J. Murray, ScoUish geofjraphical Magazine

Dans rhéraîsphère austral, bien plus régulier que l'autre parce qu'il est beaucoup plus océanique, l'afflux des alizés détermine la formation d'une bande, comprise entre 20** et 4** lat. S., où la pression moyenne annuelle, toujours supérieure à 160, dé[>asse par endroits 764 millimètres.

L'air qui souffle sur cette bande est descendu des liautes nagions, et a été appelé dans des couches de plus en plus chaudes et denses, où il s'est réchauflé à la fois par contact et par le seul fait de sa condensation. Il de\'ient donc de plus en plus apte à absorber de la vapeur. Une fois qu'il a touché terre, appelé vers le nonl-ouest par l'aspiration équatoriale, combinée avec la rotation terrestre, il se rapproche de Téquateur thermal et doit encore se réchaufler. Quand il vient de la mer et qu'il va frapper, soit la côte orientale d'Afrique, où se trouvent les plus fortes altitudes moyennes du continent, soit la côte brésilienne, également plus élevée que la contrée située en arrière, il ne peut manquer d'abandonner à ces hautes terres une partie de sa vapeur. Ainsi s'expliquent les étroites bandes de fortes pluies qui longent la côte de Zanzibar, celle de Madagascar, et tout le rivage brésilien.

En revanche, en descendant directement ou en poursuivant sa route sur les continents, l'alizé austral doit devenir desséchant; car il ne cesse de s'échaufier par sa descente, qui s'opère à la fois suivant l'altitude et suivant la latitude. C'est ce qui a lieu sur la côte occidentale de l'Afrique australe, comme entre le bassin de la Plata et le Pacifique. Aussi voit-on la moyenne annuelle de pluie, sur toute la zone de 20** à 40** lat. S., s'abaisser à 38 centimètres. Même elle n'est que de 20 centimètres au voisinage du désert de Kalahari, au nord de la colonie du Cap, ainsi que pour une bande qui va de la Patagonie à Guayaquil, en traversant le désert d'Atacama. Seule, la chaîne des Andes, par l'influence de son brusque relief, réussit à introduire, dans cette dernière traînée d'air sec, une étroite bande médiane, où la pluie s'élève de 20 à 60 centimètres.

La même cause détermine l'extrême sécheresse du continent australien, d'autant plus qu'il s'agit d'une dépression [)rivée d'écoulement vers la mer, et par conséquent |)rédestinée, [»ar l'insuffisance forcée de son réseau hydrographique, à subir l'influence désertique. Mais les côtes orientales de Madagascar et de l'Australie échappent à celle sécheresse, d'abord en raison de leur altitude brusquement acquise, ensuite j)arce qu'elles re(;oivent le choc de vents d'est venant de la mer.

En résumé, les régions voisines de celles où soufflent les alizés appartiennent aux moins pluvieuses du globe, et la pureté habituelle de Tair y contraste avec Tétat troublé du ciel dans la bande équatoriale.

Une autre cause doit encore aggraver la sécheresse des côt^s occidentales dans Thémisphère austral. Des courants froids, venant des régions antarctiques, longent les côtes en question, et se compliquent même d'un courant vertical de fond, appelé, en quelque sorte, par le vent qui souffle généralement de terre en chassant la mer devant lui *. Il en résulte un refroidissement qui se fait sentir jusqu'à l'équateur, en obligeant les isothermes à s'infléchir dans cette direction dès qu'elles quittent le rivage. Si donc des courants d'air viennent frapper la côte en arrivant du large, ils seront plus froids et moins riches en vapeur que la latitude ne le ferait supposer. De plus ils trouveront, dans le contact de la côte plus chaude, une cause de réchauffement, contraire à la condensation de la vapeur qu'ils pourraient renfermer.

Bande des basses pressions australes. — La bande australe des hautes pressions ne dépasse guère le 40' degré de latitude, et de suite après on entre dans une zone circumpolaire, où la pression décroît très rapidement, de manière à n'être plus en moyenne que de 750 au Cap Horn, comme à Kerguelen et à l'île Auckland. Il est à remarquer en eflet que plus on s'approche du pôle, et moins l'atmosphère doit être épaisse, le sphéroïde atmosphérique devant être plus aplati par la force centrifuge que le sphéroïde solide. De plus, l'air est bien moins riche en vapeur d'eau comme en acide carbonique.

D'autre part, cette zone reçoit la partie du contre-alizé descendant qui, en touchant terre, n'est ])as venue se recourber vers l'équateur avec l'alizé de surface. Cette partie, en se dirigeant vers les pôles, où l'appelle la moindre pression, doit être déviée vers l'est. Il en résulte des vents d'ouest dominants. Immédiatement le régime humide se reconstitue. De Valparaiso à la Terre de Feu, sur le versant occidental de la chaîne andine, on voit le total annuel de la pluie s'élever rapidement à plus de 200 centimètres; de même qu'à Melbourne et sur la Tasmanie il dépasse 130. La moyenne, pour la zone de 40** à 60° lat. S., est de 87 centimètres.

1. Wharton, Discours à Vassociation brilannique à Oxford en i894.

Complication des isobares daxislliéinisplière boréal. Moussons. — La régularité des zones de pressions et de pluies est beaucoup moins grande sur rhémisphère boréal, au moins dans Tancien monde, à cause de l'extension considérable qu'y prend la terre ferme. Non seulement les conditions d'échauffement de l'air au-dessus de l'océan sont tout autres que pour les continents. Mais l'influence des saisons, peu sensible dans l'hémisphère austral, devient de plus en plus tranchée dans l'autre, à mesure qu'on monte en latitude. Cela tient à ce que la terre, qui s'échauffe en été plus que la mer, détermine dans cette saison des centres de dépression barométrique, lesquels changent de signe en hiver et se transforment en centres de pression, l'air étant plus froid et plus dense au-dessus des surfaces continentales exposées à se couvrir de neige. De cet ensemble de conditions résultent des circonstances beaucoup plus compliquées.

Cette complication se manifeste d'abord dans le relèvement que la zone des basses pressions équatoriales subit dès l'Afrique, et qui l'amène un moment jusqu'au contact de la Grèce et de l'Asie Mineure, pour la maintenir ensuite d'une façon constante audessus du tropique. Il est vrai que l'abondance des pluies n'en profite à aucun degré, si ce n'est dans l'Inde, l'Indo-Chine et la Chine méridionale. Le Sahara demeure essentiellement sec, d'abord parce qu'en hiver l'alizé y souffle normalement du nordest, n'apportant que peu de vapeur d'eau, et rencontrant des causes de condensation de moins en moins actives; ensuite parce que, si le centre de dépression qui s'établit en été au Soudan appelle une certaine quantité d'air humide du nord et du nord-ouest, cette vapeur, arrivant sur des contrées de plus en plus chaudes, n'a aucune raison de s'y résoudre en pluie *,

H en est tout autrement pour la région de l'Océan Indien, où un grand trouble s'introduit dans l'allure des vents alizés. En janvier la température de l'Asie est à son minimum, celle de l'Afrique australe à son maximum. Attiré par le centre de dépression africain, l'alizé, d'octobre à avril, souffle normalement du nord-est audessus de l'équateur et devient la mousson de nord^st, déterminant pourTInde la saison sèche. Mais quand, en raison de l'inclinaison de l'écliptique, le soleil s'avance vers le nord, la température commence par s'équilibrer, ce qui, au moment de l'équinoxe, met finaux vents régnants de direction constante. Plus tard encore, le

*• Schirraer, le Sahara, 1893.

centre de dépression se transporte sur TAfghanistan, où règne alors une chaleur presque comparable à celle du Sahara. Non seulement Talizé se trouve annihilé; mais c'est de Téquateur que Tair est appelé vers le nord; et le vent résultant, dévié par la rotation terrestre, devient la mousson de sud-ouest, laquelle prédomine de juin à septembre, étendant son influence depuis la côte d'Afrique jusqu'à la Chine. Cet air, qui s'est chargé d'humidité dans les mers équatoriales, déverse sa vapeur en pluies abondantes sur les régions qu'il aborde.

Ainsi le facteur géographique, c'est-à-dire l'influence de la distribution relative des terres et des mers, acquiert une telFe importance, qu'il renverse complètement pendant six mois, et cela au grand profit de l'activité des eaux courantes, le régime normal que la latitude seule autoriserait à prévoir.

Or plus on s'avance vers le nord, au moins jusqu'au cercle polaire, et plus la terre ferme tend à s'épanouir en largeur. En même temps, elle est de plus en plus apte à exercer une action réfrigérante en hiver, à cause de la neige dont elle se couvre une partie de l'année. Pour ce motif, la bande extra-tropicale des hautes pressions monte constamment vers le nord-est, depuis les Antilles jusqu'à la Sibérie orientale. De plus, elle contourne entièrement le Pacifique, pour se maintenir sur les terres froides de l'Amérique du Nord et de l'Asie, au delà desquelles elle semble chercher des deux côtés à gagner le pôle.

Aussi, à la place d'une zone polaire de basses j)ressions, comme celle de l'hémisphère austral, voit-on se dessiner, de Terre-Neuve au Spitzberg et de l'angle nord-ouest du Groenland à la Nouvelle- Zemble, Une aire fermée de pressions inférieures à 760, au milieu de laquelle, du cap Farewell à l'Islande, règne un minimum annuel de 754 millimètres.

Effets du Gulf-Stream. — A la disposition que nous venons de signaler s'ajoute l'effet du relèvement si remarquable que subissent les isothermes de l'Atlantique, et par suite duquel le Cap Nord, sous 70* de latitude, jouit d'une moyenne annuelle égale à celle de la pointe de Terre-Neuve, située sur le SO*' parallèle.

Le relèvement en question est tout entier Tœuvre du Gulf- Stream, fleuve d'eau chaude qui lui-même a une origine essentiellement géographique. Car ce sont les eaux tropicales qui, poussées par les vents alizés dans la chaudière du Mexique et des Antilles, et n'en pouvant sortir vers l'ouest à cause de l'isthme de Panama, se concentrent en s'échauffant, jusqu'à ce qu'elles aient pu

s'échapper par l'étroit goulet de Bahama. Pour cette raison, dans FAtiantique nord, il y a transport constant d'eau chaude dans la direction du sud-ouest au nord-est.

Ce courant, par sa constance, réagit sur les couches d'air voisines, et détermine dans l'Atlantique central un régime permanent de vents du sud-ouest, c'est-à-dire chargés d'humidité. Il est vrai que l'impulsion du Gulf-Stream ne demeure effective que jusqu'au milieu de l'océan; mais juste au moment où l'air devrait cesser d'être ainsi entraîné, la partie du contre-alizé boréal qui vient de descendre, avec tendance à se diriger au nord-est, relaye y en quelque sorte, le courant d'air défaillant et prolonge son action bienfaisante.

Une autre cause, également géographique, contribue au même résultat : c'est l'existence des seuils qui ferment pour ainsi dire TAtlantique nord. C'est d'abord le seuil Wymlle-Thomson, qui dresse entre les Hébrides et les îles Feroë une crête sous-marine dont le point le plus bas est à moins de 600 mètres de profondeur. C'est ensuite la barrière qui va des îles Feroë à l'Islande, s'élevant jusqu'à moins de oOO mètres de la surface. Arrêtées par cet obstacle, les eaux chaudes qu'amenait le Gulf-Stream ont fini par 8 y accumuler en s'enfonçant de plus en plus; si bien que, tout contre ce seuil, du côté «lu sud-ouest, la couche d'eau de températare supérieure à -{- o** s'épaissit au point de descendre à 1500 mètres de profondeur, soit presque aussi bas que devant Ténériffe.

Une pareille masse d'eau, où la température de surface est, en ^*é, de 10 à 13 degrés, ne peut manquer d'exercer une heureuse wfluence sur la richesse en vapeur des vents qui viennent frapper les côtes d'Ecosse et de Scandinavie, ce qui explique l'excès des précipitations atmosphériques sur ces rivages.

Zone désertique. — Le remarquable régime de vents de su<l ouest, dont on vient de rappeler l'existence, «loit avoir sa contrepartie dans un phénomène de sens contraire, qui rétablisse 1 équilibre constamment troublé. Cela paraît d'autant plus nécessaire que, le long du Japon, un courant analogue au Gulf-Stream, quoique beaucoup moins intense, produit aussi un appel vers le nord-est, ce qui fait que l'Eurasie est réellement encadrée par deux bandes de courants d'air soufflant du sud-ouest. Même, pendant l'été, le régime orientil des vents de sud-ouest gagne, par l'établissement de la mousson, toute la région voisine de rOcéan Indien. C'est pourquoi, sans vouloir ressusciter l'ancienne

doctrine de la circulation aérienne sous forme de boucles fermées, partant de Téquateur pour y revenir, il nous paraît qu'il y a des causes suffisantes pour que, sur le centre de TAsie, il s'établisse un retour d'air venant du nord-est.

C'est sans doute une <les raisons pour lesquelles, de la contrée d'Iakoutsk jusqu'à la Perse, on voit se poursuivre, le long de la bande oblique des hautes pressions, une aire extrêmement pauvre en précipitations atmosphériques, où les vents dominants paraissent, autant que les documents existants permettent d'en juger, souffler du nord et du nord-est. En tout cas, dans cette zone, la chute annuelle de pluie est presque partout inférieure à 20 centimètres. D'ailleurs, au point où la traînée sèche devrait s'arrêter, elle se soude justement à la bande désertique des alizés, celle qui du Béloutchistan, par l'Arabie, va gagner le Sahara et comprend même les îles du Cap Vert; de telle sorte qu'on peut dire que, de la Sibérie à l'extrémité occidentale de l'Afrique, la bande des déserts se poursuit sans discontinuité.

Par surcroît, on voit se succéder sur ce parcours une série de dépressions sans écoulement extérieur, désert de Gobi, cuvette aralo-caspienne, bassins fermés du Béloutchistan et de l'Arabie, Sahara, tous pays voués par eux-mêmes, ainsi que nous le verrons plus tard, à l'impuissance des eaux courantes, et par suite aussi mal défendus que possible contre l'évaporation. A peine si, par leur altitude, le Pamir et les chaînes iraniennes parviennent à maintenir, pour la zone de 20 à 60 centimètres de pluie, un étroit passage entre l'Himalaya et la Caspienne.

Pour l'Amérique du Nord, la contre-partie du courant humide atlantique semble se manifester sur le parcours de la zone de hautes pressions annuelles, par une large bande, allant de la Californie au détroit de Barrow, et embrassant la moitié occidentale du territoire des Etats-Unis. La chute de pluie y est inférieure à 60 centimètres, et^tombe au-dessous de 20, à la fois sur la dépression désertique duJGrand Lac Salé, trop voisine du maximum barométrique situé au large de San Francisco, et sur la contrée comprise entre la baie d'Hudson et l'Alaska. Par contre, le voisinage du centre de dépression annuel qui occupe la région des Aléoutiennes procure au littoral de la Colombie une chute de 130 à 200 centimètres et plus, qui se fait sentir dès les approches de San Francisco, mais n'étend pas son influence à l'est de la chaîne côtière.

Importance des conditions géographiques. — D'après tout ce

CONDITIONS GÉNÉRALES DU MODBLÉ TERRESTRE 6i

qui précède, on peut dire que la distribution des pluies, c'est-à-dire de l'agent le plus efficace du modelé terrestre, est déterminée par le concours de deux ordres de j)hénomènes : d'abord des circonstances cosmiques générales, qui tendent à faire naître une bande équatoriale' humide, entourée de deux bandes sèches, confinant elles-mêmes à des bandes circumpolaires mieux favorisées en humidité; ensuite des circonstances géographiques, proportions relatives des terres et des mers, relief de la terre ferme, conformation spéciale des océans, circonstances souvent assez puissantes pour renverser d'une manière complète l'effet que les conditions cosmiques produiraient à elles seules.

Un frappant exemple du régime exceptionnel que peuvent engendrer les particularités géographiques est offert par le Groenland. La plus grande partie de ce pays devrait, à en juger par sa latitude, jouir de conditions semblables à celles de la cote de Norvège. Mais, d'une part, le Groenland se trouve en dehors de l'action bienfaisante des courants d'air dérivés du Gulf-Stream ; même il est longé à l'est par un contre-courant froid venant du pôle, et que côtoie une branche détachée de l'extrémité nord du courant chaud de l'Atlantique, ce qui doit amener de fréquents conflits entre des masses d'air d'inégale température. D'autre part, le pays est situé dans le voisinage immédiat du minimum barométrique de l'Atlantique nord. En outre, son altitude moyenne est considérable ; plusieurs de ses montagnes dépassent 2000 mètres et le plateau neigeux central s'y élève jusqu'à 2700. Aussi voyonsnous la contrée ensevelie en entier sous une couverture glaciaire, dont l'épaisseur a été évaluée par M. Nansen entre 1500 et 1900 mètres.

A la vérité, en considérant que les observations pluviométriques donnent pour le Groenland des chiffres de précipitations assez faibles, 130 centimètres à Iviktut, 68 à Godthaab, 21 à Jakobshavn, 35 à Upemivik *, beaucoup de météorologistes sont enclins à penser que la calotte de neiges du pays est tout entière un héritage des temps glaciaires; «le sorte que les conditions actuelles, qui seraient impuissantes à engendrer cette calotte, lui fourniraient seulement de quoi réparer ses pertes. Mais, outre qu'il est difficile de comprendre que le Groenland jouisse seul du privilège d'un aussi juste équilibre, il convient de remarquer que toutes les obser\'ations sont relatives à la côte occidentale^ la seule habitable. Or les

'\, Hann, Handbuch der Klimalologie, p. 738.

vents dominants, en janvier comme enjuillet, étanlceux de nord-est, la côte occidentale ne reçoit les courants d'air qu'après qu'ils ont déchargé leur humidité sur une arête culminante, située à plus de 2000 mètres d'altitude, et très voisine de la côte orientale. Ce sont donc des courants d'air descendants, qui doivent se réchauffer par leur descente, et renseignent très inexactement sur les précipitations relatives à l'ensemble de la région.

Nous n'en voulons pour preuve que les perpétuelles rafales de neige qui ont assailli, en plein été, aussi bien l'expédition de M. Nansen que celle de M. Peary. Aussi croyons-nous que des études ultérieures modifieront les chiffres admis, en démontrant que le pays de la terre où le régime glaciaire sévit avec le plus d'intensité doit cette particularité à un ensemble de circonstances, où la situation géographique et le relief jouent un rôle beaucoup plus important que celui de la latitude.

Influence des lignes de relief. — Ce qui vient d'être dit sur la descente des vents, à partir de la crête du Groenland, nous amène à parler de la puissante influence exercée, sur l'abondance des précipitations, par les lignes de brusque relief. Il y a des années déjà que le caractère de cette influence a été très nettement formule par Cézanne dans ses Etudes sur les torrents des Alpes, Auparavant, on admettait volontiers que la pluie croissait avec l'altitude. Cézanne a démontré qu'il n'en était rien, et que, le plus souvent, le faite d'une ligne de hauteurs recevait moins de pluie que celui des versants qui était habituellement remonté par les courants humides.

C'est la thermodynamique qui rend compte de cet effet. Lorsqu'une montagne surgit en travers d'un courant aérien, non seulement elle le refroidit par contact en l'obligeant à monter, puisque la température de l'atmosphère s'abaisse, lorsque croît l'altitude, d'environ un degré centigrade pour 200 mètres ; mais en outre, l'air, qui rasait la mer ou les plaines, étant forcé de franchir un faîte, doit se raréfier en montant, puisque la densité de l'atmosphère diminue quand la hauteur augmente. Cette dilatation, en vertu des propriétés fondamentales des gaz, est une cause puissante de refroidissement et, par suite, de condensation de vapeur. Aussi peut-on dire qu'une ligne de relief exprime, en quelque sorte, l'humidité que le vent lui apporte, et cela d'autant mieux que l'obstacle est plus brusque.

Nulle part cet effet n'est mieux marqué que sur le littoral oriental de l'Océan Indien. La pluie annuelle, qui dépasse 200 cen-

tîmètres à Sumatra, en atteint 300 à Tembouchure de riraouaddv et 537 à Sandoway. Mais sur le massif qui surgit au nord du delta du Brahmapoutra, c'est bien mieux encore, et la chute moyenne y dépasse 1300 ou 1400 centimètres , pour se maintenir entre 250 et 400 sur tout le versant himalayen que le Brahmapoutra contourne après sa sortie du Tibet. De même, malgré Finfluence de la grande zone désertique, le haut relief de l'Himalaya permet à une bande favorisée de 200 centimètres de pluie de pénétrer jusqu'à l'angle du Pamir. En revanche, l'effet de ces chaînes est absolument local ; et l'air ne les a pas plus tôt franchies que, sur les régions en arrière, par exemple sur le Tibet, il se montre d'une sécheresse extrême, qui va en s'accentuant vers le nord. Cela s'explique, non seulement par l'humidité déjà perdue, mais par la contraction réchauffante que doit produire la descente au delà de la crête.

Tandis que Madras re(,*oit entre 60 et 130 centimètres d'eau, alors que le centre de l'Hindoustan appartient à la zone de 60 à 20, il suffit de la brusque saillie des Ghates occidentales, entre la pointe de la péninsule et Bombay, pour arracher à la mousson de sudouest une chute annuelle de plus de 200 centimètres, exactement localisée sur la montagne. Le haut massif abyssinien provoque la même exagération locale des pluies équatoriales, et les premières pentes du Fouta Djallon, près des sources du Niger, font dépasser à la chute de pluie, sur la côte africaine de Libéria, le chiffre de 330 centimètres. Le voisinage du versant oriental des ^Vndes suffit pour faire apparaître la zone des pluies dépassant 200 centimètres, quand tout le Brésil reçoit entre 130 et 200, à l'exception du rivage de Pernambuco à Bahia, où la saillie culminante de la côte déternnne tout le long une semblable augmentation.

Grâce aux montagnes qui la bordent, la côte australienne de lest est favorisée de la même façon, et les Alpes de la Nouvelle- Zélande, dressées contre le bord occidental de la contrée, font que 'a chute de pluie y atteint 283 centimètres, contre 130 sur le versant oriental. La Nouvelle-Guinée reçoit deux fois moins d'eau au sud qu'au nord, où le reli(^f se trouve concentré. A Madagascar, où les plus fortes altitudes sont collées contre l'Océan Indien, la chute d'eau, de l'ouest à Test, croît de moins de 60 à plus de 130. L'Ile Maurice reçoit 123 sur le rivage et 400 au sommet du Piton du Milieu. Sur la Jamaïque, le Mont-Blize, haut de 2236 mètres, reçoit 310 quand la côte en a 123 et tout l'intérieur de 200 à 230. En Europe, le maximum de pluie se produit sur la chaîne Can-

tabrique, les Alpes, le Caucase, les montagnes irEcosse et le bord occidental de la Scandinavie. En un mot, à part Fangle sud-est des États-Unis et celui de la Chine, qui Tun et Tautre doivent un maximum de pluie aux courants très chauds et humides que les circonstances géographiques engendrent dans leur voisinage immédiat, on peut dire que partout c'est le relief relatif qui est la cause principale des fortes pluies. Si bien qu'une carte de la distribution des pluies pour le globe équivaut par beaucoup de ses traits principaux à une carte hypsométrique *. Comme s'il était écrit que, chaque fois que les mouvements orogéniques auraient amené en saillie une portion de l'écorce terrestre, les agents extérieurs en recevraient ipso facto une nouvelle provision de force pour accomplir leur œuvre d'aplanissement.

Particularités des dépressions. — Par un remarquable contraste, autant les lignes de haut relief contribuent à aviver le travail des précipitations atmosphériques et par conséquent celui des eaux courantes, autant celles-ci sont paralysées dans leur énergie par le fait des grandes dépressions. C'est ce qui résulte clairement des chiffres suivants* :

On estime qu'il tombe annuellement, sur la terre ferme, environ 122 500 kilomètres cubes d'eau, lesquels, également répartis sur toute la surface continentale, v formeraient une couche de 844 millimètres d'épaisseur.

Mais, sur les 122 SOO kilomètres cubes de pluie (ou de son équivalent en neiges et brouillards) il y en a H3150 qui tombenc sur les territoires tributaires de la mer, et ceux-ci, occupant 115 300 000 kilomètres carrés, reçoivent ainsi une chute moyenne de 980 millimètres. Il reste, pour les dépressions sans écoulement extérieur, 9350 kilomètres cubes, et cette quantité, répartie entre les 30 millions de kilomètres carrés correspondants, ne représente qu'une couche annuelle de 315 millimètres. Ainsi l'on peut dire que les dépressions sans écoulement ne reçoivent jms le tiers de la quantité d'eau qui tombe sur les territoires drainés par la mer.

On pourrait penser que ce résultat tient à une coïncidence fortuite, (jui aurait placé toutes les dépressions dans les zones naturellement pauvres en humidité. Certainement une part mérite d'être faite à cette explication ; car les grands bassins fermés ont