IJ

Les différences, d'ailleurs très petites, ont toutes le même signe. Cette incertitude provient probablement de ce que le tube, du ballon, par lequel il était en communication avec le tube froid, était assez large pour permettre à Teau condensée dans le tube froid de retourner dans le ballon; le volume du tube en question était de 6,i9, et la température de ce volume ne pouvait être déterminée avec précision. Du i*este, une quantité de vapeur condensée restait peut-être aux parois du tube froid, quoiqu'elles eussent été mouillées avant Texpérience. A cause de cela, ces expériences ont été moins précises que les précédentes.

Déjà, en i838, le célèbre astronome Bessel avait prouvé (i) qu'une atmosphère indépendante de vapeur, comme celle supposée par Dalton^ est impossible avec la décroissance de la température avec la hauteur qu'on a constatée par les observations directes. En effet, après une certaine hauteur, la pression dans Tatmosphère de vapeur d'eau serait plus grande que la tension maxima correspondante à la température correspondante.

M. R. Strachey a publié à cet égard un mémoire intéressant (q). Il a prouvé que La pression de la vapeur d*eau décroît avec la hauteur beaucoup plus vite que dans une

(i) Hemerkungen ûber baramctrisches Hôhenmessen. Astron. Nachricliten. T. 16.

(a) On the distribution of aqueous vapours in the upper parts of tlio atmosphère. Prooeed. of the Ftoy. Society of London, 186 1.

atmosphère indépendante. Il a trouvé ce résultat immédiatement en calculant -£- pour des hauteurs difféi^entes diaprés les observations faites sur THimalaya par lui-même et par Hooker et d'après celles faites par Welsh pendant quatre ascensions en ballon, />o étant la tension de la vapeur à la surface terrestre et p la tension à la station supérieure. De 1^ il a calculé que la pression totale de la vapeur d'eau n'est (jue un quart de la valeur qu'elle aurait selon Dation.

En se basant sur les observations faites par M. Glaisher, pendant ses observations classiques, Lamont a calculé un cinquième 'seulement (i).

Les recherches de Strachej" ont été poursuivies par M. Hann (a). Il a calculé — pour un grand nombre d'observations faites sur des montagnes ou pendant des ascensions aéronautiques. Dans le tableau ci-joint on trouve les résultats calculés pour les observations suivantes :

i) Himalaya, a) : Observations de Hooker ; b) : celles de Strachey^ publiées par Slrachey ; c) : moyennes annuelles de Mahabuleshwar, Bombay ; Darjeeling, Goalpara ; Dodabetta, Madras ;

2) Arménie : Observations de Moritz sur TArarat;

3) Tenbriffë : Observations de Piazzi-Smith ;

4) Les Alpes ;

5) Ascensions aéronautiquks. a) : Observations de Welsh, calculées et publiées par Strachey ; b) : celles de M. Glaisher, pendant cinq ascensions en été ; c) : du même, trois ascensions en automne ; et d) : du même, trois ascensions en hiver.

M. Hann a donné la formule empirique :

p = po 10 =: po e

Pour une hauteur h exprimée en mètres, par laquelle on

peut calculer -fi- avec une précision très grande. On a en eifet : po

(I) Met. Zeitschr., 1868, T. III, p. 869.

(a) Die Abnahme des Wasscrdampfgohaltes (1er Atmosphûre mit zunehmender Hôhe. Met. Zeitschr., 1874, T. IX, p. 193.

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Hauteur en mètres 3o5 1219 a438 3658 4877 6096

p ( Observé .... 0,87 0,64 0,42 0,27 0,18 o,i3

po \ Calculé ,90 ,65 4^ ,27 ,18 ,12

Cette équation est de la même fonne que celles qui nous ont servi pour calculer les pressions dans une atmosphère indépendante. Pour une atmosphère de vapeur d'eau on a seulement à introduire C == 12829 ^^ ^^^ ^^ ^^^

La quantité de vapeur d'eau (en kilogi*ammes) contenue dans un mètre cube d*air à la surface terrrestre, est (So = le poids spécifique de Tair) :

^ o So p o,ooio58

Par conséquent à une hauteur de h mètres cette quantité est :

A , . o,ooio58 6517.

Or, pour obtenir le poids total depuis le sol jusqu'à la hauteur h dans une colonne d'air d'une base d'un mètre carré il faut intégrer l'équation

h ^ C o,ooio58 6517. ..

En admettant i' z= -^ , on a

^ o,ooio58 ^r vv I ( """6517^

/ax ^ O,00Io58 00 ( " ^^A

(3) ou Q = j y^^f P« 283o Vi - 10 /.

En calculant (3) pour une hauteur très grande ou égale à la

hauteur de l'atmosphère, la quantité négative — 10 -^ dis-

parait, ou du moins peut être négligée. Alors il est évident que la

vapeur d'eau qui existe actueilemeut dans Fatmosphèi^e est à la quantité qui y existerait dans une atmosphère indépendante dans la relation

a83o : laSag ou o,aa : i

ce qui est à peu près la même relation que celle admise par Strachey et Lamont,

Il est évident que les formules de M. Hann n*ont de valeur que pour les états moyens. A un moment donné la distribution de la vapeur d'eau est toujours plus ou moins irrégulière, et Taéronaute rencontre souvent des variations brusques dans des couches immédiatement superposées.

Causes de la pluie. — Avant de terminer ce chapitre nous devons donner un exposé succinct des différentes causes de la pluie. La théorie la plus ancienne et pendant longtemps généralement adoptée est celle de James Hutton (i), théorie qu'il a exposée dans un mémoire présenté à la Société Roy. d'Edimbourg en 1784. Selon lui, le mélange de deux i^olumes d'air, tous les deux saturés, ou à peu près, est toujours accompagné d'une précipitation ou condensation.

Il prouve que cela doit avoir lieu, si « la solution de Teau dans Tair » croit plus vite que la température, et que par conséquent la courbe représentant la relation entre la température et la quantité de Feau en dissolution dans Tair est convexe vers l'axe des températures. Si la quantité de l'eau était proportionnelle à la température, la courbe deviendrait une ligne droite et un mélange n'amènerait aucune précipitation. Enfin, si la quantité d'eau augmentait moins vite que la température un mélange rendrait l'air plus sec.

;i) The Theory of Rain, Transactions of tlie Roy. society of Edinburgh. Vol. L

II est évident quun mélange de deux volumes d*air à températures différentes cause souvent une condensation perceptible. Hutton cite le fait que Thaieine devient visible dans un air froid et humide.

En décrivant les rigueurs de l'hiver à Toméa, Maupertms dit (i) : « Lorsqu'on ouvroit la porte d'une chambre chaude, Tair de )) dehors convertissoit sur le ' champ en neige la vapeur qui s'y » trouvoit, et en formoît de gros tourbillons blancs. » C'est là un phénomène bien connu des habitants des pays du Nord.

Hutton a donné dans le même Mémoire une théorie complète de la pluie dans les différentes parties de la terre. Les mesures des tensions maxima de la vapeur d'eau à des températures différentes par Dalton donnaient un appui à la loi de Hutton, En effet, considérons deux volumes égaux d'air saturé, l'un d'une température de -f- lo® et l'autre d'une température de -f 20°. Alors les tensions des vapeurs d'eau seraient respectivement 9,2"»m et 17,4™™. Le mélange de ces deux volumes aurait une température de + i5<> et la tension moyenne serait i33min. Mais, à + i5<>, la tension maxima n'est que 12,7'»™ seulement, d'où il résulte qu'une certaine quantité de la vapeur d'eau doit être condensée par le mélange.

Cependant, dans ce cas, à cause de la chaleur dégagée par la condensation, la températui*e ne descend pas jusqu'à -f i5<^, ce qui diminue notablement la quantité d'eau condensée. C'est pourquoi on ne peut pas considérer le mélange de deux volumes d air à des températures différentes comme une cause de pluies abondantes. Déjà , en 1874 , M. Hann la prouvé pour un cas spécial (a).

M. Renou a publié dans l'annuaire de la Société Météorologique pour 1866 une théorie de la pluie dans laquelle il passe en revue les différents modes de condensation de la vapeur d'eau, il rappelle que le brouillard peut rester sous forme liquide jusqu'à une température très basse au moins — ai et cite ses propres observations à ce sujet.

Il pense avec Kœmtz, qu'il est nécessaire qu'il y ait deux

(i) U agure de la Terre, etc. Paris, 1738, p. 58. (2) Meteor. Zeilschrlfl. Bd. IX, p. 294-95.

couches de nuages pour produii'e la véritable pluie, la couche supérieure étant formée par des nuages cirritbrmes qui se mélangent avec les nuages inférieurs et déterminent la précipitation de la plm«, ou la formation de la grêle quand Teau des nuages aqueux est à l'état de surfusion. (( Le seul refroidissement de l'air saturé d*humidité ne produit pas de pluie ; le mélange de deux masses d'air saturées n'en peut donner que quand il y a une différence considérable de tempéi'ature entre les deux masses d'air qui viennent se mêler, ce tpii ne peut avoir lieu qu'en hiver ... ce qu'on voit quand un vent chaud du sud est superposé à un vent froid du nord.

» On avait cru, autrefois que la basse température des couches )) élevées de l'atmosphère provenait de leur refroidissement par » rayonnement, tandis qu'il n'est que le résultat du mélange inces- )) sant des couches d'air de toutes les hauteurs et M. Duponchel )) a fait voir récemment que la loi de décroissement résulte sim- )) plement de la théorie dynamique de la chaleur. »

M. Renou examine aussi les causes de la distribution de la pluie à la surface du globe et montre que la pluie croît :

Avec la température qui permet à l'air de dissoudre des quantités d'eau de plus en plus considérables ;

Avec l'humidité et par conséquent avec la distance a la mer dans la direction du vent dominant ;

Avec la fréquence et l'importance des grands abaissements du baromètre et du thermomètre ;

Enfin la forme du sol a une influence considérable sur le phénomène de la pluie. « Un sol ascendant et concave vis-à-vis des vents pluvieux favorise le refroidissement de l'air par son ascension et surtout l'arrête et l'accumule. ».

Dès l'année 1867, M. Peslin a montré que la cause principale des pluies réside dans le refroidissement dynamique d'un courant d'air ascendant. Dans un mémoire ; Sur les mouvements généraux de l'atmosphère, publié dans l'atlas météorologique de l'Observatoire de Paris, il a pour la première fois appliqué les formules de la thermo-dynamique aux phénomènes atmosphériques et étudié les variations de température d'une masse d'air, saturée ou non saturée, qui s'élève ou s'abaisse dans l'atmosphère. Il

explique les pluies qui accompagaeat la tempête de la manière suivante :

(( Diaprés notre théorie, toute tempête en voie de développement normal doit donner naissance à des pluies ; car ce n*est qu'après que le point de saturation est dépassé que le travail correspondant au mouvement ascensionnel de Tair devient moteur. La quantité de pluie versée est la différence entre la porportion de vapeur d*eau contenue dans Tair au moment où il est aspiré par la tempête, et celle qu*il conserve au moment où il est rejeté dans les régions supérieures de l'atmosphère tranquille. Comme la hauteur à laquelle s'étend la tempête est généralement fort considérable, d'après tous les faits connus, Tair rejeté dans les hautes régions a une température plus basse de ao à 3o degrés que celle de Tair pris dans les régions inférieures et par suite ne peut retenir que le tiers, le quart, ou une fraction plus petite de la vapeur d'eau qu'il contenait primitivement. On peut ainsi expliquer : comment les averses qui accompagnent les tempêtes peuvent être si abondantes : comment la hauteur de pluie tombée en vingt-quatre heures peut souvent dépasser 3 centimètres sur une très lai^e surface en Europe ; ce qui, réparti sur l'atmosphère totale dont le .poids correspond à 10^,33 d'eau, représente une proportion moyenne de vapeur d'eau précipitée

q r= — -J-5« = o,oo3 ;

c'est-à-dire au moins la moitié de toute l'eau en suspension dans l'atmosphère, à nos latitudes, dans les conditions ordinaires. A nos latitudes en eflet, la proportion d'eau atteint rarement les cbiilres suivants :

ilude . .

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» La théorie généralement admise jusqu'à ce jour, qui attribue la pluie au mélange de deux couches d'air de températures différentes, me paraît insuffisante pour rendre compte des averses qui accompagnent les tempêtes. »

Dans sa théorie des cyclones, Marié^Dai^^ (0 ^ adopté les idées de Hutton, avec une modification essentielle ; « nous trouvons », dit-il, (( que du simple mélange de deux masses d'air inégalement chaudes peut résulter une abondante condensation de vapeur ». La condensation de la vapeur amènera, il est vrai, une restitution de chaleur latente devenue libre et, par suite, une élévation dans la température du mélange ; mais ce réchauffement, résultat de la condensation, peut la réduire et non Tannuler.

Parmi les courants convergeants au-dessus du disque tournant (a), les uns sont horizontaux et amènent de Tair chaud et humide, les autres verticaux en amènent de plus froid pris dans les régions supérieures, moins chaînées de vapeur, il est vrai, mais non complètement sèches. Au point où ces courants se touchent il se forme des nuages plus ou moins épais et souvent des pluies torrentielles.

Cette théorie est en contradiction complète avec la théorie mécanique de la chaleur, car de l'air, venant des régions supérieui*es, ne garde pas la basse température qu'il peut avoir et s'échauffe en descendant. Il est juste de remarquer qu'en 1866, époque à laquelle M. Marié-Daçry publia sa théorie, la thermodynamique n'était pas aussi développée qu'aujourd'hui.

Ainsi la condensation causée par le simple mélange de deux masses d'air inégalement chaudes serait notablement augmentée parle froid qu'amèneraient des masses d'air provenant des régions supérieures de l'atmosphère. M. Faye^ dans ses nombreux travaux sur les cyclones, a indiqué comme principale cause de pluie, le froid produit par la fusion des cirrus entraînés par le courant descendant qui, d'après lui, forme la partie principale de la masse du cyclone.

Il est évident que l'hypothèse de M. Fqye nécessite la présence d'une quantité de glace énorme, comme on le verra plus loin.

(i) H. Marlé-Davy: Météorologie. Les mouvements de l'atmosphère et des mers considérés au point de vue de la prévision du temps. Paris, 1867, p. 9a8-aa9.

(a) Gomme nous l'avons vu précédemment, Marié-Bavy pense qu'un tourbillon cyclonique est un ventilateur d'une immense étendue; et qu'une forte aspiration se produit dans le sens de l'axe et appelle l'air des régions atmosphériques situées au-dessus du disque tournant pour restituer l'air refoulé du centre à la circonférence par l'effet de la rotation.

Liv. 2. Mél. Dvri. — 8.

Dans les conditions où un gaz varie de volume i> et de pression j9, sans absorber ni dégager de chaleur (conditÎQiis qu'on peut admettre pour une masse d'air s'élevant ou e'abaifteant dans Talmosphère, surtout si cette masse d'air se meut dans un tourbillon), on a les relations simples :

Pi PI = Pî Pi

et k

S == (s) ^ ' , où Ti = 2;3 + ti, T2 = 273 4- U

et k = ^ = i,4o5, c'est-à-dire le rapport entre les chaleurs

spécifiques de Tair à pression et à volume constants.

Prenons un exemple. Dans son ascension remarquable avec le ballon Phœnix, à Berlin, le 4 décembre 1894, M. Berson (i) dépassait une hauteur de 9000 mètres. Là-haut^ il observait une pression barométrique de aSi mm. et une température de — 4<^, la sécheresse de Tair étant extrême. Supposons qu'une masse de cet air eut été douée d'un mouvement descendant sans absorber ni dégager de chaleur, alors, la température se serait élevée à zéro déjà à une pression

Arrivé à la hauteur ordinaire des nuages de pluie, où la pi^ssion se serait élevée à 640 mm., cet air devrait être échauffé jusqu'à -|- ag^". Evidemment il ne pourrait pas causer une condensation de vapeur I

Au contraire, un air descendant amène souvent un échauffeiiient considérable. On sait que M. Hann a depuis longtemps prouvé que la chaleur et la sécheresse caractéristiques pour le Fœhn au Nord et le Sirocco au Sud des Alpes, doivent être attribués à la chaleur dynamique dégagée au sein des courants d'air descendants.

On a aussi quelquefois émis l'opinion qu'un courant d'air

fi) Zeitschrift. fur Luftschiflahrt und Physik der Atmosphâre, 18941 p. 3ii.

deseendant amènerait avec lui des masses de cristaax de glace, qui forment les nuages supérieurs, les cirrus et les cirrostratus (i). U est facile de démontrer qu'une pluie abondante ne peut jamais naître par cette cause.

A la hauteur de 9.ooo mètres, M. Berson est entré dans une couche mince de cirro-stratus consistant en flocons de neige légers. Admettant que le courant descendant, dont nous avons supposé Texistence, eût entraîné avec lui- une masse de tels cristaux de glace, le courant aurait dû s'échauffer comme auparavant jusqu'à zéro [sauf que sa chaleur spécifique est un peu augmentée par la présence de la glace], mais, après ce moment, la chaleur dégagée étant constamment consommée par la fusion de la glace, le gaz subit une compression sans variation de chaleur.

Or, la chaleur Q dégagée depuis la pression de 4^ vam^ à celle de 640 mm. dans chaque kilogramme d'air est doimée par l'équation :

Q = A R T log nat. p-^ = ^ log nat. ^^

d'où Q = 6,5i calories,

ou pour un mètre cube à o» et à la pression de 640 mm.

-^~- 1,393 X6,5i = 7,09 calories.

Mais 7,09 calories suffisent pour fondre ^!^ = 0,0886 kilogrammes de neige.

Les nuages supérieurs étant très légers, on ne peut guère admettre qu'une telle quantité de glace soit répandue dans chaque mètre cube d'air. Or il ne resterait rien qui puisse causer une condensation à la hauteur des Nimbus. Même sll en restait une petite quantité elle ne suffirait^ dans aucun cas, à produire une pluie abondante, d'autant plus que la chaleur de condensation de la vapeur d'eau est beaucoup plus grande que la chaleur de fusion dé la glace (a).

(i) Voyez les travaux de M. Renou 1866, de Muhry et ceux de M. Paye.

(a) Un mètre cube de vapeur d'eau saturée à zéro a besoin de — î — X 6o6,5 —

aio,7 a,K8 calories pour être condensé en eau de la même température.

?iNSf*fr''^

Ainsi il reste donc prouvé qu'un courant d'air descendant ne peut pas causer de pluie, mais qu'il doit au contraire augmenter la sécheresse et éleper la température.

Mais, si Tair descendant s'échaafle, il est évident qa*un courant d'air ascendant doit se refroidir. En effet, la cause principale et ordinaire de la pluie est le refroidissement d'un courant d'air ascendant,

M. Hann a calculé le tableau suivant (i) :

I. Duninution de la température pour loo*» dans un courant d'air |

ascendant saturé de vapeur d'eau