Du Spiztberg au Sahara

2. Nous avons donné dans le tome IV du Monde physique (p. 400) les chiffres suivants, qui mesurent l'absorption atmosphérique à diverses altitudes. Sur 2,54 calories qui tombent, aux limites de l'atmosphère, sur une surface de 1 mètre carré, 2,592 parviennent à la cime du Mont-Blanc, à l'altitude de 4810 mètres, 2,262 aux Grands-Mulets (3050 mètres), 2, 0 8

plus denses et les plus chargées d'humidité. Mais c'est surtout par le rayonnement calorifique du sol que s'échauffe l'air, le pouvoir absorbant de ce dernier étant beaucoup plus considérable pour les radiations obscures, et ce sont encore les couches inférieures qui en recevront proportionnellement le plus, en raison de leur densité plus grande et de la plus grande quantité de vapeur d'eau qu'elles renferment.

Si l'absorption de chaleur par les couches d'air inférieures l'emporte sur celle des couches élevées de l'atmosphère et si dès lors celles-là s'échauffent plus et plus vite que les dernières, leur refroidissement est au contraire moins rapide. Les couches successives se servent en effet mutuellement d'écran ou d'abri contre la perte de chaleur par rayonnement vers l'espace : les plus basses sont ainsi les mieux abritées. A quoi il faut ajouter que, sur les sommets ou dans les hautes régions de l'air, la proportion de ciel découvert vers lequel le rayonnement s'effectue, est plus considérable que pour un point du sol de la plaine. Enfin une autre cause de refroidissement est l'évaporation, qui est d'autant plus active que l'air est plus sec et le ciel plus clair, et sous ce rapport la perte de chaleur doit être plus grande à mesure qu'on s'élève davantage dans l'atmosphère.

Tout ceci suppose que l'atmosphère reste calme, et que l'échange de chaleur entre ses diverses couches et le sol se fait sans qu'il y ait perte d'équilibre entre elles. Il n'en est généralement pas ainsi, parce que certains points des couches voisines du sol plus échauffées que d'autres s'élèvent en vertu de la diminution de densité qui en résulte pour elles ; de plus, à mesure qu'elles s'élèvent, la pression qu'elles supportent diminue et leur dilatation va en croissant. Or, à une telle augmentation de volume, qui n'est point produite par un travail extérieur, correspond nécessairement une consommation de

au glacier des Bossons (1200 mètres), 1,745 enfin sur le sol à l'altitude de 60 mètres. Les 515 millièmes de la chaleur totale ont été absorbés dans le trajet total des rayons solaires à travers l'atmosphère, 60 par toutes les couches au-dessus de 4810 mètres, 51,94 et 110 millièmes par les couches suivantes, dont les épaisseurs successives sont de 1760, 1850 et' 1140 mètres. Comme on voit, l'absorption va en croissant à mesure que la hauteur diminue.

chaleur ; en un mot, la dilatation a lieu aux dépens de la température de l'air qui se dilate et en même temps se refroidit. Ces courants ascendants ont pour contre-partie des courants descendants. Une certaine quantité d'air des couches supérieures plus froides vient prendre la place de celle qui s'est élevée ; étant soumise en descendant à des pressions croissantes, elle diminue de volume ; mais comme le travail de compression est au contraire extérieur à la masse d'air descendante, il détermine un accroissement de température. Si donc, comme le dit M. Martins, « la dilatation de l'air des courants ascendants est une cause de froid pour les hautes régions qu'il atteint, » la compression des courants descendants produit au contraire une élévation de température pour l'air des couches les plus basses1.

Telles sont les principales causes de l'inégalité de température que l'observation a permis de constater dans les couches successives de l'atmosphère, du froid intense de l'air des hautes montagnes ou des régions auxquelles sont parvenus les aéronautes, et en général du décroissement de la température avec l'altitude. Les raisons qui expliquent ces inégalités, rendent également compte des variations qu'elles subissent du jour à la nuit, de l'été à l'hiver, d'une zone à l'autre. Le décroissement de la température est plus rapide pendant les heures de la journée, surtout quand le ciel est clair, que pendant la nuit; plus rapide en été qu'en hiver, parce que toutes les causes que nous avons énumérées plus haut sont en effet plus actives le jour que la nuit, en été qu'en hiver. A l'équateur et dans les

1. Cette théorie, d'après laquelle les courants ascendants et descendants contribueraient à augmenter la température des couches inférieures, est adoptée par divers météorologistes, et notamment par M. Mohn. Mais il nous semble qu'il serait plus juste de dire que l'influence de ces mouvements intestins de l'atmosphère consiste à maintenir l'inégalité de température des couches extrêmes, La masse d'air qui s'élève, parce que réchauffement qu'elle a subi l'a dilatée et rendue moins dense que les masses d'air voisines ou supérieures, emporte avec elle la chaleur qu'elle consommera en se dilatant de plus en plus; en arrivant dans les hautes régions, elle ne fait en se refroidissant que se mettre en équilibre de température avec son nouveau milieu; de même, la masse d'air descendante qui la remplace, en s'échauffant sons la compression, ne fera que restituer aux couches inférieures la chaletir que l'ascension do la première leur avait enlevée.

régions tropicales, les différences sont moins accentuées, le décroissement plus constant dans les différentes saisons, parce que ces saisons elles-mêmes ne présentent pas de contrastes aussi tranchés que celles des zones tempérées ou polaires.

Quant aux anomalies fréquemment observées, aux interversions qu'ont signalées plusieurs météorologistes, principalement pendant les hivers rigoureux, anomalies et interversions qui ont accusé un accroissement de température avec la hauteur au lieu de la diminution normale, on en peut donner diverses explications. L'influence des vents, plus ou moins chauds suivant leur direction, l'état du ciel plus ou moins chargé de nuages, l'état hygrométrique de l'air, sont autant de circonstances dont il faudrait tenir compte, dans ces cas exceptionnels, si l'on voulait trouver les raisons de leur dérogation à la loi générale.

M. Fournet a recueilli, dès 1839, de nombreux exemples de ces interversions en France et en Suisse. Depuis, ces exemples se sont multipliés. Citons, d'après M. Mohn (mars 1883), ce qui se passe à quelques kilomètres de Christiania, où une colline de 450 mètres d'altitude jouit en hiver d'une température supérieure à celle de la ville même. M. Alluard, directeur de l'observatoire du Puy de Dôme, a fait, sur ces interversions, pendant l'hiver rigoureux de 1879-1880, des remarques pleines d'intérêt et que nous allons reproduire en terminant ce paragraphe. « Un phénomène qui a attiré beaucoup l'attention, ditil, est la différence de température des deux stations de l'observatoire du Puy de Dôme, la station de la montagne étant moins froide que la station de la plaine. Quand la Limagne est enveloppée de nuages et que le Soleil brille au Puy de Dôme, il est naturel qu'il fasse plus chaud en haut qu'en bas ; nous en avons eu un exemple frappant en janvier, du 4 au 14, pendant une période de brouillards épais et persistant sans interruption dix jours de suite. Mais, en décembre, du 15 au 28, par un ciel pur, les températures maximaont été constamment plus élevées au Puy de Dôme qu'à Clermont, et comme, à la même époque,

les températures minima étaient aussi renversées, il en est résulté que, pendant 15 jours, la température moyenne de la journée était plus élevée d'environ 10° à une altitude de 1100 mètres au-dessus de Clermont. Cette singularité tient à ce que, à Clermont, dans un air presque calme, la direction du vent était nord ou nord-ouest, tandis qu'au Puy de Dôme le vent soufflait avec force du côté nord-est, quelquefois du sudest ou du sud, et d'autres fois de l'ouest1.

« Ce qui me paraît encore plus digne d'intérêt, parce qu'il ne s'agit plus d'un phénomène accidentel, mais d'un phénomène général, c'est la fréquente interversion de la température pendant la nuit dans les altitudes élevées. Elle se produit à l'observatoire du Puy de Dôme à toutes les époques de l'année, ainsi que je l'ai annoncé à l'Académie en septembre 1878. Elle est peut-être un peu plus répétée en hiver qu'en été; mais cette année , pendant les froids rigoureux de décembre et de janvier, elle s'est accentuée davantage; dans l'intervalle de deux mois et demi, cinquante et une nuits ont été moins froides au Puy de Dôme qu'à Clermont. Les différences sont souvent considérables; on en jugera par les nombres suivants, relevés en décembre2 :

Clermont (minima).

Puy de Dôme (min.).

Différence.

17 décembre

« Dans quelles conditions l'interversion de la température avec l'altitude se produit-elle? T a-t-il quelque relation entre elle et l'état de l'atmosphère? Ces questions se lient de la manière la plus intime aux lois qui règlent les grands mouve-

1. « Ainsi, le 26 décembre, à 8 heures du matin, le thermomètre marquait — 15°,6 à Clermont, par un vent presque nul de nord-ouest, et -f- 4°,7 au sommet de la montagne, par un calme complet; mais, la veille, un vent du sud assez fort y avait régné, d'où l'explication de celte différence énorme, 20°,5. »

2. « En janvier, ces différences sont moins grandes, quoique notables : elles ne s'élèvent qu'à 10°, 3. En février et mars, les mêmes phénomènes se reproduisent encore. »

ments de l'atmosphère. Leur examen m'a conduit à une solution bien inattendue, et cela grâce à l'hiver rigoureux qui a mis en évidence certaines particularités difficiles à soupçonner.

« Les observations faites dans les deux stations de l'observatoire du Puy de Dôme permettent d'établir cette règle générale : Toutes les fois qu'une zone de hautes pressions couvre V Europe centrale, et surtout la France, il y a, dans nos climats, interversion de la température avec V altitude.

Fig. 80. — Interversion de la température entre les stations de Clermont et du Puy de Dôme pendant le mois de décembre 1879. D'après M. Alluard.

« Naturellement cette interversion se manifeste surtout pendant la nuit, parce qu'alors on est à l'abri des perturbations produites par la présence du Soleil au-dessus de l'horizon ; mais elle se présente aussi pendant le jour, quoique plus rarement. On peut ajouter que les différences de température entre Clermont et le Puy de Dôme sont d'autant plus fortes que les hautes pressions sont plus considérables et que l'atmosphère se trouve dans des conditions de plus grande stabilité.

« Dès qu'une zone de fortes pressions s'établit sur le milieu de l'Europe, et particulièrement sur la France, la comparaison de nos thermomètres nous l'apprend ; aussitôt , pendant la nuit, il fait moins froid au Puy de Dôme qu'à Clermont. Une perturbation lointaine vient-elle à entamer cette zone, la forçant à se reculer d'un côté ou de l'autre, de suite l'interversion des températures diminue ou disparaît1. »