PÉRIODES

Janvier. . . .

Février. . .

Avril

Mai

Juin

Juillet . . . .

Septembre . ,

Octobre. . .

MM

Novembre .

Moyenne de l'année1. .

— de la saison chaude

lo°,2

— de la saison froide

En prenant les moyennes générales, on trouverait 10°, 75 ou en nombres ronds 10°, 8 pour la moyenne annuelle, 15°, 1 pour

1. Des cinq séries du tableau, les quatre premières ont été obtenues à l'Observatoire de de Paris, la dernière à celui de Montsouris, qui est h peu près dans les mêmes conditions météorologiques. Mais les instruments et les méthodes d'observation ont assez varié pendant ces soixante-cinq années pour qu'on puisse attribuer à ces changements une bonne partie des différences que présentent les moyennes annuelles.

celle des sept mois de la saison chaude et 4°,6 pour les cinq mois de la saison froide. Ces chiffres peuvent être considérés comme ce qu'il y a de permanent dans le climat de Paris, pendant ces deux derniers siècles, au point de vue de la température. D'une année à l'autre, il y a eu, bien entendu, d'assez notables différences : en 1879, la moyenne annuelle s'est abaissée à 8°, 7, chiffre qui ne s'était pas montré depuis les années 1766 et 1767. En 1811 , en 1822, elle s'est élevée à 12° et 12°,1 l.

\ 4. TEMPÉRATURE DES COUCHES ÉLEVÉES DE l'aT.UOSFHÈRE.

De temps immémorial, on sait que la température décroît à mesure qu'on s'élève sur les montagnes, et les observations faites en ballon depuis un siècle ont montré qu'une semblable décroissance s'observe dans les couches successives de l'atmosphère. Mais quelle loi suit l'abaissement de température en question : est-il ou non proportionnel à l'altitude? C'est ce qu'il serait, croyons-nous, bien difficile de décider, parce que les observations précises sur ce point de météorologie n'ont été encore ni assez nombreuses ni assez prolongées.

11 y a lieu tout d'abord de distinguer entre la température de l'air au-dessus du sol des plateaux et des montagnes et la température des couches d'air libres de même altitude. On comprend en effet qu'il doit y avoir au point de vue des conditions d'échauffement et de refroidissement de ces couches une grande différence : au sommet d'une montagne, le voisinage du sol, son contact avec la masse d'air surplombante, ne peuvent manquer d'exercer sur la température de celle-ci, soit pendant la nuit, soit pendant le jour, une influence qui n'existe plus pour une masse d'air située à la même hauteur au-dessus du

1 . La moyenne de l'année 1781 avait atteint 14°, 2, d'après Messier. Mais ce savant observait à l'hôtel de Gluny, à l'intérieur de Paris, où la température était généralement plus élevée qu'à l'Observatoire. Et Messier en effet, pour les vingt-trois années 1763-1785, trouve une moyenne annuelle de 11°, 2.

niveau de la mer, mais distante du sol des plaines de plusieurs milliers de mètres par exemple. Interrogeons d'abord les faits.

En juillet 1788, de Saussure fit pendant dix-sept jours, au col du Géant, à l'altitude de 3428 mètres, toute une série d'ob-

Fig. 77. — Décroisseraent de la température avec l'altitude. Variations horaires de la hauteur correspondant à un abaissement de 1°.

servations météorologiques, et notamment de la température de l'air, pendant que d'autres observateurs notaient également les hauteurs du thermomètre à Chamounix (1050m) et à Genève (408m). Les différences de température entre la station supé-

Fig. 78. — Décroisseinent de la température avec l'altitude. Variations mensuelles de la hauteur correspondant à un abaissement de 1°.

rieure et les deux autres varièrent non seulement d'un jour à l'autre, mais aussi d'une heure à l'autre dans le même jour. En prenant la moyenne et en supposant la décroissance de température proportionnelle à l'altitude, l'illustre physicien conclut de ses observations que dans l'après-midi (à 6 heures

du soir) un abaissement de 1° centigrade correspondait à une élévation de 141 mètres; à 4 heures du matin, la décroissance était moins rapide, et il fallait s'élever de 210 mètres pour trouver une différence de 1° ; la moyenne de toutes ses observations indiquait 1° par 164"\69.

Kaemtz a fait au Rigi, à 1810 mètres d'altitude, une série d'observations qui ont mis en évidence l'influence horaire déjà constatée par de Saussure. Les observations simultanées étaient faites à Baie, à Berne, à Genève et à Zurich. La loi de décroissance, beaucoup plus rapide la journée que la nuit, donne 1° pour 121 mètres à 5 heures du soir, et 1° pour 186 mètres à 5 heures du matin. En moyenne, une diminution de 1° de température correspondait à 149 mètres d'élévation verticale.

On retrouve la même loi dans les observations simultanées faites à Genève et au Grand Saint-Bernard : l'abaissement de température est de 1° pour 276 mètres le matin et en hiver, tandis qu'en été et dans l'après-midi l'observation donne un décaissement de 1° pour chaque élévation de 147 mètres. C'est en moyenne 1° pour 212 mètres. Humboldt donnait 1° pour 156 à 170 mètres dans l'Europe centrale, c'est-à-dire en moyenne 1° pour 163 mètres. «Les observations que j'ai faites, dit-il, jusqu'à 6000 mètres de hauteur, dans la partie de la chaîne des Andes comprise entre les tropiques, m'ont donné une diminution de 1° de température par 187 mètres d'augmentation dans la hauteur. Trente ans plus tard, mon ami Boussingault a trouvé en moyenne 175 mètres. »

Cette décroissance de la température de l'air, déduite d'observations simultanées faites en des stations d'altitudes différentes, est-elle uniforme entre les points extrêmes? Nous allons citer des nombres qui prouvent le contraire. Mais peut-être la régularité de cette loi ou de toute autre loi se dégagerait-elle des observations accumulées, de même que l'oscillation diurne du thermomètre et celle du baromètre sont nettement accusées si l'on embrasse un intervalle de temps suffisamment long.

En août 1869, M. Lortet a fait au Mont-Blanc deux asceu-

sions où il eut soin de noter les températures de l'air, depuis le point de départ jusqu'au sommet, pour six stations intermédiaires. En voici les résultats :

Lieux.

Altitudes.

Températures

de l'air.

1050ni

h-iom

Cascade du Dard. . . .

Chalet de la Para . . .

H-ll°,8

Pierre-Pointue

-hl5°,2

Grands-Mulets

Bosse du dromadaire. .

Sommets du Mont-Blanc.

11 est à remarquer que, dans ces deux ascensions, la température a commencé par croître, assez faiblement il est vrai, jusqu'à L'altitude d'environ 2000 mètres. L'accroissement de 1° d'abord pour 410 et 450 mètres, puis pour 175 mètres et 525 mètres et enfin pour 317 mètres et 880 mètres, a été suivi d'un brusque abaissement de température, de 1° par chaque élévation de 75 mètres dans la première ascension, de 64 mètres dans la seconde. Entre 4000 et 4500 mètres d'altitude la température se relève légèrement jusqu'au sommet du mont.

Malgré les anomalies que présentent les observations sur les montagnes, on peut donner comme deux lois à peu près établies, que le décroissement de température avec l'altitude est généralement plus rapide pendant la nuit que pendant le jour, plus rapide également pendant l'été que pendant l'hiver.

Des observations faites en montagne, passons à celles faites par les aéronautes dans les couches élevées de l'atmosphère. On sait que Gay-Lussac, dans la célèbre ascension qu'il fit en 1804, constata une température de 9°, 5 au-dessous de zéro, tandis que la température du sol était de +28°. C'était 38° d'abaissement pour une différence d'altitude de 7000 mètres, soit 1° par 185 mètres d'élévation dans l'hypothèse d'un décroissement uniforme. Mais l'illustre physicien a pu constater que cette uniformité n'existait pas pendant son ascension : jusqu'à 3800 mètres d'altitude, le décroissement fut de 1° par

188m,5; entre 3800 et 5700, il fut de 1° par 185m,8, puis de 1° par 161m,2 au delà. Barrai et Bixio, en juillet 1850, s'élevèrent à 7049 mètres; la température au niveau du sol, étant de H- 1 8° au départ, n'était plus à cette altitude que de — 59°, 7, à peu près celle de la congélation du mercure. L'abaissement total 57°, 7 indiquait pour la décroissance 1° par élévation de 122 mètres. Il est vrai que cette température, si extraordinairement basse, était due probablement à la présence d'un nuage formé d'aiguilles déglace et n'ayant pas moins de 4 kilomètres d'épaisseur.

Fig. 7Q. — Décroissemcnt de la température entre Chamounix et le Mont-Blanc.

Bravais a recueilli les résultats obtenus par divers aéronautes, ceux de Gay-Lussac que nous venons de citer et divers autres, desquels il paraît résulter que l'abaissement de température, d'abord assez rapide à partir de la surface du sol, va ensuite en diminuant jusque vers l'altitude de 5800 et 4000 mètres, pour s'accélérer de plus en plus à partir de ce point jusqu'aux limites de hauteur où les ballons sont parvenus.

En résumé, la température de l'air, toutes autres circonstances égales, diminue à mesure qu'on s'élève dans l'atmosphère. La loi de cette décroissance est sujette à des variations qui dépendent des heures de la journée, de l'époque de l'année

ou des saisons, et à des anomalies provenant des autres circonstances météorologiques, agitation ou calme de l'air, degré d'humidité, etc. 11 est probable que c'est dans les couches inférieures aux limites des nuages que ces anomalies sont le plus prononcées. Au delà, elle doit être beaucoup plus régulière. Dans l'hypothèse d'une décroissance uniforme et proportionnelle à l'altitude, et en admettant que 200 mètres d'élévation donnent en moyenne un abaissement de 1°, à 10000 mètres la température serait de 50° au-dessous de zéro. A 28 kilomètres, le froid des couches atmosphériques atteindrait — 140°, c'est-à-dire la température que les calculs de Pouillet ont donnée pour celle de l'espace interplanétaire. On a vu que les limites de l'atmosphère sont notablement plus reculées : d'où l'on peut induire que la décroissance, d'abord à peu près proportionnelle à l'augmentation de l'altitude, suit ensuite une marche plus lente, à mesure qu'on pénètre dans des couches d'air plus raréfiées et plus élevées. Mais il faut bien convenir que les données sont encore insuffisantes pour formuler la loi, et que les conséquences qu'on en peut tirer sont prématurées ou hypothétiques.

Un mot maintenant sur les causes du refroidissement de l'air sur les montagnes ou dans les couches élevées de l'atmosphère.

Insistons d'abord sur un point qui semble en contradiction avec les faits et les observations que nous venons de rappeler. L'intensité de la radiation solaire ou de la source calorifique qui élève la température du sol et celle de l'air, est d'autant plus grande que l'altitude est elle-même plus considérable. La raison en est aisée à concevoir. Quand un faisceau de rayons solaires tombe sur le sol d'une montagne, à 2000 mètres au-dessus d'un point de la plaine, son intensité est plus grande, parce qu'elle n'a subi d'absorption que de la part des couches supérieures de l'atmosphère. Dans un cas, il a traversé une épaisseur d'air moindre de 2000 mètres que dans l'autre. Ajoutons que ce sont les couches les moins denses, les moins chargées

de vapeur d'eau, qui absorbent le moins la chaleur lumineuse. Un thermomètre exposé au soleil marque donc une température plus élevée sur une montagne que dans la plaine. C'est un fait constaté par de nombreux observateurs. Mais si la radiation directe est plus intense, la température de l'air lui-même, celle que marque un thermomètre à l'ombre, est beaucoup moindre sur la montagne que dans la plaine. De Saussure, au sommet du Cramont, a trouvé qu'un thermomètre, exposé au soleil dans une boîte de bois noirci, s'élève de 1° de plus, à l'altitude de 2755 mètres, qu'à Courmayeur, à 1495 mètres. Mais l'air était beaucoup plus froid sur le Cramont qu'à Courmayeur. Bravais et Martin ont constaté « que la chaleur était plus forte au grand plateau du Mont-Blanc, où la température de l'air était au-dessous de zéro, qu'au même instant à Chamounix, où le thermomètre marquait 19° également à l'ombre : c'est que le grand plateau est élevé de 2890 mètres au-dessus de Chamounix1. »

Pourquoi donc, si l'intensité de la radiation solaire décroît en même temps que l'altitude, l'air des montagnes ou des couches supérieures de l'atmosphère est-il plus froid que celui des couches plus basses? Les causes de ce phénomène si universellement constaté sont multiples. Nous allons les énumérer brièvement.

La température de l'air dépend à tout instant de l'équilibre qui tend à s'établir entre la chaleur qu'il absorbe directement ou indirectement, et celle qu'il perd par voie de rayonnement ou de convection. Nous savons que son pouvoir absorbant pour les radiations lumineuses ou directes est très faible, mais il va en croissant avec la densité de ses couches et surtout avec la quantité de vapeur d'eau qu'elles contiennent2. Les rayons solaires doivent donc échauffer plus fortement, dans leur trajet au sein de l'atmosphère, les couches inférieures qui sont les