Le plus commode des instruments de cette espèce Thermo

mètres ii

est celui de Rutherford. Sur un même cadre sont fixés maxima et deux thermomètres dont les tiges sont reeourbées horizon- Imnlm* talement : l'un esta alcool coloré, l'autre à mercure-, le Fie. 191. premier renferme un petit cylindre d'émail , substance qui est mouillée par l'alcool, le second un petit cylindre de fer, métal que le mercure ne mouille pas. Les deux index ont un diamètre moindre que celui des tubes-, celui d'émail reste constamment dans l'alcool, qui l'entraîne vers la boule lorsque la température diminue -, quand elle augmente ensuite , le liquide se dilatant dépasse le cylindre et le laisse en arrière de sa surface. L'index de fer e3t toujours au contraire en dehors du mercure, qui le pousse devant lui lorsque la température augmente -, quand elle diminue le liquide abandonne le cylindre au point le plus éloigné. Les degrés où stationnent ces index, quand on observe Je double thermomètre , indiquent évidemment les températures maxima et minima de la période de temps pendant laquelle l'instrument a été abandonné. Pour le rendre capable de donner de nouveaux résultats , il suffit de placer un instant le système des tubes dans la position verticale; à l'aide de quelques secousses légères, le cylindre de fer retombe sur le mercure, et celui d'émail remonte à la surface de l'alcool.

On emploie aussi le thermomètre de Six, perfectionné par Bellani. (Test un thermomètre à alcool renversé, dont le réservoir est très vaste, et dont la tige doublement re- p^.

courbée contient dû mercure dans les deux branches verticales du coude inférieur. Des deux surfaces du mercure , Tune touche la colonne liquide du thermomètre, l'autre est surmontée d'une autre colonne d'alcool , qui se termine vers le haut au fond d'une cuvette ouverte dans l'atmosphère. Sur ces deux surfaces flottent deux petits cylindres de fer, qu'elles soulèvent lors des variations de la température, mais qui sont retenus aux plus grandes hauteurs qu'ils atteignent , par de petites boucles de cheveux qui pressent à la manière des ressorts les parois du tube. D'après cette disposition , il est évident que leurs lieux de stationnement indiqueront, l'un la plus haute, l'autre la plus basse des températures de la période de temps pendant laquelle l'instrument aura été abandonné à lui-même. Quand on veut faire descendre les index sur les surfaces du mercure, afin de procéder à de nouvelles observations, on se sert d'un aimant assez fort pour vaincre le frottement des boucles de cheveux sur les parois qu'elles pressent.

M. Gay-Lussac a imaginé un thermomètre à minima, dont le principe doit être connu. Cet instrument se compose d'un petit matras de verre, dont le goulot étroit est Fie. igJ. percé vers son sommet d'une ouverture capillaire -, ce vase est rempli d'eau; un manchon disposé autour du goulot contient du mercure. Quand la température diminue, l'eau se contracte , et du mercure s'introduit dans le matras. Ce genre de thermomètre peut servira déterminer la plus basse d'une suite de températures décroissant d'abord, pour croître ensuite d'une manière continue : car le volume du mercure que Ton trouve au fond du vase, indique le maximum de la contraction éprouvée par l'eau ; et la capacité connue du matras , les lois de la dilatation des deux

VINGT-QUATRIEME LEÇON. 54g

liquides et de l'enveloppe, enfin la température initiale, permettent de déduire exactement de cette contraction la température mi aima qui lui correspond. Mais si la suite des températures comprend plusieurs minima successifs, l'instrument ne peut rien indiquer -, car l'eau qui sort du matras lorsqu'il s'échauffe , est remplacée par du mercure s'il survient un nouveau refroidissement*, le volume de ce métal liquide, qui se trouve définitivement dans le matras, est alors la somme de plusieurs contractions successives , qu'il est impossible d'évaluer séparément.

M. Walferdin a inventé récemment un thermomètre à maxima , qui peut être employé pour évaluer d'assez hautes températures. Cet instrument est un thermomètre à mer- r,c t^ cure , totalement vide d'air, dont la tige est recourbée vers le haut, et gonflée de manière à former une petite ampoule latérale. La graduation se prolonge jusqu'à l'orifice de cette ampoule *, soit r le nombre de degrés centigrades qni correspond à ce point. Lorsque l'instrument est exposé à des températures plus élevées que r , des portions du mercure dilaté se déversent dans l'ampoule; rapporté ensuite à une température plus basse t , connue par un thermomètre étalon , l'instrument n'indique plus que ( t — x) degrés *, or si l'on ajoute à r la différence x ainsi mesurée , on a évidemment la température maxima cherchée. En renversant l'instrument et le relevant ensuite , on fait rentrer facilement dans le tube le mercure déversé » et de légères secousses font disparaître toute interruption dans la colonne. Si on ne laisse passer dans le tube qu'une certaine partie du mercure de l'ampoule, le zéro de l'instrument est alors abaissé , et sa position nouvelle se détermine aisément à l'aide du thermomètre étalon. On peut donc faire

55o COURS UE PHYSIQUE.

varier à volonté la température r -, l'ampoule devient ainsi nn réservoir qui permet d'augmenter ou de diminuer la masse de mercure soumise à l'observation. Par ce principe ingénieux, le thermomètre à maxima de M. Walferdin permet d'observer des températures de beaucoup supérieures à celles indiquées par les thermomètres ordinaires, d^têmp^râ- 377- La P,US g™nae température de chaque jour a lieu 'îuT surface* vers °®ux heures de l'après-midi , la plus petite vers du *ol. 4 heures du matin. La moyenne de la température diurne existe à une certaine heure , qui varie d'un mois à l'autre , depuis n heures du matin en juillet jusqu'à 10 heures en janvier. A Paris , le mois le plus froid est janvier, les mois Jes plus chauds sont juillet et août -, la température moyenne de l'année est à très peu près celle du mois d'avril. Il est à remarquer que les températures extrêmes de l'année n'ont pas lieu aux solstices mêmes , mais un mois plus tard ; que la température maximum du jour s'observe a a heures du soir, quoique le rayonnement du soleil ait alors moins d'intensité qu'à midi. On se rend facilement compte de ces résultats, en considérant que la température d'un instant déterminé dépend moins de la chaleur gagnée ou perdue dans cet instant même, que des quantités de chaleur qui ont été absorbées ou émises dans les instants précédents.

La moyenne des températures d'un grand nombre d'années , donne la température climatérique du lieu des observations. Cette température décroît en général de l'équateur vers les pôles sur un même méridien, mais plus lentement en Afrique et en Europe qu'en Amérique. On appelle ligne isotherme le lieu de tous les points du globe dont la température climatérique est la même ; les lignes isothermes s'écartent beaucoup des cercles de même lati-

VlNGT-QUATHlLMt LE^ON. 55 l

tude, et ne sont pas parallèles entre elles. On a donné le nom à'équateur thermal à la ligne qui passe par les points ayant la plus haute température climatérique sur tous les méridiens*, cette ligne est loin de se confondre avec l'équateur terrestre -, elle s'élève de plusieurs degrés au nord , ou dans l'hémisphère boréal , sur les terres d'Afrique , et descend vers le sud , ou dans l'hémisphère austral , au milieu du grand Océan*, ses nœuds ou ses points d'intersection avec l'équateur terrestre sont au nombre de deux, l'un sur la côte du Pérou, l'autre dans l'île de Sumatra. Le pôle thermal de chaque hémisphère , ou le point dont la température climatérique est la plus basse , ne paraît pas coïncider avec le pôle terrestre correspondant. Ces résultats généraux résultent des observations recueillies par M. de Humboldt, et par d'autres voyageurs.

Pour définir plus complètement le climat d'un lieu à la surface du globe , il faut joindre à sa température climatérique la différence entre les températures extrêmes de l'année. Cette différence peut varier beaucoup sur une même ligne isotherme; lorsqu'elle est faible, le climat est dit constant; il devient variable, quand cette différence est de moyenne grandeur-, enfin on appelle climat excessif, celui des lieux où cette différence est la plus grande. Par exemple, presque toutes les îles ont des climats constants ; Londres et Paris , où les températures de l'année varient , entre 3° moyenne du mois le plus froid, et i8* moyenne du mois le plus chaud , possèdent des climats variables ; New-York et Pékin , où les températures varient moyennement de 4° à ?8°, ont des climats excessifs.

L'amplitude des variations de la température est beaucoup moindre, dans l'intérieur et au-dessus des grandes

masses d'eau , que sur les continents. Cette différence s'explique en remarquant que l'eau a une plus grande capacité po«r la chaleur que la terre végétale et les roches -, et qu'en outre les mouvements des liquides tendent constamment à rendre leur température uniforme. Ces causes , jointes au froid produit par l'évaporation , diminuent réchauffement des mers et des fleuves , lorsque le soleil est au-dessus de l'horizon *, les mêmes causes limiteut leur refroidissement, lors du rayonnement nocturne. Quoique la température des couches inférieures de l'atmosphère diffère en général de celle du sol , on conçoit que le contact doit toujours tendre à diminuer leur différence; il suit de là que les températures atmosphériques doivent être en général moins variables au-dessus et dans le voisinage des mers, des lacs et des fleuves, que plus loin dans l'intérieur des terres. Ces influences locales se combinent avec celles des vents pour donner à chaque lieu un climat particulier. ^ Temgèm-^ 3^8. La température moyenne d'un lieu pourrait être observée sur un thermomètre convenablement disposé, dans une cave suffisamment profonde , à l'abri de tout courant d'air. En étudiant l'importante question du mouvement de la chaleur dans le globe terrestre , les géomètres ont démontré que les variations diurnes et annuelles de la température, doivent aller en s'affaiblissant rapidement, pour des points situés à des profondeurs de plus en plus grandes au-dessous du sol. On couclut de là qu'il doit exister sur chaque verticale, et au-dessous de la surface de la terre, un point où les variations de température cessent J être sensibles. La profondeur de ce point invariable doit changer d'une verticale à une autre, car elle dépend du climat, de la nature du sol , .de son élévation, de son

voisiuage des grandes masses d'eau, etc. Cette profondeur, qui paraît être de 8 mètres environ à Paris , ne serait que d'un pied sous les tropiques, d'après M. Boussingault.

On donne le nom de couche invariable, à la surface formée par les points invariables de toutes les verticales -, cette couche est loin d'être parallèle à la surface du sol. Si Ton connaissait sa profondeur en chaque lieu, il suffirait d'y placer convenablement un thermomètre , pour observer de suite la température climatérique de ce lieu. Audessous de la couche invariable, la température du globe croît avec la profondeur; c'est cet accroissement, plus ou moins rapide suivant les lieux , qui force d'admettre que notre globe possède une chaleur centrale (§ 34o). Les géomètres ont démontré que cette chaleur propre du globe, quoique traversant les couches superficielles, pour se dissiper j>ar rayonnement dans l'espace planétaire, ne peut avoir d'influence sensible sur les températures climatériques.

Le thermomètre placé dans une des caves de l'Observatoire de Paris , à 28 mètres au-dessous du sol , indique depub soixante ans la température constante de 1 i°,8a -, mais ce point est de beaucoup au-dessous de la couche invariable , car la température climatérique de Paris, déduite des observations d'un grand nombre d'années , n'est que de io°,6. Au-dessus de la couche invariable la température du sol varie en sens opposés , à différentes époques de l'année : elle croît jusqu'à la surface dans la saison chaude, et décroît au contraire dans le même sens lors des saisons froides. D'après cette loi, la température des caves doit être en général plus basse que celle de Tair extérieur pendant l'été, et plus élevée eu hiver \ ce qui explique les di-

verses sensations de froid et de chaud , qu'on éprouve en descendant au-dessous du sol.

Décroisse- 379. La température des couches atmosphériques est en température général d'autant plus basse , que ces couches sont plus éloimosphère. gnées de la surface de la terre. Dans son voyage aérostatique, où il est parvenu à une hauteur de 7000 mètres environ, M. Gay-Lussac a observé un décaissement continu , depuis 3o%8 jusqu'à — 9°, 5 -, ce résultat important, joint à l'observation constante du froid des montagnes , met hors de doute la diminution progressive de la température , à mesure qu'on s'élève dans l'atmosphère. Ce fait s'explique aisément. L'air peut s'échauffer, soit par l'absorption de la chaleur rayonnée du soleil ou de la terre, soit par son contact avec le sol. Dans le premier cas, il absorbe d'autant moins de chaleur rayonnante que sa densité est plus faible ; d'où il suit que les couches de l'atmosphère doivent s'échauffer d'autant moins par le rayonnement, qu'elles sont plus élevées. Dans le second cas , l'air échauffé directement par son contact avec le sol , s'élève par suite d'une diminution de densité -, mais dans son mouvement ascendant il se dilate sous de moindres pressions, et sa chaleur sensible se transforme rapidement en chaleur latente; il ne peut donc s'élever dans l'atmosphère qu'à une assez petite hauteur, laquelle ne doit pas différer beaucoup de la hauteur habituelle des nuages les moins élevés.

Ainsi les deux causes d'échauffement de l'atmosphère, concourent à maintenir le décroissement des températures vers les régions supérieures; et il est évident que ni le rayonnement nocturne, ni le rayonnement réciproque des couches d'air ne peut changer cette loi. La rapidité du ilécroissement change avec le temps, et d'un lieu à un

autre. L'ensemble de toutes les observations a constaté que la température baisse de i°, pour une augmentation de hauteur comprise entre no™ et a5o-*, ce décroissement n'est pas uniforme : d'après M. de Humboldt , dans les Andes , il est très lent de iooom à 3000™, et très rapide de 3ooom à 4ooom. L'explication qui précède indique que la loi de ce décroissement doit dépendre de la température existant à la surface de la terre -, d'un autre côté les dernières couches de l'atmosphère doivent conserver une température peu différente de celle de l'espace planétaire, laquelle paraît être de — 6o° à peu près , comme on le conclut de divers rapprochements-, on concevra facilement, d'après cela, que la température doit décroître plus rapidement dans un même lieu en été qu'en hiver , et plus rapidement aussi dans les pays chauds que dans les pays froids.

Toutefois cette marche générale peut être troublée par des causes locales ou accidentelles, et par les mouvements tant réguliers qu irréguliers de l'air. Souvent durant les nuits favorables au dépôt de la rosée , on a pu constater que la température croissait avec la hauteur, mais toujours a peu de distance du sol. Sur les mers polaires, et par un froid de — 3o°, le capitaine Parry a trouvé la température constante, sur une hauteur de i5o mètres environ. Les nuages pouvant absorber plus de chaleur rayonnante que l'air pur, on conçoit que dans leur région habituelle, les couches de l'atmosphère doivent éprouver un décroissement de température moins rapide; cette conséquence est confirmée par plusieurs observations : on peut citer entre autres la lenteur du décroissement dans les Andes, jusqu'à In hauteur de 3ooom.

38o. M. Saigey a remarqué que toutes les observations Loi*

^ 1 ■ empiriques.

556 CODAS DE PHYSIQUE.

sur les températures décroissantes de l'atmosphère, faites jusqu'ici en France et en Suisse, pouvaient être représentées par une relation assez simple entre la température et la pression. Cette loi empirique équivaut à la formule

x est la température de la couche atmosphérique où la pression est u, t celle de la couche la plus basse où la pression est P = j6omm \ enfin t est la température aux limites de l'atmosphère, supposée de — 62% quant au coefficient K, sa valeur numérique est 2220, lorsque les pressions sont évaluées en millimètres de mercure. On peut déduire aisément, à l'aide de la formule précédente, une relation entre ts et la hauteur z de la couche qui possède cette pression -, car si p désigne la densité de l'air dans cette couche , pa étant la densité du même fluide sous la pression P et à la température zéro , on aura

et l'élimination de p et de x entre ces deux équations et la formule (1), conduit à un résultat qui donne, par une intégration facile, la relation cherchée entre zeto.

Si l'on combine enfin cette relation nouvelle avec l'équation (1) , on pourra former les tables des hauteurs qui correspondent à des températures décroissant de 5° en 5% pour différentes valeurs de t ou de la température de Tair à la surface du sol. L'inspection de ces tables indique que le refroidissement de l'atmosphère va en s'accélérant jusqu'à une certaine hauteur, où il se maintient d'abord constant, pour décroître ensuite-, que la hauteur où ce refroidissement semble stationnairc , augmente à mesure

que la température du sol diminue. Ces conséquences sont en général conformes aux résultats des observations. La mesure des hauteurs au moyen du baromètre, et le calcul des réfractions astronomiques, exigent que Ton connaisse deux relations entre le densité f>, la pression or, et la température x des différentes couches de l'atmosphère -, la formule (a) peut être une de ces relations , et si la loi empirique de M. Saigey était adoptée , l'équation ( i) donnerait la seconde. Mais M. Biot a prouvé récemment que le même but pourra être atteint par une relation empirique directe, entre la densité p et la pression ct, plus simple que celle déduite de la loi de M. Saigey.

Les observations simultanées du baromètre, diy thermomètre et l'hygromètre , faites par M. Gay-Lussac, à a i stations de son voyage aérostatique, donnent aisément la densité et la pression de l'air, correspondant à chacune de ces stations. Si Ton construit avec ces valeurs le lieu géométrique des densités , en prenant les pressions pour abscisses, on trouve qu'il forme une ligne concave vers Taxe des pressions*, mais avec cette circonstance remarquable, que sa courbure, toujours extrêmement faible, n'est sensible que dans les cinq stations les plus basses -, de sorte qu'à partir de ce terme les résultats des seize autres stations peuvent se construire exactement par une ligne droite. M. Biot fait voir, par diverses considérations, que le lieu géométrique réel ne doit pas s'écarter sensiblement, dans toute son étendue, d'une parabole dont les éléments sont déterminés par les conditions suivantes : cette parabole est d'abord assujétie à passer par le point de la droite des seize dernières stations où la densité est \ jo., et à toucher cette droite au même point-, puis pour troisième condition, il

faut que la courbe, continuée jusqu'au terme où la pression est nulle, donne à l'atmosphère une hauteur totale d'au moins 60 000". A cette hauteur, la densité de l'air, prive de toute force élastique, n excéderait pas — - de la den sité de ce fluide à la surface du sol.

M. Biot a appliqué la même méthode à neuf stations barométriques, faites par M. de Humboldt aux environs du Chimboraço. La construction graphique du lieu géométrique des densités , fait voir que les points donnés par les cinq stations élevées de M. de Humboldt, y sont exactement en ligne droite, comme Tétaient les seize points relatifs aux plus hautes stations de M. Gay-Lussac. Seulement, jusque vers la densité J- p0, la droite équa tonale est plus rapprochée de Taxe des pressions, ce qui donne des densités moindres à pression égale-, en outre elle fait avec cet axe un plus petit angle, ce qui indique un décroissement de température plus rapide dans les couches d'air où elle s'étend. Enfin elle ne peut se rejoindre à la couche inférieure que par une courbe convexe vers 1 axe des pressions, ce qui indique, pour cette première zone d'air, un décroissement de température beaucoup plus lent que dans la portion élevée , et qu'à Paris même.

L'existence d'une partie fort étendue , que Ton peut re garder comme rectiligne , sur le lieu géométrique des densités , dans la construction graphique des observations de M. Gay-Lussac et de M. de Humboldt, faites en des lieux si différents, est un résultat très remarquable; il y a tout lieu de croire que ce fait se vérifiera sur de nouvelles observations. Ces détails , empruntés textuellement au Mémoire publié par M. Biot, suffisent pour faire concevoir que la densité et la pression de l'air, à différentes hauteurs,

ViNGT-QUATIUEME LEÇON . 55(J

peuvent être considérées comme satisfaisant à une loi empirique très simple , représentée par une formule du second degré. Mais la détermination des coefficients contenus dans cette formule exige de nouvelles séries d' observations, semblables à celles de M. Gay-Lussac, faites en divers lieux, et à des époques différentes.

38 1 . Les variations que la pression de l'air éprouve dans ^"Jj^ un même lieu , à la surface de la terre , sont indubitable- triques, ment liées aux changements qui surviennent dans l'atmosphère-, les lois de ces variations que Ton pourra découvrir, joueront donc un rôle important dans l'explication des phénomènes météorologiques. C'est pour cette raison qu'on cherche à multiplier les observations barométriques. On compare entre elles les hauteurs observées d'heure en heure, lesquelles donnent successivement la hauteur moyenne du jour, celle de chaque mois, celle de Tannée, et enfin la hauteur moyenne de chaque lieu. Cette comparaison a déjà constaté des résultats curieux et utiles.

Dans la zone torride , les variatious diurnes du baromètre présentent une régularité remarquable*, mais à mesure que la latitude augmente, elles deviennent de plus en plus difficiles à dégager des variations accidentelles ; on ne peut alors reconnaître leur existence , qu'en comparant les moyennes déduites d'observations faites aux mêmes heures pendant un mois. On remarque que leur amplitude diminue à mesure qu'on s'approche des pôles -, entre les tropiques , cette amplitude est de 2 à 3 millimètres ; elle est insensible vers 60e de latitude. A l'équateur, la hauteur barométrique atteint invariablement un maximum à gh a3m du matin et à ioL i$m du soir, un minimum à 4h 8m du soir et à 41' '3m du matin. A Paris, les heures de maximum et

56o COURS DE PHYSIQUE.

de minimum sont variables suivant les saisons: celle du maximum le matin varie de jh à xoh de l'été à l'hiver-, celle do minimum le soir change de afa à 5b de l'hiver à l'été. La hauteu* moyenne du jour a lieu à ih après midi sous Fequateur, à midi et demi à Paris»

Les variations accidentelles du baromètre paraissent dépendre des mouvements irréguliers de l'air et de son état hygrométrique. En général, le baromètre baisse quand le temps est à la pluie, et monte quand le ciel est serein, sans doute parce que l'air a une densité d'autant moindre qu'il est plus mélangé de vapeur. Le baromètre baisse habituellement lors des vents chauds , et monte lors des venu froids. Contrairement à la marche des variations diurnes, l'amplitude des variations accidentelles du baromètre augmente de Féquateur vers les pôles. Elle est de 6"m à 1 equateur, de 3o"m au tropique, de 4omm à Paris, de 6oM en Norvège.

Des vontt 38a. Parmi les mouvements généraux de l'air ou les

riifMiliors ou

pcriodiqua». vents, il en est qui se reproduisent périodiquement, d'autres qui conservent une direction constante-, ce sont les seuls dont l'explication soit à peu près connue. On donne le nom de brises à des vents qui soufllcnt sur les cotes maritimes , de la mer vers les terres pendant le jour, ou depuis le lever du soleil jusque vers 4b du soir, et au contraire de la côte vers la mer pendant la nuit -, les brises s'observent toute l'année près de Féquateur, et seulement durant l'été dans nos climats. On donne le nom de moussons à des vents qui régnent dans la zone torride, suivant une direction inclinée à l'équateur , qui tendent toujours vers 1" hémisphère le plus échauffé , et qui changent consequemment de direction quand le soleil passe au zénith.

Enfin on appelle alises des vents qui régnent dans les grandes mers entre les tropiques , et qui soufflent presque toujours de Test à l'ouest.

L'explication la plus généralement adoptée de ces vents réguliers , repose sur le principe suivant. Lorsque des différences dans l'intensité des causes d'échauffement et de refroidissement produisent une inégalité de température dans la couche inférieure de l'atmosphère, en deux lieux différents et suffisamment rapprochés, le vent souffle, à la surface du sol , du lieu le plus froid au lieu le plus chaud; ce mouvement est dû à la différence de densité qui résulte de l'inégalité de température -, l'air plus échauffé s'élève , et cède sa place au plus froid. Sur les côtes maritimes , l'air en contact avec la terre s'échauffe et se refroidit plus vite que l'air qui repose au-dessus de la mer, par les mêmes causes qui rendent les variations de la température plus grandes sur la terre que sur la mer ; il résulte évidemment de là , et d'après le principe posé, que les brises doivent venir de la mer pendant le jour , et de la terre pendant la nuit. Le soleil échauffant davantage l'hémisphère nu-dessus duquel il se trouve , les moussons soufflent des lieux qui sont dans leur saison froide, vers ceux où règne la saison chaude. Enfin la chaleur solaire agissant cons tamment avec plus d'intensité dans la zone torride , il doit en résulter une tendance des couches inférieures de l'atmosphère , des pôles vers l'équateur -, c'est sans doute ce mouvement général , modifié par la configuration des continents , et combiné avec le mouvement de rotation de la Terre, dont la vitesse augmente quand la latitude diminue, qui donne lieu aux vents alises.

M. Saigey a signalé un principe plus général , qui expli- I 36

56a COURS DE PHYSIQUE.

querait, non-seulement les mouvements réguliers de l'air, mais encore les vents régnants dans certaines localités , et les variations correspondantes du baromètre. Lorsque par une position favorable du soleil , l'atmosphère éprouve dans un lieu une augmentation de température , toutes les couches d'égale élasticité doivent se relever ; F exhaussement de chacune d'elles est en quelque sorte l'intégrale des effets produits sur les couches qui la séparent du soi \ d'où il suit que si deux lieux voisins, éprouvant la même influence calorifique , sont à des hauteurs différentes audessus du niveau des mers, l'exhaussement des couches d'égale élasticité, qui s'étendent sur ces deux lieux, sera moindre sur le plus élevé, plus grande sur le plus bas*, il résultera de là une rupture d'équilibre-, l'air s'écoulera des » lieux bas vers les lieux élevés , et la pression barométrique diminuera sur les premiers pour augmenter sur les seconds -, l'inverse aura lieu dans le cas d'un refroidissement général. Les continents étant formés de plateaux qui s'élèvent en général à partir des mers , il résulte du principe précédent une explication très simple des brises qui régnent sur les côtes , et qui doivent souiller du côté de k terre ou vers les lieux hauts pendant le jour', du côté de la mer ou vers les lieux bas pendant la nuit. Les moussons, ordinairement observés dans les grands golfes qui se dirigent plus ou moins vers l'équateur, ne seraient que la résultante des brises déterminées par les côtes opposées de ces golfes-, les vents alisés seraient la résultante des moussons produits dans tous les grands golfes du globe.

Des vont* 383. Les vents irréguliers , ainsi que les variations acci-

irrofjuliers. ° *

dentelles du baromètre, sont sans doute dus à plusieurs causes. Lorsqu'une vaste étendue de nuages couvre une

VIMGT-QUÀTKIÈME LEÇON. 563

contrée, Faction échauffante des rayons solaires doit y produire dans l'atmosphère une distribution de températures toute différente de celle qui règne dans les lieux environnants , et pour lesquels le ciel est serein -, il doit résulter de là une rupture d'équilibre , et des mouvements irréguliers dans l'atmosphère. Quand un orage éclate sur un point , les ondées entraînent avec elles de l'air, qui devenu libre à la surface du sol , diverge ensuite de ce point central. La précipitation d'une grande quantité de vapeurs dans un lieu de l'atmosphère , tend à y produire un vide, que l'air voisin vient combler •, ce genre de mouvement, qui doit se manifester de proche en proche , en sens contraire de la direction du vent, est sans donte la cause des vents violents et des ouragans , dont l'observation a presque toujours signalé la progression rétrograde.

384* On voit, par ce résumé succinct, que les observa- Conclusion tions météorologiques ont déjà conduit à des résultats gé- à la météoro néraux d'une grande importance. Mais il faudra multiplier logie' et rapprocher, beaucoup plus qu'on n'a pu le faire encore, les lieux et les époques des observations , si Ton veut accumuler les données indispensables pour découvrir les lois des phénomènes atmosphériques , et arriver à les prédire avec quelque certitude. Les connaissances spéciales, le temps et l'attention que ce travail exigerait d'un grand nombre de personnes, forment sans contredit le principal obstacle qui s'oppose aujourd'hui à l'avancement rapide de la météorologie.

Pour vaincre cet obstacle, il faudrait imaginer des instruments qui pussent tracer d'eux-mêmes , avec exactitude, la table de toutes leurs indications successives pendant un certain temps. Quelques tentatives faites dans ce but même

et suivies d'un demi-succès , l'existence des thermomètres à maxima et mi ni ma , le haut point de perfection auquel est parvenu l'art de l'horlogerie , et surtout la précision que les physiciens savent donner à leurs appareils, permettent de croire à la possibilité de semblables instruments. Leur découverte ne paraît pas d'ailleurs devoir.présenter plus de difficulté que celle de l'héliostat, ou que celle de l'appareil ingénieux servant à la mesure des sons. Quoi qu'il en soit, des instruments qui permettraient de réunir facilement les observations continues, faîtes dans un grand nombre de lieux suffisamment voisins , conduiraient indubitablement à des rapprochements inattendus , et peut-être par la suite aux lois des phénomènes météorologiques , soit généraux , soit particuliers à chaque contrée.

UN 1JII VJIKMIER VOII MC.