CHAPITRE X

Les variations de la pression atmosphérique

On peut dire justement que le baromètre est le pouls de Tatmosphère : c'est, en effet, en en suivant les incessantes variations que les physiciens se trouvent avertis des changements qui s'effectuent ou se préparent dans Tocéan aérien qui nous baigne, comme le médecin, dans les variations du pouls de son malade, trouve de précieuses indications sur Tétat de celui qu'il s'efforce de ramener à la santé.

Le baromètre est, en effet, en continuelle variation : que ce soit le mercure du tube de Torricelli, l'aiguille de l'anéroïde ou la plume de l'enregistreur, toujours l'organe sensible accuse, par ses mouvements incessants, les vicissitudes que subit à chaque instant la pression atmosphérique. Les premiers physiciens eurent vite fait de constater ces perpétuelles fluctuations ; même au'début, alors que la mesure de la hauteur de mercure était peu précise, ils s'aperçurent qu'il y avait une corrélation de cause à effet entre l'état du temps et les indications du baromètre : ce fut la naissance de la Météorologie.

Quand on suit attentivement la marche du baromètre, soit par des observations répétées d'heure «fl heure, soit en examinant la courbe d'un apparat

VARIATIONS DE PBESSIOi« ATMOSPHÉRIQUE 195

enregistreur, on constate que la pression atmosphérique est soumise à deux sortes de variations. Les unes sont irrégulières et accidentelles, les autres sont régulières. Le premier cas se produit suivant l'état variable de l'atmosphère, état dont nous ne connaissons pas encore la loi de périodicité (si cette loi existe), suivant que l'on est sous un régime de' beau temps ou de tempête.

La hauteur barométrique la plus élevée qui ait été observée, hauteur réduite par le calcul à ce qu'elle serait si Tinstrùment avait été placé au niveau de la mer, est celle qui fut observée à Irkoutsk, en Sibérie, le 14 janvier 1893 : elle est de 807 millimètres, En revanche, la plus faible hauteur barométrique constatée est celle qui accompagnai e cyclone de La Havane en 1846, cyclone au centre duquel le baromètre descendit à 687 millimètres. LadiiYérence entre ces deux valeurs extrêmes est de 120 millimètres, et représente l'écart maximum que peut subir le baromètre à la surface du sol terrestre, du fait des variations de l'état de l'atmosphère. Si l'on se borne à une seule station, l'écart total est moins grand, tout en pouvant atteindre des valeurs importantes ; ainsi à Paris, entre la haute pression de 781 millimètres du 6 février 1821 et la basse pression de 713 millimètres obsei*vée le 20 décembre de la même année, on a un écart de ^S millimètres.

Indépendamment de ces variations irrégulières, la pression atmosphérique subit des variations régulières et périodiques, dont les plus caractéristiques sont les variations diurnes. Ces variations, de très faible amplitude dans nos climats, sont au contraire très sensibles dans la région équatoriale où elles sont assez importantes pour être accusées avec une grande netteté par les baromètres enregistreurs. Il y a chaque jour deux maxima et deux minima ; les deux maxima ont lieu vers 10 heures et 22 heures ; les minima se

TTT-

produisent à 4 heures et à 16 heures. Sous l'équateur, la différence entre le maximum et le minimum peut atteindre et même dépasser deux millimètres ; sous nos climats, les amplitudes des écarts sont si faibles qu'on ne peut les mettre en évidence que par des observations de grande précision faites sur des baromètres à mercure, et par Texamen des moyennes mensuelles calculées pour les différentes heures du jour. Gomme à Téquateur, la pression montre chaque jour, dans nos régions, deux maximaet deuxminima; mais les heures auxquelles ils se manifestent n*ont pas la régularité chronométrique qui les caractérise dans la zone équatoriale, et varient suivant la saison : le maximum et le minimum du matin ont lieu plus tôt en été, tandis que le maximum et le minimum du soir s'y manifestent plus tard. L'amplitude de ces variations, plus grande au centre des continents, est d'aatant plus faible qu'on est plus loin de l'équateur.

Quelle est la cause de ces variations diurnes de la pression ? La question reste encore à résoudre, et les explications que Ton a données du phénomène sont essentiellement hypothétiques. S'inspirant de ce que les mathématiciens ont fait pour la théorie des marées, dans laquelle on décompose le phénomène en une série de mouvements ondulatoires élémentaires, on a proposé, pour expliquer la double oscillation du baromètre au cours de chaque période de 24 heures, de faire intervenir deux « ondes » : Tune de période semi-diurne et l'autre de période diurne. Au point de vue du calcul, le phénomène peut s'expliquer de la sorte, mais c'est, si j'ose ainsi dire, «reculer pour mieux sauter ». Il faut trouver les causes de ces ondes diurnes et semi-diurnes, et cette cause est loin d'être connue.

En ce qui concerne l'onde diurne, les choses vont assez facilement : il suffit d'envisager l'effet de la variation diurne de la température, provenant du maxi-

mum quotidien de réchauffement de l'air par le Soleil.

Imaginons une masse d'air contenue dans un récipient fermé : si cet air est échauffé, son échauffement a lieu, sensiblement, à volume constant, et par conséquent toute augmentation de température s'y traduira par une augmentation de pression. Evidemment, à Pair libre, les choses ne vont pas identiquement, mais il y a cependant, dans le cas qui nous occupe, des points de ressemblance. Les couches qui sont en contact avec la Terre s'échauffent le plus sous l'action des rayons solaires ; ne pouvant se dilater par en bas, empêchées qu'elles en sont par la rigidité du sol sur lequel elles reposent, ne pouvant pas davantage se dilater latéralement, puisqu'elles sont en contact, par leurs côtés, avec des couches d'air qui se dilatent de façon identique à la leur, elles subiront, du fait de la température croissante, un mouvement ascendant. Pour monter ainsi, l'air refoule les couches qui le surmontent et qui, loin du sol chaud, n'ont pas encore bénéficié de son action thermique. Ces couches supérieures agissent donc, au moins pendant un certain temps, comme un « couvercle » résistant, et, finalement, la pression de l'air inférieur commence par monter, comme s'il était en vase clos.

Mais une fois le « couvercle » soulevé, c'est-à-dire une fois vaincue l'inertie des masses d'air surjacentes, le mouvement ascendant s'établit, il y a convection, la pression baisse pour atteindre son minimum dans le milieu de l'après-midi ; puis le cycle recommence. Cette explication simple et très admissible de l'onde diurne est due au maréchal Vaillant.

Mais, en ce qui concerne l'onde semi-diurne, il est moins aisé de faire intervenir l'action thermique des rayons du Soleil, et l'on peut justement se demander si l'on ne se trouverait pas là en présence d'une action attractive, régie par la loi de Newton, et qui proviendrait de l'attraction des masses du Soleil et de la

198 LES PROBLÈMES DE l'aTMOSPHÈBE

Lune sur les masses d'air, produisant ainsi une mareei atmosphérique comme elles produisent sur les eaux des mers une marée océanique.

Seulement, dans ce cas-là, l'action de la Lune serait prédominante à cause de la proximité de sa masse et la période de l'onde lunaire semi-diurne serait de 24 h. 50 minutes et non de 24 heures. A cela les savants qui soutiennent la théorie de la marée atmosphérique répondent que, dans certains cas de marée océanique, par exemple dans certaines îles du Pacifique, il n'y a qu'une marée par jour et qu'elle est manifestement de périodicité solaire et non lunaire, attendu que cette période est de 24 heures exactement, et non de 24 h. 50 minutes, comme ce serait le cas pour une marée.oû l'action lunaire serait prépondérante. De plus, dans le cas de l'atmosphère, beaucoup plus fluide que' l'eau des mers, l'amplitude de l'onde diurne, due à réchauffement solaire, c'est-àdire à une cause qui agit plus intensivement sur les mouvements convectionnels de Tair, doit l'emporter sur l'onde semi-diurne, et celle-ci, en se superposant à l'onde diurne, ne ferait alors qu'en modifier l'allure en imposant à la courbe qui la figurerait sa double ondulation.

L'action attractive de la Lune, deux fois plus grande que celle du Soleil, « doit » pourtant se manifester par des effets mesurables : mais il semble que l'action de notre satellite s'exerce surtout par des déplacements généraux des masses d'air sur de vastes étendues, bien plutôt que par des oscillations régulières de la courbe barométrique en une station déterminée. Dans ces conditions, puisqu'on étend le champ de la recherche dans « l'espace », il était rationnel de l'étendre aussi dans le « temps » . C'est à ce point de vue que s'est placé l'ingénieur Antoine Poincaré, en cherchant l'effet que pouvait avoir l'at-

traction de la Lnne sur le déplacement des vents alizés. L'attraction lunaire s'exerce plus efficacement sur les masses atmosphériques de densité plus forte . qui sont accumulées aux centres anticycloniques de hautes pressions qui ont leur siège permanent audessus des océans, aux latitudes de 30° : le déplacement ^e ces centres sous Tefifet de l'attraction lunaire doit suivre les mouvements en déclinaison auxquels est soumis notre satellite, et il doit en résulter une fluctuation correspondante de la zone des calmes dits « équatoriaux » qui marque la séparation entre les régions des alizés N.-E. et S.-E.

Ces études ont été poursuivies depuis par M. Garrigou-Lagrange, qui a réussi à montrer que l'atmosphère éprouve dans l'hémisphère nord, de part et d'autre du 30® degré de latitude, un mouvement d'oscillation correspondant au mouvement de la Lune en déclinaison, de telle manière que les pressions sont plos basses en Lune boréale qu'en Lune australe au-dessous du 30® parallèle, et inversement audessus.

C'est également sur des considérations de cet ordre que doivent être basées les recherches faites en vue d'expliquer l'origine de la marée atmosphérique diurne. Déjà on a cru constater sur le 10* parallèle de l'hémisphère nord l'existence d'une onde barométrique diurne, qui semble nettement dépendre de l'angle horaire de la Lune, mais dont la phase est fonction de la déclinaison de l'astre. Et il semble actuellement très probable que l'influence des mouvements de la Lune sur les masses d'air de l'atmosphère se manifeste, dans la marche diurne du baromètre, par des ondes dont la situation et l'amplitude dépendent des diiféï^tes phases de révolution de la Lune et du Soleil. Les ondes lunaires sont à peu près exclusivement diurnes; leur amplitude est, au nord de notre hémisphère, supérieure à celle de l'onde diurne solaire.

200 LES PROBLÈMES DE L'ATHOSPHèRE

La situation de Tonde diurne lunaire varie avec la position de la Lune sur son orbite, mais elle varie aussi avec la situation générale de l'atmosphère. Dès lors, si Ton tient compte de cette double cause de variation, l'expression analytique des ondes lunaires peut rentrer dans la théorie générale des marées, à la condition de donner, dans les formules, la prépondérance au terme diurne, qui est, au contraire, moins important dans Pétude des mouvements rythmiques de rOcéan, surtout dans les mers européennes.

Et Ton comprend alors pourquoi les météorologistes et les mathématiciens n'ont pas vu, jusqu'ici, leurs études dans ce sens couronnées de succès. C'est que les premiers, statisticiens surtout, ont cherché uniquement à compiler des moyennes générales dans la superposition desquelles disparaissent les ondes cherchées, cependant que les seconds se laissaient guider par une assimilation illégitime entre les ondes océaniques et les ondes atmosphériques, qui sont, au contraire, très différentes.

Il est un facteur atmosphérique qui varie parallèlement à la pression barométrique, et qui en suit les fluctuations diverses par des fluctuations absolument synchrones, mais de sens contraire : je veux parler de l'intensité du vent ou, tout ou moins, de sa composante verticale.

On n'étudie généralement le vent qu'au point de vue de sa direction horizontale : c'est absolument insuffisant. Le vent, dont la cause première est dans les différences de pression entre deux points de l'atmosphère, n'est autre que le mouvement des masses d'air allant des régions où la pression est élevée vers celles où la pression est plus basse. Ce mouvement suit naturellement, même au-dessus des mers, la pente des surfaces isobares, dont l'inclinaison et la

dislance plus ou moins grande règlent son intensité par la valeur plus ou moins élevée du gradient barométrique, gradient « statique » s'il est considéré par rapport aux surfaces de niveau régulières, gradient « dynamique » s'il est considéré par rapport à ces surfaces déformées par les mouvements d'ensemble de l'atmosphère ; de plus, la non-horizontalité de la surface du sol terrestre, hérissé d'accidents géographiques, sauf au-dessus des mers, impose aux masses d'air, même qui se déplaceraient horizontalement, des déviations dans le sens vertical. La vitesse du vent a donc à chaque instant une composante verticale, et, à cette époque de conquête de l'air par l'aéroplane, l'étude de ces mouvements verticaux s'impose par nécessité, si les savants n'en éprouvaient pas la curiosité au point de vue purement scientifique.

C'est dans les observatoires installés en Asie orientale par les PP. Jésuites, à Zi-ka-Weï, en Chine, et à Manille, que des études suivies sont faites sur ce sujet. Le R. P. Dechevrens, au cours de six années d'observations ininterrompues, a pu établir que la composante verticale du vent éprouvait chaque jour une double oscillation, à peu près aux mêmes heures que celles du baromètre, mais en sens inverse. La figure 25 montre clairement la simultanéité des deux phénomènes : les ordonnées de la courbe du baromètre sont des dixièmes de millimètre; celles de la courbe du vent sont les différences entre le chemin parcouru verticalement par le vent entre l'heure de l'ordonnée et la suivante. L'appareil très ingénieux que le P. Dechevrens a imaginé et construit pour les déterminer a reçu le nom de clinoanémomètre, et indique l'inclinaison des courants atmosphériques, en même temps qu'il mesure la composante verticale de leur vitesse.

Indépendamment de ses variations diurnes, la

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LES PIt«0BLèsi£8 8£ l'aTMOSPHÉRE

pression barométrique subit des variations annuelles, variations que Ton suit facilement en examinant les observations d'une suite un peu longue d'années consécutives. D'une façon générale, la couAe des variations annuelles a la même allure que celles des variations diurnes, et présente, pour chaque année, deux maxima et deux minima, sauf pour les stations

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FiG. 25. — Variations simultanées de la pression atmosphérique et de la composaDle

verticale du vent.

continentales, pour lesquelles il n'y a qu'un maximum en janvier et un minimum en juillet, dans l'hémisphère nord. Mais pour les stations océaniques, comme les Açores, nous avons un premier maximum en hiver, un second en juillet, un premier minimum en mars, un second en octobre. Il en est de même de la zone glaciale arctique, sauf que les époques des maxima sont aux équinoxes et celles des minima aux solstices.

Toutefois, dans les régions équatoriales, l'amplitude

de ces variations annuelles est assez faible; c'est surtout Taltitude qui rîBfhieuce en l'augmentant.

Nous ayons eu l'occasion de parler du « gradient » et de l'inclinaison des « surfaces isobares ». Bien que ces notions soient sans doute familières au lecteur^ je vais les rappeler en les précisant.

Si Ton imagine une surface passant au même moment par tous les points de l'atmosphère où la pression barométrique a la même valeur, cette surface est une surface isobare et ce sont les intersections de ces surfaces isobares avec la surface du géoïde terrestre qui constituent ces courbes aux contours capricieux que les services météorologiques tracent sur les cartes qu'ils publient chaque jour. Si l'atmosphère était en équilibre et si la Terre, homogène, sphérique et sans relief, avait tous ses points à la même température, les surfaces isobares seraient des sphères concentriques ayant pour centre commun le centre de la Terre. Mais le défaut d'homogénéité de la surface extérieure de la planète, les accidents de son relief, les jours et les saisons font qu'il n'en est pas ainsi et les sphères des isobares théoriques deviennent des surfaces « cabossées » avec des reliefs et des « renfoncements ».

Dès lors, si l'on se représente les molécules d'air comme des billes pesantes placées sur la surface des isobares, matérialisées en pensée par des surfaces de tôle, on voit que ces billes, qui seraient en équilibre sur des sphères concentriques à la Terre, se mettront, au contraire, à rouler sur les flancs des bosses des isobares réelles et à se précipiter vers les « renfoncements » ; elles s'y précipiteront d'autant plus vite qu'elles rouleront sur des pentes plus raides, c'est-àdire que les surfaces isobares seront plus inclinées.

C'est cette pente des surfaces isobares qu'on appelle le gradient barométrique. C'est aussi, si l'on veut, le « eoeffictent angulaire » de la tangente à la ligne de

204 LES PRaBLÈMES DE l'aTMOSPHÈRE

plus grande pente en un point de la surface isobare considérée. Numériquement, il s'exprime en prenant le quotient de la différence de pression entre deux points, mesurée en millimètres de mercure, par la distance géographique de ces deux points mesurée en degrés terrestres. Sa valeur est toujours comprise entreOet5. Comme le gradient mesure la pente des surfaces et que rinclinaison de celles-ci détermine la vitesse de chute des « billes », c'est-à-dire la vitesse de descente des molécules d'air, ce qui veut dire la vitesse du vent, les forts gradients, 3 1/2, 4, 4 1/2, correspondent aux coups de vent, aux tempêtes, aux ouragans, tandis que les gradients faibles, 1/2, 1, 2, sont caractéristiques des vents faibles et des brises moyennes.

Quand les lignes isobares dessinées à la surface du sol entourent de leurs tracés concentriques un point de la Terre où la pression est plus faible que dans les points environnants, on dit qu'il y a en ce point une « dépression » et la concentricité des lignes isobares y traduit ce fait que les surfaces isobares dont elles sont les traces sur le géoïde ont la forme d'entonnoirs emboîtés les uns dans les autres ; si, dans ces conditions, on considère les molécules d'air glissant sur la surface interne de ces entonnoirs pour se précipiter vers le centre de la dépression, étant donnée la rotation de la Terre, ces « billes d'air » ne descendront pas en ligne droite, mais iront en cercle en décrivant des spirales qui, dans l'hémisphère nord, sont des spirales qui tournent à gauche : le centre de la dépression s'appelle pour cela un centre cyclonique. Si, au contraire, les lignes isobares entourent un point où la pression est plus forte qu'aux points environnants, cela veut dire que les surfaces isobares de l'espace ont la forme d'abat-jour le long desquels glissent les molécules d'air pour s'éloigner du centre en décrivant des spirales à droite : le centre de haute pression est

ATMOSPFÉPIQUE 205

un anticyclone. On voit donc que les mots cyclone et anticyclone n'exprimenl aucunement qu'il y ait inimitié entre les deux sortes de phénomènes, comme le préflse « anti » pourrait, en ces temps de luttes politiques, le laisser supposer; il indique simplement que les deux phénomènes sont de sens contraire.

Pour qu'on ne se fasse pas d'idée inexacte de l'inclinaison réelle des surfaces isobares , nous allons donner quelques chilTres à leur sujet. Supposons-les réalisées matériellement en feuilles de tdle et prenons une surface isobare correspondant au gradient 5, ce qui serait le cas d'un redoutable ouragan; même dans ce cas, la pente de la surface isobare ne serait que d'un denx millième, de sorte que, si nous étions placés dans un astre voisin de la Terre, nous ne pourrions pas apprécier une pente aussi faible et que nous eslimerions la surface isobare comme appartenant à une sphère concentrique à la Terre elle-même. Et cependant c'est cette si faible pente qui suffit à amener et i entretenir le mouvement tourbillonnant des masses d'air qui constitue la tempête.

C'est donc l'importance du gradient qui décide de l'intensité du vent, qui souffle toujours vers les points de basses pressions, avec une légère déviation vers la droite du gradient, déviation causée par la rotation de la Terre. ,

A une valeur déterminée du gradient doit corres- |)Ondre un vent d'intensité bien déterminée. Si la vitesse du vent réellement observé est égale à ce qu'elle devrait être théoriquement, on dit que le vent est normal. Si, au contraire le vent a une vitesse plus grande ou plus faible que celle que comporterait la valeur numérique du gradient, on dit que le vent est anormal par excès ou par défaut. L'existence d'un ventanormal est toujours un document précieux pour le météorologiste, et Gabriel Guilbert, l'un des maîtres de la prévision du temps à courte échéance, a fondé

206 LES PROBLÈMES DE l'aTUOSPHÈRE

sur son observation une méthode de prévision qui est, aujourd'hui, la plus sûre qui soit à la disposition des « studieux de l'atmosphère ».

Ces dépressions sont dues, nous l'avons dit, à des différences locales de densité entre deux points de l'atmosphère terrestre, différence qui provoque le mouvement de l'air des régions où il est plus dense vers celles où il l'est moins. Au centre de la dépression règne un mouvement vertical de convection qui, par l'appel d'air qu'il constitue, entretient le vide partiel du centre et, par suite, entretient le mouvement cyclonique des vents, mouvement centripète, et, dans notre hémisphère, toujours Jlœvogyre.

Mais comment prennent naissance ces dépressions? Si les causes thermiques seules étaient en jeu, étant donnée la régularité périodique des mouvements relatifs de la Terre et du Soleil, étant donnée la permanence, suffisante dans la durée des années d'observation, des accidents géographiques qui constituent le relief du sol terrestre, ces dépressions suivraient elles-mêmes une loi de périodicité, difficile à calculer théoriquement, mais que des années d'observations nous auraient fait connaître dans ses détails, comme nous connaissons les particularités du phénomène des marées, dont tous les éléments sont assez connus par de longues années d'observations pour que nous puissions eh chiffrer à l'avance le sens et la grandeur pour un lieu, une heure et un jour donnés.

Cependant, il n'en est rien, et nous sommes réduits à des moyennes qui sont trop élastiques pour nous permettre des prévisions à dates fixes. Noos savons quels sont les mois au cours desquels il y a maxinnun de dépressions, sans pouvoir dire au juste quel jour une dépression apparaîtra; nous savons, par des statistiques d'années nombreuses, quelles so»t leurs régions de prédilection, sans pouvoir préciser s«r

quel point de la Terre se montrera la prochaine tempête; nous connaissons, toujours par nos moyennes, quels sont leurs itinéraires préférés, mais nous ne pouvons pas dire exactement par où passera la prochaine bourrasque.

Cependant, si vagues soient-ils, ces renseignements sont déjà précieux. Ainsi, nous savons que les dépressions qui nous amènent des tempêtes, dépressions dont le diamètre atteint souvent 4.000 kilomètres, sont rares au-dessous du 30* parallèle ; nous savons que dans T Amérique du Nord, les Grands Lacs, le New-Brunswig et les parages de Terre-Neuve sont des régions à bourrasques ; en Europe, les dépressions sont presque toutes comprises dans une première bande allant de FÉcosse à la Norvège, et dans une seconde bande qui coupe l'Angleterre, le Danemark et va aboutir en Finlande; nous savons aussi que, dans la Méditerranée, les dépressions se montrent fréquentes dans un large ruban allant du golfe de Gênes à la mer Noire en traversant Tltalie. Toutes ces dépressions, sauf quelques capricieux écarts que leurs trajectoires subissent sur leurs bords, cheminent généralement de TOuest à TEst ou dans des azimuts très voisins. JEnfîn les statistiques nous apprennent que 80 % de ces dépressions sévissent entre novembre et mars.

Voilà pourtant, direz-vous. des données importantes. Importantes? oui; précises, non. Qu'importe de savoir qu'entre novembre et mars il y aura des dépressions fréquentes si le marin, si l'aviateur ne peut pas savoir avec certitude le jour où éclatera la tempête qui le mettra en péril?

Quelles sont les causes qui font naître ces dépressions? On a dépensé des trésors d'imagination pour faire les « théories des tempêtes » que les météorologistes ont édifiées au cours des ans, depuis plus de