CHAPITRE VIII

La température de l'atmosphère.

Le mouvement de rotation auquel est soumise la Terre, et qui fait défiler successivement tous les méridiens devant le Soleil au coursd'une même journée, le mouvement de translation dont elle est animée et qui lui impose autour de Tastre une révolution d'une année effective sur une trajectoire elliptique; l'obliquité de son axe de rotation sur son orbite à laquelle il n'est pas perpendiculaire, tout cela comporte pour les différents points du globe des inégalités au point de vue de la direction plus ou moins inclinée des rayons solaires qui le frappent, de la durée de l'insolation qui lui arrive ainsi, et de l'intensité de réchauffement modifiée d'un jour à l'autre par la distance variable du Soleil aux points de la Terre que viennent échauffer ses rayons.

Une autre raison fait que les différents points de la surface de notre globe sont inégalement échauffés : c'est le défaut d'homogénéité de Técorce terrestre. D'abord, près des 3/4 de sa surface sont recouverts par les océans^ dont la grande chaleur spécifique d'une part, dont la matière homogène d'autre part, permettraient l'établissement des régimes de température ; mais, d'autre part, le sol continental est fait d'inégalités : ici c'est une plaine aride, là une terre fertile, plus loin des montagnes, puis des forêts qui

LA TEMPÉRATURE DE l'aTMOSPHÈRE ^ 147

absorbent inégalement les rayons calorifiques, et accentuent Tinégalité thermique présentée par les différents lieux du globe.

On comprend donc que Tatmosphère, reposant sur ces supports à température aussi variable, ne puisse pas avoir une température uniforme.

D'autre part, dès que la température d'une masse d'air varie, la densité de cet air varie également : plus chaud, il devient moins dense; plus froid, son poids spécifique augmente: or, dès qu'il y a variation de densité de l'air, il y a variation dans la pression exercée par cet air, et dès qu'il y a entre deux points d'une masse gazeuse une différence de pression, il y a mouvement du gaz froid vers le gaz chaud. L'étude de la température est donc à la base de celle des mouvements de l'atmosphère : cela seul suffirait à en souligner l'importance, sans parler du rôle capital qu'elle joue dans la climatologie générale du globe.

La notion de « température » est essentiellement différente de celle de « chaleur » : deux vases pleins d'eau, l'un contenant un litre, l'autre en renfermant cent, tous deux à la température de 0*", par exemple, sont mis simultanément, chacun sur un fourneau. Quand l'eau est en ébuUition dans les deux vases, les thermomètres qu'on y plonge indiqueront la même «température)» pour les deux : cent degrés et cependant, il a fallu brûler 100 fois plus de pétrole pour faire bouillir l'eau du second que celle du premier, c'est-à-dire dépenser cent fois plus de.« chaleur » ; et, alors que c'est le calorimètre qui sert à mesurer la quantité de chaleur, c'est le thermomètre qui est l'instrument de la mesure des températures.

C'est après l'invention du thermomètre et du baromètre qu'on est parvenu, par des approximations graduelles, à la connaissance des lois fondamentales de Mariotte et de.Gay-Lussac. On a appris à faire la

14S LES PROBLÈMES DE l'atUOSPHÈRE

dilîérence entre la notion de chaleur et celle de température ; et la découvertedesloisdeiacongélationetde lafusionput fournir auxfondateurs de laThermodynamique tes matériaux nécessaires à l'édillcalion de leur œuvre. On doit donc trouver les lois de la Thermodynamique à la base de l'étude de l'atmosphère, et dans ce genre d'études, c'est la température qui joue le rôle prépondérant.

Je n'ai pas à dire ici comment on mesure la température, ni à décrire les thermomètres sur lesquels s'étendent longuement les ouvrages de Physique élémentaire. L'échelle centigrade est aujourd'hui usitée partout, sauf en Angleterre et aux Etats-Unis. Le thermomètre à mercure, entre les mains de physicien comme Ed. Guillaume, est devenu un instrument de haute précision; ses points fixes se déterminent avec la plus grande rigueur. Disons enfin que dans les calculs de thermodynamique et de cinétique des gaz, le zéro, origine des «températures absolues» n'est plus la température de la glace fondante, mais bien un pointsitué273 degrés au dessous de notre zéro usuel, et qui a reçu des physiciens le nom de zéro absolu.

L'air, en effet, suit la loi de Gay-Lussac : chauffé sous pression constante, il subit, chaque fois que la température monte d'un degré, une augmentation de volume égale à la '413' partie de son volume à la température de la glace fondante, c'est-à-dire au zéro usuel. Si, au lieu de maintenir constante la pression qu'il supporte, on l'astreint à occuper un volume invariable, c'est un par un accroissement de pression qui se traduira l'action de la chaleur, et, pour chaque degré dont s'élèvera la température, la pression du gaz maintenu à volume constant croîtra de la 273' partie de la pression qu'il avait à zéro.

Si donc on refroidit de plus en plus un gaz au des-

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SOUS de notre zéro usuel, son volumtî, à pression constante, diminuera de 1/273* de sa valeur pour chaque degré dont s'abaisse la température, de sorte que si l'on parvenait à atteindre la température de 273 degrés au-dessous de zéro, la diminution de volume serait 273/273, c'est-à-dire que le gaz n'occuperait plus de volume du tout. Si dans les mêmes conditions on l'avait refroidi à volume constant, c'est la pression qui serait nulle à cette température, de — 273<*.On voit pourquoi on a pris pour zéro absolu celte température en quelque sorte asymptotique, à laquelle un gaz, refroidi à volume constant, n'aurait plus de pression, et refroidi à pression constante, n'aurait plus de volume du tout. Les physiciens dans les admirables recherches faites au « Laboratoire du froid » de Leyde, en mettant à profit l'évaporation de l'hydrogène et de l'hélium liquides, se sont approchés de très près de ce zéro absolu et ont atteint la température extrêmement basse de — 270^ : c'est actuellement semble-t-il, le «record du monde ». Quant au zéro absolu, notre grand physicien Amagat a démontré que c'était la température de l'Espace intersidéral. Ainsi l'atmosphère se trouve comprise entre deux barrières thermiques de nature bien différente : l'une, le sol terrestre, à la surface duquel la température moyenne^ pendant toute l'année, est 15^i, d'après les calculs du professeur Spitaler ; l'autre, l'Espace, dont la température est — 273*^. Comment se propage la chaleur dans les couches raréfiées qui terminent l'atmosphère du côté du froid de l'Espace ? Ces échanges se limitent-ils à l'épaisseur de l'atmosphère « effective », jusqu'à l'altitude de 80 kilomètres environ, ou bien se poursuivent-ils dans les ultimes i*égions, tant qu'il y existe, même très clairsemées, des parcelles d'air réduites à des molécules d'hydrogène et d'hélium ? L'air a, comme tous les corps, une conductibilité thermique et deux chaleurs spécifiques,

Tune sous pression constante, Tautre sous volume constant : on sait le rôle que joue, en thermodynamique, le rapport de ces deux dernières grandeurs. Dans quelles proportions interviennent-elles dans le mécanisme de la répartition des températures dans la masse énorme de Tatmosphère ? et peut-on extrapoler à cette échelle, en appliquant à de tels volumes gazeux, dont les couches inférieures sont toujours en mouvement, et pour de tels écarts de température, les lois de la Physique vérifiées dans nos laboratoires .au cours d'expériences faites sur des quantités très limitées de gaz?

Cependant, la Physique est une science exacte ; elle est même le type de la science exacte, puisqu'elle peut appliquer les admirables ressources de l'analyse mathématique aux résultats qu'obtfennent expérientalement les chercheurs. Mais, comme nous venons de le dire, les étroites limites de nos expériences de laboratoire ne nous permettent pas d'en généraliser, avec certitude, les résultats pour les appliquer aux masses, pratiquement infinies, de Tair de l'atmosphère ou de l'eau des océans. 11 faut donc que nous élargissions le champ de nos investigations, que nous cessions de les limiter à la pellicule d'air qui recouvre le sol et que nous étendions nos recherches à toute l'épaisseur de notre enveloppe atmosphérique.

L'étude de la température de l'air, si importante au point de vue de ses lois générales, n'a guère été faite^ jusqu'à ces dernières années, que dans les parties de l'atmosphère en contact avec le sol terrestre : elle ne nous donne donc que des statistiques insuffisantes. Sans doute, ces statistiques sont nécessaires, comme sont nécessaires à la construction d'un édifice les charrettes de sable et de pierres que l'on amène au chantier, mais il faut, tout de même, des maçons et surtout des architectes.

LA TEMPÉRATURE DE l'aTMOSPHÈRE 151

Les résultats de ces mesures de températures dans les couches inférieures- de Tair sont ceux qui sont exposés dans les ouvrages de physique élémentaire et de météorologie. Nous allons les résumer rapidement.

La température subit des variations irrégulières et des variations régulières. Les premières se produisent, tantôt dans 1& sens d'un accroissement, tantôt dans le sens d'une diminution de la température moyenne : leiirs effets s'annihilent à peu près les uns les autres.

Les variations régulières de la température ont, à l'inverse des précédentes, une importance beaucoup plus grande. Chaque jour la courbe du thermomètre enregistreur passe par un maximum et par un minimum, pour les régions des zones tempérées et équatoriales : dans les régions polaires où les jours, pendant la saison chaude, ont des durées de plus de 24 heures, les oscillations du thermomètre suivent une loi différente, et aux pôles même, le jour des solstices, il n'y a, théoriquement du moins, aucune variation thermométrique, puisque le Soleil conserve, pendant 24 heures, la même hauteur au-dessus de l'horizon, aux variations près de sa déclinaison, variation très faible, d'ailleurs, puisque cette déclinaison est alors à son maximum ou à son minimum.

L'heure de la température la plus basse est toujours voisine de celle du lever du Soleil : la Terre, ne recevant aucun rayon calorifique qui l'échauffé pendant la nuit, se refroidit, au contraire, par le rayonnement nocturne vers le ciel ; ce rayonnement abaisse graduellement la température jusqu'au moment où réapparaissent les causes extérieures de réchauffement, c'est-à-dire jusqu'au lever du Soleil.

Quant à l'heure du maximum, elle devrait être celle du passage de l'astre au méridien : en réalité, le maximum de température ne se produit, en un lieu

152 LES FROfiLÈUES DE l'aTUOSPHÈBE

donné, que deux ou trois heures après le midi vrai. C'est une conséquence de l'inertie de la matière, inertie qui existe dans le domaine thermique aussi bien que dans le domaine mécanique. De même qu'il faut un certain temps pour qu'une force Fasse sentir son effet à une masse déterminée, il faut un certain temps pour qu'une quantité de chaleur échauffe la température d'une quantité déterminée de matière. Ce n'est pas au moment ou le chauffeur jette du charbon dans son foyer que la locomotive commence à aller plus vite : ce n'est que quelque temps après. En réalité, le maximum diurne de températurc suit le midi vrai à un intervalle de temps essentiellement variable suivant la nature de la surface terrestre au lieu considéré. Au-dessus des océans, dont les masses liquides sont lentes à s'échauffer autant que lentes à se refroidir, étant donnée la grande chaleur spécifique de l'eau qui les constitue, le retard est àpeine d'une demi-heure, alorè qu'il peut atteindre deux et même trois heures au-dessus des continents : il est plus considérable l'été que l'hiver, plus considérable aussi par ciel découvert que par ciel nuageux.

our, il y a donc un maximum et un minimpérature. Leur différence constitue l'amodiquc do l'écart ; mais si, au cours d'un it la moyenne des maxima et des minima, par la différence, l'amplitude apériodique.

dernière qu'étudient surtout les météoro-

ide varie suivant la latitude : elle croit du ateur. Elle varie suivant la saison ; à Paris, e atteint presque 10° en juillet, elle n'eal ie 4' en janvier. Elle varie avec la nébulo- )our effet d'en diminuer la valeur. Enfin, vec la nature de la surface terrestre : faible

LA TEMPÉRATURE DE l'aTMOSPHÈRE 153

au-dessus des océans, elle est maximum au-dessus du sable brûlant des déserts. Ainsi, au-dessus des mers, elle ne dépasse guère 2*>, alors qu'elle atteint 25** au centre d« continent asiatique.

Dans le but de rendre plus expressifs les résultats de l'étude des températures, on calcule les moyennes diurnes, en prenant la moyenne arithmétique de 24 températures horaires ; les moyennes mensuelles eu prenant la moyenne des 30 moyennes diurnes d'un même mois, et les moyennes annuelles en prenant la moyenne des 12 moyennes mensuelles d'une même année. On a constaté empiriquement que, pour le climat de Paris, on pouvait remplacer le calcul monotone des moyennes diurnes en prenant les 19/20 de la moyenne entre le maximum et le minimum de chaque jour.

L'étude des moyennes annuelles est importante au point de vue de la répartition des températures à la surface de la Terre, mais c'est surtout l'étude des moyennes mensuelles qui est intéressante, car elle a conduit à la division des climats. On pourrait, évidemment, appeler « climat » la résultante de tous les facteurs météorologiques en un même lieu : température, pression, vent, humidité, pluie, etc.; mais la complexité môme de la définition rendrait impossibles, ou tout ou moins très difficiles, les mesures quantitatives. On a préféré définir les climats uniquement à l'aide des moyennes de température ; et pour cela, on a pris les moyennes mensuelles et non les moyennes annuelles comme on aurait pu être tenté de le faire. La moyenne annuelle, en effet, peut être la même en deux lieux différents et cependant correspondre à des conditions climatériques qui ne seraient nullement comparables. Ainsi, pour une station dont la température serait toute l'année de 10**, la moyenne annuelle serait forcément égale à 10°. Prenons, au contraire, une autre station où la moyenne des mois froids soit

zéro, et la moyenne des mois chauds de 20**, la moyenne annuelle serait aussi de 10^, et cependant, alors que la première station était caractérisée par une température constante et régulière, la seconde est poumise à des écarts considérables qui y rendent les conditions de la vie tout à fait différentes.

On a donc pris, pour caractériser le climat d'un lieu, les différences entre la température moyenne du mois le plus chaud et celle du mois le plus froid. Si cette différence est comprise entre 0° et 10° le climat est régulier ou marin ^ ce dernier adjectif rappelant le fait de Faction régulatrice que les mers exercent sur la température; c'est, par excellence, le climat des îles : Madère, Ténériffe, Hawaï, etc. Si la différence dépasse 20° le climat est excessif ou continental : exemple, celui de la Sibérie, et, en Europe, celui de la péninsule des Balkans. La différence est-elle comprise entre 10** et 20°? Nous avons alors le climat moyen^ dont le type est celui de l'ouest de la France.

Ce n'est pas que la considération de la moyenne annuelle soit inutile : elle sert à greffer une seconde classification sur la première. Un climat peut être régulier, par exemple, en un lieu où il fait froid toute Tannée, et en un lieu où il fait chaud pendant le même temps : cependant, pour être réguliers tous deux, ces deux climats seront très différents. On a donc pris rhabitude de nommer climats tempérés ceux des lieux où la moyenne annuelle est comprise entre 0° et 20°, climats chauds ceux où elle dépasse 20°, et froids ceux où elle tombe au-dessous de zéro. Dans les études régionales de température, on arrive à subdiviser ces divisions générales : rien que pour la France, on admet les climats girondin, séquanien, vosgien, armoricain, méditerranéen et central. Mais Tétude de ces subdivisions étant intimement liée à celle des accidents qui constituent le relief du sol, est plutôt du domaine de la géographie. La remarquable Météore*

LA TEMPÉRATURE DE l' ATMOSPHÈRE 155

logie agricole de M. Paul Klein contient, d'ailleurs, un des meilleurs exposés qui en puissent être faits.

Les écarts absolus de température observés à la surface du globe peuvent être énormes. Ainsi, dans le Sahara, on a observé authentiquement la température de 4- 51° à Vombre (au soleil, sur le sable, elle est beaucoup plus élevée), alors qu'à la Nouvelle- Zemble, le thermomètre à minima a indiqué — 72** et qu'à Verkhoïansk, dans la Sibérie orientale, on a observé — 73** en décembre 1893. Telles sont les températures extrêmes de l'atmosphère dans lesquelles l'homme peut être appelé à vivre. Mais les écarts peuvent être plus pénibles à supporter, encore que moins considérables, s'ils se produisent en un même lieu au cours d'une même année ou, surtout d'une même journée. Ainsi, à Verkhoïansk, dans l'année même où l'hiver avait amené la température de — 73**, on avait observé, au mois de juillet, la température de +31** à l'ombre ; cela fait, pour les habitants de ce coin de terre privilégié, un écart de cent quatre degrés! A Paris, d'ailleurs, nous avons eu — 25**,6 pendant l'hiver de 1879-80, et nous avons observé -f39**2 en juillet 1904. En France, le minimum a été —32*» en 1878-79 et le maximum +42%9 à Montpellier pendant l'été de 1904. Enfin, l'écart au cours d'une même journée peut être très grand dans les localités éloignées de la mer : à Lisbonne, il n'est que de 6° en août, alors qu'à Madrid, au centre de l'Espagne, il est, pendant le même mois, de 15*>, et de 23** dans une oasis saharienne.

On conçoit aisément que la moyenne mensuelle varie parallèlement au cours des saisons : à Alger, elle varie de 12*^1 en janvier à 25** en août, en passant par les valeurs intermédiaires de 16** en avril et de 23*^ en sejptembre. L'amplitude de l'écart entre le mois le

plus froid et le plus chaud est grande quand on s'éloigne de TAtlantique où circule le chaud courant du Gulf-Stream : elle est moins grande quand on s'éloigne des côtes du Pacifique.

Il arrive souvent que, pendant une saison déterminée, des températures exceptionnellement hautes ou basses s'abattent sur une région et y persistent pendant des jours et même pendant des semaines : on dit alors qu'il y a une vague de chaleur ou une vague de froid. Rien n'est plus impropre qu'une pareille appellation, car le mot « vague », éveillant dans l'esprit l'idée de mouvement ondulatoire, fait penser aussitôt à un phénomène périodique ; or, il n'en est rien, et ces persistances, souvent très pénibles, de chaud ou de froid, ne sont pas périodiques, mais essentiellement accidentelles.

Tous les phénomènes de l'atmosphère sont intimement liés les uns aux autres. Les variations de la température et celles de la pression atmosphérique sont connexes. On constate, quand on étudie, au, cours d'une période de plusieurs années, la répartition des pressions, que ces « vagues » de chaleur ou de froid accompagnent toujours un régime de haute pression barométrique qui s'installe sur une région ; autrement dit, elles sont caractéristiques des régimes anticycloniques. Ainsi, pendant le grand hiver de 1878-79, un régime anticyclonique a persisté pendant près de deux mois sur l'Europe centrale, et a causé la durée des grands froids de cette année.

La température varie avec l'altitude, à mesure qu'on s'élève dans l'atmosphère, et la loi générale de cette variation est une loi de décroissance. Cette diminution de la température avec la hauteur tient à plusieurs raisons. Tout d'abord, l'air, surtout dans les couches supérieures, pauvres en poussières susceptibles d'absorber la chaleur du Soleil, est très transparent pour cette dernière : il s'échauffe donc peu tandis

LA TEMPÉRATURE DE l' ATMOSPHÈRE 157

que le sol s'échauffe beaucoup, et communique ensuite la chaleur qu'il a acquise aux couches d*air qui reposent immédiatement sur lui. De plus, la pression diminue suivant une loi logarithmique à mesure qu'on s'élève dans l'atmosphère. Dès lors, qu'une masse d'air chauffée par son contact avec la terre, et, par suite, moins dense, vienne à s'élever? Elle arrive dans des régions où la pression est plus faible, elle s'y détend et en se détendant elle se refroidit, comme le veulent les lois de la thermodynamique.

C'est à l'aide de ces lois précisément, qu'on' a pu calculer quel devait être l'abaissement de température d'une masse d'air qui s'élève dans l'atmosphère sans faire d'échange de chaleur avec les couches voisines : c'est ce qu'on appelle le gradient adiabatique. On trouve ainsi que la température de l'air absolument sec doit baisser de 1° par 100 mètres ; si cet air est légèrement humide mais non saturé, l'abaissement est de 1° pour 104 mètres ; et enfin, si l'air est saturé d'humidité, étant donné que la vapeur, en se condensant, restitue de la chaleur, l'abaissement de température n'est plus que de 1** par )cOO mètres.

C'est cette inégalité du gradient thermométrique de l'air sec et de l'air saturé qui a permis d'expliquer un phénomène qui fut longtemps inexplicable : je veux parler du fœhn, ce vent chaud qui souffle dans les vallées des Alpes suisses.

Quand la pression est basse sur la Suisse, en B et haute sur la Méditerranée et l'Italie du Nord, en A- (fig. 20), le vent souffle de l'Italie vers les Alpes qu'il escalade ; mais sur la Méditerranée, sur les plaines humides du nord de la Péninsule, il s'est saturé d'humidité. En montant le long des Alpes, il va donc perdre un degré par 200 mètres en se dépouillant en même temps de toute sa vapeur qui se condense sur les flancs méridiohaux des montagnes» Quand il fran-

chit les crêtes pour j^edescendrQ dans les vallées -suisses, c'est à Pétat de vent sec, qui va se réchauffer en descendant, mais en vertu de sa sécheresse, se réchauffera à raison d'un degré par 100 mètres c'està-dire deux fois plus qu'il ne s'est refroidi à la montée. C'est donc un vent sec et chaud qui arrive dans la vallée septentrionale des Alpes; c'est ce vent qui constitue le fœhn. Longtemps on en avait cherché l'explication dans une sorte de prolongation de la trajectoire du sirocco, venu du désert; mais comme un phénomène analogue se produit au Groenland, il a bien fallu renoncer à cette trop facile explication, et c'est la Thermo-

vent sect /^7^)\ V ^^^^ humide rechûuffemenl / l/Z/y^K retroidifiement Ideçré par lOO*" / /^^^^s\ ^ <^eçré par 200-

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FiG. 20. — ExpUcalion du fœhn.

dynamique qui est venue nous en donner la raison véritable.

Comme toute application, à l'atmosphère indéfinie, d'une théorie édifiée sur des expériences de laboratoire doit comporter, pour être admise, une vérification, cette vérification a été donnée à plusieurs reprises. Je me bornerai à en citer une, donnée par le professeur Hergesell, au cours d'une croisière faite en 1906 à bord du navire de S. A. S. le Prince de Monaco, qui est, on le sait, l'un des actifs explorateurs de la haute atmosphère. Clapeyron a fait connaître une formule classique, qui porte son nom et qui donne une relation entre la chaleur spécifique de l'air, la variation de température due à une élévation dans l'atmosphère pour produire le phénomène de la détente adiabatîque, et l'équivalent mécanique de la

LA TEMPÉRATURE DE l'aTMOSPHÈRE 159

chaleur*. Un vent très caractéristique avait été observé à Ténériflfe ; ce vent était-il un « fœhn »» ? Le D'' Hergesell Fa prouvé fort élégamment en donnant ainsi une belle application de la théorie. Des lancers de cerfs-volants avaient fourni des indications sur les températures aux diverses altitudes. On avait trouvé pour un changement d'altitude de 2.000 mètres une 4ifférence de température de 22** environ. En introduisant dans la formule de Glapeyron ces données directes de Texpérience, le D"* Hergesell en déduisait la valeur de Téqùivalent mécanique de la calorie : il la trouve égale à 420 kilogrammètres. Les déterminations directes ont fourni le nombre 425: c*est donc une très belle confirmation de la théorie.

Cette loi de la décroissance de la température subit cependant des exceptions : dans certains cas, et dans certaines limites, la température de Tair augmente avec la hauteur au lieu de diminuer, montrant ainsi un véritable phénomène d'inversion. L'inversion des températures est accidentelle dans les couches inférieures de l'atmosphère, alors qu'elle est la règle à une certaine altitude, dans les couches supérieures.

Au voisinage du sol, pendant la nuit et quand le ciel est très clair, l'air, en contact avec la Terre, se refroidit par suite du refroidissement du sol lui-même qui rayonne sur l'espace et perd ainsi des quantités considérables de chaleur. Il peut alors arriver que les couches d'air en contact avec la surface terrestre soient plus froides que celles qui se trouvent à un niveau supérieur; et si, dans ces conditions, on fait une étude de la distribution des températures sur une même verticale, on trouvera un accroissement de température au lieu d'un

1. La formule est: cJrf/-|-rfz = o; c est la chaleur spécifique de l'air (0,238 d'après Wiedeman) ; dt et dz sont les variations respectives de la température et de l'altitude, J est l'équivalent mécanique de la calorie.

160 LES PROBLÈMES DE l'aTMOSPBÈBE

abaissement, au moins poar les couches inférieures.

Dans les couches supérieures de l'atmosphère, au contraire, le phénomène de l'inversion de la tem^jérature est général et se produit régulièrement à des altitudes comprises entre 10,000 et 15.000 mètres.

C'est pour étudier ces variationsque l'on a institué ces ascensions des « ballons-sondes » dont l'idée première est due à l'aéronaute français Capazza et qui, entre les mainsdusavantetregrettéTeisserencdeBort, sont devenues une méthode scientifique d'exploration de la haute atmosphère.

Les ballons montés n'atteignent que très diflicilement l'altitude de 10.000 mètres : on a donc eu l'Idée de lancer dans l'atmosphère des ballons D'emportaot avec eux que des instruments enregistreurs : baromètre, thermomètre, hygromètre, dont les indications simultanées, inscrites sur un cylindre commun, soot ainsi rapportées à la descente, absolument comme l'océanographe envoie au fond de la mer où il ne peut pénétrer lui-même, des sondes portant des appareils indiquant la profondeur atteinte, la température de l'eau aux diverses profondeurs, des échantillons d'eau et de la nature du fond. Ces ballons sont donc appelés justement des ballons-sondes: ils servent à sonder l'océan aérien.

La construction et le lancerde ces ballons sont choses assez délicates. Je ne parle pas des appareils qu'ils doivent enlever ; l'habileté de nos constructeurs, en particulier de Jules Richard, l'inventeur des enregistreurs pratiques, réalise aujourd'hui la triple inscription de la température, delà pression et de l'humidité sous un poids inférieur à 1 kilogramme. Mais il faut que l'enveloppe soit légère et puisse se distendre aisément, car le ballon parti du sol où la pression est normale et voisine de 760 millimètres, doit atteindre des régions oùlapressionest àpeinede quelques millimètres.

LA TEMPÉRATURE DE l'aTMOSPHÈRE 161

Ces ballons sont construits aujourd'hui, soit en caoutchouc, soit en papier. Les ballons de caoutchouc sont en pellicules très fines de cette substance, et ressemblent, par leur structure, à ceux qui servent de jouets : ils sont toutefois, beaucoup plus grands, et ceux qui sont destinés à atteindre de très grandes hauteurs ont, à leur départ où ils sont gonflés d'hydrogène qui ne les remplit pas complètement à la pression ordinaire, un diamètre d'environ deux mètres. On leur suspend les divers instruments qu'ils doivent emporter, et on les lâche dans l'atmosphère.

Dès qu'ils atteignent des couches où la pression est moindre, le gaz se détend, et le ballon augmente de volume ; cette augmentation est en partie compensée par la contraction que le froid croissant impose à la masse gazeuze; mais c'est l'effet de la diminution de pression qui l'emporte, et l'eaveloppe élastique du ballon augmente peu à peu de volume jusqu'à ce qu'elle éclate : alors un parachute de papier s'ouvre et ramène à terre sans accidents les instruments et leurs précieuses indications. Les enveloppes de caoutchouc peuvent ainsi atteindre, par distension du gaz intérieur, un diamètre allant jusqu'au quadruple de leur diamètre au départ. Si l'on veut enlever des récipients vides destinés à recueillir des échantillons de l'air des couches supérieures il faut augmenter la force ascensionnelle, et par conséquent le diamètre du ballon : l'opération de la fracture de la pointe du récipient de verre où doit être conservé l'échantillon recueilli de sa fermeture après remplissage se fait automatiquement à Taide d'un petit mécanisme que déclanche le baromètre quand son aiguille indique l'altitude à laquelle on veut recueillir de l'air.

Ces ballons sont abandonnés à eux-mêmes ; ils éclatent généralement à une altitude maximum et retombent à terre. Une carte fixée au panier contenant les instruments invite celui qui le trouve à en préve-

162 LES PBOBLÈHES DE l'aTMOSPHÈRE

nir la station d'origine : en Europe, ces ballons sont toujours retrouvés. Sur les océans, le problème est plus difficile, et voici comment S. A. S. le Prince de Monaco Ta résolu : au lieu d'un seul ballon il en prend deux, dont le diamètre, et par suite la force ascensionnelle, sont tels qu'à eux deux ils puissent enlever un système formé des appareils et d'une boîte lestée reliée aux instruments par une corde assez longue, tandis qu'un seul d'entre eux n'y suffirait pas. Un électro-aimant, commandé par l'aiguille du baromètre, ouvre un crochet qui lâche le ballon n® 2 quand le système des ballons-jumeaux atteint une altitude choisie d'avance. Alors, le ballon n** 1, n'ayant pas une force ascensionnelle suffisante pour supporter les appareils, tombe vers la mer.

Les appareils seraient, toutefois, perdus ou détériorés en tombant à l'eau ; mais le prince a eu l'idée d'y suspendre un flotteur contenant du lest et relié aux appareils par une longue corde. Quand l'appareil arrive au contact de l'eau, le flotteur, soutenu par la poussée hydrostatique, ne charge plus le ballon restant qui peut alors, rester en l'air, soutenant les appa- . reilsau-dessusdel'eaUjgrâceà la corde qui les relie au flotteur. Les instruments sont ainsi à l'abri des injures de l'eau de mer, en même temps que le ballon, flottant dans l'atmosphère et retenu par le flotteur, peut être ainsi aperçu de loin, ce qui permet aux observateurs d'aller recueillir les appareils.

Les ballons sont employés pour les explorations aériennes de haute altitude. Quand on désire étudier seulement les conditions physiques de la couche inférieure de l'atmosphère, celle dans laquelle se forment la plupart des tempêtes, et qui est comprise entre zéro et 4.000 mètres, on peut, de préférence employer des cerfs-volants, dont la technique est, aujourd'hui, parfaite et qui peuvent enlever jusqu'à 6.000 mètres et au delà des appareils enregistreurs

LA TEMPÉRATURE DE l' ATMOSPHÈRE 163

qu'on ramène avec sécurité jusqu'au sol. Ces cerfsvolants sont du type cellulaire, souvent attelés en « trains » de plusieurs unités, et c'est un fil d'acier qui sert de corde de retenue.

Les résultats obtenus par les lancers de cerfvolants et de ballons-sondes sont déjà importants, surtout depuis qu'une organisation internationale, due au professeur Hergesell, permet de faire, dans de nombreuses stations, des ascensions méthodiquement réglées. Les ballons-sondes atteignent très facilement et dépassent la zone de 10 à 12.000 mètres ; beaucoup d'entre ceux qu'a lancés le Prince de Monaco ont dépassé 20.000 mètres. Un ballon lancé à l'obserservatoire d'Uccle-Bruxelles en novembre 1908 atteignit 29.000 mètres ; un autre, lancé à Trappes par Teisserenc de Bort, en août 1907, parvint à l'attitude de 28.000 mètres ; enfin, le ballon du professeur Gamba, lancé à Pavie le 17 décembre 1912, descendit à 40 kilomètres de son point de départ après avoir atteint 37.700 mètres au-dessus du niveau de la mer. Les thermomètres enregistreurs de tous ces ballons, sans exception, ont apporté un résultat remarquable que traduit la figure 21 : dans les couches inférieures comprises entre zéro et 3.000 mètres ou 4.000 mètres, la température décroît, mais irrégulièrement, et lé phénomène de l'inversion s'y présente, sans obéir cependant, pour ce faire, à une loi régulière. Mais une fois dépassée la couche où se produisent les perturbations, causes sans doute des irrégularités dans les variations de la température, celle-ci commence à décroître régulièrement, jusqu'à une altitude comprise entre 10.000 et 14.000 mètres. A partir de ce point, on rencontre une couche, que Teisserenc de Bort a appelée couche isotherme j dans l'épaisseur de laquelle la température cessé de décroître et même monte légèrement : cette couche peut avoir plusieurs kilomètres

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LES PROBLÈUES DE l'aTMOSPHÈBE

d'épaisseur entre les niveaux A et B ; après quoi la température décroit de nouveau. Teisserenc de Bort a fait de nombreuses expériences pour déterminer

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Fie. 21. — Schéma de la variation delà température de l'air suivant l'altitude.

Taltilude et l'épaisseur de la couche isotherme dont l'existence a toujours été vérifiée par rexpérience. L'altitude de la couche isotherme varie avec l'état météorologique de l'atmosphère dans la région de

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rexpérience. Ainsi, lorsque la région où se fait le lancer du ballon-sonde est soumise à une forte dépression barométrique, on trouve la couche isotherme à 9 ou 10 kilomètres de hauteur ; de plus, la température y est moins basse : elle est voisine de — 40° ou —45**. Au contraire, si un régime anticyclonique règne sur la région de Texpérience, le ballon-sonde ne~ rencontrera la couche isotherme que beaucoup plus haut, vers 14 ou 15 kilomètres, et le thermomètre y enregistrera des températures allant jusqu'à — 75\

Mais là ne se bornent pas les particularités que présente cette étude passionnante de l'atmosphère supérieure. Teisserenc deBort et son savant collaborateur Rotch ont fait des lancers de ballons-sondes, non seulement à Trappes, mais dans la mer Baltique, dans la mer du Nord, en Laponieet dans l'Atlantique, au voisinage des tropiques, à bord des yachts Otaria et Delphin. La température la plus basse qu'aient enregistrée les appareils ne dépasse guère — 80*". Mais, ce n'est pas dans les hautes couches des régions polaires qu'elle a été rencontrée : c'est au voisinage de Téquateur, et cela, dans plusieurs ascensions, alors que dans les régions polaires, la température minimum enregistrée est en moyenne de 20 à 30° moins basse que dans les régions équatoriales. Dans celles-ci, d'ailleurs, il faut monter à 16 ou 17 kilomètres pour atteindre la couche isotherme, que l'on trouve beaucoup plus bas dans les contrées froides qui entourent le pôle Nord.

A quoi sont dues ces différences ? Les puissants mouvements de convection qui enlèvent l'air surchauffé de l'équateur, en occasionnant une détente plus importante de l'air, amènent-ils, comme conséquence, un refroidissement plus considérable ? C'est là un point à élucider, c'est encore un problème à résoudre.

Mais il est impossible de oe point rapprocher de la loi de décroissance de température, à mesure qu'on s'élève dans l'atmosphère, la loi de la décroissance de la température de Teau dans les océans à mesure que la sonde y atteint des profondeurs plus grandes. |ja figure 22 montre les variations de température de

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Variations de la température dans l'océan Arctique, entre la surface et 3.000 mètres de profondeur (d'après Nansen).'

l'océan Arctique d'après les sondages thermométriques effectués par Nansen au cours de son immortel périple : on ne peut s'empêcher d'être frappé de la ressemblance entre les allures des deux courbes qui semblent traduire deux lois tout à fait identiques. Les deux jBn veloppes fluides de la lithosphère auraient-elles donc des règles communes ?

Tels sont les résultats acquis au sujet de la décroissance des températures avec l'altitude. Lé thermo^

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LA TEMPÉRATURE DE l'aTMOSPHÈRE 167

graphe a accusé — SO"" aux altitudes maxima atteintes par les ballons-sondes, et, sans doute, à la limite de Fatmosphère effective, à cette altitude critique de .80 kilomètres où commence la prédominance de rhydrogène dans le gaz raréfié qui forme l'atmosphère à cette hauteur, trouverait-on la température de — 100°. Mais après ? suivant quelle loi la température déeroît-ellede cette valeur — 100° au zéro absolu qui est la température de TEspace avec lequel les couches terminales de l'atmosphère théorique sont en contact ? Ya-t-il, à partir de cette altitude critique de 80 kilomètres, à laquelle, sur la couche d'hydrogène qui s'y trouve, se produisent de si importants phénomènes lumineux et sonores, une modification inattendue dans la loi de décroissance de la température ? Sans doute serons-nous longtemps encore avant de pouvQir répondre à cette question.

La distribution verticale des températures dans l'air a, sur l'équilibre atmosphérique, une tr^s grandie influence : suivant que la variation en hauteur est lente ou brusque, l'équilibre de l'atmosphère est stable ou instable ; on peut aisément s'en rendre compte.

Supposons lente la décroissance de la température le long d'une verticale, et imaginons une masse d'air qui s'élève dans l'atmosphère : suivant qu'elle sera plus ou moins humide, sa température s'abaissera soit d'un degré, soit d'un demi-degré par 100 mètres d'élévation. Si nous supposons la décroissance de température lente, par exemple un tiers de degré par 100 mètres, la masse d'air qui s'élève va se trouver, du fait du refroidissement que lui impose la détente qu'elle subit en arrivant dans un milieu à pression plus faible, plus froide que les masses gazeuses au milieu desquelles elle vient de pénétrer : étant plus froide, fille sera par conséquent plus dense, tendra à redes-

cendre vers le sol et à rétablir J'équilibre un instant troublé par son bref mouvement ascensionnel. Ainsi, une lente décroissance dans la température de Vair tend à s*opposer aux mouvements ascendants perturbateurs de l'équilibré actuel.

Tout autre est le cas où la décroissance de la température avec la hauteur est rapide : si, par exemple, elle est d'un degré et quart par 100 mètres, la masse d'air qui s'élève et se refroidit en s'élevant se trouvera plus chaude que la masse qui l'environnera ; le mouvement de convection qu'elle a commencé va donc continuer en s'accentuant davantage ; il y a un appel vertical d'air qui ne cessera plus, et, une « perturbation atmosphérique » est née. De même, une masse d'air descendante serait vite plus froideque ses voisines et sa descente s'accentuerait en devenant rapide et en aidant fortement à la permanence du régime troublé. Ainsi, l'on voit l'importance que présente l'étude de la distribution des températures le long d'une verticale.

Cette décroissance de la température de l'air à mesure qu'on s'élève dans l'atmosphère contraint les météorologistes à une obligation. Pour comparer entre elles les températures des divers points de la Terre, il faudrait que tous les points fussent situés au même niveau, et il n'en est rien, étant donnés les accidents du relief géographique ; et les points situés sur des plateaux élevés ou des montagnes subissent, du fait même de leur altitude, une diminution de température. Si donc on veut comparer ces températures à celles des stations situées à des niveaux inférieurs, il faut, par un calcul que permet la connaissance du gradient thermométrique, les ramener à ce qu'elles seraient si l'instrument qui les mesure était rabaissé au niveau de la mer. L'expérience a montré que cette correction se fait avec une exactitude suffisante en ajoutant anx valeurs de la tempé-

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l TEMPÉRATURE DE l'aTMOSPBÈEE 169

rature d'une station élevée, Fournies par l'observation, autant de fois six dixièmes de degré que leur altitude comporte d'hectomëtreB. C'est à l'aide des températures moyennes ainsi « réduites « que l'on trace les cartes d'isothermes llgurant la distribution des températures sur la Terre, soit au cours d'une année, soit au cours d'un mois.

Il faut, toutefois, reconnaître qu'une telle correction n'est pas sans inconvénients. Si, d'une part, elle a les avantages de nous présenter syn optiquement la répartition des températures aux divers points du globe, ces températures étant corrigées des altérations que leur font subir les altitudes des divers points oii elles sont mesurées, d'autre part, les renseignements que nous recueillons de ces cartes pourraient, si nous voulions étudier les climats et connaître les conditions réelles de la vie animale, de la végétation dans ces régions, nous conduire aux conséquences les plus inexactes.

Par exemple, prenons les plateaux de l'Asie Centrale, le Thibet : si nous prenons une carte des isothermes dressée pour le mois de janvier, nous y voyons que ces plateaux sont soumis à l'isotherme ïéro, alors qu'on y observe fréquemment des températures bien inférieures à 30° au-dessous de zéro ; sans même aller jusqu'en Asie Centrale, nous trouvons sur notre sol français des exemples nets de la manière dont ces températures « réduites » peuvent fausser les idées relativement aux climats vrais. A Paris, par exemple, dont l'altitude n'est cependant que de 50 mètres au-dessus du niveau de la mer, la moyenne annuelle vraie, celle des températures qui affectent nos sens, qui nous imposent la fourrure l'hiver et le coutill'été, estdeS"?, alorsque la température réduite par le calcul, celle qui figure sur les cartes d'isothermes et les tableaux publiés par les bureaux météorologiquesestdelO", soit d'un tiersdcdcgréplusélevé.

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A Glermont-Ferrand, ville placée à 389 mètres audessus de la mer, la température moyenne vraie de raire8t9°3, alors que la moyenne réduite par le calcul au niveau de la mer donne le chiffre ll^'S, plus élevé de deux degrés et demi que le chiffre correspondant aux' conditions climatériques réelles auxquelles sont soumis les habitants. Enfin, au Puy de Dôine, la moyenne « réelle » est, pour Tannée, de 3°3, alors que la moyenne réduite par le calcul donne le chiffre de 11*»5.

On voit donc que, si la réduction des tiempératures présente certains avantages, du moins faut-il apporter la plus grande circonspection quand on l'utilise, pour Tétude des conditions réelles de la vie ou pour celle des climats.

On s'est souvent posé la question de savoir si rhomme pouvait modifier les climats?

Il est certain que certaines entreprises seraient de nature, si elles étaient réalisées, à apporter des modifications, soit locales, soit générales, aux climats terrestres. Si, par exemple, par un comblement gigantesque de son issue, on empêchait le Gulf-Stream de sortir du golfe du Mexique, si Ton créait au nord de TAfrique des « mers intérieures » comme il en été souvent question, on apporterait des changements certains aux conditions météorologiques des régions intéressées.

De pareilles entreprises sont, d'ailleurs, difficiles à réaliser. Mais il en est une qui se réalise, hélas! plus facilement, c'est le déboisement des montagnes qui exerce, sur l'état atmosphérique des régions où il sévit, la plus fâcheuse influence.

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