air et ledosage pourrait
être faussé par laprésence
460
de corps tels que l’eau
oxygénée
et lesoxydes
d’azote. Onpourrait
penser que ces derniers sontproduits
dans la hauteatmosphère
en mêmetemps
que l’ozone.Ce-pendant,
les rayons de Lenardproduisent
presque exclusivement de l’ozone et l’on attribue lescomposés
oxygénés
de l’azote trouvés dans l’eau depluie
auxorages Q.
On en trouve en effet dix foisplus
dans la zonetropicale
que dans nosrégions
et l’on sait que l’étincelleélectrique produit beaucoup plus
de N0 qued’ozone.
Nous avons
signalé
que l’eau résultant de la fusionde la
glace
des lacs demontagne
alimentés par lesglaciers
était neutre. Il ne semble donc pas existerd’oxydes
d’azote dansl’atmosphère
duScoresby
Sund.L’ammoniac,
qui
existe dans laproportion
dequelques
milligrammes
par centimètre cubed’air,
dans nosrégions,
devait êtreégalement
absent,
par suite de larareté de la
végétation
et del’épaisse
couche deneige
recouvrant laplus grande partie
de la côte et de la merdurant 9 mois de l’année. De même la
pauvreté
en C02de l’air dans les
régions polaires
rend l’existence del’aldéhyde formique
peuprobable.
Dans des essais
ultérieurs,
l’air futaspiré
à traversun tube de caoutchouc enroulé en hélice de 25 mm de diamètre intérieur et de 4 m de
longueur
(S
= 3.103cm2).
Le caoutchouc est un absorbantspécifique
de l’ozonequi
ne détruit pas les autres corpsoxydants
présents
dans l’air. Lepouvoir oxydant
résiduel tomba à une valeurcomparable
aux erreurs de mesure.Contrôles
spectrographiques. -
Al’époque
du minimum d’ozone(2,6 mg/100
m3),
vers le milieu d’avril(14/4/1933),
j’ai
refaitl’expérience
de Strutt enphoto-graphiant
lespectre
ultra-violet du mercure à ladis-tance de 600 m au moyen d’un
spectrographe
àoptique
de
quartz, ayant
servi à D.Chalonge (loc.
cit.)
pourson étude du
spectre
ultra-violetsolaire,
et utilisé auScoresby
Sund pour l’étudespectrale
de l’aurore. Unspectre
decomparaison
étaitpris
sur la mêmeplaque,
dans lelaboratoire,
à la distance dequelques
mètres. Le coefficientd’absorption
de l’ozone pour la radiation ~ 636 ~(au voisinage
du maximumd’absorption)
est,
d’après
Ch.Fabry
et Buisson(-)
de 90 cm-1. Unecon-centration de 1
mg j 100
m3correspond
à un écran dece gaz pur
égal
à :10-8fi , 65 m 1 , 29 = 0 , 46 , 10-8 cm
d’air par
centimètre de0 ou de :0,46.10-8
X 6.104 =2,
7 .1Ú-~ cm pour uneépaisseur
d’air de 600 m.Pour la concentration de
2,6
mg/100
cm3,
l’écran d’ozone transmet la radiation 2 536 À dans lapropor-tion de :
Soit une transmission de 93 pour 100.
L’absorption
(1) Il va sans dire qu’aucun orage n’a été observé au Sroresby
Sund pendant l’Année polaire.
(1) J. de Phys,-) 191S, t. 3, p~ 196:
est donc à
peine
sensibleet,
enfait,
les deuxspectres
apparaissent identiques.
Cette
expérience
ne fut pas exécutéependant
la nuitpolaire,
lespectrographe
n’étant pas alorsdisponible.
On calcule de même que, pour la concentration
maxi-ma observée
(57 mg/100 m~),
la transmission n’aurait é~é que de 23 pour 100.Plusieurs
spectres
du ciel à 60° du zénith ont étééga-lement obtenus avec cet
appareil,
l’un à midi ausols-tice
d’hiver,
l’autre à minuit au solstice d’été. Tous deux montrent dans larégion
ultra-violette les fortes bandesd’absorption
deHuggins.
Lepremier
fut obtenu avecune concentration en ozone au sol de 2i
(18-19/12),
le second avec 8mg/100
m3(22-23/6/1933).
La
figure 5 représente
unspectre
obtenu avant l’accu-mulation de l’ozone.Mesure de l’ultra-violet solaire extrême
J’ai
effectué,
auScoresby
Sund,
auvoisinage
du sols-ticed’été,
des mesures de l’ultra-violet solaire extrêmeau moyen d’une cellule
photoélectrique
à cathode decadmium. Cette
cellule,
àvide,
(Pressler)
étaitcons-truite en silice et montée sur un électromètre bifilaire de
Wulf. L’étendue du domaine
spectral
ultra-violet mesuré étaitcomprise entre 2900 -1,
limite duspectre solaire,
et 3 500À,
limite de sensibilité du cadmium. La lon-gueur d’onde « effective o, mesurée parabsorption
dans le verre, était voisine de 3100 â.
proche,
parconséquent,
de larégion
des bandes deHuggins
(3
200-3 200-300 À).
Laplus grande
intensité,
relevée àmidi,
ausolstice,
a atteint 10-1~Amp.
par centimètre carré de cathode. Aminuit,
l’intensité,
auSud,
était 200 foisplus
faible. La variation diurne(24 h)
présentait
la forme en clochehabituelle,
l’illumination directe de la cellule par le soleilaugmentant
seulement l’in-tensité de 43 pour 100. Lerayonnement
ainsi mesuré était très constant. Un brouillardépais
(visibilité :
50m)
ou une abondante chute deneige
réduisaienttout au
plus
l’intensité de l’ultra-violet solaire extrême à 67 pour 100 de sa valeur par ciel pur. Onsait,
d’ailleurs,
que la brillance du ciel estdécuplée
dans cesconditions et que
l’érythème
est alors obtenu presque aussirapidement
qu’au
soleil.Les courbes
représentant
la variation saisonnière de cerayonnement ultra-violet,
de maijusqu’en
août,
montrent, -
aussi bien à midiqu’à
minuit,
- unedissymétrie importante
parrapport
au solstice. L’in-tensité est notablementplus grande
en maiqu’en
juil-let ;
la variation de la hauteur du soleil étantsymé-trique
parrapport
ausolstice,
ce résultat montre uneabsorption plus
grande
enjuillet qu’en
mai et est àrapprocher
de la variationcorrespondante
del’ozone,
trouvée
pendant
cettepériode.
Energétique
de l’ozone. - Onpeut
essayer detracer
l’enveloppe
de la courbereprésentant
les varia-tions de concentration en ozone durant la nuitpolaire,
afin d’obtenir une mesure de laquantité
d’ozonequi
461 que
représente
la courbe enpointillé
de lafigure
1.Bien que ce tracé soit un peu incertain et
arbitraire,
- il ne saurait être
précisé
que par l’observation deplusieurs cycles
annuels - la courbe semble recouvrir les trois mois dedécembre,
janvier
etfévrier,
soit 90jours,
enprésentant
un maximum de 75Ingjl00 m:3.
L’aire de cette
enveloppe correspond
à la concentration moyenne constante de 40mg/100
mj d’air durant cetrimestre. A titre de
comparaison,
lesdosages
chi-miques
effectués de 1875 à1908,
par A.Lévy
etHenriet,
à l’Observatoire de
Montsouris,
ont donné uneconceii-tration moyenne annuelle de
1,7
mgr/100
m3,
soit 23 fois moins.Cherchons à calculer l’ozone
atmosphérique
totalpendant
la nuitpolaire :
on sait que, sous noslati-tudes,
laspectrographie
des sources lumineusesextra-terrestres,
montre que l’ozone total del’atmosphère
est
équivalent
à une couche de ce gaz pur de2,7
mmd’épaisseur
(moyenne
annuelle).
La densité de 03étant
1 ,65fi,
cette couchereprésente
0,58
mg de ce gazpar centimètre carré
et, l’atmosphère
étantéquivalente
à 8.105 cm d’airnormal,
une teneur moyenne due0,8.108
= 72mg/100
m3d’air, au
lieu de1,7
mg/
8.10 à
u-100 m3 au sol. L’ozone est donc surtout accumulé dans la haute
atmosphère
et nous pouvons admettrequ’il
en arrive la même
proportion
au sol dans la zoneau-rorale que dans les
régions tempérées.
Utilisant cecoefficient ;
72/1,7
=42,6
nous trouvons que lacon-centration moyenne de l’ozone au
Scoresby
Sund,
au moment du maximum aurait été de 57 î X fi2,6== 2,4
g/100
m3,
cequi représente 2,4
X 80 = 195 g par mètre carré de surface terrestre.Evaluons l’ozone mondial : La couche moyenne de
2.7 mm
représente
de même :0,0 i ~
X 80 =Õ,8gjm2
soit5,8
X 5.10H " = 29. f014 g ou 29.108 tonnes pour le Globeentier. Sachant que la
production
d’une molécule-grammed’ozone,
soit 48 g.exige
3.103calories,
ou=
8,1.10a
joules,
l’ozone mondial ané-cessité : 29.10H. X
8,4.10~/48
= ~.~Os~joules
ou5.101~
kilojoules.
Cette
énergie
estcinq
foisplus grande
que celle durayonnement
solaireintercepté
par la Terre en uneseconde. Si l’ozone était
produit
par l’extrêmeultra-violet
solaire,
dontl’énergie
nedépasse pas 4
pour 100de ce
rayonnement,
l’écranreprésenterait
une réserve d’ozone dont la 125epartie
seulement se renouvellerait par seconde.Comparons
cettequantité
moyenne constante d’ozone mondial avec l’ozoneproduit
dans la ceinture aurorale del’hémisphère plongé
dans la nuitpolaire.
Si cette zone a un rayon moyen de 23° et unelargeur
de10°,
sasurface est d’environ 15.101~-1 m2 et la masse d’ozone total
correspondante
est de 195 X 101~==29.10t4 g, soit exactement la même masse que celle de l’ozonemondial. Si incertaine que soit cette
évaluation,
ellemontre que l’ozone
polaire peut
être,
à certainesépo-ques,
équivalent
à l’ozone mondialet qu’il
est tout à faitimpossible,
pour des raisonsénergétiques,d’attribuer sa
formation à l’ultra-violet solaire. Au
Scoresby Sund,
auSolstice
d’hiver,
les rayons solairestangents
s’abaissentau
zénith,
àmidi, jusqu’à
l’altitude de ’2J km et ce sont seulement des rayonsrouges
etinfra-rouges,
par suitede la double
absorption
atmosphérique
exercée sousl’incidence rasante.
Or,
nous avons vu que l’ozonetrouvé au sol
provenait
partemps
calme de la hauteatmosphère.
La très
grande quantité d’énergie
(5.101 ï
j.)
absorbéepar la
création de ces masses d’ozone mondial etpolaire
est certainement considérablement
supérieure
à lapuissance
nécessaire pour l’entretenir. La couche de2,7
mm résulte del’équilibre
entre les processus deproduction
et de destruction. Lepremier
est confiné àl’ionosphère,
tandis que le second s’étendjusqu’au
sol. Laquantité
d’ozoneprésente
à tout instant dansl’ionosphère,
au delà de la limite inférieure del’aurore,
est
inconnue,
et nous ne pouvons pas encore calculer lapuissance
aurorale nécessaire à l’entretien de la couche totale.Quoique
la massed’oxygène
contenue dansl’ionos-phère (au
delà de 100km)
soit f06 foisplus petite
que celle del’oxygène atmosphérique
mondial(1,
5.101 ¡stonnes), produit
et entretenu par la matièrevivante,
l’ozone s’ensépare
trèsrapidement
pargravité
etl’oxygène
y estfréquemment
renouvelégrâce
à la forte turbulencequi
yrègne
enpériode
d activité aurorale.Origine
de l’ozone. - On apensé
que les rayonscosmiques pouvaient jouer
un rôle dans laproduction
de l’ozone
atmosphérique.
Enfait,
ils montrent bienun minimum
équatorial
de 40 pour 100(à 7
kmd’al-titude),
mais ils sont très constants dans letemps
etne
peuvent
rendrecompte
de la variation annuelle. L’ionisationproduite
par ces rayonsexplique
lacon-ductibilité de l’air
atmosphérique
sur les océans et enaltitude. Leur
grande
absorbabilitéglobale
et la loi de décroissance de lapression barométrique
avec l’al-titudeprovoquent
un maximum dans l’ionisation del’air vers 13
km,
alors que les mesuresspectrogra-phiques
situent le « centre degravité
» de la couche d’ozonebeaucoup plus
haut(20
km).
Maisl’énergie
des rayonscosmiques
estnégligeable
devant celle de l’ultraviolet solaire. Onpeut
calculer que leurpuis-sance
globale,
en dehors del’atmosphère,
nedépasse
pas 2.106 kilowattg pour toute la Terre et la
plus
grande partie
(98
pour100)
est utilisée à ioniser latroposphère.
Cette ionisation n’est pas non
plus
de même natureque celle
produite
par les rayonsmagnétocathodiques
auroraux de moindre
énergie.
Lesgerbes
d’électronspositifs
etnégatifs
excitées par les rayonscosmiques
produisent
despaires
d’ions - comme le font les rayonsde Lenard - et dissocient les molécules
d’oxygène
en atomes sepolymérisant
en ozone, mais unegrande
partie
del’énergie
mise enjeu
estdépensée
en travailde destruction nucléaire et est
perdue
pour le travail462
L’ultraviolet solaire extrême
produit,
aucontraire,
un maximum d’ozone dans lesrégions équatoriales,
mais cetteproduction
est contre-balancée - et au delà-
par l’action destructrice de l’ultraviolet moyen,
puisque
l’ozone varie inversement aurayonnement
solaire en fonction de la latitude. Il ne reste donc que
l’hypothèse
des électrons auroraux pourexpliquer
la variationgéomagnétique
et le maximum trouvépen-dant la nuit
polaire
dans la zone aurorale.Il serait
important
de vérifier cetteremarquable
localisation. Ilconviendrait,
pourcela,
d’effectuer desdosages
dans un lieu de haute latitudegéographique
éloigné
de cette zone. La station de Thule(78°N)
aunord-ouest du
Grônland,
voisine dupôle auroral,
con-viendrait pour cette recherche. Il est
probable
que,malgré
lalongue
nuitpolaire qui
yrègne,
laconcentra-tion en ozone, par
temps calme, n’y
serait pas élevée. Les vents du NE pauvres en ozone, observés auSco-resby Sund,
semblent le montrer.Si l’ozone est le résultat de l’activité aurorale sous
toutes les
latitudes,
saproduction
doit suivre lavaria-tion diurne de la raie 5 5’ 7 ! du ciel
nocturne,
c’est-à-dire
présenter
un maximum vers 1 heure du matin. Sadestruction
suit,
aucontraire,
l’insolation del’atmos-phère
et doitprésenter
un maximum vers midi. Les do-sagesspectrographiques
ne montrentqu’une
variationdiurne
(1)
de l’ordre des erreurs de mesure. Laquantité
d’ozoneproduite chaque
nuit dansl’ionosphère,
n’ac-croît donc que d’unequantité
très faible -comme le
montraient les considérations
énergétiques
précé-dentes - l’énorme réserve constituée par l’ozone de
plus
basse altitude. La mesurequotidienne
de l’ozonetotal dans la zone aurorale
pendant
l’hiver pourrapeut-être cependant
déceler l’influence directe del’ac-tivité aurorale.
Dans les
régions tempérées,
l’aurorepermanente
et l’aurore endraperies présentent
la même variationannuelle,
à savoir un maximum auxéquinoxes.
Cesdeux maxima
correspondent
aurapprochement
duGlobe des nappes dans
lesquelles
sont localisés lesjets
coronaux.
Or,
nous avons vu que si l’ozoneprésente
bien un maximum un mois
après l’équinoxe
deprin-temps,
il existe un minimumaprès l’équinoxe
d’au-tomne. On
peut
se demander si cet effet n’est pas dû àla variation annuelle de
transparence
de lastratos-phère
qui
entraine des variations concomitantes de satempérature.
(1) D. CHALONGE : C. R., 1928, t. 186, p. 446; D. GHALONGE et P. GoTZ : C. R., 1929, t. 189, p. ’70~.
Danjon
(1)
aphotométré
la Terre par l’étude de lalumière cendrée de la Lune. Il a
observé,
par cetteélé-gante méthode,
que cette lumière étaitindépendante
de la
région
insolée de la Terre, cequi place
sonori-gine
dans la hauteatmosphère.
Ses variations decou-leur et d’éclat montrent que l’Albedo de la Terre est maximum en mars
(0,43)
et minimum en août(0,31).
La Terre est
plus
brillante etplus
bleue en hiver et auprintemps qu’en
été et en automne. Sonatmosphère
est doncplus
absorbante durant la secondepartie
de l’année et ellepeut
par suite êtreportée
à unetempé-rature assez élevée pour provoquer la
décomposition
thermique
de l’ozone. C’est ainsi que l’onpeut
s’expli-quer la
disparition
du maximuméquinoxial
d’au-tomne.Par
contre,
l’ozone ne semble pas suivre lesvaria-tions du
cycle
undécennal de l’activité solaire. Lesmesures
chimiques
de A.Lévy
et Henriet(1877-1898)
ne montrent rien de net à cet
égard.
Les mesures
spectrographiques plus précises
etcon-cordantes,
de Gôtz à Arosa et deFabry
etBuisson,
àMarseille,
en l4~7 et1928,
montrent que la couchemoyenne d’ozone était en 1927
plus épaisse
de0,16
mmalors que l’activité solaire était moindre cette année-là
qu’en
1928(maximum
solaire).
On
sait,
aucontraire,
que l’activité auroralepolaire
et mondiale suit très fidèlement le
cycle
solaire. La variation séculaire de l’ozone estpeut-être
aussi trou-blée par les variations detransparence
et detempéra-ture de la haute
atmosphère, qui
varient avec lecycle
solaire,
comme le montrent les diversaspects
deséclipses
de Lune.On a cherché à
rapprocher
les variations de l’ozonedes
phénomènes
météorologiques
et Dobson a montré que, dans lesrégions tempérées.
il y avait accroisse-ment de l’ozone auvoisinage
desdépressions,
et,
aucontraire,
diminution dans unanticyclone.
On serait tenté(2)
de rattacher la formation descyclones
à uneproduction
locale d’ozone selon la réaction : t 3 0~ _si la
pression,
aux altitudes oùrègne l’aurore,
n’était inférieure à labarye.
Les masses gazeuses mises enjeu sont,
comme l’ont montré les calculsprécédents,
beaucoup
trop
faibles pour rendrecompte
dedépres-sions
polaires atteignant
!/10
d’atmosphère.
Si la causede ces
phénomènes
est d’ordre solaire etélectrique,
comme on
peut
le penser, nous n’avons encore aucuneidée
précise
de leur mécanisme.(1) DANjoN : Bull. Soc.
Phys., 16
mars 1934.(‘z) J. LEviNE : C. R., mars 1923, t.
t76,
p. 705 Manuscrit reçu le 15 juillet 1934,ERRATA Au mémoire de M. A. Dauvillier : « Etude des
au-rores
polaires
auScoresby
Sundpendant
l’annéePolaire », Jourii. de
Phys.,
t.V,
p.398-412,
août 1934 : P.403,
secondecolonne,
supprimer
leparagraphe :
cc Le gaz
traversé, etc.,
jusqu’à :
... dansl’hémisphère
austral ». Ce
paragraphe
est erroné.P. 406,
fig.
15,
aulieu de :