PRESSION ATMOSPHÉRIQUE

voyons soq corps se gonfler, le sang en jailUravec violence, et' peu après le petit être périr, boursouflé, victime d'une sorte d'explosion inverse de la précédente.

Ce fait est encore confirmé, comme nous le verrons plus loin, par les ascensions à de grandes hauteurs. Quand on atteint des régions où l'air est notablement raréfié, les membres se gonflent et le sang tend à s'échapper de l'épiderme par suite du manque d'équilibre entre sa propre tension et celle de l'air extérieur.

On s'amuse parfois à constater la pression atmosphérique par une expérience fort simple ; on remplit exactement d'eau un verre, et on applique à la partie supérieure une feuille de papier; on peut alors le renverser sans que le liquide tombe, ce qu'il faut attribaer à la pression normale que l'Atmosphère exerce sur la feuille

de papier. Le rôle de la feuille de papier est d'empêcher le mouvement individuel des molécules liquides, qui sans elle obéiraient séparément à l'action de la pesanteur, en même temps que l'air s'introduirait dans le verre. Toutefois si l'ouverture était suffisamment petite, l'adhérence du liquide contre les parois produirait le même effet et la feuille deviendrait inutile. C'est ainsi, par exemple, que bien que l'on pratique une petite ouverture sous un tonneau plein, le liquide ne s'écoule pas, et il font, pour que l'écoulement ait lieu, o donner de l'air » à la partie supérieure par une seconde ouverture. Le petit tube appelé pipette, qui garde le vin tant que le doigt reste appliqué au-dessus, fonctionne par le même principe.

Nous venons de dire que là où Ton fait le vide la pression de Tair atmosphérique est d'environ l^^'^^OSS par centimètre carré. C'est cette pression qui retient le lépas au rocher^ lorsque par la contraction ce mollusque a fait le vide sous sa coquille. La mouche pompant Tair et se collant au plafond nous en fournit un autre exemple. Les ventouses appliquées sur les membres n'agissent que par le même principe, et à chaque pas l'observation peut nous montrer un fait organique fondé sur les effets de la pression atmosphérique.

Tels sont les faits généraux et les expériences qui ont démontré la réalité du poids de lair et sa valeur numérique, et donné naissance à l'instrument destiné à la mesure permanente de ce poids : au baromètre. 11 importe maintenant d'appliquer ces notions à l'étendue de l'Atmosphère, que déjà nous avons essayé d'apprécier dans le chapitre précédent.

Au fond de l'océan aérien, la pression soutient en moyenne la colonne barométrique à la hauteur de 760 millimètres, quelle que soit d'ailleurs le diamètre du tube.

Des expériences plusieurs fois répétées par les physiciens les plus habiles et dont on a vérifié la complète exactitude, ont montré que le poids de l'air h 0^ de température, et sous une pression de 760 millimètres, est au poids d'un volume égal de mercure, dans le rapport de l'unité à 10 509; c'est à-dire que 10 509 millimètres cubes d'air, par exemple, pèsent autant que 1 millimètre cube de mercure. Il suit de là qu'il faut s'élever de 10 509 millimètres, ou de 10 mètres et demi, pour que le mercure s'abaisse dans le tube du baromètre de 1 millimètre. Si la densité des couches d'air était partout la même, on pourrait facilement déduire du résultat précédent, non-seulement la hauteur d'un lieu quelconque dans lequel le baromètre aurait été observé, mais encore la hauteur totale de l'Atmosphère. Il est clair, en effet, que si un abaissement de 1 millimètre dans la hauteur du baromètre correspondait à un déplacement vertical de 10"*, 509, un abaissement de 760 millimètres, qui est la hauteur totale du baromètre, devrait correspondre à 10", 509 pris 760 fois, ou à 7986 mètres.

Telle serait la hauteur de l'Atmosphère si sa densité restait la même avec la hauteur; mais nous avons vu que ses couches inférieures sont plus denses que les supérieures. Il résulte de là qu'il faudra parcourir en hauteur, pour faire baisser le mercure du baromètre de 1 millimètre, un espace qui dépassera d'autant plus

10", 509 qu'on se trouvera dans une couche d'air plus rare ou plus élevée au- dessus du niveau des mers et du sol.

Halley est le premier qui ait cherché à calculer une formule par laquelle les hauteurs seraient obtenues par les observations barométriques.

Nous avons vu dans le chapitre précédent que, depuis les études de Mariette, on a reconnu que l'air se comprime proportionnellement aux poids dont il est chargé ou aux pressions auxquelles on le soumet. On déduit de là, par un calcul très-simple, que, si Ton s'élève verticalement dans l'Atmosphère, à des hauteurs successives qui croissent en progression arithmétique, la densité de couches d'air correspondantes diminuerait en progression géométrique. (Or, ces densités étant proportionnelles aux hauteurs du mercure dans le baromètre, il en résulte que la différence de niveau de deux stations sera proportionnelle à la différence des logarithmes des hauteurs du baromètre.)

Cette progression serait vraie si la température était partout la même, et le calcul des hauteurs ne serait guère plus compliqué qu'en admettant une densité constante; mais la température de l'air diminue à mesure qu'on s'élève : la loi de la variation des densités n'est donc pas aussi simple puisque les couches supérieures sont plus condensées par le froid que les couches inférieures.

La variation de la température avec la hauteur est assez compliquée, comme nous le verrons plus loin : ce qui complique par là même la mesure barométrique dont nous nous occupons

En même temps, les couches atmosphériques renferment toujours une certaine quantité de vapeur d'eau, dont le poids s'ajoute irrégulièrement à celui de l'air supposé sec.

De plus, le poids d'un corps quelconque, et par conséquent celui d'une couche d'air, est d'autant moindre que le corps est plus loin du centre de la Terre. La pesanteur des corps, variant en outre, avec la latitude terrestre, à cause de la force centrifuge qui naît du mouvement de rotation diurne, il est évident que pour qu'une même formule puisse être indistinctement employée pour le calcul des observations faites dans les différents points du globe, il est indispensable qu'elle renferme la latitude du lieu de l'observation, comme élément variable.

Laplace a présenté dans la Mécanique célesle les corrections auxquelles ces diverses causes donnent lieu dans la mesure

des hauteurs^ et a déduit ainsi de la seule théorie une formule dont Texactitude a été constatée par un grand nombre d'expériences.

On a cherché à abréger les calculs que nécessite la formule de Laplace; parmi les tables qu*on a publiées à cet efiTet^ celles que Ton trouve chaque année dans ï Annuaire du Bureau des longitudes sont les plus commodes.

Pour obtenir la hauteur d'une montagne^ deux personnes^ munies d'instruments comparés^ font au même instant, Tune au sommet ei l'autre au pied, lobservation de la hauteur du baromètre; elles ont soin d'observer en même temps les thermomètres qui sont enchâssés dans les montures de ces instruments, et ceux qui sont destinés à donner la température de l'air libre. Deux observations conjuguées suffisent à la rigueur, mais, lorsqu'on le peut, il est bon de multiplier les déterminations, parce qu'on augmente alors les chances de compensation des erreurs.

Un observateur isolé et muni de bons instruments peut aussi déterminer la différence de niveau de deux stations peu éloignées, avec une exactitude suffisante s'il a l'attention d'observer le thermomètre et le baromètre dans la station inférieure au moment du départ et à son retour. La comparaison de ces observations lui donne en efiTet la marche horaire des deux instruments, et dès lors il obtient par de simples parties proportionnelles les valeurs des corrections qu'il faut appliquer aux observations de la station la plus élevée, pour les rendre comparables à celles qu'on avait faites, à d'autres heures, dans le point le plus bas.

Lorsqu'on est parvenu, par une longue suite d'observations, à déterminer les hauteurs moyennes du baromètre et du thermomètre dans un lieu quelconque, on peut les employer à calculer l'élévation absolue de ce lieu, en prenant pour observations correspondantes les hauteurs moyennes du baromètre et du thermomètre au niveau de l'Océan.

Nous avons vu qu'au niveau de la mer et à 0 degré de température il faut s'élever de 1 0 mètres et demi pour voir le mercure s'abaisser de 1 millimètre. Nous ne pouvons pas ajouter qu'en s'élevant à 21 mètres le mercure serait abaissé de 2 millimètres, et supposer qu'on observera une diminution barométrique de 1 millimètre par 10 mètres environ d'ascension. Au contraire, la diminution de la pesanteur atmosphérique ne tarde pas à devenir très-rapide.* On a fait aujourd'hui un nombre assez considérable d'observations ba-

rométriques à différentes hauteurs pour que nous puissions nous représenter exactement cette décroissance^ non plus théoriquement, mais par Tobservation directe.

En prenant une série d observations faites à des hauteurs bien différentes, nous formons la petite table suivante. Les hauteurs sont ramenées à la température de zéro.

Hauteur Altitude, du baromètre.

Au niveau de la mer 0 760

Hauteur moyenne à TObservatoire de Paris 65 756

Hauteur moj-enne à Strasbourg (Herreinschneider). \kk 751

Haut. moy. à TObservatoire de Toulouse (Petit). 198 746

Dijon, Cote-d'Or ;A. Perrey) 245 742

Obser>'atoire de Genève (Plantamour) 403 726

A Rodez, Aveyron (Blondeau) . . 630 709

Au sommet du Vésuve (Palmieri) 1 200 660

Guatemala Amérique (R. P. Canudas) 1480 641

A Guanaxuato (Humboldl) 2084 600

A rhospice du Grand Saint-Bernard 2478 563

Au sommet du Faulhorn (Bravais) 2674 555

Ville de Quito (Fouqué) 2908 534

Au sommet de TEtna (Élie de Beaumont) 3320 510

Dans plusieurs ascensions aéron. (Flammarion), 4000 475

Au sommet du Mont-Blanc (Gh. Martins) 4800 424

Sur le Ghimboraço (Humboldt et Bonpland) 6100 360

Au sommet de ribi-Gam'n, plus haute montagne

escaladée (Schlagintweit) 6704 340

Dans une ascension aéronautique (Gay-Lussac) . . . 7000 325

Dans une ascension aéronaut. (Bixio et Barrai).. . 7000 3î0

Dans plusieurs ascensions aéron. (Glaisher) 8000 274

Dans la plus grande ascension (Glaisher) 1 1000 165

Cette série satisfaisante d'observations barométriques, que nous pouvons établir grâce aux nombreuses ascensions faites soit en ballon, soit sur les montagnes, et aux études de plusieurs- observateurs dans des points habités fort élevés au-dessus du niveau de la mer, nous permet aussi d'essayer de représenter par une courbe et par une teinte cette décroissance si rapide du poids de Tatmosphère. Dans cette figure (16), la ligne horizontale qui forme la base représente Tétat du baromètre au niveau de la mer (760"™). Chaque ligne horizontale reproduit la hauteur relative du baromètre suivant Télévation, représentée elle-même par la verticale. On voit par une verticale et par la teinte qu'à Î2500 mètres la pression est déjà diminuée d'un quart, qu'à 5500 elle Test de moitié, et qu'à 9500 elle l'est des trois quarts !

La hauteur du baromètre diminue donc rapidement à mesure