Bilan sur la forme spectrale et la couleur du ciel diffus

L’atténuation du rayonnement solaire au travers de l’atmosphère n’est pas uniforme d’un point de vue spectral. La figure suivante donne un exemple de spectre de lumière du jour résultant à la surface de la terre. La courbe V représente la sensibilité spectrale de l’oeil humain.







Les phénomènes de diffusion, qu’ils soient régis par la théorie de Rayleigh ou bien celle de Mie, jouent un rôle considérable. Outre le fait qu’ils génèrent une source de lumière en provenance de l’ensemble de la voûte céleste (sans cela il n’y aurait qu’une source quasi-ponctuelle représentée par le soleil direct), ils sont à l’origine de distributions spectrales fort différentes de celle incidente sur l’atmosphère, tant d’un point de vue énergétique que lumineux. Analysons séparément les deux ensembles de diffusion rencontrés, à savoir sur les molécules d’air d’une part et sur les aérosols d’autre part. Mais avant cela regardons ce qu’il en est de l’énergie absorbée par les divers constituants de l’atmosphère.

Les phénomènes d’absorption

Nous avons vu que les phénomènes d’absorption sont régis par une perte d’énergie relative à des longueurs d’onde spécifiques. Les raies spectrales absorbées sont si étroites qu’elles affectent de façon négligeable les quantités totales d’énergie et de lumière du rayonnement transmis. Il en va de même pour les bandes d’absorption peu larges. En revanche, certains domaines sont affectés de façon notable. La quantité d’eau atmosphérique influe prioritairement sur l’impact énergétique tandis que dans le domaine du visible, les absorptions ne sont pas spectralement déséquilibrées pour engendrer une variation de couleur perceptible.

Diffusion des molécules d’air

Rappelons que la diffusion du rayonnement sur les particules d’air suit la théorie de Rayleigh. Référons nous à l’équation [I-17] : nous voyons que l’intensité diffusée dépend de la longueur d’onde du rayon incident et de l’index de réflexion des particules. Ce dernier dépend également des longueurs d’onde (d’après l’équation [I-20]), mais aura un impact négligeable devant la dépendance initiale de l’intensité. À peu de choses près, on peut ainsi aisément conclure la dépendance suivante :



Ceci signifie que la diffusion sur les molécules d’air affecte d’autant plus un rayonnement que sa longueur d’onde est faible.

Considérant l’aspect énergétique, c’est une grande partie de l’énergie qui est diffusée, d’autant plus que la distribution spectrale du soleil contient la grande partie de l’énergie dans ses faibles longueurs d’onde (essentiellement UV et visible). Toutefois, il faut relativiser avec le fait qu’une partie de cette énergie est renvoyée vers le sol terrestre par la voûte céleste.

D’un point de vue lumineux, si nous nous référons aux couleurs des rayonnement monochromatiques, nous constatons que le violet puis le bleu ont les plus faibles longueurs d’onde tandis que le rouge est issu des rayons de grande longueur d’onde. En conséquence, la relation de proportionnalité [I-32] induit que le bleu (centré sur 450 nm) est diffusé 5,8 fois plus que le rouge (centré sur 700 nm). Le violet et le bleu, puis dans une moindre mesure le vert, le jaune, et de façon minime l’orange et le rouge, sont diffusés autour de l’axe terre-soleil, créant dans le demi hémisphère éclairé de la terre une distribution lumineuse essentiellement bleue. Vu depuis la surface terrestre, et sans considérer les autres phénomènes optiques (absorption, diffusion sur les aérosols) ni les couvertures nuageuses, la voûte céleste est emplie d’une couleur bleue dont une partie est retournée vers le sol : ainsi la diffusion sur les molécules d’air explique la couleur bleue du ciel. La densité de ces molécules diminuant de façon importante avec l’altitude, il apparaît que le ciel s’assombrit rapidement en s’élevant dans l’atmosphère jusqu’à apparaître de plus en plus noir et le soleil de plus en plus blanc et lumineux.

Lorsque l’altitude du soleil diminue, le chemin optique parcouru par les rayons directs croît rapidement, le rayonnement rencontre davantage de molécules d’air, connaît de plus en plus de diffusion, le rayon direct transmis perdant à chaque fois un peu plus de violet et de bleu à tel point que lorsque le soleil est proche de l’horizon, la quasi-totalité du rayonnement bleu a été diffusée, une partie du rayonnement vert également. Ne subsiste alors qu’une majorité de radiations rouges et oranges (ce schéma est illustré sur la figure I-35 suivante). Ce rayon direct vient parfois éclairer les masses nuageuses plus proches de l’observateur dans des couleurs plus ou moins rouges orangées. La diffusion sur les molécules d’air est ainsi responsable des couleurs chaudes de levers et couchers de soleil.

L’équation [I-17] indique une symétrie du rayonnement diffusé dans le plan normal du rayon incident sur une molécule. Il y a donc autant d’énergie envoyée dans le sens du rayonnement que dans son sens inverse. Ainsi, une atmosphère sèche et non polluée (en aérosols) renvoie approximativement la moitié de l’énergie diffusée sur les molécules d’air hors de l’atmosphère. Ceci est valable autant sur le plan énergétique que lumineux.

Diffusion de Mie

Alors que la diffusion sur les particules d’air donnait une indicatrice de l’énergie diffusée symétrique dans le plan normal au rayonnement incident, il n’en est plus de même pour la diffusion sur les aérosols et la vapeur d’eau. La partie diffusée dans l’hémisphère incident est plus faible que dans le sens de propagation du rayon. Il en résulte qu’en atmosphère riche en aérosols, davantage d’énergie est transmise en direction du sol. Ceci est confirmé par une atténuation due aux aérosols inférieure à celle induite par la diffusion sur les molécules d’air.

D’un point de vue spectral, il faut se référer à l’atténuation d’Angström présentée dans l’équation [I-30]. Pour une atmosphère ordinaire, a varie entre 0,5 et 2,5 mais il est souvent pris égal à 1,0 comme le recommande Angström ou à 1,3 ainsi que le suggère Louche. Si l’impact du déséquilibre spectral (par opposition à l’impact dû à la quantité d’aérosols) sur le plan énergétique reste non négligeable, celui sur la couleur de la lumière est assez faible. Pour avoir une influence sur la teinte de la lumière, il est nécessaire d’avoir en suspension des aérosols de tailles relativement importantes (cf. figure I-32). Sa sélectivité aux faibles longueurs d’onde est bien inférieure à celle que suit la théorie de Rayleigh (et qui n’affecte guère que les violets et les bleus). Par conséquent, les aérosols vont affecter les domaines du violet, du bleu mais aussi des verts et jaunes, et un peu les rouges. Un ciel sans nuages et fortement chargé en aérosols de forte taille aura une couleur moins bleue et plus délavée, voire jaunissante qu’un ciel serein où seule règne la diffusion sur les particules d’air sec.