MRCEPRS MER AU ES

Une telle f. 6. m. peut être mesurée avec un millivoltmètre à lecture directe ou avec un millivoltmètre enregistreur : on constitue ainsi un pyrrhéliomètre

enregistreur, permettant d'inscrire les variations de la

chaleur reçue au cours de la journée ; il faut, bien

parallactique, assurant automatiquement le maintien de l'orientation de la surface réceptrice normalement à la direction des rayons solaires.

Les appareils que nous venons de décrire doivent être étalonnés par comparaison avec un appareil de mesures absolues. Le pyrrhéliomètre d’Angstrôm était construit de façon à permettre directement cet étalonnage. A cet effet, il comportait, non pas un récepteur, mais deux récepteurs identiques, disposés côte à côte dans la même enceinte, et dont la pile thermoélectrique fournissait directement la différence des températures. Uni seul des récepteurs étant insolé et l’autre maintenu à l'abri du faisceau solaire, la déviation du galvanomètre mesure en valeur relative la chaleur apportée par ce faisceau. Pour avoir sa valeur absolue, on fait passer dans la lame de manganine du récepteur qui se trouve à l'ombre un courant électrique d'intensité à mesurée par un milliampèremètre ; la résistance 7 de la lame étant connue, on sait qu’elle reçoit alors par seconde une quantité de chaleur g = ri2/J ; si l’on a réglé le courant de façon à annuler la différence de température des deux récepteurs, c’est là précisément la quantité de chaleur apportée sur le récepteur insolé par le faisceau solaire. Il n’est pas certain que l'appareil d’Angstrôm soit inférieur, pour les mesures absolues, à l'appareil à courant d’eau d’'Abbot. Pour les mesures relatives, il présente, sur l'appareil à disque d’argent d’Abbot, l'avantage d’une plus grande rapidité d'indication ; ia de plus l'avantage de mieux se prêter à des étalon-

es 22

” entendu, que l'appareil soit porté par une monture

LERAYONNEMENTETLA TEMPÉRATURE DU SOLEIL

nages fréquents, qui sont indispensables parce que les échanges de chaleur entre le récepteur et l'enceinte,

dont la valeur définit la constante de proportionnalité entre les chaleurs reçues et les indications de l'appareil, peuvent varier si l’état des surfaces (propreté, polis-

sage, etc.) vient à varier.

Dans tous les appareils, c’est la difficulté d'obtenir une parfaite stabilité des conditions de refroidissement qui limite la précision des mesures relatives ; c’est la difficulté d’assurer une absorption complète du rayonnement incident qui limite la précision des mesures absolues. Il semble qu’il n’est guère possible de garantir que les erreurs soient inférieures à 1 %, soit pour les mesures absolues, soit pour les mesures relatives faites à plusieurs jours d'intervalle,

Correction de l'absorption atmoshhérique. — Ja quantité de chaleur reçue par le pyrhéliomètre est très variable d’un jour à l’autre, même pour des hauteurs égales du Soleil au-dessus de l'horizon : c'est que la transparence de l'atmosphère varie avec es conditions météorologiques, et en particulier avec son degré d'humidité : c’est ainsi qu'à Washington, par de belles journées sans nuages, et pour un Soleil à moins de 45° du zénith, la quantité de chaleur reçue par centimètre carré et par minute varie, d’après Abbot, de 1,15 à 1,45 calories. L'absorption atmosphérique est naturellement moins importante lorsque les rayons ont traversé une couche d’air moins épaisse, c'est-à-dire lorsqu'on fait les mesures à une altitude plus élevée : au Mont-Wilson, dont l'altitude est de 1.731 im, Abbot a obtenu des valeurs allant de 1,45 à 1,62 cal/cm?/min, et au Mont-Whitney, à 4.350 m., l'indication du pyrrhéliomètre peut atteindre” 1,75 cal/cm?/min. Ces quelques nombres suffisent à montrer qu'il est absolument nécessaire, pour obtenir

la valeur de 1a constante solaire, de faire subir aux nombres mesurés une correction qui dépend du jour et du lieu de l'observation ; cette correction sera d'autant plus faible, et pourra par suite être d'autant plus précise, que les mesures auront été faites à une altitude plus grande.

Cette correction s'effectue par la comparaison des mesures faites à différentes heures de la journée, pour différentes valeurs de la distance zénithale z du Soleil. La hauteur de l'atmosphère ne dépassant certainement pas une centaine de kilomètres, on peut, pour calculer l'épaisseur Z d’air traversée, négliger la courbure dela Terre — tout au moins tant que le soleil n’est pas très près de l'horizon. La figure 3 montre alors immédiatement que la longueur OB — / est liée à l'épaisseur normale OA — A de l'atmosphère par la relation 1= h sec z. Désignons par W, la quantité d'énergie envoyée effectivement par le Soleil, par a le coefficient de transmission de l'atmosphère pour le

A soleil au zénith : la

. quantité d’énergie

R| 71 Atmosphère reçue après traversée

de l'épaisseur k est

6 a Wo. Si maintenant

HIONS les rayons traversent

th une seconde, une

troisième... quantité d’air d'épaisseur h, leur intensité

est à chaque fois multipliée à nouveau par le coeffi-

cient a et les quantités reçues sont 42W5, a We

S'ils ont traversé l'épaisseur / — } sec z, la quantité reçue est donnée par la formule de Bouguer :

W = W, a cz

Zenith Soleil

Fe LE RAYONNEMENT ET LA TEMPÉRATURE DU SOLEIL

On représente graphiquement cette formule en portant en abscisses les valeurs de sec z et en ordonnées les valeurs du logarithme de l’énergie reçue ; la courbe théorique :

log W — log Wo + log a X sec z

est une droite dont l’ordonnée à l’origine log W, est le logarithme de la constante solaire W,. C’est cette

log W

log Wok... -

méthode qu’a employée Pouillet dès 1838, en traçant (fig. 4) la droite qui passait au mieux par les points expérimentaux, et qui lui a fourni pour W, la valeur 1,76 cal/cm?/min.

Nous savons aujourd’hui que ce nombre est en réalité trop faible. Les points expérimentaux dessinent en effet une courbe dont la courbure est certaine, et l’extrapolation de cette courbe de l'épaisseur k à l'épaisseur nulle ne peut pas se faire par la droite de

es 25;=

NP VE rent

Bouguer. La raison en est que la formule de Bouguer n’est valable que pour une radiation monochromatique: le coefficient de transmission global 4 de l'atmosphère pour l’ensemble du rayonnement solaire est la moyenne

des coefficients 41 qui correspondent aux différentes

radiations monochromatiques qui le composent, et cette moyenne dépend de l'importance relative des diverses

radiations. Cette importance relative est modifiée

par leur absorption même au cours de la traversée de l'atmosphère, de sorte que les différentes épaisseurs k traversées successivement n’ont pas, comme nous l'avons admis, le même coefficient de transmission.

Il est donc nécessaire de déterminer l’absorption atmosphérique pour les diverses radiations monochromatiques : cette nécessité a été indiquée par Radau, et les mesures ont été faites pour la première fois par Langley en 1884. Pour faire ces mesures, on isole par un dispositif spectral une radiation de longueur d’onde À, on mesure l’énergie WA qu'elle apporte à l'appareil d'observation pour diverses

valeurs de la distance zénithale z, et l’on construit la

courbe de cordonnées sec z et log W\ ; on obtient cette fois des droites parfaites, dont les coefficients angulaires donnent les valeurs 41 du coefficient de transmission pour les diverses radiations. On remarquera que cette détermination n’exige que des mesures relatives des W\ relatifs à chaque radiation, de sorte qu'elles peuvent être faites par une méthode absolument quelconque, par exemple par photométrie visuelle pour les radiations du spectre visible, par

photométrie photographique pour les radiations ultra-

violettes. Il faut ensuite, pour calculer le coefficient de transmission global a, faire la moyenne des valeurs de a, en tenant compte bien entendu de l'importance relative des diverses radiations dans le rayonnement

total : on a donc besoin pour ce calcul de connaître

ÊLE RA YONNEMENT ET LA TEMPÉRATURE DU SOLEIL FU

les valeurs relatives de WA pour les diverses longueurs d'onde, valeurs relatives qui peuvent être déterminées avec un appareil de mesures calorifiques quelconque, par exemple avec le bolomètre (page 41).

Si l’on se borne aux radiations visibles, on trouve un coefficient de transmission à qui est de l’ordre de 0,82 au niveau de la mer; mais en tenant compte des radiations invisibles, on trouve une valeur plus faible, à cause de l'absorption plus grande des radiations ultra-violettes : c’est ainsi qu'Abbot et Fowle ont trouvé à Washington, pour les plus belles journées, a = 0,690. Pour ces mêmes journées, ils ont trouvé

au Mont Wilson a = 0,817 : il y a donc un énorme

avantage, pour réduire une correction toujours délicate à calculer, à faire les mesures de constante solaire dans un observatoire de montagne ; elles se trouvent en même temps facilitées parce que l'élimination du trouble de la basse atmosphère augmente le nombre des journées utilisables aux observations.

Une fois le coefficient à calculé, il suffit de diviser par sa valeur la quantité de chaleur W reçue lorsque le Soleil est au zénith pour avoir la valeur de la constante solaire. Remarquons que, tandis que les mesures qui donnent a sont des mesures relatives,

faites avec des unités arbitraires, la mesure qui

fournit W doit être une mesure absolue faite en petites calories par centimètre carré et par minute.

Valeur absolue de la constante solaire. — Tes mesures anciennes de la constante solaire ont donné des résultats assez divergents, variant de 1,7 à 3,4 cal/em?/min. Des résultats beaucoup plus concordants ont été obtenus par les divers observateurs depuis qu'Abbot et Fowle ont établi les conditions correctes d'évaluation de la transparence atmosphérique ; on en - jugera par le tableau suivant :

Mesures d Abbot et de ses collaborateurs :

Mesures faites à Washington de 1902 à 1907 . 1,96 Mesures faites au Mont-Wilson de 1905 à 1910. 1,896 à 1,943 Mesures faites au Mont-Whitney de 1909 à 1910.. 1,933 à 1,979

Moyenne générale des mesures de 1905 à 1924... MPE0 Mesures faites par Dorno à Davos en I1913...... 1,927 Mesures faites par Wilsing à Potsdam en 1924 .. 1,924

On peut admettre comme valeur moyenne de la constante solaire la moyenne générale des mesures id'Abbot, W, — 1,94 cal/cm?/min, avec une erreur - qui ne dépasse sans doute pas 1 % (AW, = +0,02).

Il est à remarquer que la valeur ainsi adoptée est certainement inférieure à la valeur réelle du rayonnement solaire qui atteint les couches supérieures de l'atmosphère. Les radiations ultra-violettes de longueur d'onde inférieure à 2.900 angstrôms sont en effet arrêtées dès ces couches supérieures, et ne parviennent en aucun cas au pyrrhéliomètre, de sorte qu'il n’en est tenu compte ni dans la mesure de W, ni dans la détermination de a. En assimilant le spectre solaire à celui d’un corps noir à la température de 60000 actuellement adoptée pour la température de brillance du Soleil (page 51), la théorie indique que ces radiations doivent transporter environ 3,4 % de l'énergie totale. De même l'absorption atmosphérique nous rend inaccessibles certaines des radiations infrarouges de longueur d’onde supérieure à 2,4 u, qui doivent transporter 2 % de l'énergie totale. Il y a donc en tout 5,4 % de l'énergie qui échappent entièrement à nos mesures, et les nombres trouvés devraient être relevés dans cette proportion pour fournir la valeur réelle de l'énergie reçue du Soleil : cette énergie serait donc voisine de 2,04 calories par cm. carré et par minute.

Variations de la constante solaire. — Nous avons dit que la précision des mesures de la constante solaire

TS

| LE RAYONNEMENT ET LA TEMPÉRATURE DU S0

LEIL

doit être de l’ordre de 1 %, et il ne paraît ‘pas douteux en particulier que les mesures d’'Abbot doivent être comparables entre elles avec cette pré cision. Or ces mesures présentent entre elles, comme on le voit sur le Tableau précédent, des différences nettement supérieures à 1% , les valeurs les plus faibles de la série du Mont-Wilson citée dans ce.

tableau étant inférieures de 4 % aux valeurs les plus fortes de la série du Mont-Whitney. Ces différences

doivent donc correspondre à des variations réelles de

la constante solaire.

L'étude de ces variations a été systématiquement

poursuivie depuis 30 ans par Abbot et ses collabo= rateurs de la Smithsonian Institution. Ils ont en

particulier essayé de montrer qu’il s'agissait bien de

variations réelles de l’activité solaire en montrant que

les mêmes variations se produisent en même temps en différents points de la Terre : des mesures simultanées ont été faites dès 1911-1012 au Mont-Wilson et en Algérie ; les observations sont faites régulièrement

depuis 1920 au Mont Harqua-Hala dans l’Arizona et au Mont Montezuma dans le désert de nitrate du Chili, et une troisième station a été installée récemment au Mont Brukkaros dans l’Afrique du Sud. pi

Les premières mesures ont montré des variations considérables : il n’était pas rare d'obtenir sur un espace de quelques jours des variations de 2, 3 et même 5 % et la dispersion des valeurs journalières était telle que:

leur écart moyen, par rapport à la moyenne mensuelle,

était de l’ordre de 1,5 à 2 %. Mais cette dispersion des |

mesures a été en s’atténuant avec le temps, l'écart

moyen tombant aux environs de 1 % pour la période 1918-1919, et au-dessous de 0,5 % pour la période … 1022-1924. Il est bien difficile de ne pas penser que … cette diminution est liée à l'augmentation de la pré-

cision des mesures ou au remplacement des stations

LÀ mallanr ti

- anciennes par de nouvelles stations mieux placées au point de vue de la constance de la transparence de l'atmosphère, et de ne pas en déduire que la dispersion des mesures ne fait que traduire les erreurs expérimentales. C’est d’ailleurs à la même conclusion que conduit l'examen des résultats obtenus simultanément, en différentes stations : tandis que les fluctuations observées en 1011-1012 au Mont Wilson et en Algérie présentent une corrélation très marquée, il est à peine possible d'établir une corrélation entre les fluctuations, beaucoup plus faibles d’ailleurs, observées en 1923- 1024 aux Monts Harqua-Hala et Montezuma.

Il semble pourtant difficile de ne pas admettre la réalité de certaines variations rapides : c’est le cas par exemple pour une variation de plus de 5 % qui a été observée en 1920 et qui a suivi de 24 heures le passage d’une tache au méridien central du Soleil ; ce passage a eu lieu le 22 juillet, et la constante solaire, qui était de 1,95 le 16, est tombée à 1,86 le 23, pour remonter à 1,97 le 27. Il doit bien s'agir là d’un phénomène lié à l’activité solaire, par un mécanisme d’ailleurs inconnu ; Abbot propose de l'expliquer en admettant une absorption du rayonnement solaire par des jets coronaux (page 201) issus de la tache.

Variations à longue période. — Quelle que soit la cause des variations observées d’un jour à l’autre, qu’il s'agisse de variations réelles ou d'erreurs instrumenfales, ces fluctuations s'éliminent lorsqu'on prend la moyenne mensuelle des mesures quotidiennes, et l'on obtient avec ces moyennes mensuelles des courbes assez régulières qui permettent d'étudier les variations à longue période de la constante solaire : il semble bien qu’elle ait atteint en 1017-1018 un maximum voisin de 1,96, tandis qu’elle est passée en 1923-1924 par un minimum de l’ordre de 1,92 ; il est difficile de contester

LE RAYONNEMENT ET LA TEMPÉRATURE DU SOLEIL

la réalité d’une telle différence, qui atteint 2 %, et est certainement supérieure à l'erreur qui peut affecter la moyenne d’un certain nombre de mesures. Les Calculs de moyennes ont d’ailleurs été repris récemment par Abbot en cherchant à rendre les éléments employés aussi comparables que possible : il a choisi à cet effet, dans les mois de juillet des diverses années, les journées pour lesquelles l'atmosphère avait la même

OU EME A6 A7 de 1001920

transparence et contenait la même quantité de vapeur d'eau, et il a calculé les moyennes de chaque mois de juillet en n’utilisant que les mesures de ces journées sélectionnées. La courbe ainsi obtenue est la courbe IT de la figure 5 : elle ne diffère pas sensiblement, tout au moins pour les mesures postérieures à 1914, de la courbe I qui représente les moyennes calculées avec toutes les mesures. Ces variations à longue période de la constante solaire sont sans doute liées à la variation générale de l’activité solaire, telle qu’elle se manifeste par les variations du nombre de taches (page 147). C’est ce que montre la figure 5, sur laquelle ces dernières variations sont représentées par la courbe III : le maximum de la constante solaire correspond au maximum du nombre de taches de 1917, le minimum au minimum du nombre de taches de 1923.

æ 31 CI

On a quelquefois contesté l'existence de la variation de 2 % trouvée par Abbot en prétendant quelle devrait avoir sur le climat de la Terre une influence que l’on n’observe pas en réalité. Le calcul indique qu’elle devrait produire une variation de 19,5 de la température moyenne de la Terre, mais cet effet peut étre plus ou moins masqué par des modifications dans l'évaporation et dans la circulation des nuages. IH ya certainement un effet de l’activité solairesur les saisons, par exemple sur la longueur et la chaleur de l'été ou de l'hiver, mais il s’agit là d’un effet extrêmement complexe que la météorologie est impuissante à débrouiller actuellement. Peut-être l'effet thermique est-il plus sensible sur des planètes à atmosphère plus faible, comme la planète Mars : on a signalé que les calottes polaires de cette dernière planète étaient plus étendues, autrement dit subissaient une fusion moins importante, dans les années où le nombre des taches solaires passait par un minimum.

On a également trouvé étonnant que les mesures de constante solaire indiquent des variations aussi impotftantes, alors que les mesures photométriques de

l'intensité lumineuse du Soleil n’ont jamais montré

aucune variation de cette intensité. Des travaux récents d'Abbot (1925) et de Pettit (1926) semblent montrer que le rayonnement de longueur d'onde supérieur à 3000 angstrôms est constant, et que la variation porte uniquement sur les radiations de longueurs d'onde plus courtes et en particulier sur les radiations ultra-violettes : la variation relative de l'intensité de ces radiations est naturellement beaucoup plus importante que celle de la constante solaire, elle atteindrait 57 % d’après certaines séries de mesures, 26 %, ou 17 % seulement d’après certaines autres.

Mais il est remarquable que les variations ainsi observées pour le rayonnement ultra-violet, évalué en

(LE RA YONNEMENT ET LA TEMPEEA TURE DU SOLEIL Fit

dhor de notre atmosphère, présentent une corré-. lation très nette avec les variations de la transparence de l'atmosphère : les valeurs élevées du rayonnement

sont toujours observées au cours des journées où

l’atmosphère est particulièrement transparente. Cette coïncidence conduit naturellement à se demander si les variations observées du rayonnement ne sont pas en réalité dues à des erreurs dans l'évaluation de l’absorption atmosphérique : il ne faut pas oublier que,

pour les radiations ultra-violettes, cette absorption est

de 50 à 60 % de l'énergie incidente, de sorte que: la correction à faire pour le calcul de cette énergie est

plus grande que l'énergie effectivement mesurée par |

l’appareil récepteur, et que d’autre part cette correc-

tion est évaluée d’après des mesures qui utilisent des …

rayons ayant suivi dans l'atmosphère des parcours différents à des heures différentes.

Il est extrêmement difficile de conclure, et de dire si les variations observées dans les mesures de la constante solaire ont réellement leur origine dans le : Soleil, ou si elles sont dues à des phénomènes de l'atmosphère terrestre, qui d’ailleurs peuvent être eux-mêmes provoqués par les variations de l’activité solaire. C’est une question qui reste ouverte, et dont la solution semble aujourd’hui dépendre des progrès futurs de nos connaissances sur l’absorption des rayons ultra-violets par l’atmosphère terrestre et en particulier par la haute atmosphère (cf. page 37).

Le spectre continu du Soleil et la répartition spectrale de l'énergie

Le spectre visible du Soleil. — C’est en faisant tomber sur un prisme un pinceau de rayons solaires qui pénétrait par une fente étroite dans une chambre

ENERNE O2 BRUHAT. 3

obscure que Newton découvrit en 1704 que la lumière blanche était formée de la superposition d’une série de radiations de couleurs différentes. Nous savons aujourd'hui que le spectre solaire, tel qu’on l’obtient en formant à l’aide d’un objectif astronomique l'image du Soleil sur la fente d’un spectroscope, est un spectre continu sillonné de raies noires fines, les yaies de Fraunhofer ; on admet depuis Kirchhoff que le spectre continu est produit par la photosphère, tandis que les raies noires sont dues à l'absorption de certaines radiations de ce spectre continu par Îles gaz à basse pression qui constituent la chromosphère et la couche renversante (page 10). Nous reviendrons au chapitre IV sur l'étude des raies de Fraunhofer, et nous ne parlerons ici que du spectre continu.

Les gaz observés au laboratoire dans un tube de Geissler ou dans la flamme d’un arc électrique donnent en général des spectres de raies : on peut s'étonner que la masse gazeuse qui constitue le Soleil fournisse un spectre continu. La raison en est celle que nous avons déjà donnée à la page 9 pour expliquer l'aspect du Soleil : la masse gazeuse est telle qu’elle est complètement opaque pour toutes les radiations ; elle ne se comporte pas comme les gaz de la flamme de l'arc, qui sont transparents pourtoutes les radiations, sauf pour un petit nombre de radiations caractéristiques, mais bien comme un corps solide opaque placé dans cette flamme. Nous avons d’ailleurs vu que l’opacité de la matière solaire est complète pour une épaisseur très faible par rapport au rayon, et paraît complète jusqu’au bord de l’astre : le spectre continu du Soleil est produit par la couche mince que nous avons appelée la photosphère, et peut s’observer jusqu’au bord même de l’astre.

Le spectre ultra-violet du Soleil. — En étudiant le noircissement du chlorure d'argent sous l’action des

ct de dut de. jf Th nl ac gt hot nl + ad sito

"2 LE téelet

diverses radiations qui composent le spectre solaire,

TS

| LERAYONNEMENT ET LA TEMPÉRATURE DU SOLEIL

Ritter et Wollaston trouvèrent en 1803 que ce noir- de

cissement se produit encore au delà de la limite violette du spectre visible, et découvrirent ainsi les radiations

ultra-violettes. Ces radiations impressionnent la plaque photographique aussi bien que les radiations les plus actiniques du spectre visible, et le remplacement général pour toutes les mesures de précision de l'observation visuelle par l'observation photographique fait qu’il n’est pas plus difficile aujourd’hui d'étudier le spectre ultra-violet que le spectre visible,

Toutefois, lorsqu'on emploie les spectrographes

usuels à optique de verre, on ne peut obtenir que la

partie du spectre ultra-violet qui s'étend de la longueur. d'onde À — 4.000 angstrôms, limite du spectre visible, jusqu'à une longueur d’onde de l’ordre de 3400 À,

ŒTtE

pour laquelle le verre cesse d’être transparent. I1 faut

pour aller plus loin, employer un prisme de quartz avec des lentilles de quartz, ou mieux avec des objectifs composés achromatiques en quartz et fluorine, où encore former le spectre avec un réseau métallique concave qui donne un spectre pur par réflexion sans qu'il y ait besoin de lui adjoindre aucune lentille.

Les premières photographies du spectre solaire

ultra-violet que l’on obtint ainsi s’arrêtaient à la raie de Fraunhofer de longueur d'onde À — 2948 À : il n’y à aucune raison pour que le rayonnernent du Soleil s'arrête à cette longueur d’onde, ni pour que les métaux de la couche renversante qui donnent dans le spectre solaire des raies de longueur d'onde supérieure à 2048 À n’y donnent pas les raies de longueurs d'onde comprises entre 2948 et 1850 A qu’ils donnent. au laboratoire dans le même spectrographe. Cornu Supposa que la limitation du spectre solaire était due à l'absorption par l’atmosphère terrestre, et fit de 1878

ec à

à 1880 une série de mesures pour vérifier cette hypo-.

thèse : alors qu’à midi il obtenait le spectre jusqu’à 2950 À, les spectres photographiés à 17 heures, avec un parcours plus long des rayons à travers l’atmosphère, s’arrêtaient à 3070 À ; d'autre part les expé-

riences faites en différentes stations montrèrent un

allongement du spectre pour les stations de grande altitude, l'allongement étant d'environ 10 À par 900 mètres d'altitude.

Ces résultats montrent que la limitation du spectre solaire est bien due à l'absorption par l’atmosphère terrestre, mais ils montrent en même temps que la valeur de la limite obtenue doit dépendre surtout des conditions instrumentales : si la radiation de 2930 À a pu parvenir jusqu’à 1800 mètres d’aititude, elle peut être encore affaiblie par la traversée des 1800 derniers mètres de l'atmosphère, elle ne peut pas être totalement supprimée.

Effectivement, des expériences faites en 1909 par Miethe et Lehmann ont montré que l’on pouvait atteindre la même limite à Berlin qu'au Mont-Rose, à l'altitude de 4560 m. ; la dernière raie obtenue dans ces expériences avait une longueur d'onde de 2012 angstrôms.

L'absorption atmosphérique ne supprime donc pas complètement le rayonnement solaire de longueur d'onde 2950-2900 À : mais elle l'affaiblit d'autant plus que l'épaisseur traversée est plus grande et la longueur d'onde plus courte ; il faut, pour l'enregistrer sur la plaque photographique, employer des poses de plus en plus longues, et l'impression obtenue finit par se perdre au milieu de la lumière parasite de plus grande longueur d'onde diffusée par les prismes et les lentilles du spectrographe. Dans une série de mesures faites de 1013 à 1921, Fabry et Buisson ont réussi à éliminer cette lumière parasite en la rejetant en dehors du spectre par un second spectrographe dont la dispersion

LE RAYONNEMENT ET LA TEMPÉRATURE DU SOLEIL

se fait dans un plan perpendiculaire à celui qui cor-

respond au premier ; avec des poses de 15 minutes, les clichés ne présentent encore aucun voile, et la dernière raie de Fraunhofer visible a une longueur d'onde de

2898 À ; avec une pose de 75 minutes, on peut distinguer les raies jusqu'à 2885 A.

Les mêmes clichés permettent, par comparaison des noïircissements obtenus aux diverses heures de la

journée, de mesurer l’absorption atmosphérique pour.

les différentes radiations du spectre continu (page 21), et de vérifier qu’elle croît effectivement très vite quand la longueur d’onde diminue : l'absorption est un million de fois plus grande pour la radiation 2898 que pour la radiation 3143, et elle est déjà telle pour la radiation 2956jque l'intensité reçue à Marseille, pour cette radiation, est 30 fois plus faible à 16 heures qu’à midi.

La couche d'ozone de la haute atmosphère. — Quelle est la raison de cette absorption ? Sa croissance rapide lorsque la longueur d’onde décroît indique qu'il s’agit d’une absorption sélective, qui ne peut d’ailleurs

être attribuée à aucun des constituants les plus

importants de l'atmosphère. Il n’y à que l’ozone qui soit absorbant vers 2900 angstrôms, et la croissance de son absorption lorsque la longueur d’onde diminue

correspond bien à la croissance de l'absorption atmosphérique : les mesures faites au laboratoire montrent

que la traversée d’une couche d’air ozonisé équivalant à une épaisseur de 3 millimètres d'ozone pur à la

pression atmosphérique réduit l'intensité de la

lumière à 1/1000 de sa valeur initiale pour À — 2950, à I/I.000.000 pour À — 2900, à I/10.000.000.000 pour À — 2850 A. Les rapports de réduction ainsi calculés pour une épaisseur de 3 mm. coïncident exactement, tout au moins de 3050 à 2930 À, avec les coefficients de transmission ax de l'atmosphère. I1 n’est donc

pas douteux que l'absorption atmosphérique qui limite le spectre ultra-violet du Soleil et des étoiles est due à la présence dans l'atmosphère d'une quantité d'ozone équivalant à une couche de 3 mm. à la pression atmosphérique. 6

L'atmosphère terrestre équivaut au total à une épaisseur d'air de 8 km., soit 8.000.000 mm. ; si l'ozone était réparti uniformément dans cette atmosphère, la teneur serait 3/8.000.000, soit 0,4 em par mètre cube : l'expérience montre que les régions de l’atmos-

FIL ere en ve

phère, du niveau de la mer au sommet du*Mont Blanc, accessibles à nos analyses, ne contiennent que des proportions d’ozone très inférieures à celle-là. L'ozone est donc localisé dans la haute atmosphère inaccessible à l'observation directe ; il a été possible de déterminer l’altitude de la couche d’ozone en poursuivant jusqu’au voisinage de l'horizon les mesures d'intensité du rayonnement utilisées pour le calcul de la transparence de l’atmosphère. Nous avons dit à propos de ces mesures (page 24) qu’on pouvait pour leur interprétation négliger en général la courbure de la Terre; l’approximation ainsi obtenue n’est plus valable lorsque la distance zénithale z du Soleil est voisine de 90°, et la figure 6 suffit à montrer que l'épaisseur réelle AB — / traversée pour une couche

LERAYONNEMENT ET LA TEMPÉRATURE DU SOLEIL d'épaisseur normale donnée CD = e est d'autant plus grande que son altitude est moindre : on conçoit donc

que la détermination de la variation de l'absorption

en fonction de z permette de calculer la hauteur de la couche d’ozone.

Nous n'insisterons pas sur ces mesures, qui ont été faites pour la première fois par Cabannes et Dufay en 1925, en allant jusqu'à z — 88030’ ; elles ne sont d’ailleurs pas faites avec les radiations de l'extrémité du spectre ultra-violet, qui sont trop absorbées pour être observables quand le Soleil est aussi près de l'horizon, mais avec les bandes d'absorption de l'ozone (cf. page 05) qui se trouvent au début du

spectre ultra-violet (bandes de Huggins) ou même dans

la partie verte du spectre visible (bandes de Chappuis), et elles ont donné des valeurs de l'altitude de la couche d'ozone de l’ordre de 45 à 50 km.

On peut naturellement se demander quelle est l'origine de cet ozone, qui doit constamment être dissocié par l’action des radiations solaires qu'il

absorbe. On admet généralement qu’il est formé par

l’action sur l'oxygène de l’air des radiations solaires » e . .

de longueur d'onde inférieure à 2000 angstrôms,

qui sont absorbées par cet oxygène. Il serait évidem-

ment intéressant de connaître le mécanisme des. réactions qui assurent l’existence de la couche d'ozone.

et son équilibre chimique et mécanique au sein de l'atmosphère ; on arrivera peut-être à le déterminer par l'étude des variations de l'épaisseur et de la hauteur de cette couche suivant les heures de la journée, les mois de l’année, les années du cycle solaire, ou encore suivant la latitude terrestre. Ces recherches per-

. mettront en même temps de préciser nos connaissances sur les variations de la transparence de l’atmosphère