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RAYONNEMENT SOLAIRE

ÉLETROMAGNÉTIQUE

A) ENERGIE SOLAIRE

Le Soleil est une parmi les 100 milliardsd’étoiles formant la Voie Lactée. En son centre, latempérature est estimée à environ 15 millions dedegrés et la densité vaut près de 100 fois celle del’eau sur la Terre. C’est une sphère pratiquementgazeuse constituée principalement de dihydro-gène (H2 : 72 %) et d’hélium (He : 27 %). Commeles autres étoiles, le Soleil tire son énergie deréactions thermonucléaires, principalement par lafusion nucléaire d’atomes d’hydrogène enhélium. Cette transformation peut se faire suivantdeux voies distinctes selon que l’étoile est chaudeou froide. La première voie, appelée cycle deBethe, met en jeu six réactions successives selonla chaîne 12C, 13N, 13C, 14N, 15O, 15N, et 12C, qui seretrouve intact et sert de catalyseur. L’autre voie,dite chaîne proton-proton, ne compte que troisétapes. Le Soleil, en situation intermédiaire entreces deux types d’étoiles, utilise les deux régimessimultanément.

Environ 640 millions de tonnes d’hydrogènesont transformées chaque seconde, dont environ0,6 % est libéré sous forme d’énergie. A cedébit, la perte de masse est de 3,83 millions detonnes par seconde. Si aucun phénomène nevient perturber la combustion régulière d’hydro-gène, le Soleil est arrivé à mi-vie, et il lui resteencore 5 milliards d’années avant son extinction.Lorsque le Soleil aura transformé tout sonhydrogène, sa luminosité augmentera, et l’astregrossira par dilatation de son noyau central.Celui-ci s’effondrera ensuite, en même tempsque le Soleil deviendra une étoile géante, l’hé-lium sera alors brûlé, et le soleil deviendra fina-lement une étoile morte appelée naine blanche.

B) PHOTOSPHÈRE

Aujourd’hui, l’énergie émise par les réactionsthermonucléaires du Soleil correspond à unesuite continue de radiations électromagnétiquesionisantes et non ionisantes. Le spectre estcontinu, s’étendant des rayons cosmiques (100nm de longueur d’onde) aux ondes hertziennes(500 m de longueur d’onde) (1). Leur répartitionen fonction de l’énergie caractérise le spectresolaire (Fig. 1). La lumière polychromatique quine représente qu’une petite fraction de ce spectreélectromagnétique correspond à sa partie visiblepar l’oeil humain. Les rayonnements ultraviolets(UV) et infrarouges (IR) ont des longueursd’onde immédiatement en deçà et au-delà duspectre visible.

La photosphère du Soleil est sa partie péri-phérique qui produit la quasi totalité du rayon-nement visible ainsi que les UV et IR. Elleforme la “surface” solaire, séparant les régionsintérieures où le gaz est opaque au rayonnementlumineux, de la périphérie où il devient transpa-rent. Les bords de la photosphère apparaissenttrès nets. Son épaisseur ne dépasse pas 100 à 200km et sa masse volumique est de l’ordre de 10-8

g/cm3. La température thermodynamique dimi-nue d’un niveau de 8000 Kelvin (K) pour lescouches profondes à 4500 K vers l’extérieur. Leflux d’énergie radiante fourni par la photosphèresolaire est de l’ordre de 6 kW/cm2.

La photosphère couvre la région du Soleil oùla chaleur des réactions thermonucléaires estconvertie en mouvements convectifs. Certainsde ces mouvements se manifestent à l’observa-teur terrestre par un réseau de mailles sombresdélimitant des cellules claires dans la tropo-sphère. Les granulations sont formées d’unensemble de cellules convectives dont le dia-mètre est de l’ordre de 1500 km et dont la duréede vie varie de quelques minutes à quelquesheures. Les supergranulations sont des groupe-ments de cellules convectives qui s’étendent en

(1) Assistant, (2) Chargé de Cours, Chef de Service,CHU du Sart Tilman, Service de Dermatopathologie

DU SOLEIL À LA TERRE

RÉSUMÉ : Le Soleil émet un large éventail de radiations élec-tromagnétiques. Après un long mais rapide voyage, le spectrede la lumière visible et ultraviolette et des radiations infra-rouges arrive aux confins de la Terre. Seule une fraction atteintla biosphère. La photogéoclimatologie dépend de cette énergieet est modulée par la latitude, le relief du sol, les saisons et lecycle nycthéméral.MOTS-CLÉS : Biosphère - Lumière - Radiation électromagnétique- Soleil - Terre

FROM SUN TO EARTH

SUMMARY : Sun emits a vast array of electromagnetic radia-tions. After a long but fast journey, the spectrum of visible andultraviolet light, and infrared radiations reaches the further-most boundaries of the Earth. Only a fraction of them reachesthe biosphere. Photogeoclimatology primarily depends on thisenergy and is modulated by the latitude, soil relief, seasons andnycthemeral cycle.KEYWORDS : Biosphere - Earth - Electromagnetic radiation -Light - Sun

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moyenne sur quelques 30.000 km et durent dequelques heures à quelques dizaines d’heures.D’autres cellules convectives fonctionnent à uneéchelle spatiale et temporelle beaucoup plusgrande.

Cette convection globale, combinée à la rota-tion différentielle due à la composition gazeusedu Soleil, fournit des conditions favorables à lagénération des champs magnétiques de la photo-sphère. Ceux-ci modifient la viscosité du milieu,ce qui influence les mouvements des gaz qui, àleur tour, font varier les champs magnétiques.Les facules, les pores et les taches sont des phé-nomènes photosphériques liés à la présence dechamps magnétiques intenses. En effet, lechamp magnétique des régions dépourvues defacules et de taches a une intensité de 2 à 5gauss, celui des facules atteint 50 à 300 gauss etcelui des taches 2000 à 4000 gauss. Les faculesbrillantes et de formes irrégulières peuvent évo-luer vers la formation de taches solaires. En fait,l’organisation et l’évolution des champs magné-tiques et des mouvements de la matière photo-sphérique conditionnent l’existence, la durée etle comportement de toutes les structures degrande taille incluant entre autres les protubé-rances, les plages faculaires, les arches, les jetset les condensations coronales, les trous polaireset les éruptions.

La photosphère est une région très importantepour les transferts d’énergie. Elle perd de l’éner-gie vers l’extérieur en partie par rayonnementdes photons. Ces derniers sont de petites parti-cules d’énergie qui se propagent à une vitesse de300.000 km/s sous la forme d’une onde à doublepériodicité. La photosphère perd aussi de l’éner-gie par accélération de particules, mouvementsconvectifs, ondes acoustiques et ondes magné-

tiques. Elle reçoit en contrepartie une fraction del’énergie perdue par rayonnement et conductionen provenance de la couronne chaude. Ceséchanges sont à l’origine des phénomènes élec-tromagnétiques, transitoires et/ou permanents,qui sont actifs dans la chromosphère.

Le Soleil produit des explosions d’énergie decourte durée au cours desquelles des particuleschargées sont libérées. Après un parcours deplus d’un million de kilomètres, le flux de parti-cules traverse la corona qui est la partie la plusexterne de l’environnement solaire. Sous l’effetde la chaleur, ces particules chargées sont alorsexpulsées loin du Soleil formant le vent solaire.

C) PROPRIÉTÉS OPTIQUES DU RAYONNEMENT

Lors de l’interaction entre un faisceau lumi-neux et la matière, quatre processus optiquesinterdépendants apparaissent combinant laréflexion, l’absorption, la diffusion et la trans-mission.

Réflexion

La réflexion spéculaire se produit sur une sur-face lisse. L’angle formé par le rayon réfléchi estégal à celui formé par le rayon incident par rap-port à la normale. La réflexion diffuse se produitsur une surface mate. Les rayons sont réfléchisdans différents plans et angles. La réflexiondépend de la longueur d’onde. C’est ainsi que lefacteur de réflexion métallique est nettementplus faible pour les UV que pour le rayonnementvisible. Le meilleur réflecteur UV est le carbo-nate de magnésium utilisé comme corps étalonpour les mesures relatives de réflexion. La neigeexprime un des facteurs de réflexion les plus éle-vés. Parmi les textiles, le coton blanc possède unhaut degré de facteur de réflexion UV. Son utili-

Fig. 1 : Radiations électromagnétiques émises par le Soleil et filtrées par l’ozone stratosphérique (selon réf. 1)

sation est donc répandue dans les pays soumis àune forte insolation UV.

Absorption

L’absorption résulte de la rencontre entre unphoton et un atome ou une molécule dans un étatactivé. Le transfert de l’énergie du photon versla matière diminue l’intensité du faisceau inci-dent, c’est-à-dire le nombre de photons par unitéde temps. Une partie de la lumière est ainsiabsorbée. Comme dans tout phénomène de réso-nance, l’absorption d’énergie ne peut se faireque pour des valeurs discrètes de l’énergie impo-sées par la structure électronique de la moléculequi détermine le moment électrique oscillant (e)grâce auquel s’effectue l’échange d’énergieentre le photon et la molécule. Une molécule estdonc caractérisée par un spectre d’absorptionparticulier qui varie selon la longueur d’onde.

Pour une épaisseur donnée, la fraction du fais-ceau absorbé est proportionnelle à la probabilitéde rencontrer la molécule absorbante, ce quidéfinit le coefficient d’absorption. L’absorptionobéit à la loi de Lambert : I = Io e-dk où I est l’in-tensité de la radiation à la sortie du systèmeabsorbant, Io l’intensité de la radiation inci-dente, e la base des log népériens, d l’épaisseurdu milieu et k le coefficient d’absorption pour lalongueur d’onde considérée. La courbe d’ab-sorption en fonction de la longueur d’onde quireprésente le spectre d’absorption est caractéris-tique d’un corps.

Le choix judicieux d’un corps absorbant per-met d’éliminer certaines longueurs d’onde et deréaliser un filtre. Les filtres sélectifs dits “passebande” sont caractérisés par leur pic (longueurd’onde du maximum de transmission) et leur lar-geur de bande (intervalle de longueur d’onde oùla transmission est supérieure à 50 % du maxi-mum). Les filtres “cut-off ” coupent tout lerayonnement inférieur à la longueur d’ondecaractéristique (ex : le verre à vitre élimine lesUVB). Les filtres non sélectifs neutres, de typegrille fine ou film uniformément voilé, atténuentle rayonnement indépendamment de la longueurd’onde.

Diffusion

La diffusion est due aux oscillations des élec-trons provoqués par le champ électrique durayonnement incident. Il en résulte une oscilla-tion électrique forcée à l’origine du rayonnementdiffus. En pratique, le phénomène de diffusioncombine les modifications de trajectoire liéesaux réflexions, diffractions, réfractions pré-sentes dans tout milieu structuré. Les coeffi-cients d’absorption et de diffusion sont corrélés.

Transmission

La transmission est la résultante des troisautres processus, correspondant à la fraction dufaisceau incident non réfléchie, non absorbée,non diffusée, traversant la matière.

D) PROPAGATION ET SPECTRE DE LA LUMIÈRE VISIBLE

Onde électromagnétique et photon

La lumière possède des caractéristiques ondu-latoires et corpusculaires. Elle se comportecomme deux champs, l’un électrique et l’autremagnétique perpendiculaires entre eux et à ladirection de propagation. Ces deux champs oscil-lent de manière sinusoïdale avec une longueurd’onde λ et une fréquence υ, liées entre elles parla relation λυ=c où c représente la vitesse de lalumière. La lumière est également formée par desmyriades de radiateurs, appelés aussi quanta ouphotons. L’énergie (ε, Joules) du rayonnementélectromagnétique est donnée par la relation dePlanck : ε = hc.λ-1=hυ où h est une constanteégale à 6,626 x 10-34 J.s. La nature de ce rayonne-ment dépend de la composition, de la températureet de la nature des réactions qui se produisent. Lesphotons ainsi émis se caractérisent par une éner-gie correspondant à une longueur d’onde bienprécise. Le spectre du rayonnement définit lafaçon dont les photons sont répartis sur les diffé-rentes longueurs d’ondes.

Spectre visible

L’œil humain est sensible à une partie res-treinte du spectre de la lumière pour les rayon-nements dont la longueur d’onde est compriseentre 400 et 780 nm. Le continu du spectrevisible se présente comme une juxtaposition decouleurs, passant progressivement du violet(vers 380 nm) au rouge (vers 700 nm), de lamême façon qu’elles apparaissent dans un arc-en-ciel. Son intensité, variable avec la longueurd’onde, présente un maximum vers 500 nm.

Spectroscopie

La lumière passant au travers d’un dia-phragme doté de fentes et dirigée sur un prismese décompose en un spectre de couleurs dis-tinctes. Cette technique appelée spectroscopiepermet d’étudier l’interaction entre le rayonne-ment électromagnétique et la matière. Les astro-nomes l’utilisent pour définir la composition etmesurer la température d’objets lumineux parti-culièrement éloignés. Les lois fondamentales decette forme d’analyse ont été découvertes à lafin du XIXème siècle. Un corps gazeux brûlantémet un spectre continu comportant toutes lescouleurs de l’arc-en-ciel. Lorsque cette lumière

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se déplace à travers un gaz, des longueursd’ondes très spécifiques sont absorbées donnantun spectre de couleurs qui est caractéristique dela composition chimique du gaz absorbant. Ungaz peu concentré peut lui-même émettre de lalumière sur des longueurs d’ondes spécifiques,définissant de la sorte un spectre d’émission.Les propriétés du gaz peuvent être caractériséestant à partir d’un spectre d’absorption que d’unspectre d’émission. La lumière solaire qui par-vient à la Terre contient donc une informationtypique des gaz des couches externes du Soleil.La traversée de l’atmosphère terrestre modifieégalement le spectre lumineux. Les exemples lesplus démonstratifs sont représentés par l’arc-en-ciel et les aurores boréales.

Arc-en-ciel et aurore boréale

Un arc-en-ciel se forme lorsque le spectre dela lumière du Soleil est décomposé par des finesgouttelettes d’eau en suspension dans l’atmo-sphère. Ce phénomène naturel reproduit le prin-cipe de la spectroscopie.

Dans l’environnement immédiat de la Terre,les particules chargées formant le vent solairesont déviées et absorbées dans la magnétosphèrepar deux bandes appelées les ceintures VanAllen. Etant donné leur forme incurvée au-des-sus du pôle magnétique de la Terre, le ventsolaire ne peut heurter les atomes de la hauteatmosphère terrestre que dans les zones polaires.Une couronne ovale appelée ovale auroral naîtalors autour du pôle magnétique nord de la Terrequi se trouve au-dessus du Canada, contraire-ment au pôle géographique. Ce n’est que dansdes conditions tout à fait particulières de grandetempête géomagnétique que cet ovale aurorals’élargit et se déplace vers le sud. Une aurorepolaire survient lorsque les atomes de la ther-mosphère sont excités par le vent solaire en pro-voquant le passage des électrons à un niveauénergétique plus élevé. Lorsqu’ils retombent, unphoton est libéré et une lumière brillante estémise. Elle est verte pour la bande d’émission del’oxygène et rouge pour celle de l’azote. Les dif-férentes couleurs dépendent non seulement de lanature des différents atomes, mais également del’intensité du saut de niveau énergétique de cesélectrons. De plus, les couleurs varient égale-ment en fonction de l’altitude à laquelle le phé-nomène se produit.

E) STRATOSPHÈRE, OZONE ET IRRADIANCE

ULTRAVIOLETTE

Le rayonnement UV est divisé conventionnel-lement en trois secteurs en fonction de l’impor-tance de la transmission possible dans le verre

(UVA de 320 à 400 nm), le quartz (UVB de 290à 320 nm), et l’air (UVC de 190 à 290 nm). Au-delà, se situent les rayons X. Les UVA sont sépa-rés en UVA 1 longs (340 à 400 nm) et en UVA 2courts (320 à 340 nm).

La vie sur Terre est sous la protection d'uneffet de filtre joué par la stratosphère et la tro-posphère envers les radiations solaires. Aucentre de ce système de régulation se trouvel'ozone (O3), molécule d’oxygène instable et vul-nérable, qui est formée et dégradée en perma-nence sous l’effet des UVC. L'ozone situé dansla biosphère proche du sol est un polluant ayantdes effets néfastes directs sur la santé. Enrevanche, il est précieux en tant que filtre enversles rayonnements UV lorsqu'il se trouve dans lastratosphère, entre 15 et 35 km d'altitude. Ilconstitue à ce niveau le bouclier protecteur desécosystèmes, et de l'Homme en particulier, enarrêtant totalement les UVC et les UVB decourte longueur d'onde. Il absorbe en fait les UVinférieurs à 290 nm, avec un maximum à 260nm, en restituant de l’oxygène moléculaire et del’oxygène à l’état atomique. Toute diminution,même faible, de la densité de l'ozone stratosphé-rique entraîne une augmentation importante del'irradiance UVB à la surface de la terre. Cesrayonnements peuvent s’avérer néfastes à la vie,car ils altèrent l'acide désoxyribonucléique(ADN) et certaines membranes cellulaires. Tousles écosystèmes y sont donc sensibles à desdegrés divers.

L'ozone stratosphérique est naturellementformé dans la zone intertropicale et est ensuiteemporté vers des latitudes plus élevées. Il n'y apas d'échange de ce gaz entre la biosphère et lastratosphère, ce qui empêche la correction de sadéplétion à très haute altitude. Ainsi, l'augmen-tation de l'ozone troposphérique, multiplié par 5durant le XXème siècle du fait de la pollution,ne compense pas sa perte stratosphérique (2,3).L'ozone stratosphérique dépend en fait de l'équi-libre entre sa formation, sa destruction et sontransfert par des courants stratosphériques quisoufflent de la zone équatoriale vers les pôles.Des accidents naturels brutaux et les consé-quences relativement récentes d'activitéshumaines perturbent l'équilibre quantitatif del'ozone. A titre d'exemple, on estime que près de20 mégatonnes de dioxyde de soufre ont été pro-pulsées dans la stratosphère lors de l'éruption duvolcan Pinatubo en 1991. La transformation enacide sulfurique a été responsable d'une réduc-tion de 15 à 20 % de l'ozone à ce niveau. Il estégalement bien établi que la déplétion en ozonestratosphérique est due aux émissions de consti-tuants organo-halogénés (chlorofluorocarbones,

CFC) libérés par diverses activités humaines.Compte tenu de la longue durée des effets per-vers de ces molécules organo-halogénées par lesréactions chimiques en chaîne qu'elles provo-quent, la diminution de l'ozone stratosphériquene peut que se poursuivre inéluctablement pen-dant des décennies, même en l’absence de nou-velles émissions.

La quantité de rayonnements UV atteignant labiosphère est en partie le reflet de l'efficacité de lafonction de filtre exercée par l'ozone. On estimequ'une diminution de 1 % en ozone stratosphé-rique est responsable d'un accroissement drama-tique de 25 % de l'irradiance en UVB de courtelongueur d'onde. En réalité, la dernière décenniea vu une diminution d’environ 58 % de l'ozoneau-dessus de l’Antarctique. Il en résulte unaccroissement de l'irradiance au sol de 300 %pour les UVB, de 31 % pour les UVA et de 32 %pour la lumière visible. Les parties méridionalesde l’Amérique du Sud et de l’Australie ainsi quela Nouvelle-Zélande reçoivent ainsi d’avantaged’UV. Des lacunes identiques de la protection parl’ozone avec un déficit de l’ordre de 10 % exis-tent également au-dessus de la zone arctique, decertaines régions d’Europe et d’Amérique duNord. Les effets sur l’homme et sur l’environne-ment d’une destruction prolongée de l’ozone etde l’augmentation de l’exposition aux UV qui enrésulte pourraient être très sévères.

Le Soleil est une source de radiations électro-magnétiques relativement stable en quantitéavec des écarts de l’ordre de 1 %. En revanche,il est évident que les UV naturels qui provien-nent du Soleil sont par nature très changeantstant en qualité qu’en quantité lorsqu’ils attei-gnent la surface de la Terre. Le spectre reçu surTerre varie en fonction de paramètres immuablesliés à la distance Soleil-Terre selon les saisons età l’angle zénithal selon l’heure et la latitude. Ilvarie également en fonction de paramètres aléa-toires comprenant la nature et la densité descomposants de l’atmosphère et de la strato-sphère, ainsi que l’état de la situation météoro-logique.

Rayonnement infrarouge

Le rayonnement IR n’est pas perçu par l’oeilhumain. En revanche, lorsque son énergie estsuffisamment puissante, il peut stimuler lesrécepteurs cutanés à la chaleur. On distinguel’IR proche (780 à 1500 nm) et l’IR lointain(1500 à 3000 nm). Lors de la traversée de la tro-posphère, les IR sont absorbés partiellement parl’eau présente sous forme de vapeur ou denuage. Cette absorption est donc minimale dansles régions sèches intertropicales et en altitude.

Une partie du rayonnement IR d’origine ter-restre est également absorbée par des gaz atmo-sphériques aboutissant au phénomène appeléeffet de serre. Sans lui, la température terrestreserait environ 30°C plus basse, car la chaleuremmagasinée dans le système terrestre se disper-serait beaucoup plus facilement dans l’espace.

Les modifications de composition de l’atmo-sphère ont un impact sur le climat en influençantla quantité de rayonnements IR renvoyés par laTerre et absorbés dans l’atmosphère, ou enmodifiant la quantité de lumière solaire réfléchiedans l’espace. L’activité humaine accroît laquantité des gaz (CO2, méthane, ozone, ...) cap-tant le rayonnement IR. Ce phénomène engendreune augmentation de l’effet de serre et donc unréchauffement du climat. On estime que ce phé-nomène a provoqué un réchauffement de la sur-face terrestre d’environ 0,5°C depuis le début duXXème siècle. Des catastrophes naturelles peu-vent en découler (Fig.2).

PHOTOGEOCLIMATOLOGIE

A) ATMOSPHÈRE, BRUMES ET NUAGES

Le climat terrestre est en grande partie définipar le bilan énergétique du rayonnement en pro-venance du Soleil qui réchauffe la Terre. Globa-lement, l’énergie solaire reçue à la surface de laTerre en région tempérée est d’environ 140

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Fig. 2 : Ouragan sous les tropiques

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mJ/cm2. Elle se répartit pour 50 % dans l’IR, 40 % dans le visible, et 10 % dans l’UV. Cepen-dant, l’UV est la partie du spectre la plus activebiologiquement car l’énergie est inversementproportionnelle à la longueur d’onde. Deux tiersdu rayonnement solaire atteignent la surface dela Terre et le tiers restant est diffusé ou absorbépar l’atmosphère et les nuages, et participe à laluminosité du ciel. L’énergie qui atteint la sur-face terrestre est absorbée en partie ou renvoyée,essentiellement par les sols enneigés et glacés.

Le phénomène de diffusion lumineuse dans leciel est dû aux aérosols atmosphériques qui sontformés de minuscules particules en suspensiondans l’air. Il est conditionné par le rapport entrela taille de ces particules et la longueur d’ondedu rayonnement. En atmosphère claire, le dia-mètre des particules en suspension est inférieuraux longueurs d’onde de la lumière. Les courteslongueurs d’onde de la lumière bleue sont plusdiffusées que les grandes longueurs d’onde durouge et le ciel paraît bleu. La diffusion durayonnement UV est également grande. A midi,30 à 50 % du rayonnement UV au sol sont issusde la diffusion dans le ciel. Aussi, à l’ombred’un parasol qui protège contre les IR et lalumière visible, l’individu reste exposé indirec-tement aux UV diffusés.

Par temps brumeux, c’est-à-dire quand le dia-mètre des particules de poussière et des goutte-lettes d’eau est supérieur aux longueurs d’ondeélectromagnétique, la diffusion est identiquepour toutes les longueurs d’onde, et elle restetrès élevée pour les UV. Ainsi donc, même si latempérature chute par absorption partielle desIR, le rayonnement UV n’en est pas pour autantréduit à la même échelle.

En atmosphère nuageuse, les altocumulus demoyenne altitude absorbent la majeure partiedes UV, alors que le ciel parsemé de cirrus enhaute altitude transmet pratiquement autantd’UV que le ciel clair. Cette différence estimportante car la couverture nuageuse atténuedavantage les IR, ce qui facilite la surexpositionaux UV par suppression du signal calorique.

Une nébulosité abondante atténue la quantitéd’UV transmise. Cependant, la dose d’UVBreçue au sol reste plus élevée à midi par tempsmodérément couvert qu’en fin d’un après-midiau ciel dégagé.

Les dégagements d’aérosols dans l’atmosphèreréfléchissent une partie de la lumière solaire. Enoutre, certains aérosols jouent un rôle essentieldans la formation des nuages et leur fait réfléchirplus de lumière par un effet miroir. De la sorte, lesaérosols diminuent légèrement la quantité de

lumière reçue par la Terre, ce qui refroidit le cli-mat et permet de contrecarrer en partie l’effet deserre. Des différences régionales de concentrationen aérosols dans le monde expliquent la moindreaugmentation de température dans l’hémisphèrenord par rapport à l’hémisphère sud dont l’atmo-sphère est moins polluée.

B) LATITUDE

La dernière décennie a vu une réductiond'ozone stratosphérique dans les régions arc-tiques et cette diminution est bien plus grandeencore dans l’Antarctique pendant le printempsaustral. Aux latitudes médio-européennes, ladiminution de l'ozone stratosphérique au coursde la dernière décennie avoisine 6 % en hiver et3 % en été. Cet état de fait incite à évaluer desimpacts possibles des modifications photocli-matologiques sur la santé humaine.

Sous les tropiques, l’amincissement de lacouche d’ozone et le rayonnement vertical expli-quent la richesse en UVB (4). En été et vers midi,le rayonnement UVB est trois à cinq fois plusintense en zone équatoriale qu’en Europe dunord. Au-dessus du 45ème parallèle nord, l’irra-diation lumineuse décroît progressivement. Auxalentours de 60° de latitude, le rayonnement UVBtotal janvier et février peut être inférieur à celuid’une seule journée ensoleillée du milieu de l’été.

C) ALTITUDE

L’intensité et la quantité du rayonnementdirect dépendent de la longueur de son trajetdans l’atmosphère. Plus le trajet est court, plusles UVB sont abondants. En altitude, la quantitéd’UVB reçue au sol augmente de 4 % tous les300 m. En haute montagne, les skieurs peuventainsi recevoir un rayonnement UV intense, laneige constituant par ailleurs un excellent réflec-teur. A l’inverse, les UVB sont pratiquementabsents au niveau de la Mer Morte qui se trouveà 400 m sous le niveau des océans.

D) SAISONS ET HEURES

Dans les zones tempérées du globe, la quan-tité d’UVB parvenant au sol varie selon les sai-sons. En revanche, la proportion d’UVA resteglobalement inchangée. Par voie de consé-quence, le rayonnement UVB est 130 fois plusélevé en juillet (0,2 mW/cm2 d’UVB et5mW/cm2 d’UVA au zénith) qu’en hiver (5). Iln’est pas symétrique par rapport au solsticed’été. En effet, l’intensité des UVB en automneest supérieure à celle du printemps, car la den-sité d’ozone stratosphérique diminue entre aoûtet octobre (6, 7).

L’inclinaison du Soleil sur l’horizon en fonc-tion de l’heure de la journée modifie la quantitéd’UVB reçue au sol. Ainsi, le spectre solaireinférieur à 290 nm est effacé quand l’astre est auzénith. La limite est portée à 304 nm quand il està 30°. Sous les latitudes européennes, les UVBsont ainsi particulièrement abondants entre 11 et14 h selon l’heure solaire. Il a été établi empiri-quement que lorsque l’ombre portée d’un objetau sol est plus petite que sa hauteur, un individupeut recevoir, durant ces quelques heures cri-tiques d’une belle journée d’été, plus de la moi-tié de toute la quantité quotidienne d’UVB. Dansles mêmes zones géographiques, l’ensoleille-ment est maximal en juillet, mais la quantitéd’UVA reçue est très largement supérieure à laquantité d’UVB tant pour le flux (2,5 à 6,5W/cm2 contre 0,02 à 0,06 W/cm2 d’UVB) quepour la dose. En effet, les UVA sont présentspratiquement sans grande variation d’intensitédu lever au coucher du Soleil. Ainsi, peut-onadmettre que lors d’une exposition solaire surune plage pendant une journée, le corps reçoit100 fois plus d’UVA que d’UVB.

E) RÉFLEXION PAR LE SOL

La réflexion des UV par le sol est variableselon sa nature (Tableau I). Ainsi, au printemps,en altitude et par beau temps, du fait de saréflexion sur la neige, le rayonnement UV peutêtre comparable à ce qu’il est en été. Le sable,lui aussi, contribue notablement à l’accroisse-ment de l’exposition aux UV à la plage. Parconséquent, l’utilisation d’un parasol sur lesable protège peu des UV, car la réflexion du sols’ajoute à la diffusion atmosphérique et exposeles parties du corps habituellement non expo-sées. Comme près de 40 % du rayonnementUVB sont transmis dans 50 cm d’eau, le nageurest lui aussi particulièrement exposé d’autantplus que le signal calorique est inhibé.

F) ENSOLEILLEMENT ET INDICE UV

L’ensoleillement reçu au sol est la résultantedu rayonnement solaire direct, de la lumière dif-fusée du ciel et de la réflexion du sol. Les pous-sières et les fumées soulevées par le ventatténuent plus ou moins la lumière visible. Au-dessus des grandes villes, la teneur en gaz car-bonique est relativement élevée et l’absorptiondes UV et du spectre visible est beaucoup plusimportante qu’à la campagne.

L’indice du rayonnement solaire total (indiceUV) est un outil important qui a été mis au pointdans le cadre du projet INTERSUN de l’Organi-sation Mondiale de la Santé (OMS) pour aider lesautorités locales à formuler des recommandationsrelatives au degré de protection nécessaire un jourdonné. L’intensité du rayonnement UV varie toutau long du nycthémère, atteignant son maximumen milieu de journée en l’absence de couverturenuageuse (8,9). L’indice UV est une prévision dela quantité maximale d’UV nocifs susceptiblesd’atteindre la surface terrestre lorsqu’il est midi àl’heure solaire. Plus sa valeur est élevée, plus laprobabilité de lésions cutanées et oculaires lors del’exposition est grande et moins ces lésions met-tent de temps à se produire.

L’OMS, l’Organisation Météorologique Mon-diale (OMM), le Programme des Nations Uniespour l’Environnement (PNUE) et la Commis-sion Internationale de Protection contre lesRayonnements non Ionisants (ICNIRP) ont éta-bli des recommandations pour l’expression, lecalcul et la diffusion de l’indice UV. Dans lesconditions les plus extrêmes qui sont celles desrégions proches de l’équateur, l’indice UV peutparfois atteindre 20. En Europe, cet indice nedépasse généralement pas 8 en été, mais savaleur peut être localement plus élevée, notam-ment sur les plages (Tableau II).

En pratique, l’indice UV est utilisé commemoyen de sensibiliser le public aux effets nocifspotentiels d’une exposition excessive aux UV etde l’alerter sur la nécessité d’adopter des mesures

E. UHODA, G.E. PIÉRARD

Rev Med Liege 2005; 60 : Supp. I : 2-98

TABLEAU II : ECHELLE INTERPRÉTATIVE DE L’INDICE UV

Durée approximative nécessaire

Indice UV Niveau d’exposition pour le développement d’un coup de soleil chez un sujet

au phototype clair

1-2 faible > 1 heure3-4 modéré 40 min5-6 élevé 30 min7-8 très élevé 20 min

9 et au-delà extrême 15 min

TABLEAU I : RÉFLEXION DES UV PAR LE SOL

Surface % de réflectance

Neige 30 à 80 %

Sable 5 à 25 %

Eau de mer agitée 20 %

Eau calme 5 %

Terre labourée 4 %

Gazon et herbe 0,5 à 4 %

Asphalte gris 3 %

Lave noire 2 %

particulières de protection. Les pouvoirs publicsnationaux sont encouragés à utiliser cet indiceUV dans le cadre de leurs programmes d’éduca-tion et de sensibilisation de la population. Lesmédias sont incités à l’inclure dans leurs bulletinsmétéorologiques quotidiens de façon à habituer lepublic à ce type d’information traité dans le cadrede l’actualité générale.

Lors des Conférences de l’Organisation desNations Unies sur l’Environnement et le Déve-loppement, les conséquences de l’accroissementde l’exposition aux UV ont toujours suscité d’im-portants débats. Dans ce cadre, le projet INTER-SUN a été mené en collaboration par l’OMS, lePNUE, le Centre International de Recherche surle Cancer (CIRC), l’ICNIRP, l’OMM et les auto-rités nationales des états membres de l’OMS. Sesobjectifs sont les suivants :

- collaborer avec les organismes spécialiséspour mettre en œuvre les recherches essentiellesconcernant les effets de l’exposition aux UV surla santé et l’environnement;

- établir une prévision fiable des consé-quences pour la santé et l’environnement qu’ontles modifications de l’exposition aux UV consé-cutives à l’appauvrissement de la couched’ozone stratosphérique;

- trouver des moyens pratiques pour surveillerl’évolution des effets produits par les UV sur lasanté en fonction des changements de comporte-ment et des modifications de l’environnement;

- donner aux autorités nationales des informa-tions pratiques concernant l’impact des UV surla santé et l’environnement, les moyens de diffu-ser efficacement ces informations, notammenten ayant recours à l’indice du rayonnement UVtotal et les mesures de protection pour le public,les travailleurs et l’environnement.

RÉFÉRENCES

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2. Nikkels AF, Gerardy-Goffy F, Piérard-Franchimont C,Piérard GE.— Le trou d'ozone et son impact sur la chro-nobiologie. Sommes-nous directement concernés ? Rev Med Liège, 1992, 47, 415-418.

3. Slaper H, Velders GI, Daniel JS, et al.— Estimates ofozone depletion and skin cancer incidence to examinethe Vienna Convention achievements. Nature, 1996,384, 256-258.

4. Piérard GE, Arrese JE, Piérard-Franchimont C.—Esquisse des fondements de la dermatologie tropicale.Rev Med Liège, 2000, 55, 516-526.

5. Jeanmougin M.— Influence de l’environnement surl’ensoleillement. Nouv Dermatol, 1996, 15, 324-328.

6. Piérard GE.— L'écologie, la photoclimatologie et lagéographie vont-elles influencer la dermatologie dedemain? Rev Med Liège, 1996, 51, 647-648.

7. Piérard S, Piérard-Franchimont C, Piérard GE.— Stressécologique et chronobiologique de la dérive géoclima-tique. Rev Verv Hist Nat, 2002, 59, 43-48.

8. Piérard-Franchimont C, Arrese JE, Piérard GE.— Lescrèmes solaires sont-elles salutaires ou pernicieuses ?Un éclairage sous le signe du yin et du yang. Rev MedLiège, 1999, 54, 576-579.

9. Uhoda I, Crestey M, Piérard-Franchimont C, Piérard GEet le Groupe Mosan d’Etude des Tumeurs Pigmen-taires.— Allons-nous mourir bronzés ou ostéomala-ciques? Entre Charybde et Scylla. Rev Med Liège, 2003,58, 307-309.

Les demandes de t i rés à par t sont à adresser auProf. G.E. Piérard, Service de Dermatopathologie.CHU du Sart Tilman, 4000 Liège.E-mail : gerald.pierard@ulg.ac.be

Rev Med Liege 2005; 60 : Supp. I : 2-9 9

DU SOLEIL À LA TERRE