LIVRE

Tempérât.

Température

Température

Noms des lieux.

moyenne

moyenne du mois

moy. du mois

Différences.

de l’année.

lê plus chaud.

le plus froid.

Funchal .

Saint-Malo ....

Paris .

Londres .

New-York .

Pékin .

Funchal a un climat constant : ce caractère apparliei presque toujours au climat des îles.

Saint-Malo, Londres et Paris offrent un exemple de cli mats variables, tandis que New-York et Pékin ont évideno ment des climats excessifs.

Il suffit de réfléchir un instant sur l’influence prodigieus que la chaleur et le froid exercent sur tous les êtres organi sés pour concevoir que, à température moyenne égale, h productions ne peuvent être les mêmes dans les climats e cessifs et dans les climats constans ou variables.

Ce n’est pas seulement par ces distinctions tranchées qi les climats peuvent être caractérisés : s’il suffit de quelqu degrés de froid de plus pour faire mourir les plantes et ( quelques degrés de chaleur de plus pour faire mûrirles fruit il est évident aussi que l’époque et la durée des grandes ch leurs et des grands froids sont des élémens indispensables la connaissance des climats. Ainsi, les observateurs ne do vent pas songer seulement à déterminer les températur moyennes de l’année et les températures moyennes des me les plus chauds et les plus froids, mais ils doivent parvec enfin à déterminer la distribution de la chaleur dans tout cours de l’année, et, pour cela, les observations journalièr sont nécessaires. Ces observations une fois faites, il ne res plus qu’à les combiner d’après de bonnes méthodes pour a river aux températures moyennes des jours , des mois et d saisons.

CHAP. I, — CHALETïR TERRESTRE. 497

^ Nous ne terminerons pas celai ticle sans rapporter enpore d après M. Arago, les extrêmes de chaleur et de froi^ qiii ont été observés à l’Observatoire de Paris (Annuaire du Bureau des Longitudes, 1825).

Maximum de la chaleur. Maximum du froid.

années.

mois.

tempérai.

années.

de"ré’ crntij;.

8 août

7 juillet

14 juillet

14 juillet

8 juillet

16 juillet

18 août

8 août

8 août

15 juillet

24 juillet

Il paraît aussi

que les plus

hautes

mois.

13 janvier

13 janvier 8 janvier 8 janvier 8 janvier

29 janvier

30 décembre

31 décembre

25 janvier

26 décembre

14 janvier

tempérât.

ouuo la £uue luiTiue se sont élevées le 40 à 500, et que Lyon et Rilchie ont même observé une empérature de 54® à l’oasis de Mourzouck. •

D’une autre part, dans les régions polaires, le capitaine arry a observé quelquefois des températures de 40 à 50 de- Tés au dessous de 0, ce qui donne environ 100 degrés pour limite des variations extrêmes de température que l’air misse, éprouver à la surface de la terre.

Températures à diverses hauteurs au-dessus du sol. — out le monde sait que la température décroît à mesure que on s’élève dans l’atmosphère ; on en voit une preuve assez rappante dans les neiges éternelles qui couvrent les hautes Jontagnes.comrpe les Alpes et les Pyrénées dans, nos climats împérés, le Chimborazo et les volcans de Cotopaxi et d’Anisana, sous la zône torride, presque immédiatement sous I ligne équinoxiale. On a fait beaucoup d’observations pour étermiuer la loi de ce décroissement, mais cette loi paraît ifférente pour les différentes latitudes. Ainsi, dans les ré-

^93 LIVRE Vni. — MÉTÉOROLOGUE.

gions polaires, à Ingloolick, latitude 69» 21', le capitaine Parry a élevé un cerf volant à 130 mètres environ de hauteur avec un thermomètre à minivnà , et dans cette haute région la température était de 31o au-dessous de 0, comme sur les glaces de la mer.

Sous l’équateur, M. Huraboldt a fait un grand nombre d’observations dont les résultats généraux sont exprimés pat

le tableau suivant :

' Hauteur. Tempér. moyenne.

O mètres . 27.5

Différences.

lOOa — . 21.8 . 5.7

Ainsi, dans ces régions, sur les flancs de ces montagnes

non moins prodigieuses par leur épaisseur que par leur éléva

tion, le décroissementdelatempératuren’estpas uniforme; 01

voit qu’il est le plus petit possible entre 1000 et 3000 mètreî Cette couche de l’atmosphère est , sous l’équateur, la régie habituelle des nuages; c’est là que les vapeurs, plus o moins condensées, absorbent en plus grande proportion chaleur solaire, et l’on ne doit pas s’étonner que cette régie soit en effet moins refroidie que celles qùi appartiennent

un air plus pur et plus transparent.

Les observations qui ont été faites dans nos climats dor nent encore des nombres très différens : Dans son ascensii aérostatique, M. Gay-Lussac a trouvé 174 mètres d’élévatii pour un degré d’abaissement. Dans les Alpes on trouve V à 150 mètres, dans les Pyrénées de 238 à 125 mètres. Onpe admettre en moyenne environ 200 mètres pour les régio équatoriales, et environ 170 à 180” dans nos latitudes. 509. Limite des neiges perpétuelles. — Il nous reste

examiner maintenant quelles sont, dans les divers climat

les hauteurs auxquelles il faut s’élever pour trouver sur 1 flancs des montagnes cette limite de séparation entre . cimes toujours neigeuses et les terres qui reçoivent les rayo

(lu soleil , du moins pendant quelques semaines, et qui peuvent produire une végétation plus ou moins active. On avait cru pendant longtemps que là ou commencent les neiges éternelles, la température moyenne de l’année est essentiellement la température de la glace fondante ; mais M. de Humboldt a démontré par l’expérience qu’il n’en est point ainsi, et les observations de M. Léopold de Buch sur les neiges perpétuelles de laNorwège et de la Laponie ont donné à cette vérité une pleine confirmation. Dans la zône torride, à la limite des neiges, la température moyenne de l’air est de 1® 5 au-dessus de zéro: tandis qu’en Norwège, entre 60 et 70“ de latitude, cette température moyenne s’abaisse à 6 dégrés au-dessous de zéro. Il n’est pas difficile de se rendre comote de ce phénomène; car, suivant la remarque de M. de Buch, la limite des neiges dépend surtout de la température des mois les plus chauds de l’année ; elle s’élève quand cette température est plus haute, et s abaisse quand cette' température est moindre. Or, la température des mois les plus chauds dans un lieu déterminé, dépend de l’état plus ou moins pur au plus ou moins brumeux de l’atmosphère , de la nature et de l’inclinaison du sol , des vents auxquels il est exposé , etc. ; et l’on conçoit que , toutes choses d’ailleurs égales , la limite des neiges sera d’autant plus relevée que la masse des neiges sera elle-même moins étendue.

Un pic de petites dimensions qui prendrait naissance dans une plaine pour s élancer dans les airs jusqu’à la région des neiges aurait toujours vers son sommet des mois d’été beaucoup plus chauds qu’un massif énorme qui, après s’étre refroidi pendant l’hiver, peut réagir plus longtemps sur l’air tempéré qui l’enveloppe en été , et déterminer au loin un abaissement de température plus ou moins sensible.

Nous avons rassemblé dans le tableau suivant les principales observations qui ont été faites jusqu’à présent sur la limite des neiges perpétuelles, depuis l’équateur jusqu’aux latitudes de GO à 70“.

tiVRE VlJf.— météorologie.

Latitude et nom de l’observateur.

M.de Humboldt,

14à 19° M. Pentland...

M. de HuQiboldt

27 à 36 M. Webb .

Engelhard! et Parrot,

Ramond .

M. Wahlenberg.

M. Léopold de Buch.

M. Léop. de Buch... ,

Noms des lieux.

IRucupichiiicha Huaupichincha Antisana Corazon Cotapaxi Chiiuborazo.

Hauteur de a limite des neiges au-dessus de l'Océan.

I Cordillère orientale du Haut-Pérou Cordillère occidentale du Haut-Pérou

i- Oribaza Popocatepetl Femmeblanohe Nevado de toluca

Himalaya ( pente dionale)

Himalaya (pente septentrionale)

Caucase

Pyrénées.

Alpes

Carpatbes

Pic de Saletind

Le Storvans-Field

Températur

moyenne.

Nous ajouterons ici, d’après M. de Humboldt, quelqc considérations sur chacune de ces localités (Mém. de M. Humboldt sur la limite inférieure des neiges, etc., Ann. Phijs. et de Chxm., tom. XIV, page 1) :

1° Sous l’équateur, dans le massif prodigieux des And( que les Péruviens appellent fastueusement la Cordïlû royale des neiges, on ne trouve pas d’une cime à l’autre, pour les diverses saisons de l’année, une oscillation de pl de 25 à 30 mètres dans la limite des neiges.

Dans les plaines habitées d’Antisana, qui sont couver d’un superbe gazon composé d’herbes aromatiques, il ton quelquefois, à 4,200 mètres de hauteur, trois ou qua pieds de neige , qui se conservent pendant cinq ou six ; maines. 1

Dans le royaume de Quito , on ne voit jamais de neige au-dessous de 3,700 mètres, où la température moyenne est d’environ 9°.

La grêle descend plus bas que la neige, à 1,000 mètres et même à 600 mètres; il en tombe tous les cinq à six ans une fois, mais il ne paraît pas qu’on en ait jamais vudans les plaines inférieures. .

11 paraît fort douteux qu’en Afrique on trouve près de équateur des montagnes assez hautes pour offrir à ces clinats le spectacle des neiges éternelles.

2® L observation de M. Pentîand est très-remarquable, (Uisqu’elle fait voir que, du i¥ au 19® degré de latitude ustrale, la limite des neiges est plus élevée que sous l’équa— eur lui-même; il serait important de connaître l’étendue !es oscillations annuelles que cette limite peut éprouver,

fin d’en déduire l’influence des plateaux et de la configuraion du sol.

3“ La limite des neiges ne s’abaisse que de 215 mètres en ïssant de l’équateur à la latitude de 19 à 20°, c’est-à-dire ins une étendue de 400 lieues.

L’oscillation annuelle des neiges est ici beaucoup plus ■ande que sous l’équateur, elle atteint quelquefois jusqu’à K) ou 700 mètres d’étendue.

A peu près à la même latitude, les îles Sandwich présennt à 0-Whyhee la cime remarquable de Mowna-Roa, à quelle on donne plus de 5,000 mètres de hauteur ; il seit curieux d’en avoir une mesure exacte , car il paraît en constant qu’elle est parfois entièrement dépouillée de îiges.

4» La pente méridionale do l’Himalaya donne la limite s neiges à peu près à la hauteur que l’on pourrait déduire s observations mexicaines ; mais la pente septentrionale . ésente un phénomène bien extraordinaire, puisque, d’aès les mesures de M. Webb et les observations qu’il a fais au temple de Kedarnach et au cul de MU, la limite des

502 LIVRE vin.— MÉTÉOROLOGIE.

neiges s'élèverait à 5,000 mètres, c’est-à-dire à une hanteui plus grande que sous l’équateur. C’est assurément dan^ l’immense étendue des plateaux et dans la configuration di' sol qu’il faudrait chercher l’explication de ce phénomèni étonnant.

50 Le Caucase et les Pyrénées sont à la même latitude et cependant la limite des neiges se trouve au Caucase plus de 400 mètres plus élevée qu’aux Pyrénées. La tem pérature des mois les plus chauds dans ces deux contrée donnerait sans doute des indications précieuses sur la caus de cette différence.

6® Les observations de M. Léopold de Buch sur cet vaste chaîne qui sépare la Norwége dans toute sa longueui et qui s’étend depuis le 58® jusqu’au 71® degré de latitud sont bien propres à montrer l’influence que l’état brumei de l’atmosphère peut exercer même sur la limite des neige Car on ne peut douter à présent que le relèvement considt râble de cette limite jusqu’à 1,060 mètres dans ces haut latitudes ne soit un effet de ces circonstances et du voisinai de la mer.

Températures à diverses profondeurs au-dessous du Si

510. De l’existence d'une couche invariable, située àu certaine profondeur au-dessous du sol, et dans laquelle température reste la même depuis des siècles. — • Dès 16'ï Cassini avait reconnu que la température des caves de l’O servatoire de Paris n’éprouve aucune variation dans le coi d’une année. En 1730, Lahire avait observé le même fal mais M. le comte de Cassini, aujourd’hui membre de l’A» démie des Sciences, conçut le premier fout ce qu’il y avi d’important dans ce phénomène remarquable : en 17711 commença quelques séries d’expériences pour l’étudier, I le 4 juillet 1783, il établit enfin dans les caves de l’Observl toire, de concert avec Lavoisier, un appareil trés-sensible (i devait donner des résultats décisifs. Cet appareil, conservé!

CHAP. I. — CHAIEDR TERRESTRE. 503

réparé par les soins de M. Bouvard, n’a éprouvé aucun changement depuis plus de trente-deux ans. Il est disposé de la manière suivante :

Sur le sol des caves , à 27mètr.^0O au-dessous du pavé de l’Observatoire, s’élève un massif en pierre de de

hauteur, portant un grand vase en verre vv' {fig. 353), de 50centim. de hauteur sur 35 à 40 centim. de diamètre. C’est dans ce vase rempli de sable très fin qu’est ajusté le thermomètre t t' ; son échelle h h' est en verre; elle est maintenue dans un cadre en cuivre, qui est lui-même fixé sur les parois de la cloche au moyen des traverses $,s',s'', et des agrafes g g' g". Ce thermomètre a été construit autrefois par Lavoisier avec du mercure bien purifié ; la boule a environ 7 centimètres de diamètre ; le tube est très-fin ; un degré occupe sur sa longueur 95 ou 97 millimètres. Ainsi, l’on peut aisément apprécier les demi-centièmes de degré qui occupent encore les ^ d’un millimètre environ. Comme ce thermomètre ne marque que 15 ou 16** au-dessus de 0°, on a ménagé au dessus de la lige, en r, un petit réservoir pour recueillir l’excédant du mercure si la température venait à s’élever au-dessus de 16“.

Les anciennes observations de M. Cassini et les observations assidues faites depuis trente-deux ans par M. Bouvard, montrent avec évidence que depuis plus de cinquante ans la température des caves de l’Observatoire est parfaitement constante, et égale à 11®, 82 : car, dans toute celte période, le thermomètre n’a pas varié de 25 centièmes de degrés au dessus ou dessous de 11®, 82; et l’on a reconnu, depuis, qu’un courant d’air accidentellement établi dans les souterrains par les travaux des carrières de Paris avait été la cause bien probable de ces oscillations.

Paris est le seul lieu de la terre pour lequel on ait une aussi belle série d’observations exactes et non interrompues pendant plus d’un demi-siècle; mais un phénomène qui se soutient avec une telle régularité ne peut pas être un phé-»

b(H LIVRE vm. — MÉTÉOROLOGIE.

nomène accidentel, et nous en conclurons que dans tous les lieux il existe à une certaine profondeur au-dessous du sol un point dont la température reste constante avec les années, quelles que soient les variations extrêmes qui se développent et qui se succèdent à la surface du sol.

La série de ces points de température invariable forme autour du globe une surface que nous appellerons couche invariable; c’ est à cette couche que viennent s’éteindre toutes les variations brusques ou périodiques que la croûte supérieureMe la terre éprouve par les alternatives du jour et de la nuit, par le changement de vent ou par le renouvellement des saisons.

A l’équateur, cette couche invariable paraît être à une petite profondeur au-dessous du sol ; cette profondeur augmente avec la latitude, et dans nos climats elle est de 25 à 30 mètres. Dans tous les lieux la température de cette couche paraît être un peu plus élevée que la température moyenne annuelle de la surface, et l’excès paraît augmenter avec la latitude.

Ainsi, nous sommes conduits à concevoir au dessous du sol et tout autour de la terre une certaine couche dont chaque point conserve perpétuellement la même température, qui est à peu près la température moyenne du point de la surface auquel il correspond verticalement ; mais en même temps nous devons concevoir que cette couche invariable n’a pas une courbure régulière : les plaines, les montagnes, les vallées, la nature du sol, les lacs, les mers et mille autres causes peut-être, lui impriment des sinuosités particulières que l’expérience seule pourra nous révéler un jour.

Du mouvement de la chaleur au-dessus de la couche invariable. —Entre la surface du sol et la profondeur de 20 ou 25 mètres, l’on ne connaît qu’i/a très petit nombre d’observations, et ces observations même n’atteignent en général qu’une profondeur de 7 ou 8 mètres. Cependant , leur en- i semble cendtfit aux conséquences suivantes, qui paraissent

S’appliquer surtout aux moyennes latitudes de l’hémisphère boréal :

1® Les variations diurnes ne se font sentir qu’à la profondeur d’environ un mètre ;

2» Les températures moyennes annuelles des différentes couches diffèrent peu de la température moyenne annuelle de l’air;

3° Les différences entre le maximum et le minimum de chaque couche décroissent en progression géométrique pour des profondeurs qui croissent en progression arithmétique à partir de la surface : ainsi, en représentant par x la profondeur d’une couche, et par d ta différence entre son maximum et son minimum, l’on a d=a6~^, a et 6 étant deux constantes que l’on détermine par l’observation ; toutefois, cette formule est inexacte pour ar=o, c’est-à-dire qu’elle ne reproduit pas les variations superficielles ;

4® L’ensemble des observations démontre qu’à la profondeur de 8 ou 9 mètres, la variation annuelle n’est plus que de 1®; à 15 ou 16 mètres, elle n’est plus que de 0®,1 ; et à la profondeur de 20 à 25 mètres, elle n’est pas d’un centième de degré ;

5® A la profondeur d’environ 8 mètres, là où la variation est de 1®, les saisons sont précisément renversées, c’est-àdire que le maximum arrive vers le premier janvier, et le minimum vers la fin de juin.

511. De la température à de grandes profondeurs. — ■ Plusieurs observateurs avaient autrefois reconnu que dans les profondeurs des mines on éprouve une chaleur sensible, mais à cette époque on mettait beaucoup plus d’empressement à expliquer les faits qu’à les observer. On expliquait donc cette chaleur souterraine avant d’en avoir constaté 1 existence d une manière précise, et on l’expliquait diversement: les uns, comme Boyle, i’attribuaient à la décomposition des pyrites, ou plutôt à ces espèces de fermentations auxquelles on avait si souvent recours pour expliquer les

IIVRE VU.— MÉTÉOROLOCIE,

faits embarrassans; les autres la regardaient comme une conflrmation ou une conséquence de la fameuse hypothèse du feu central, qui avait été imaginée dans les temps les plus reculés, et qui était tour à tour adoptée ou rejetée par les philosophes et par les physiciens. Mais, quand l’esprit de doute et d’examen eut succédé à l’esprit systématique, quand on en fut venu à chercher la vérité par la voie des données expérimentales et non plus par la voie des subtilités logiques, on comprit que l’existence ou la non existence de la chaleur souterraine était l’une des plus grandes questions que la physique pût se proposer, et que, pour la résoudre, une observation thermométrique serait plus efficace que les plus éloquentes dissertations. Gensanne paraît être le premier observateur qui ait porté le thermomètre à des profondeurs graduellement croissantes, et qui ait découvert ce fait important : que la température augmente avec la profondeur. Ces expériences remontent à l’année 1740 : elles furent faites dans les mines de plomb de Giromagny, à trois lieues de Béfort. En 1785, de Saussure fit des expériences analogues dans le canton de Berne. En 1791, M. de Humboldt fit aussi de nombreuses séries d’expériences dans les mines de Freyberg, avec Freiseleben. En 1802, M. Daubuisson redonna une nouvelle vie à cette question fondamentale , et , depuis cette époque, les observations se multiplient en France, en Allemagne et en Angleterre, en Amérique, et presque dans tous les pays où les voyageurs peuvent pénétrer et séjourner assez long-temps.

On profile, en général, pour faire ces observations, des galeries souterraines creusées pour l’exploitation des mines et des sources abondantes qui se rencontrent dans ces percements; mais, dans les pays où il est possible de forer des puits artésiens à de grandes profondeurs, on profite aussi de ces sondages. Dans le premier cas, on établit des thermomètres sédentaires qui sont directement observés; dans le second cas, on est obligé d’avoir recours aux thermomètres à raaxi-;

mum et à miniraum. Ceux de ces appareils qui sont employés avec le plus de succès sont les thermomètres à maximum et à minimum de M. Walferdin, et le thermomètre métrographe; nous allons en indiquer la construction.

Thermomètre à maximum de M. Walferdin. — Cet instrument (fig. 366) est un thermomètre à mercure ordinaire portant à sa partie supérieure un réservoir de déversement, a, d’une forme particulière, dans lequel se prolonge en pointe isolée, b, le tube de la tige. Admettons que ce thermomètre ait, par exemple, 45® de course, et qu’on veuille observer une température que l’on suppose être de 30® environ : on commence par incliner l’instrument de manière que la pointe b plonge dans le mercure de réserve (Jîg. 367) ; on chauffe un peu, et l’on refroidit ensuite à une température inférieure à celle que l’on veut mesurer; alors, il passe dans la tige et dans le réservoir inférieur plus de mercure qu’il n’en faut; on redresse l’appareil, et, en donnant une petite secousse, le mercure de réserve quitte la pointe et tombe dans la panse a. Cela fait, on plonge le thermomètre dans un bain avec un très bon thermomètre étalon ; on porte le bain, par exemple, à 20® ; l’excédant du mercure sort par la pointe, et l’on sait que le tube est exactement plein à 20®. l/appareil est prêt pour l’observation ; on peut maintenant le mettre dans son étui et le faire descendre au fond du puits dont on veut avoir la température. Si l’on passe par des couches inférieures à 20®, le mercure descend, et il n’y a 5 cela nul inconvénient ; dès qu’on arrive dans une couche de 20°, le tube se remplit ; et enfin, lorsqu’on arrive aux couches qui dépassent 20®, le déversement commence, et il continue jusqu’à ce que le thermomètre se soit mis en équilibre après un temps suffisant. Alors , on donne une secousse pour faire tomber la bulle à la pointe {(ig. 368); en remontant l’appareil, la colonne descend dans le tube, et, lorsqu’on le tire de l’étui, son sommet est plus ou moins éloigné de la pointe. On le ■plonge de nouveau dans le bain à 20®, mesurés avec le ther-

tlVRE VllI. — MÉTÉOROLOGIE.

momètre étalon , et l’on voit le point où s’arrête le sommet de la colonne : si ce point répond à 10®, à partir de la pointe, il est évident que la température de la source est 20 + 10.

On pourrait se dispenser de mettre, avant le départ, le thermomètre dans un bain de température connue, mais alors il faudrait, après l’observation, reproduire artificiellement et par essais graduels, une température capable de remplir exactement le tube ; celte température, mesurée par le thermomètre étalon, serait évidemment la température maximum à laquelle l’appareil aurait été exposé.

Thermomètre A minimum de M. Walferdin. — Cet instrument est représenté dans la figure 369 ; c’est encore un thermomètre h mesure ordinaire, mais à la partie inférieure de la lige se trouve un petit réservoir d’alcool dans lequel plonge la pointe isolée qui termine le tube, et en même temps il y a à la partie supérieure un réservoir pareillement rempli d’alcool. Si l’on veut, par exemple, observer une température à une grande profondeur dans la mer, que l'on suppose devoir être de 6® , on commence par refroidir l’appareil à 0 , par exemple, ou au moins à plusieurs degrés au-dessous de 6°; alors on incline l’appareil pour que le mercure touche la pointe {fig. 370), et l’on réchauffe un peu pour que la dilatation force le mercure à monter dans la tige; on y fait ainsi passer une colonne qui occupe une longueur de 10 à 15®; cela fait, ou redresse l’appareil, on le plonge dans un bain de température connue et supérieure à 6®, par exemple +12°, puis l’on note la division correspondant au sommet de la colonne de mercure: alors l’appareil est préparé pour l’observation; on le fait descendre dans la mer : si les premières couches sont chaudes, la colonne de mercure est repoussée , et elle peut l’être jusqu’à entrer en partie dans le réservoir supérieur: mais, quand on arrive aux couches froides, le mercure redescend jusqu’à la pointe inférieure; il retombe en partie dans le réservoir jusqu’à ce que l’équilibre soit établi : lorsqu’on le fait remonter, la dilatation soulève la colonne de mercure

CHAP. I.— CHALEflR TERRESTRE, 509

reslanle , et il suffit alors de lire sur le tube à quel nombre de degrés elle correspond; ce nombre retranché de 12, température du réglage ou du point de départ, donne l’abaissement de la source au-dessous de ce point de départ.

Thermométrographe.—l\ se compose d’un réservoir d’alcool, d’une colonne recourbée de mercure, et de 2 cylindres de fer enveloppés de verre, quiserventd’index(/îÿ. 372) : l’alcool remplit tout le réservoir r et une partie du tube jusqu’en m; la colonne de mercure descend jusqu’à la courbure inférieure », et se relève jusqu’en m' ; au-dessus de m- se trouve une autre colonne d’alcool qui remplit en partie le petit réservoir»”; un des index est représenté de grandeur naturelle dans la figure 373 ; la petite enveloppe du cylindre de fer est aplatie à l’extrémité par laquelle elle repose sur le mercure, et un cheveu forme une boucle élastique qui presse les parois du tube, et qui est capable de retenir l’index quand il est simplement flottant dans la colonne d’alcool ; mais quand l’index est poussé par le mercure, l’élasticité du cheveu ne l’empêche pas de marcher; et c’est ainsi qu’il marche ou qu’il reste en repos , suivant que le mercure le pousse ou l’abandonne. Lorsqu’on veut mettre l’appareil en expérience, on fait descendre les index sur le mercure au moyen d’un aimant. Ou voit dans la figure 372 que l’index b est destiné à marquer les plus basses températures ou tes minimum, et l’index h les hautes températures ou les maximum.

Le thermométrographe et les thermomètres de M. Walferdin doivent être enfermés dans des étuis métalliques assez forts pour supporter les pressions des couches profondes où l’on veut les faire descendre, et assez hermétiquement clos pour que ces pressions ne puissent pas se transmettre à l’intérieur : la figure 374 représente un de ces étuis : il faut avoir soin de les remplir d’eau à moitié ou aux trois quarts, afin que l’équilibre de température s’établisse le plus promptement possible.

Toutes les observations qui ont été recueillies dans les

510 LIVRE Vm. — MÉTÉOROLOGIE.

diverses régions du globe, depuis la couche invariable jusqu’à des profondeurs de 500 mètres , conduisent sans exception aux conséquences suivantes , qui sont maintenant toutà-fait incontestables :

1® Au-dessous de la couche invariable où toutes les oscil^ lations du thermomètre de la surface viennent s’éteindre après un affaiblissement graduel , les températures restent parfaitement constantes à toutes les profondeurs , sans éprouver la moindre variation pendant des années , et ces températures constantes vont en croissant à mesure qu’on pénètre à des profondeurs plus grandes.

2“ L’accroissement progressif de température varie d’un lieu à un autre dans des limites assez étendues : dans certaines localités il suffit de s’enfoncer de 14 ou 15 mètres au-dessous de la couche invariable pour obtenir une élévation de température de 1” ; dans d’autres localités, au contraire , il faut descendre de plus de 50 ou 60 mètres ; en moyenne on admet en général 25 ou 30 mètres pour 1° ; et c’est à peu près ce que l’on obtient à Paris , au puits de Grenelle, qui dépasse maintenant 420“ au-dessous du sol.

512. Température des sources. — Toutes les source! abondantes ont une température qui varie très peu dans le; différentes saisons de l’année : pour notre hémisphère, elle; atteignent en général leur plus haut degré de chaleur ven le mois de septembre , et leur plus grand degré de froid verf le mois de mars ; la différence pour ces deux époques extrême; s’élève à 1® ou 2“. La température moyenne des source; est comme celle des couches de la terre qu’elles traversent un peu plus haute que la température moyenne de l’air Cependant, pour les latitudes élevées, M. Vahlenberg a con staté que cet excès peut atteindre 3 ou 4®. Quelques observations feraient au contraire supposer que, sous la zône torride, la moyenne température de l’air l’emporte un peu su celle des sources.

Quant aux sources thermales , elles atteignent quelquefoi

des températures voisines de l’ébullition , et tout ce que l’on sait jusqu’à présent sur le gisement de ces sources ne permet pas de décider si elles tiennent ces hauts degrés de chaleur de la profondeur à laquelle elles prennent naissance , ou si elles les tiennent de quelques circonstances particulières aux couches qu’elles traversent. Pour trancher la difficulté, il ne suffit pas de remarquer que pour plusieurs de ces sources la température est restée constante pendant de longues années, car on peut bien concevoir des actions locales qui ne s’épuisent pas ou même qui ne s’altèrent pas pendant des siècles : les sources salées que l’on exploite en sont un exemple, et, si 1 on objectait que ces sources viennent peut-être de la mer et qu ainsi la cause qui les sale n’est pas une cause locale, on pourrait répondre que cette origine est au moins très contestable , et qu’au reste il existe un grand nombre de sources minérales qui ne viennent certainement pas de la mer, et qui paraissent tenir en dissolution les mêmes élémens, et en même proportion, depuis un très grand nombre d’années.

Or, s’il existe des causes locales capables d’introduire dans es eaux, d’une manière invariable et permanente, desélémens qui en modiOent la nature, on peut bien admettre aussi qu’il existe des causes locales capables d’en changer a température d’une manière permanente. Nous indiquons ici ces considérations pour montrer seulement que la question n’est pas résolue , et qu’elle offre un beau et vaste sujet le recherches.

On trouve dans plusieurs lieux du globe , et particuliérement près des volcans en activité, des sources thermales aillissantes, et d’autres éruptions d’eau ou de gaz qui méritent aussi toute l’attention des météorologistes et des géologues. Il importe d’étudier leur température et leur gisement. Nous citerons ici comme exemple la fameuse source du Geyser, en Islande. Le Geyser a des éruptions à peu près périodiques, elles sortent d’un vaste bassin qui a environ 23 mètres

512 UVRK vin. — MÉTÉOROLOGIF.

de profondeur et 60 de diamètre. On entend d’abord un bruit souterrain formidable, et bientôt Ton voit jaillir par l’ouverture du bassin, et jusqu’à la hauteur de lOO mètres au-dessus du sol, d’énormes colonnes d’eau qui entraînent des corps pesant et même des cailloux d’un grand volume. La température de ces eaux est de 82". Quelquefois, les éruptions sont peu nombreuses dans le cours d’une journée ; d’autres fois l’on en compte plusieurs dans une minute.

513. De la température des lacs et des rivières, et de leur congélation. — Dans tes lacs , les couches supérieures de l’eau éprouvent des variations de température considérablés ; on sait qu’en hiver elles peuvent se congeler , et qu’en été elles atteignent des températures de 20 à 25®. Mais, ce’qui arrive à la surface ne se reproduit pas dans les couches plus profondes ; il y a dans ces masses de fluides une distribution de la chaleur qui ne se fait ni par les mêmes causes ni suivant les mêmes lois que dans les solides , et il serait très important de faire des expériences sur ce sujet. De Saussure est, je crois, le premier observateur qui ait abordé cette grande question : il a parcouru la plupart des lacs de la Suisse; il a déterminé leur température à la surface et à diverses profondeurs; et il a constaté ce fait remarquable, que, à de grandes profondeurs, la température des lacs est d’environ S dégrès : on ne savait pas alors que l’eau a un maximum df densité , mais le dernier fait explique aisément le premier.

Pendant la saison chaude de l’année, deux causes concourent à élever la température des couches supérieures de l’eau des lacs : l’air, qui agit par son contact ; et la chaleur solaire, qui pénètre à une profondeur plus ou moins grande. Ces couches échauffées se mêlent de mifle manières par l’agitation des vagues ; mais elles se mêlent sans tomber au fond, parce qu’elles sont sans cesse soutenues par leur légèreté spécifique, et parce que la plus grande agitation des vagues ne se fait jamais sentir qu’à une petite profondeur. ,j

Ainsi, en été et jusque vers la fin de l’automne, laterapé-

CHAP. I.~CHALEIIR TERRESTRE. 5|3

IT ‘‘t' f*'® «'«'rotaanleavec la profondeur-

est en effet ceque montrent les expériences deDe Saussure

il ce qui a été constaté depuis par M. Labéche avec un soin’ icuher. Unn. de Phys. etdeChim., tome XIX, p. 77 ) Pmtlant la saison froide, la couche supérieure se refroidit " “uses, par le contact de l’air froid et par le ravonemen , surtout par le rayonnement nocturne. Celle coLhe il contracte en se refroidissant; elle acquiert une densité ns grande, et tombe à une petite profondeur en se mêlant IX couches plus chaudes qui étaient au-dessous d’elle • dès elle tombe elle est remplacée par une autre qui se re'fr^

taesëîfèî's” et!’T qui éprouve les

els , et c est par ces courans continueUement ascen-

nt et continuellement descendant que toules les couches f tomfla' “ f'-»' pa* le perdre de

e, '““le la chaleur perdue vient se perdre à la surface Si

tu n avau pas un maximum de densité, il est évident que ndant toute la saison du refroidissement, la températorè ait encore décroissante avec la profondeur, car, L cous les plus chaudes étant en même temps les plus légères audrait pour obéir aux lois de l’équilibre, qu’elles fust aussi les plus élevées. Ainsi, la surface ne pourrait attire la température zéro que quand tonte la masse serait moins è la température zéro, et par conséquent il y auune congélation simultanée dans tonte l’épaisseur du depuis la surface jusqu’à la plus grande profondeur. Mais rase du maximum de densité, les |.hénoménes se passeul autrement : dès que les couches de la surface sont arrià la température mmimum, elles tombent; d’autres les ptait qui tombent à leur tour, jusqu’à ce que la masse,

toute son épaisseur, soit arrivée à cette température li- P. Imaginons, pour un instant, que les froids de l’hiver se prolongés assez long temps pour établir cette distribude chaleur et de densité 1 le froid continuant, et toujours

lomrface, la couche supérieure ne pourra plus tomber,

car elle devient plus légère en même temps qu’elle devien plus froide; l’abaissement de température pourra donc cor tiniier pour elle et se prolonger indéfiniment, car elle rester indéfiniment plus légère. Dans une masse parfaitement calm et sans agitation, celte première couche devrait donc se cor geler la première, sans que les couches inférieures parlici passent à l’abaissement de la température, si ce n’est par I conductibilité, qui est toujours très faible dans les liquide! Mais, comme en réalité il se produit toujours une agitalio plus ou moins violenie, et par conséquent plus ou moii profonde, ce ne sera pas seulement la première couche qi se refroidira au-dessous du maximum, c’est toute l’épais seur des couches sans cesse mêlées par l’agitation des vague Pendant tout ce refroidissement, les couches inférieures n siéront à la température constante du maximum jusqu’ai plus grandes profondeurs. Ainsi, à cette époque, la lempé rature sera croissante avec la profondeur jusqu’à la premiè couche, qui est à 4“ 4 ; et, au-dessous de celle-ci, la temp rature sera constante. On ne possède pas beaucoup d’exp riencesfaites pendant la rigueur de l’hiver, mais toutes t€ dent à confirmer ce résultat.

Voilà pourquoi, dans les lacs profonds, la congélati commence essentiellement par la surface, et ne pénétré ji mais que très lentement à une profondeur un peu considi

rable.

Le même principe nous fait voir encore que, dans les ea tranquilles et profondes, il faudra, pour déterminer la co gélation, des froids très rigoureux et très long-temps prolo gés : car, il faut que toutes les couches qui ont été récha fées dans la saison chaude aient pu venir à la surface perc la chaleur qui les maintient au-dessus de la lempérati maximum; et, si ces couches forment une épaisseur de 5 600 pieds, il est évident qu’elles devront, dans les mên circonstances, mettre un temps bien plus long à venir tou tour passer à la surface, pour y perdre leur excès de lemi

CHAP. I. — CHAI.El)R TERllESTRE. 5(5

ralW0, que si elles formaienl seuleinem une épaisseur de SO eu 30 pieds. Vers les bords, sur les bancs d’une grande iarjeur el dans tous les lieui où il n’j- a qu’une pelile profoneur, on verra donc des nappes de glace se former et pren- Irennegrandeéimisseur. tandis qu’au large, ou la profondeur ist grande, lasurfacerestelibre, el la température sesoulien la-dessus de zéro.

Cependant il se présente ici une question à résoudre, sur aquelle nous n’avons, jusqu’à présent, que des données inerlainesicest la quesUon de savoir à quelle profondeur leuvent se faire sentir les chaleurs de l’été. Si, par esemple,

ï'nnn -Ta'

0,000 pieds de profondeur ne gèlera pas pins tard qu’on lac BOO pieds; car, dans le premier, les couches qui sont I- dessous de 600 pieds restant à la température constante t luoannmm pendant tonte la durée de l’année, il est évident

I elles sont comme si elles n’eiistaient pas, et qu’on peut

î concevoir séparées du reste de la masse sans troubler en

m les phénomènes qui se passent dans les couches siioéîures.

II serait important aussi de faire des eipériences sur la tnpérature de l’eau à sa surface, an moment de la coiiué- Imn ; car tout semble indiquer que celte température oLt ibaisser au-dessous de zéro, sans que la congélation s’ore, soit que Tagitation continuelle des molécules s’y opse, soit que d’autres causes encore puissent y concourir." Si, avant la congélation, la température d’un lac a dû être

1 instant de 4«4 dans toute sa profondeur, il est facile de ir qu’après le dégel, le même phénomène doit se reproduire antqueles couches superficielles puissent se réchauffer au ssus du maximum. Ces deux états d’équilibre supposent ilefois que les causes du réchauffement ou du refroidisseînt ne sont pas trop brusques pour que les courans ascenns et descendans puissent s’établir avec régularité Dans les rivières, la distribution de la chaleur s’accomplit

616 LIVRE VIIl.— MÉTÉOROLOGIE.

suivant d’autres lois, à cause du mouvement de translation des molécules liquides. Il en résulte en effet un mélangt continuel de couches supérieures et inférieures qui tend l établir une température uniforme dans toute la masse. Cependant, comme ce mouvement est différent à la surface e au fond, au milieu du lit et vers les bords, on doit s’altendr à une foule de phénomènes accidentels déterminés par ce circonstances. Parmi ces phénomènes, ceux de la congélatio sont les seuls qui aient été observés avec quelque soin. On constaté, par des expériences décisives , que , dans certain cas, la congélation commence à la surface, et que dans d’ai Ires cas, au contraire, elle commence au fond.

Quand les rivières charrient, on peut dire, en général, qi tous ces glaçons, qui se heurtent et qui prennent par choc des formes arrondies ou anguleuses, ont été primitive ment formés à la surface : quelques-uns se sont détachés d bords ; mais les autres n’ont été à leur origine que de peti cmbiyons, de petites parcelles flottantes qui ont pris du v( lume en voguant sur l’eau.

La formation des premiers glaçons n’est pas douteuse, pui qu’on voit les rivages couverts d’une lame de glace qui est sa cesse battue et sans cesse brisée par les flots. C’est là que congélation commence, parce qu’en général l’eau y est moi profonde, et parce qu’elle esi en contact avec un terrain sa cesse refroidi par l’air et par le rayonnement. La glace q s’y attache se refroidit à son tour par cette double cause, devient alors, comme le rivage lui-même, un corps froid c pable de geler ce qui le touche. Les fragmens, volomine ou même imperceptibles, qui sont brisés dans cette mass deviennent flottans par leur légèreté spécifique; ils se refn dissent plus que l'eau, et les gouttes qui viennent toral sui les bords s’y congèlent à l’instant, parce qu’elles devie nent froides et immobiles.

La formation des glaçons, à la surface même de l’eau, k des rivages et de tous les corps solides, a été révoquée

CHAI>. I.^CHAIÆUR TERRESTRE. 517

ioule par quelques physiciens : il est difficile, en effet, d’en lonner une preuve directe, car, si l’on trouve au large des ragmens de glace ou mênae les rudimens qui les forment, on )eut toujours supposer qu’ils viennent des bords et qu’ils en mt été détachés par les vagues. Mais, l’on doit convenir ce- >endant que la surface libre des eaux peut être indéfiniment efroidie au-dessous de zéro, et qu’aiiisi elle doit enfin, mal- ;ré le mouvement, donner naissance à des aiguilles de glace [ui grossissent ensuite en se refroidissant davantage par le ontact de l’air et par le rayonnement.

La formation de la glace au fond même de l’eau a été )ng-temps contestée; mais, d’habiles observateurs en ont Bcueilli des preuves directes, et il s’agit maintenant d’en xpliquer la cause, et non plus d’en nier la possibilité. L’eau gitéedes fleuves et des rivières peut sans doute être abaissée e plusieurs degrés au-dessous de zéro sans se congeler ; et là ù la profondeur n’est pas très grande, toute l’épaisseur de I couche liquide peut participer à cet abaissement de lera— érature ; les matières solides du fond peuvent à la fin y articiper elles-mêmes par leur contact prolongé avec l’eau, lais, vers le fond, le mouvement est moins rapide qu’à la arface. Les inégalités du sol forment une multitude de petes cellules où d’espèces d’abris où l’eau n’est que très failement agitée; alors, on conçoit que la congélation s’y ccomplisse, et même qu’elle s’y accomplisse plus tôt qu’à la urface. D’autres causes peut-être peuvent encore favoriser B phénomène , mais le rôle que jouent les sur faces solides efroidies n’est pas tel que quelques personnes le supposent; ar, dans l’expérience de Fareinheit, par laquelle on abaisse eau à 10 ou 12 degrés au-dessous de zéro sans qu’elle se éle, le liquide touche les parois refroidies de la capsule lui le contient, et, dans ses points de contact, il n’éprouve tas plus de congélation que dans les points où la surface St libre.

Pour que les fleuves et les rivières puissent être congelés

dans toute leur largeur, il faut un froid très vif et très soutenu ; cependant ce phénomène varie avec la hauteur, la vitesse et la profondeur des eaux.

Lorsqu’une rivière est prise, la nappe de glace qui li couvre augmente rapidement d’épaisseur dans les premier instans;mais, ensuite, le froid pénètre déplus en plus lentement à cause de l’imparfaite conductibilité de la glacé Le rayonnement des nuits paraît avoir une grande influenc sur ce phénomène , car on observe quelquefois les couche très distinctes qui se sont formées successivement au-dessoi les unes des autres. Par exemple, dans l’hiver de 1821, o a compté jusqu’à vingt-une couches distinctes dans des gla ces de 15 pouces d’épaisseur, formées sur les lacs qui envi ronnent New-Heaven (Amérique) ; vers le haut, l’épaissôl des couches variait entre 12 et 18 lignes ; au bas, vere surface de l’eau, elles étaient seulement de 3 à 6 lignes : C( pendant, l’on avait bien constaté que le froid avait été toi jours croissant.

La glace peut, comme tous les corps, se dilater par chaleur et se contracter par le, froid. lien résulte souve de nombreuses fissures qui se forment avec un grand fraca quelquefois, c’est comme un feu de peloton; d’autres fois,l coups sont plus terribles que des coups de canon.

Quand les glaces n’ont pas été rompues avant la débâci elles peuvent trop souvent produire d’effrayans désastri De tous les moyens qui ont été imaginés pour prévenir ( malheurs, le plus efficace paraît être d’introduire sous glace, de distance en distance, des espèces de petites bomt que l’on fait éclater ensuite : l’explosion détermine des feni nombreuses, et les fragmens qui en résultent sont assez i tits pour n’ôlre plus redoutables. i

5li, De la température des mers, et de la formation i qlaces polaires. — Dans ces dernières années, plusieurs li biles navigateurs ont parcouru les mers équatoriales et mers polaires ; ils ont fait partout, sur les températures)

ar les phénomènes qui en dépendent, de nombreuses séries 'observations qui sont infiniment précieuses pour la science, lais, c’est dans leurs Ouvrages qu’il en faut chercher la disassion détaillée. Nous devons nous borner ici à présenter îulemenl les conséquences générales auxquelles elles conuisent.

Sur la mer, à de grandes distances des côtes, la tempéraire de l’air éprouve en général dans le cours d’une journée is variations bien moindres que sur les continens.

Par exemple , sur les mers équatoriales , la différence itre le maximum et le minimum du jour est tout au plus de ou 2°, tandis que sur les continens elle s’élève à 5 ou 6“. Dans les régions tempérées entre 25 et 50 degrés de latiide, la différence entre le maximum et le minimum du jour ste encore très petite *, elle atteint rarement 2 ou 3® : tandis le, sur les continens, la différence est très grande; à Paris, le s’élève quelquefois à 12 ou 15®.

La température minimum est comme à terre celle do soleil ?ant; mais quelques observateurs pensent que\e maximum trouve près de midi, au lieu d’être à deux ou trois heures. Lorsque l’on compare la température de l’air à celle que end la mer à sa surface, on arrive aux résultats suivans : Entre les tropiques, l’air, dans ses plus hautes tempérares, est, en général, un peu plus chaud que la surface de »u, prise aussi dans ses plus hautes températures.

Mais, lorsque l’on prend la température de l’air et de l’eau ! quatre en quatre heures, comme l’a fait le capitaine Du- MTey, et que l’on compare ensuite toutes ces températures, Iles qu’elles se sont présentées, on arrive à un résultat inirse, c’est-à-dire qu’en général l’eau est plus chaude que lir, même entre les tropiques.

Sur 1,850 observations faites par cet habile navigateur, ïtre 0 et 20® de latitude nord ou sud, pendant son voyage «tour du monde, la mer a été 1,371 ff.is plus chaude que lir, et l’air seulement 479 fois plus chaud que la mer.

Dans des latitudes plus élevées, entre 25 et 50“, l’air n’est que très rarement plus chaud que la surface de l’eau; et, dans les régions polaires, il est presque sans exemple que l’air se trouve aussi chaud que la mer; il est toujours plus froid, et ordinairement beaucoup plus froid.

Si nous examinons maintenant les températures absolues de la mer, à la surface et à diverses profondeurs, nous se-; rons conduits aux conséquences suivantes : |

1® entre les tropiques, la température diminue avec U profondeur ; •

2° dans les mers polaires, la température augmente ave( la profondeur ;

3“ dans les mers tempérées, comprises entre 30 et 70 de latitude, la température est d’autant moins décroissant que la latitude devient plus grande, et, près du parallèle d 70®, elle commence à devenir croissante.

Il existe, par conséquent, une zone pour laquelle la température est à peu près constante, depuis la superficie jusqu’à une profondeur très grande.

Après avoir résumé dans les propositions précédente l’ensemble des observations qui ont été faites jusqu’à présent il reste à chercher les causes qui peuvent maintenir cett singulière distribution de la chaleur dans la masse mobil des eaux qui remplit le vaste bassin des mers.

On conçoit d’abord pourquoi la surface des eaux ne peu pas être comparée à la surface du sol, «i pour son réchauffement pendant le jour, ni pour son refroidissement pendan la nuit : ce phénomène dépend de la mobilité du liquide dont les molécules sont sans cesse mélangées jusqu’à un assez grande profondeur, soit par les courans qui résulteo des différentes densités, soit par l’agitation des vagues Pendant le jour, la couche superficielle s’échauffe moins parce qu’elle se refroidit par l’évaporation, et parce qu’ell est bientôt refoulée par l’agitation ; pendant la nuit, elle s refroidit moins parce qu’elle se contracte en se l efioidissanl

et son excès de densité la ferait bientôt retomber si le mouvement des vagues ne venait pas à chaque instant la mélanger aux couches voisines. Ainsi, le réchauffement et le refroidissement sont moins sensibles, parce qu’ils se passent 1 un et 1 autre dans une couche plus ou moins épaisse.

L air participe lui-même, par son contact perpétuel, à cette uniformité de température que d’autres causes tendent à maintenir ù la surface des eaux.

Mais, la température des couches profondes de la mer offre de très grandes difficultés ; sous l’équateur, à mille brasses de profondeur, la température est seulement de 6 ou 7 degrés ; n’esl-il pas impossible que l’eau de ces couches ait pu prendre un tel refroidissement dans ces climats, puisqu'à sa surface l’eau ne tombe jamais à une température plus basse que 20 ou 25»? Vers les pôles, à 700 brasses de profondeur la température s’élève à 2 ou S» : n’est-il pas impossible que eau de ces couches ait pu prendre un tel réchauffement dans ces contrées, puisqu’à la surface, pendant la saison chaude, quand les navigateurs peuvent sillonner les mers, la température ne s’élève presque jamais au-dessus de zéro?

Ces difficultés ne sont pas complètement résolues : cependant, on ne peut guère douter que des courans déterminés par la diprence des pressions que supportent les couches de même niveau à l’équateur et vers les pôles ne contribuent puissamment à produire cette distribution de la chaleur.

L’une des conséquences nécessaires de l’abaissement de température à la surface des eaux est la formation des glaces éternelles qui couvrent les régions polaires. Ce phénomène est l’un des plus grands que nous présente la nature, et nous devons essayer d’en donner une idée.

Nous emprunterons particulièrementau capitaine Scoresby les détails dans lesquels nous pouvons entrer à ce sujet; son ouvrage a été en quelque sorte écrit sur les lieux : comme baleinier, Scoresby a fait douze voyages jusqu’aux plus hautes latitudes ; il est à la fois l’un des plus intrépides ma-

rins et l’un des plus habiles observateurs qui aient fréquenté ces mers périlleuses.

Les glaces que l’on rencontre sur les côtés du Spilzberg et du Groenland ont ordinairement 20 à 25 pieds d’épaisseur ; elles forment souvent des plaines immenses dont on n’aperçoit pas les limites du haut des mâts du vaisseau ; c’est ce’ que l’on nomme des champs de glace : on peut estimer leur étendue à trois ou quatre cents lieues carrées. Un champ de glace présente quelquefois une surface parfaitement plane, sur laquelle un carrosse pourrait faire trente ou quarante lieues sans obstacle. D’autres fois, il est raboteux et inégal; on voit d’espace en espace s’élever des éminences ou des colonnes de 20 ou 30 pieds de hauteur, qui forment un aspect très pittoresque : tantôt elles ont la belle couleur bleue verdâtre des plus brillantes topazes ; tantôt, recouvertes d’une neige épaisse, elles présentent sur leur sommet et à leur contour les accidens les plus variés.

Les ondulations de l’eau, le mouvement des vagues ou quelque autre cause puissante brisent un champ de glace en un instant, et le réduisent en fragmens de 100 ou 200 mètres carrés. Ces fragmens séparés se heurtent et se dispersent , mais quelquefois ils sont emportés par un courant rapide ; alors, s’ils rencontrent un courant opposé, entraînant les énormes débris d’un autre champ de glace, ces montagnes se choquent avec un épouvantable fracas. Un vaisseau qui se trouverait emporté dans la lutte ne pourrait pas plus résister au choc qu’une lame de verre à une balle de mousquet. On a trop d’exemples d’affreux naufrages produits par cette irrésistible puissance. C’est par les courans de cette espèce que la mer s’ouvre aux navigateurs ; c’est quand ils ont balayé les glaces, que l'on peut, dans certaines directions, aborder jusqu’aux parallèles de 70 à 80 degrés, où les baleines semblent de préférence Axer leur demeure.

Si quelques montagnes de glace sont brisées et comme j pulvérisées dans ces terribles rencontres, il y en a d’autres,

au contraire, qui prennent un nouvel accroissement et deviennent plus formidables. Les glaçons, soulevés et balancés par les flots, retombent les uns sur les autres; ils se superposent, ils se couvrent de fragraens plus ou moins volumineux, et composent ainsi de véritables montagnes, accidentées de mille manières, qui s’élèvent de 10 à 15 mètres au-dessus des eaux : l’épaisseur qui surnage est, en général, à la partie submergée comme 1 est à 4; ainsi, la hauteur totale de ces montagnes est de 40 à 60 mètres.

Quelquefois aussi des glaçons de 30 ou 40 mètres de longueur, chargés à leurs deux extrémités, s’enfoncent tout-àfait sous les eaux à une profondeur assez grande pour que le vaisseau passe au-dessus d’eux ; mais l’équipage est alors exposé au plus affreux danger : le moindre choc, la moindre cause peut déranger l’équilibre des poids qui tiennent te glaçon submergé ; alors, il s’élèverait avec impétuosité et lancerait le bâtiment dans les airs, ou du moins le ferait chavirer inévitablement.

Dans la baie de BafGn, on trouve des montagnes de glace beaucoup plus hautes que dans les mers. du Groenland: les navigateurs en ont mesuré qui s’élevaient de plus de 30 à 40 mètres au-dessus de la surface de l’eau, et qui avaient, par conséquent, plus de 200 mètres de hauteur totale. On suppose que ces masses effrayantes se forment sur les côtes ou elles ferment les vallées qui aboutissent à la mer, et qu’ensuite elles sont détachées, soit par la pression des eaux, soit par quelque autre cause. Dans tous ces parages, on voit en effet sur les côtes, des montagnes de glace taillées à pic, d’une belle couleur bleue, transparente comme l’azur du ciel, et qui s’élèvent à une hauteur prodigieuse. Dans la saison du soleil, les eaux coulent du haut de leur crête et forment dans la mer d’immenses cascades, qui sont quelquefois surprises par les gelées. C’est alors un majestueux spectacle, naais les navigateurs le regardent de loin : en un instant, ces colonnes , ces arceaux gigantesques suspendus dans les airs,

524 LIVRE vin.— MÉTÉOROLOGIE.

se brisent avec un horrible fracas et s’écroulent dans la mer.

La profondeur des eaux n’est pas t ès grande dans les parages qui avoisinent la côte occidentale du Spitzberg. Les baleines en donnent souvent la mesure d’une manière incontestable : aussitôt qu’elles sont frappées par le harponneur, elles s’enfoncent verticalement sous les eaux avec une incroyable vitesse, emportant le harpon et la ligne ; mais elles reviennent bientôt à la surface pour rendre le dernier soupir, et, lorsqu’elles portent l’empreinte de la vase du fond de la mer, on peut juger que la longueur de la ligne qu’elles ont entraînée est la mesure de la profondeur : c’est environ 1000 à 1200 mètres.

Vers le milieu de l’intervalle compris entre le Spitzberg et la côte orientale du Groenland, on n’a pas trouvé de fond à 2500 mètres.

Le capitaine Scoresby a vu fréquemment la glace se former en pleine mer à 20 lieues des côles. Dès que les premiers embryons des cristaux deviennent perceptibles , la mer se calme comme si l’on avait répandu de l’huile à sa surface ; ces cristaux arrivent promptement à la grosseur de 3 ou 4 pouces, et c’est alors qu’ils commencent à s’agglomérer, si le froid continue, pour former des nappes de glace plus ou moins larges, et qui ne tardent pas à avoir deux ou trois décimètres d’épaisseur.

Dans ces contrées, la densité de l’eau de mer est 1,026; en état de repos elle se congèle à — 2®. Les eaux qui ont été concentrées par la gelée peuvent atteindre à une densité de 1,104-, alors elles ne gèlent qu’à — 10°, et l’on sait que l’eau saturée de sel ne peut , se solidifier qu’à — 15°.

Le froid des régions polaires est essentiellement lié à l’étendue et à la profondeur des eaux. Si l’on conçoit, par exemple, une mer libre et profonde , sans îles ni hauts-fonds, occupant toute la calotte des cercles polaires , et communiquant aux mers équatoriales par de larges i.ssues , il est évi-j dent que les courans supérieurs et inférieurs tendraient àj

maioteDir l’équilibre de température avec plus d’efficacité. Mais, si au milieu de celte vaste mer on conçoit des continens ou seulement des hauts-fonds, le refroidissement qui a lieu par le rayonnement pendant la longue absence du soleil devient nécessairement très intense puisqu’il se fait sur une surface solide qui ne se renouvelle pas, l’air se refroidit à son tour sur ces plateaux glacés, et c’est ainsi que se produisent ces froids rigoureux qui régnent au pôle boréal.

Le voyage curieux du capitaine Weddel vers le pôle austral semble annoncer que dans ces régions la mer est beaucoup plus vaste et plus profonde que dans les régions boréales, et que mémo la température y est beaucoup plus douce. Dès qu’on a passé la latitude des nouvelles Orcades et des nouvelles Schetland qui forment une barrière de glace , on arrive dans une mer libre qui paraît se prolonger jusqu’au pôle. De nouveaux voyages nous fourniront bientôt de nouvelles données sur la température de ces climats, et la théorie de la distribution de la chaleur en recevra sans doute de très grands perfeclionnemens.

615. De l’équilibre de température de la terre. — Après avoir exposé les principaux résultats des expériences sur la température du globe terrestre et de l’atmosphère qui l’enveloppe, il nous reste à indiquer, autant que nous pouvons le faire dans cet Ouvrage, les principales causes qui concourent à maintenir, dans toute l’étendue de la terre, la distribution de la chaleur et l’ordre des températures que l’on y observe.

Imaginons pour un instant que la terre, suspendue comme elle est au milieu des espaces célestes , ne soit plus chauffée ni par les rayons solaires , ni par aucun autre rayon calorifique, et suivons les phénomènes qui en résulteraient.

Toutes les molécules de l’air atmosphérique, douées du pouvoir émissif comme les autres molécules matérielles, rayonneraient leur chaleur dans tous les sens et se refroidiraient de plus en plus , car, leurs pertes ne seraient point réparées; leur densité augmentant, elles tomberaient vers

la terre tandis que d’autres molécules monteraient pour aller se refroidir à leur tour-, et, si l’on supposait que la surface de la terre ne peut pas partager avec elles la chaleur qui lui reste , il est évident qu’après un temps plus ou moins long, toutes les couches de l’atmosphère seraient arrivées à un degré de refroidissement dont nous n’avons nulle idée.

Un phénomène analogue se produirait sur la terre : les couches de la surface rayonneraient au travers de l’atmosphère ; promptement refroidies par ces pertes non compensées, elles recevraient de la chaleur des couches intérieures, et cette chaleur reçue serait bientôt perdue par la même voie. Ainsi , après quelque temps , ou plutôt après quelques siècles , toute la chaleur du globe de la terre , tant la chaleur centrale et primitive que ta chaleur superficielle, et maintenue par le soleil, se trouverait dissipée dans l’espace; mais j celte dissipation serait plus ou moins prompte dans les divers pays , suivant que la surface du sol serait plus ou moins .rayonnante, et la conduci.bili lé des couches intérieures plus ou moins parfaite.

Ce qui arrive en supposant que l’atmosphère et la terre ne puissent pas partager leur chaleur arriverait de même en rétablissant celte propriété de communication que l’on ne peut supprimer que par hypothèse : car, l’air pourra bien réchauffer le sol, ou le sol réchauffer l’air ; mais, en définitive, la chaleur totale n’en sera pas moins perdue dans les espaces célestes.

Tout, sur la terre, parviendrait ainsi au froid absolu. ,

Rétablissons maintenant les choses telles qu’elles sont: supprimons encore pour un instant les rayons solaires quij arrivent à la terre, mais considérons les astres innombrables! qui occupent les diverses régions du ciel. Tout nous porte àl croire que ces astres si éblouissans de lumière ne sont pas dé-i] pourvus de chaleur ; il y a donc probablement une certaine^ température dans les espaces célestes , elle globe de la terre, suspendu au milieu de ces espaces avec l’atmosphère pour enveloppe diathermane, cesserait de se refroidir lorsqu'il se

sérail mis en équilibre, conformément au théorème que nous avons démontré précédemment.

Ainsi, abstraction faite de la chaleur solaire, le globe terrestre serait maintenu à un certain degré de chaleur qui a, sans nul doute, une grande influence sur la température des divers climats , et particulièrement sur la température des pôles. Ce premier point établi, il est évident que l’action caloriflque du soleil se fait sentir à son tour avec ses intermittences du jour et de la nuit, et avec ses variations d’intensité qui changent de l’équateur au pôle suivant les périodes des saisons. Ainsi , l’ordre et la valeur des températures terrestres sont l’effet composé de deux causes sans cesse agissantes : la chaleur de l’espace qui est à peu près uniforme tout autour de la terre, et la chaleur du soleil qui change à tout moment. Déterminer la puissance de chacune de ces causes, telle est la question fondamentale que la Science doit se proposer. Avant de donner ici une idée des expériences que j’ai faites pour résoudre celle question , il est essentiel d’indiquer encore les effets du rayonuement nocturne dont la découverte est due à M. Wells.

Après le coucher du soleil, quand l’air est calme et le ciel serein, toute la surface du sol et l’atmosphère se refroidissent par leur rayonnement vers l’espace, dont la chaleur est insuffisante pour les maintenir à la température qu’ils ont acquise; en même temps les corps solides se refroidissent plus que l’air . parce qu’ils ont un pouvoir émissif plus grand, et M. Wells a constaté qu’ils arrivent aussi très promptement à une température qui peut être de 8, 10 ou 12<* plus basse que la température de l’air ; mais, la cause même de cet abaissement montre qu’il est variable d’un corps à un autre, et qu’il est au maximum pour les corps qui ont le plus grand pouvoir émissif et la moindre conducibililé, pourvu qu’ils soient dis- )osés de manière à voir la plus vaste étendue du ciel.

La présence des nuages empêche cet effet, ou du moins il ’atténue extrêmement, parce que l’échange se fait alors entre

528 LIVRÉ VllI. — MÉTÉOROLOGIE.

les corps terrestres et les nuages, dont la tenopérature est beaucoup plus élevée que la température de l’espace.

Le vent l’empêche pareillement, parce que les corps, refroidis par le rayonnement, sont réchauffés par le contact de l’air qui se renouvelle sans cesse.

Ainsi, depuis le coucher du soleil jusqu’à son lever, quand i les circonstances sont favorables (air calme, ciel serein), tous ! les corps de la terre sont en général à des températures plus basses que l’air : pour les uns, la différence est très petite; pour les autres, elle peut atteindre 10 ou 12°; ce qui dépend du pouvoir émissif, delaconducibililê, de l’étendue du ciel que le corps peut apercevoir, et de la facilité avec laquelle l’air peut se renouveler sur sa surface.

Ce sont ces effets du rayonnement nocturne qui nous serviront à expliquer, dans le chapitre suivant, les phénomènes de la rosée, du givre et de la gelée; mais ils vont nous servir aussi dans les deux importantes questions dont nous devons encore nous occuper, savoir : la détermination de la chaleur solaire, et de la température de l’espace. Je regrette, toutefois, de ne pouvoir traiter ces questions avec tout le développement qu’elles méritent, le cadre de cet Ouvrage me permettant à peine d'en indiquer les points essentiels; je me trouve forcé de renvoyer le Lecteur à mon Mémoire et à l’Extrait qui en est publié dans les Comptes-Rendus de l’Académie des Sciences ( juillet 1838 ).

Quantité de chaleur donnée par le soleil. — J’ai essayé de déterminer la quantité de chaleur solaire au moyen de deux appareils différens, le pyrhéliomètre direct et le pyrhéliomètre à lentille.

Le pyrhéliomètre direct est représenté dans la figure 375.

Le vase v est très mince, d’argent ou de plaqué d’argent; il a un décimètre de diamètre, et 14 ou 15 millimètres de hauteur; il contient environ lOO grammes d’eau. Le bouchon, qui fixe le thermomètre au vase, s’adapte à un tube de métal qui est porté vers ses extrémités par deux collets.

c, c\ OÙ il joue librement, en sorte qu’en tournant le boulon J, tout l’appareil tourne autour de l’axe du thermomètre, et l’eau du vase est sans cesse agitée pour (jue la température soit bien uniforme dans toute sa masse. Le cercle d, qui reçoit l’ombre du vase, sert à orienter l’appareil. La surface du vase qui reçoit l’action solaire est soigneusement noircie au noir de fumée.

L’expérience se fait de la manière suivante : l’eau du vase étantà peu près à la température ambiante, on tient le pyrhéliomètre à l’ombre, mais très près du lieu où il doit recevoir le soleil ; on le dispose de manière à ce qu’il voie la même étendue du ciel, et là, pendant quatre minutes, on note de minute en minute son réchaulffement ou son refroidissement; pendant la minute suivante, on le place derrière un écran, et on l’oriente de telle sorte qu’en ôtant l’écran à la fin de celte minute, qui sera la cinquième, les rayons solaires le frappent perpendiculairement. Alors, pendant cinq minutes, sous l’action du soleil , on note de minute en minute son réchauffement, qui devient très rapide, et l’on a soin de maintenir l’eau sans cesse en agitation ; à la fin de la cinquième minute, on remet l’écran, on retire l’appareil dans la première position, et pendant cinq minutes encore on observe son refroidissement.

Soit g le réchauffement qu’il a éprouvé pendant les cinq minutes de l’action solaire, r et r' les refroidîssemens qu’il a éprouvés pendant les cinq minutes qui ont précédé cette action et pendant les cinq minutes qui l’ont suivie; il est facile de voir que l’élévation de température t produite par la chaleur du soleil est :

Soit d le diamètre du vase, exprimé en centimètres; p le poids de l’eau qu’il contient, exprimée en grammes ; p' le poids du vase lui-même et de la portion plongée du thermomètre, ce poids étant réduit à ce qu’il serait pour une cha- II- 34

5SÔ LIVRE Vm. — MÉTÉOROLOGIE.

leur spéciüque égale à Tunilé : on voit que l’élévation de température observée i correspond à une quantité de chaleur

Cette chaleur étant tombée en cinq minutes sur une surface

, chaque unité de surface a reçu

t pendant les

cinq minutes, et

( pendant 1-.

Q ^ et

Pour mon appareil, cette quantité de chaleur reçue en une minute par chaque centimètre carré, est 0,2624 t.

Le pyrhéliomètre à lentille (fig. 376) se compose d’um lentille Z de 24 à 25 centimètres de diamètre, d’une distanci focale de 60 h 70 centimètres , au foyer de laquelle se trouvt un vase d’argent ou de plaqué d’argent a contenant enviroi 600 grammes d’eau; la forme du vase et la disposition de h lentille sont combinées de telle sorte que, pour toutes lei hauteurs du soleil, les rayons tombent perpendiculairemen sur la lentille et sur la face du vase qui est destinée à les re cevoir au foyer, et à les absorber.

Les expériences se font comme avec l’appareil précédent et les quantités de chaleur quj tombent en une minute su chaque centimètre carré se déterminent par une formuli analogue ; seulement il y a une correction de plus à faire pou la quantité de chaleur que la lentille absorbe, et cette correction se fait par la comparaison des résultats obtenus ave» la lentille et avec l’appareil direct. Parmi les lentilles qu( j’ai éprouvées, celle qui absorbait le moins absorbait encore J de la chaleur incidente.

Il est nécessaire d’employer le pyrhéliomètre à lentilli lorsqu’on ne peut pas faire les expériences dans un aii calme; le vent, quand il n’est pas fort, ri’a que peu d’influence pour refroidir pendant cinq minutes une masse d’eai de plus de 600 grammes, qui n’est élevée que de 4 ou 5 de-j grés au-dessus de la température ambiante, en sorte que la) correction reste toujours assez petite.

Le tableau suivant contient cinq séries d’expériences qui donneront une idée suffisante de la marche du pyrhéliomètre direct. Les élévations de température observées sont dans la troisième colonne ; nous indiquerons plus loin com^ ment les nombres de la deuxième et de la quatrième colonne ont été obtenus.

HEURES

de

l’observation.

ÉPAlSSEUnS atmosphériques ou £.

ÉLÉVATlOrtS

de

température

observées.

ÉLÉVATIONS

de

température

calculées.

DIFFÉRENCES

observai

ions du a juin 1837.

lOh. 30' m.

Jidi. ...

Observations du Vt juillet 1837.

Midi. . .

Observations du 22 septembre 1837.

ilidi. . r. .

Ih. . . .

Hs . ... .J

Observations du^mai 1838.

ilidi. . . .

Is . . . .

1 HEURES

1 l’observation.

ÉPAISSEURS atmosphériques ou s.

ÉLÉVATIONS

de

température

observées.

ÉLÉVATIONS

de

température

calculées.

DIFFÉRENCES-

Observa

lions du i \ 1

nai 1838,

illh. .

Après avoir obtenu, pendant plusieurs années, un assez grand nombre de séries analogues aux précédentes , j’ai essayé de trouver une loi qui pût représenter assez exacte-; ment tous les résultats des observations. Pour cela, j’ai cal-| culé d’abord les épaisseurs atmosphériques que les rayons solaires avaient à traverser dans chaque expérience; cei épaisseurs e sont données par la formule :

s = \/ 2r/i -j- ^ cos.^z — r cos. 2;

r est le rayon moyen de la terre, h la hauteur de l’atmosphère, Z la distance zénithale du soleil ; J’ai adopté

ft=l,r‘=80.

Quant à la distance zénithale z, au lieu de la déterminer i chaque fois par l’observation de la hauteur du soleil, j’ai pré féré prendre l’heure précise du milieu de l’expérience et dé duire la valeur de z de la formule

cos z=sin V sin d+cos v cos d cos y.

V est la latitude du lieu où l’on observe, d la déclinaison di soleil à midi, y l’angle horaire du soleil correspondant l’heure de l’expérience.

C’est au moyen de ces deux formules que j’ai calculé lef

CflAP. 1.— CHALEUR TERRESTRE. 533

épaisseurs atmosphériques rapportées dans la deuxième co-> lonne du tableau précédent.

En comparant les élévations de températures observées au pyrhéliomèlre et les épaisseurs atmosphériques correspondantes, j’ai vu que l’on pouvait très bien représenter les résultats par la formule

t=ap^,

a et P étant deux constantes. De plus, en déterminant ces deux constantes par deux observations de chaque série, on retombe toujours sur la même valeur de a pour toutes les séries, et sur des valeurs de p assez différentes en passant d’une série à l’autre. Ainsi, a est une constante fixe, indépendante de l’état de l’atmosphère, et p une constante qui est fixe, seulement pour le même jour, et qui varie d’un jour à ’autre suivant que la sérénité du ciel est plus ou moins par- ’aite ; a est donc, dans la formule, la constante solaire ou celle jui contient, comme élément essentiel, la puissance caloriîque constante du soleil : tandis que p est la constante atnosphérique ou celle qui contient, comme élément essentiel , e pouvoir de transmission variable dont se trouve douée l’atnosphère pour laisser arriver jusqu’à la surface de la terre les proportions plus ou moins grandes de la chaleur solaire Dcidente.

Les expériences donnent pour a la valeur de 6°,72 ; ît pour p les valeurs contenues dans le tableau suivant ;

Dates des séries-

Valeurs de

Valeurs de

28 juin .

27 Juillet .

22 septembre .

4 mai .

1 1 mai .

Solstice d’hiver.. . .

^’est au moyen de ces valeurs de a et de p, et de la formule

t=ap^ ,

lUe j’ai calculé les résultats contenus dans la quatrième co-

£34 LIVRE vm.— MÉTÉOROLOGIE.

lonne du tableau précédent; on voit avec quelle exactitud se trouvent ainsi reproduits tous les nombres qui avaient ét donnés par l’observation, même quand l’observation corre spond à des épaisseurs atmosphériques qui sont quadruplées par l’effet de l’obliquité. Ainsi, dans les expériences d 4 mai, les rayons solaires avaient à traverser une épaisseu atmosphérique de 24 lieues à midi, et de 86 lieues à si heures du soir, et cependant le nombre calculé se trouv encore parfaitement d’accord avec le nombre observé. Oi comprend toutefois que c’est seulement quand le temps es bien fixe et bien établi que la formule peut s’appliquer ave exactilude à une journée entière avec la même valeur dep s’il survient des changemens brusques dans l’état de l’atmc sphère, les valeurs de Réprouvent aussitôt une altéralio plus ou moins grande. J’ai pu m’en assurer par une foui d’expériences correspondant à toutes les saisons de l’année On peut môme présumer que dans certains lieux, surtoa dans les pays de montagnes et près des rivages de la mer, le valeurs de p subissent chaque jour des variations périodiques correspondant à la diffusion et à la condensation des vapeurs Si dans la formule précédente on suppose p=l, ou e=0 on trouve '

c’est-à-dire que le pyrhéliomètre prendrait une élévation d 6°, 72 si l’atmosphère pouvait transmettre inlégralemec toute la chaleur solaire sans en rien absorber, ou si l’appareil pouvait être transporté aux limites de l’atmosphère poi^ recevoir là, sans aucune perte, toute la chaleur que le soleil nous envoie. Cette valeur de ï, multipliée par 0,2624 donne :

Telle est donc la quantité de chaleur que le soleil donne e une minute sur un centimètre carré, aux limites de l’atrao sphère, et qu’il donnerait pareillement à la surface de I

terre si l’air atmosphérique n’absorbait aucun des rayons incidens.

Les valeurs précédentes de p indiquent les proportions de chaleur solaire qui ont été transmises dans les différens jours auxquels elles correspondent , et les valeurs de 1 — p indiquent, au contraire, les diverses proportions de chaleur solaire qui ont été absorbées aux mêmes époques. Ces valeurs, toutefois, correspondent à e=l, c’est-à-dire qu’elles indiquent les proportions de chaleur solaire qui auraient été transmises et absorbées dans les lieux qui avaient le soleil au zénith, en y supposant, au moment de l’expérience, le môme état atmosphérique qu’à Paris. Il en résulte que, dans le traet vertical , l’atmosphère absorbe au moins les ~ de la chaleur incidente, et au plus les sans que le ciel cesse d’être serein ; je dois ajouter cependant que le 28 juin, auquel correspond l’absorption de on distinguait un léger voile blanc sur la voûte du ciel. D’ailleurs, d’autres observations, pour lesquelles les séries n’ont pas pu être complètes, ne m’ont accusé qu’une absorption de Ainsi, l’on peut dire que l’absorption atmosphérique est comprise entre 18 et 24 ou 25 centièmes, sans qu’il soit possible de distinguer, dans le ciel, des vapeurs qui en troublent la transparence.

Au moyen de cette donnée et de la loi suivant laquelle diminue la chaleur transmise à mesure que l’obliquité augmente, on peut calculer la proportion de chaleur incidente qui arrive à chaque instant sur l’hémisphère éclairé de la terre, et celle qui se trouve absorbée dans la moitié correspondante de l’atmosphère. Et le calcul fait voir que, pour p=0,75, la proportion qui arrive au sol reste comprise entre 0,5 et 0,6; et par conséquent la proportion absorbée par l’atmosphère se trouve elle-même comprise entre 0,5 et 0,4, mais très voisine de 0,4.

Ainsi, quand l’atmosphère a toutes les apparences d’une sérénité parfaite, elle absorbe encore près de la moitié de la quantité totale de chaleur que le soleil émet vers la terre, et

536 LIVRE vin.— MÉTÉOROLOGIE.

c’est l’autre moitié seulement de celle chaleur qui vient tomber sur la surface du sol, et qui s’y trouve diversement répartie, suivant qu’elle a traversé l’a Impsphére avec des obliquités plus ou moins grandes.

Connaissant la quantité de chaleur que le soleil envoie à la terre pendant une minute, par son action perpendiculaire sur un centimètre carré, il est facile de déterminer la quantité totale de chaleur que le globe entier de la terre et l’atmosphère reçoivent à chaque minute. En effet, celte quant ilé de chaleur est celle qui tomberait sur le cercle d’illumination, si l’hémisphère de la terre, qui est à la fois éclairé et échauffé par le soleil, se trouvait enlevé. Or, la surface de ce cercle d’illumination étant »• r*, la quantité totale de chaleur qu’il reçoit est

Si cette chaleur était uniformément répartie sur tous les points de la terre, chaque centimètre carré ne recevrait, poun sa part, que

45rr^

ou 0,4408.

Il est facile de voir, d’après cela, que, dans le cours d’une année, la quantité totale de chaleur reçue par la terre de la part du soleil est la même que si, dans cet intervalle, il en entrait, par chaque centimètre carré de la surface qui limite l’atmosphère ,

231675 unités.

En transformant cette quantité de chaleur en quantité de glace fondue, l’on arrive au résultat suivant : |

Si la quantité totale de chaleur que la terre reçoit du so-f leil, dans le cours d’une année, était uniformément répartiei sur tous les points du globe, et qu’elle y fût employée, sanis[ perle aucune, à fondre de la glace, elle serait capable dej fondre une couche de glace qui envelopperait la terre en-f tière, et qui aurait une épaisseur de |

CHAP. I.—CHALEUn TERRESTRE

OU près de 31 mètres. Telle est la plus simple expression de la quantité totale de chaleur que la terre reçoit chaque année du soleil.

La même donnée fondamentale nous permet de résoudre une autre question qui paraîtra peut-être plus hardie, et dont la solution est cependant tout aussi simple : elle nous permet de trouver la quantité totale de chaleur qui s’échappe du globe entier du soleil dans un temps donné, sans supposer autre chose, sinon que toutes les portions égales du globe du soleil émettent des quantités de chaleur égales; ce qui paraît jusqu’à présent confirmé par l’expérience, puisque les différons aspects que nous présente le soleil par l’effet de sa rotation ne semblent avoir aucune influence marquée sur les températures terrestres.

Considérons le centre du soleil comme le centre d’une enceinte sphérique dont le rayon soit égal à la moyenne distance de la terre au soleil : il est évident que sur cette vaste enceinte chaque centimètre carré reçoit en une minute, de ia part du soleil, précisément autant de chaleur que le centimètre carré de la terre, c’est-à-dire 1,7633; par conséquent, la quantité totale de chaleur qu’elle reçoit est égale à sa surface entière, exprimée en centimètres et multipliée par

1,7633, ou à

Cette chaleur incidente n’est autre chose que la somme totale des quantités de chaleur émises dans toutes les directions par le globe entier du soleil, c’est-à-dire par une surface 4w^r», r étant le rayon du soleil. Ainsi, chaque centimètre carré émet pour sa part :

1,7633. ~ ou

1,7633 sin.® a

a étant le demi-angle visuel sous lequel la terre voit le soleil, c’est-à-dire 15' 40'; ce «jui donne 84888. Ainsi, chaque

centimètre carré de la surface solaire émet en une minute 84888 unités de chaleur.

En transformant cette chaleur en quantité de glace fondue, on arrive au résultat suivant :

Si la quantité totale de chaleur émise par le soleil était exclusivement employée à fondre une couche de glace qui serait appliquée sur le globe du soleil et qui l’envelopperait de toute part, cette quantité de chaleur serait capable de fondre en une minute une couche de 11“,80 d’épaisseur, et en un jour une couche de 16,992“ ou 4 lieues

Cette détermination ne repose, comme on a pu le voir, sur aucune hypothèse; elle est indépendante delà nature propre du soleil, de la matière qui le compose, de son pouvoiri rayonnant, de sa température et de sa chaleur spécifique : elle est simplement la conséquence immédiate des principes les mieux établis par rapport à la chaleur rayonnante et du nombre auquel nous sommes parvenus jpar l’expérience.

Température de l’espace. — Un thermomètre qui est exposé sur le sol au rayonnement nocturne reçoit de la chaleur de deux sources différentes, savoir, de la part del’esptice et de la part de l’atmosphère. La chaleur de l’espace étant soumise à l’absorption comme la chaleur solaire [pendant son trajet atmosphérique, il n’y en a en général que les ^ ou les qui puissent arriver au thermomètre; du moins, en supposant que les expériences ne soient pas faites sur les hautes montagnes. Quant à la chaleur émise par l’atmosphère elle-même dans le cours de la nuit, elle est l’effet du rayonnement individuel de toutes les couches concentriques que l’on peut concevoir depuis le niveau de la mer jusqu’aux limites de l’atmosphère, et elle dépend par conséquent de la distribution des températures dans toute la hauteur de la; colonne atmosphérique; nous pouvons ajouter que son influence est bien plus considérable qu’on ne l’a supposé jusqu’à présent. Quel que soit, au reste, le rapport des inlen-

sités de ces deux causes , il est évident que l’on peut concevoir une cause unique capable de produire un effet égal à celui qui résulte de leur action simultanée; ou, en d’autres termes, on peut supprimer par la pensée la chaleur de l’espace et celle de l’atmosphère, et concevoir une enceinte, à pouvoir émissif maximum, dont la température soit telle qu’elle envoie au thermomètre et au sol précisément autant de chaleur qu’ils en reçoivent à la fois de l’atmosphère et de l’espace : c’est la température inconnue de cette enceinte zénithale que j’appelle la température zénithale.

Cette manière de concevoir les phénomènes n’a pas pour objet de représenter les actions particulières et peut-être inégales que le thermomètre éprouve dans telle ou telle direction, mais seulement de représenter avec exactitude l’action définitive et totale à laquelle il est soumis, en sorte que son abaissement au-dessous de la température ambiante se trouve le même avec l’enceinte zénithale qu’avec l’atmosphère et l’espace réunis. C’est sous cette condition qu’il nous est permis de donner à l’enceinte zénithale une température uniforme dans toutes les portions de son étendue. Enfin, il est évident que la température zénithale est nécessairement variable à chaque instant pour le même point de la surface de la terre, et à plus forte raison variable d’un point à un autre, parce qu’elle se compose d’un élément fixe qui est la température de l’espace, et d’un élément sans cesse changeant qui est la température des diverses couches atmosphériques.

Voici, maintenant, comment il est possible d’observer la température zénithale à chaque instant de la nuit, à peu près comme on observe la température de l’air.

Mon appareil que je nomme actinomètre est représenté dans la figure 377 : il se compose de quatre anneaux de deux décimètres de diamètre garnis de duvet de cygne, et reposant l’un sur l’autre pour que le duvet ne puisse pas éprouver de compression; la peau de cygne, elle-même, forme le fond du cercle de chacun de ces anneaux. Ce système est enfermé

540 LIVRE Vlll. — MÉTÉOROLOGIE.

dans un premier cylindre de plaqué d’argent c, enveloppé aussi de peau de cygne, et contenu dans un cylindre plus i grand C. Un thermomètre repose au centre du duvet supé- i rieur ; le rebord d a une hauteur telle que le thermomètre j ne puisse voir que les deux tiers de l’hémisphère du ciel; ce rebord est percé de trous, au niveau du duvet, pour que l’air froid s’écoule régulièrement.

Cet appareil est exposé pendant la nuit au rayonnement du ciel, et l’on observe, d’heure en heure, son thermomètre et un thermomètre voisin librement suspendu dans l’air à un demi-mètre au-dessus du sol : c’est de la différence de ces températures ou de l’abaissement de l’aclinomètre que l’on déduit la température zénithale; mais, pour cela, il faut que l’appareil ait été soumis à la graduation que nous allons indiquer.

Si l’actinomètre avait une surface indéfinie, et qu’il fût dans le vide, sous une enceinte hémisphérique, maintenue à une température constante, il prendrait évidemment la température de l’enceinte ; au contraire, avec sa forme réelle, voyant seulement deux tiers de l’hémisphère et enveloppé d’une couche d’air qui le réchauffe, il doit toujours rester à une température plus élevée que celle de l’enceinte. La graduation a pour objet de déterminer de combien il est réchauffé, de telle sorte qu’il suffise de connaître sa température et celle de l’air ambiant pour en déduire la température de l’enceinte, avec laquelle il est en échange de chaleur rayonnante. On conçoit, en effet, qu’il doive exister un rapport simple entre la température de l’enceinte et l’abaissement de l'actinomètre. Pour découvrir ce rapport, j’ai composé un ciel artificiel avec un vase de zinc, d’un mètre de diamètre , soutenu à deux mètres de hauteur par trois colonnes minces; ce vase, dont le fond était noirci, a été rempli d’un mélange réfrigèrent à — 20®, et l’actinomètre a été placé verticalement au-dessous, à des distances telles que le| thermomètre central en vît successivement des étendues cor-

CH*P. I.— CHALFtR TERRESTRIÎ. 54f

respondant à d’hémisphère, ~ d’hémisphère et | d’hémisphère; dans chaque position l’on a attendu l’équilibre de température et noté en même temps ta température de l’air ambiant et celle de l’appareil. Des expériences analogues, répétées à la température de la glace fondante et à d’autres températures intermédiaires, m’ont conduit au résultat suivant: si de la température ambiante on retranche les ® de rabaissement de l’actinomètre, on retrouve toujours la température du ciel artiGciel. Ce résultat s’applique évidemment à la voûte céleste ou plutôt à l’enceinte zénithale ; par conséquent, si l’on observe pendant la nuit la température l de l’air ambiant, et l’abaissement d de l’actinomètre, on en déduira la température zénithale par la formule

qui est le résultat de la graduation.

Le tableau suivant contient les résultats de quelques unes les expériences.

Tableau des températures moyennes de V atmosphère qui correspondent aux observations de Tactinomètre faites pendant les mois d’avril, de mai et de juin.