Phaéton :  le ballon solaire du Lycée Vaucanson

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Comment optimiser cette masse soulevée par le ballon ? Etat du rayonnement

Pour que la charge utile soit maximale, il faut une différence de température maximale entre l’air extérieur et l’air intérieur. Quelles sont les conditions à réunir pour les favoriser ?

Nous avons choisi le polyéthylène noir pour fabriquer notre enveloppe car il a l’avantage d’être suffisamment résistant avec une faible épaisseur (18 à 20 µm d’après le fournisseur), mais surtout pour son pouvoir absorbant. En effet, son albédo c’est-à-dire la part de l’énergie qu’il réfléchit par rapport à ce qu’il reçoit est quasi nulle. Ainsi, il absorbe la quasi totalité de la lumière qu’il reçoit, valeur que nous avons pu vérifier avec un radiomètre.

Mais, de quoi dépend l’énergie lumineuse reçue par le ballon ?

1) Energie solaire (rayonnement direct)

L’énergie émise par le Soleil est sous la forme de rayonnements électromagnétiques dont l’ensemble forme le rayonnement solaire. Notre œil ne perçoit seulement q’une partie de ce rayonnement. Cette partie est située dans le domaine dit visible, de longueur d’onde comprises entre 0.40 et 0.70 μm.

 Doc.1 Spectre des ondes électromagnétiques

a : rayonnement solaire au dessus de l’atmosphère.

b : rayonnement solaire direct au sol pour une hauteur du Soleil de 65° et une atmosphère claire standard.

La plus grande partie de l’énergie solaire est donc rayonnée principalement dans le domaine visible et infrarouge mais aussi dans les UV.

L’énergie solaire reçue par unité de temps à la limite supérieure de l’atmosphère, sur une surface d’un m², perpendiculaire aux rayons solaires et pour une distance Terre-Soleil égale à sa valeur moyenne, est appelée la constante solaire. Elle a été estimée à 1367 W.m^-2.

Doc.2 : Densité spectrale de l’éclairement énergétique du rayonnement solaire direct

Doc.3 : La répartition de cet éclairement énergétique dans divers domaines de longueur d’onde est résumée dans ce tableau :

2) la propagation du rayonnement solaire dans l’atmosphère

Lorsque le rayonnement solaire se propage dans l’atmosphère, il interagit avec les constituants gazeux de celle-ci et avec toutes les particules présentes en suspension (aérosols, gouttelettes d’eau et cristaux de glace).

Le rayonnement solaire peut être réfléchi, diffusé ou absorbé :

- Réfléchi, par la surface terrestre, c’est-à-dire renvoyé dans une direction privilégiée (réflexion dite spéculaire) ou de manière diffuse. Le sol réfléchit plutôt le rayonnement de manière diffuse et anisotrope.

- Diffusé, c’est-à-dire renvoyé dans toutes les directions. Le phénomène de diffusion se produit dans un milieu contenant de fines particules ou des molécules et dépend fortement de la taille des particules considérées. Par exemple, l’influence des molécules est plus intense pour les courtes longueurs d’onde (bleu) que pour les grandes (rouge), en raison de la loi de diffusion de Rayleigh :

Absorption = k/l⁴  avec l la longueur d’onde. Ainsi si en première approximation la longueur d’onde du bleu est environ deux fois plus faible que celle du rouge, le bleu est 2⁴ = 16 fois plus absorbé que le rouge. C’est la raison pour laquelle l’atmosphère apparaît en général bleue et le Soleil couchant rougeâtre (les rayonnements violet et bleu ayant été diffusés après avoir été absorbés). Les molécules diffusent la lumière dans toutes les directions.

- Absorbé,  par les composants gazeux de l’atmosphère. Cette absorption est dite sélective, car elle s’opère pour des valeurs de longueur d’onde bien précises. Elle est due essentiellement à la vapeur d’eau, à l’ozone, au dioxyde de carbone et, à un degré moindre, à l’oxygène.

On appelle rayonnement solaire direct celui qui arrive au sol sans avoir subi de diffusion. Le spectre du rayonnement solaire direct reçu à la surface terrestre est présenté sur la courbe noire du document 2. Il s’éloigne de façon notable du rayonnement atteignant la limite supérieure de l’atmosphère, en particulier du fait de l’absorption par les constituants gazeux de l’atmosphère. Dans certaines bandes de longueur d’onde, le rayonnement est atténué ou même annulé. Les principales bandes d’absorption sont dues à l’ozone entre 0,2 et 0,3 μm (dans le domaine ultraviolet), au dioxyde de carbone autour de 2,75 μm et 4,25 μm, mais surtout à la vapeur d’eau dont l’absorption est prépondérante et module principalement l’allure du spectre solaire reçu au sol.

Sous les latitudes moyennes, le rayonnement solaire direct peut atteindre 1000  W.m^-2. Dans les mêmes conditions, un ordre de grandeur typique de rayonnement diffus et 125W.m^-2.Il est recommandé de multiplier cette estimation par 0.75 pour un ciel très clair et par 1.3 en présence de pollution.

On voit en tout état de cause que le rayonnement diffus est, dans ces condition, limité à environ 160W.m^-2, soit au mieux 10 à 15 % du rayonnement direct.

3) L’effet des nuages

 La présence de nuages modifie sensiblement l’importance des rayonnements diffus et direct, les nuages jouant un rôle de milieu diffusant.

On appelle albédo le rapport entre énergie réfléchie et énergie incidente. L’albédo des nuages varie de 0,4 à 0,9 selon leur nature, leur épaisseur, la hauteur du Soleil, etc. Les nuages absorbent en outre une fraction du rayonnement solaire, mais celle-ci reste assez faible et ne dépasse pas 10 % de l’énergie incidente pour les nuages les plus épais.

Le tableau ci-dessous, montre des mesures du rayonnement global subsistant après le passage au travers de différents types de nages. Pour ces types de nuages, on voit que le rayonnement global reçu au sol par ciel couvert est toujours inférieur au rayonnement global reçu au sol par ciel clair dans des conditions équivalentes. On note aussi que ce sont les nuages bas qui réduisent le plus le rayonnement incident et que les nuages hauts en laissent passer la plus grande partie.

Lorsque les nuages se présentent sous la forme de masses isolées, le rayonnement diffus varie beaucoup selon la nébulosité. De gros cumulus ou cumulonimbus peuvent même augmenter le rayonnement diffus d’une façon telle que le rayonnement global dépasse momentanément la constante solaire (il peut atteindre 1 600 W.m^-2 et plus), par de la forte réflectivité de tels nuages.

Il en est de même par ciel couvert de nuages élevés : dans ce cas, l’essentiel et parfois même la totalité du rayonnement global est attribuable au rayonnement diffus. Ces conditions sont très favorables aux coups de soleil, car la sensation d’insolation est limitée.

4) L’effet du sol

  De la même façon que l’on a défini un albédo des nuages, il existe un albédo de la surface qui représente la fraction de rayonnement qu’elle réfléchit par rapport à celui qu’elle reçoit. Cet albédo est très variable selon la nature et l’état de la surface (et selon la longueur d’onde incidente et la hauteur du Soleil). On peut citer quelques valeurs moyennes pour différentes sortes de sols ou d’états de surface.

Nous avons pu mesurer l’albédo de quelques surfaces à l’aide d’un radiomètre (schéma ci-dessous).

Comment fonctionne un radiomètre ?

Il mesure la réflectance d’une surface c'est-à-dire le pourcentage de l'énergie émise ou réfléchie par rapport à celle reçue par un objet sous forme d'un rayonnement. Il s’agit en quelques sorte l’albédo, à un facteur 100 près, car l’albédo est un nombre compris entre 0 et 1.

L’énergie reçue par l’objet  ne pouvant être directement mesurée, on ne peut déterminer que des variations par rapport à une valeur de référence, soit 92% correspondant à celle d’une feuille de papier Canson blanc mat (180 g/m²). Pour déterminer cette référence, on procède comme ci-dessous.      

      -  Placer la feuille blanche sous le radiomètre.

       - Choisir  « Sans Filtre » en tournant le disque noir jusqu’à obtenir SF dans la fenêtre de droite et prendre le diaphragme moyen en ajustant sa tirette de gauche parallèlement au trait blanc.

       - Mettre en marche le radiomètre.

       - Eclairer avec la lampe en plaçant celle-ci  approximativement à 20 cm.

       - Tourner le bouton de gauche jusqu’à 60 ou 80 % environ, puis tourner précisément le bouton de droite jusqu’à 92 % : c’est la valeur de référence correspondant à l’albédo de la feuille blanche.

 Mesure d’albédos

       - Placer la feuille noire sur la feuille blanche puis par-dessus l’objet à étudier : ex. glace.

       - Relever la mesure de l’albédo.