V.-UIIATIONS DIünNES

ba période diurne amène, pour la température, des variations analogues à celles que l’on observe dans la période annuelle. Les divers résultats obtenus indiquent un maximum et un minimum ; en moyenne le minimum a lieu une demi-heure avant le lever du soleil, le maximum vers 2 heures de l’après-midi. Pour la période annuelle, le maximum moyen de la chaleur a lieu vers le 15 juillet, alors que, depuis plus de trois semaines, le soleil a commencé à retourner vers l’hémisphère austral. Le minimum moyen tombe vers le 15 janvier, lorsque déjà les jours se sont notablement agrandis; ce phénomène s’explique ainsi : La température cesse de monter, non pas lorsque l’inlensité des rayons solaires commence à faiblir, mais lorsque l’afllux de chaleur cesse de surpasser la déperdition.

Au milieu du jour, ou au solstice d’été, le gain surpasse la jierle, la température monte. La perte continue donc à croître, lorsque déjà le gain laiblit peu à peu; 1 égalité s établit bientôt, c’est l’heure du maximum, plus tard, la perte l’emporte et la température bais.^e. La figure suivante donne quelques exemples de ces variations diurnes de la température.

^ Les mois extrêmes de janvier et de juillet sont jiris comme exemple. L heure du maximum varie peu; l’heure du minimum au contraire suit les heures du coucher du soleil; l’oscillation diurne est plus forte dans les pays chauds et dans l’intérieur des continents que dans les pays froids ou dans le voisinage des côtes. En dehors de l’inlluence des mers qui reste à peu près la meme, la distance de l’équateur agit d’une manière opposée sur les oscillations du thermomètre. L’oscillation annuelle augmente à mesure que l’on approche du pôle, c'est un effet de la longue durée des nuits d’hiver et des jours d’été ; l’oscillation diurne augmente en se rapprochant de l’équateur dans l’intérieur des continents, c’est le résultat de. l’ardeur des rayons solaires pendant le jour, et de la grande pureté du ciel jiendant les nuits tropicales.

Enfin, il existe certaines causes locales ou accidentelles des variations de température; a latitude égale, les hauts plateaux sont toujours plus Iroidsque les plaines basses; les terres elles mers sont alternativement

CUMATOI.OGli:.

plus cliaudes et plus froides les unes (jue les autres; ces différences produisent dans l’atmosphère des courants doués quelquefois d’une grande énergie ; ces brises à leur tour, en transportant l'air d’une région à l’autre, ou en mélangeant les couches de l’atmosphère, modifient la température des lieux où elles passent.

Partout où l’évaporation est active, la végétation nbotulantc, il se fait une grande consommation de chaleur, et la température s’eu trouve abaissée; les déserts de l’Arabie sont les lieux les plus chauds du globe parce (pie la végétation et l’évaporation y sont presque milles, (pie le terrain sablonneux possède une faible capacité calorifique et conduit mal la chaleur; la chaleur y est tout entière employée à échauffer le sol et l'air qui le recouvre; la dislribiilion des courants de l'almosphcre

ÉLÉMENTS DU CLIMAT

cl dus mers, le transport des nuages, la pluie, la neige, la grêle, sont autant de causes de la grande diversité des climats.

On a eu 1 idée de réunir par un|systèrne de lignes tous les j)oints du globe dont les températures moyennes sont égales. De Ilurnboldt a le

CLIMATUI.OGIK.

sont délermincs cl’imc l'aron précise. On peut constater <|ue les isothermes sont extrêniernenl sinueuses.

Aux environs de l’équateur, une zone dont la température rnovcrine annuelle est supérieure à 25° est comprise entre deux lignes marquées du même chiffre + 25°. Entre ces deux isothermes, de -4- 25°, se trouve l’équateur thermique; ce n’est pas une isotherme, car la température moyenne n’est pas la même en tous ces points, mais elle passe par tous les lieux où la température de chaque méridien est maximum ; cette ligne s’écarte d’une manière notable de l’équateur terrestre, particulièrement sur les deux continents; son élévation vers le nord, dans la mer des Antilles, est due h l’existence du grand courant marin qui transporte les eaux équatoriales de l’Atlantique dans les parages de ces îles; les déserts dn Sahara, les déserts de l’Arabie et le développement de l’Asie méridionale transversalement située au bord de l’océan Indien, joints à l’existence dans les régions équatoriales du Pacilique d’un courant marin analogue à celui de l’Atlantique, produisent rinflexion vers le nord que l’on remarque à la surface de l’Afrique et des mers de l’Inde.

L’irrégularité des lignes isothermes devient de plus en plus prononcée à mesure que l’on s’avance vers le nord; elle parait diminuer au contraire en s’approchant du pôle austral ; les terres sont peu étendues dans cette dernière portion de la surface du globe, tandis qu'elles prédominent sur le pourtour du pôle boréal.

Dans l’hémisphère nord se trouvent deux régions : l’une au nord de l’Amérique, l’autre au nord de la Sibérie, où la température moyenne annuelle est inférieure à 15“ au-dessous du point do fusion de la glace. Ces régions sont limitées par une courbe marquée — 15 ; une région semblable se rencontre dans l’hémisphère austral.

Les lignes isothermes placées entre les lignes extrêmes -i- 25 et — 15 sont très-rapprochées à la surface des continents, et plus écartées à la surface des mers et des côtes qu’elles baignent.

A ces lignes isothermes on a ajouté les lignes isolhères et isoeliimènes, et la ligure placée à la page précédente montre sur une meme carte, pour l’Europe, la réunion de ces trois lignes.

INI'I.UEXCE DE 1,’llUMlDlTÉ.

Vhumidüé (te t'air a une part considérable dans les elTels ipic |)cut faire éprouver à l’Iiomme une même température dans des conditions déterminées. Ainsi, dans la région des alizés, des brises viviliantes tempèrent l’ardenr d’nn soleil prcsijue vertical. I. air y est

tLKMlilNTS DU CLIMAT. »

d une dizaine de degrés au-dessous de la température de notre corps et il est incoinpléleinenl saturé. Son renouvellement rapide autour de nous favorise la déperdition de la chaleur que nous produisons en excès et qui est emportée soit par le contact de l’air, soit par l’évaporation.

Au contraire, dans la zone des calmes, la brise est molle et incertaine, 1 atmosphère est étoullante; on y éprouve un invincible sentiment de lassitude; la température s’est cependant à peine élevée de linéiques degrés, mais l air est presque entièrement saturé; sa puissance d’évaporation est à peu près annulée «t la cause la plus active de déperdition de calorique dans ces chaudes régions ayant disparu, nous souffrons de la chaleur qui ne cesse de se produire dans nos organes. L’insalubrité de la zone des calmes est très-redoutée des navires chargés d’émigranls, qui y laissent plus d’une victime.

De même sur les continents, la température est beaucoup plus élevée qu’en pleine mer, mais pendant la saison sèche l’air y est aussi beaucoup plus éloigné de son point de saturation ; on peut alors supporter sans trop de fatigue une température diurne de 40 ou 45“; an contraire, pendant la saison humide, une température de 50 ou 55“ devient intolérable pour nous. J’ai observé ces effets dans la ville'de Recht, sur les bords de la mer Caspienne, et dans presque tout le Unlan, quoique la chaleur ne fût pas très-élevée. L’eau dont le sol est sans cesse imprégné, jointe à la haute température, donne lieu dans les lorcts du Ghilan à une végétation d’une merveilleuse richesse, qui par sa luxuriante apparence peut mériter le nom de végétation troiiicale.

L humidité de l’atmosphère en un lieu est une donnée d’une grande inqiortance. Neuber à Apenrade, Kaemtz à Halle, Kupffcr à Pétersbourg, ont exécuté des séries d’observations hygrométriques à des heures assez rapprochées et pendant une période de temps assez lon-ue pour donner une idée exacte de la marche du phénomène. ° ’

Au milinu des continents, le sol est toujours pourvu d’une certaine quantité d eau dont l’évaporation est d’autant plus active que la température est plus élevée, et la végétation plus abondante ; la ipianlité de vapeur contenue dans l’air s’accroît donc pendant le iour et si atmosphère était complètement en repos, la vapeur augmenterait usqu a ce que les progrès du refroidissement nocturne produisissent un depot de rosee à la surface du sol ; mais durant les heures les plus haudes des courants ascendants tendent à s’établir, transportant vers les hautes régions de l’atmosphère l’air des couches inférieures et L, vapeur qu’il a reçue du sol.

Le soir, et surtout pendant la nuit, l’évaporation se ralentit, l’abais-

CLIMATOLOGIE

CAi

sèment de température détermine meme très-souvent un déj)ôt de rosée, ou l’apparition des brouillards, du serein et de la pluie. La tension de la vapeur devient moindre, elle diminue encore par le renversement des courants ascendants, et par l’arrivée de l’air sec et froid des hautes régions à la surface du sol.

L’amplitude et le sens de la variation moyennement éprouvée par la tension de la vapeur, pendant la période diurne, varient donc beaucoup d'un lieu à l’autre, suivant la nature des localités environnantes et la direction des mouvernents qui en résultent dans l’atmosphère.

Les variations du degré hygrométrique (ou humidité relative) de l’air présentent plus d’uniformité que celles de la tension de la vapeur (ou quantité absolue de vapeur contenue dans l’air). Une nouvelle donnée intervient alors : la température de l’air. A mesure que cette température monte, la capacité de l’air pour la vapeur augmente rapidement, et si la quantité de vapeur contenue dans l’atmosphère n’augmente pas dans la même proportion, l’air semblera plus sec, son degré hygrométrique baissera. Presque partout, l’état hygrométrique moyen suit dans i ses variations une marche inverse à celle de la température moyenne; ^ cette opposition est nettement accusée dans la figure suivante. (La courbe pleine et les chiffres placés à gauche se rapportent au.v degrés hygrométriques comptés de 0, degré de sécheresse absolue a 100, qui exprime la saturation. La courbe ponctuée et les chilTrcs placés à droite se rapportent au thermomètre.)

Marche coin|iaralive du Ihcriuomèlrc cl de l'hygroiiielrc eu juillcl à Halle.

On a souvent discuté sur la loi suivant laquelle varie l’humidité de l’air avec la hauteur. Une seule chose est a peu près constante, c ist la diminution do la quantité absolue d’eau contenue sous forme de vapeur dans l’air, à mesure que l’on s’élève dans l’atmosphère. L oscillation annuelle des teuqiératures moyennes est accompagnée d une oscil

KLEMENTS DU CLIMAT.

lation inverse des degrés liygroniétriques moyens au niveau du sol, et dans nos climats, l’atmosphère paraît généralement moins humide en été qu’en hiver. Il en est tout autrement si l’on envisage non plus l’humidité relative, mais la quantité de vapeur réellement contenue dans l’air.

Les vents e.xercent une certaine influence sur l’humidité de l’air. L’humidité relative est assez uniformément distribuée à la surface des grandes mers. L’air y est toujours très-près du point de saturation, surtout à une certaine distance des côtes. La quantité réelle de vapeur contenue dans l’air y varie donc comme la température et, d’uue manière générale, elle décroît de l’équateur vers les pôles. La décroissance est assez régulière avec la latitude dans la région intertropicale ; mais au delà elle se trouve inégalement répartie, suivant les longitudes, par l’effet des courants marins d’origine équatoriale, tels que le gulf-slream sur l’Atlantique nord, le courant noir sur le Pacifique nord, et par l’effet des courants de dérive d’origine polaire; les premiers, étant chauds, donnent des vapeurs abondantes que l’air ne peut pas toujours contenir; de là des brouillards épais, observés sur leur parcours vers le nord, particulièrement dans l’hiver; les derniers, beaucoup plus froids, ont moins de tendance à sursaturer l’air dans la région des vents variables.

L’atmosphère est sans cesse traversée par des courants de direction et de température inégales dans un air presque saturé; les alternatives de froid et de chaleur, même quand elles sont peu prononcées, amènent inévitablement des condensations et des pluies fréquentes. Les continents fournissent à l’atmosphère moins de vapeur que les mers, si ce n’est aux époques de pluies prolongées ; l’état hygrométrique y est donc généralement moins élevé, il y varie aussi dans des limites plus étendues, suivant que les vents soufflent de la mer ou de l’intérieur des terres. L’oscillation de l’hygromètre est surtout prononcée dans le voisinage des côtes, parce que les vents marins y conservent toute leur humidité; ces vents s’en dépouillent au contraire peu à peu, à mesure qu’ils pénètrent dans l’intérieur des continents où les pluies deviennent plus rares et l’air plus ordinairement sec. Cette règle générale se confirme dans les vastes prairies des États-Unis de l’Amérique, au milieu des plaines de l’Orénoque, dans les steppes de la Russie, dans les déserts de l’Asie et de l’Afrique, dans les parties centrales de la Nouvelle- Hollande.

A mesure que le gulf-stream s’avance vers le nord, sa température baisse beaucoup moins rapidement que celle des régions atmosphé-

fiifi

CLIMATOI.Or.IF..

riqiips sous Insquclles il s’avance; il fournil donc à l’air |du> de vapeur que celui-ci n’eu peut contenir ; de là les lirouillards épais et jiersistants qui recouvrent les mers tourmentées du nord de l’Atlantique, et rendent la navigation si laborieuse dans ces eaux et les aller- i rissages du Canada si dangereux. Ces brouillards s’étendent jusque sur l’Irlande et l’Angleterre, et quelquefois jusque sur la plus grande partie de l’Europe, lorsque les vents les poussent dans cette direction. i C’est là le poximon marin des navigateurs antiques, qui passait pour envelopper d’une brume épaisse les extrémités de la terre.

DE r/lINFLÜENCE DES Pl.üIES.

La zone des calmes équatoriaux est connue des navigateurs par ses pluies fréquentes et torrentielles, sa voûte de nuages perpétuels, l’atmosphère lourde qu’on y respire, ses orages nombreux et violents. Les i marins anglais et américains la désignent sous le nom de cloud ring (anneaux de nuage). Nos marins l’appellent le poi au noir. Là viennent s’accumuler toutes les vapeurs amassées par les alizés dans leur long parcours à la surface de l’Océan. Ces vapeurs sont entraînées par la nappe équatoriale ascendante dans les hautes régions de l’atmosphère, où elles trouvent des températures de plus en plus basses; elles s’y condensent en grande partie et forment cette voûte de nuages qui, vers l’équateur, entourent la terre comme d’un anneau obscur, et dont la largeur s’étend au delà des limites des calmes; tout ce qui ne se résout pas en pluie se déverse latéralement, entraîné par les contre-alizés; mais ces nuages interceptent les rayons solaires, ils s’échauffent de toute la chaleur qui, sans eux, arriverait jusqu’à la surface de l’Océan, ils se fondent graduellement, à me.surc qu’ils s’écartent de l’anneau central, et quelques lambeaux seulement passent au-dessus des régions où régnent les alizés.

Les contre-alizés, chargés de ces vapeurs marchant vers des latitudes où la température est de moins en moins élevée, linissent par se saturer, et vers les tropiques on voit reparaître deux autres anneaux de nuages moins continus cependant, et moins abondants que dans la zone des calmes équatoriaux.

Bans cette dernière, toutefois, les pluies ne sont pas continues ; les variations diurnes de la température et les mouvements de l’atmosphère qui en sont la conséquence y produisent quelques inlcriniltcnces. Le ciel est assez souvent clair le matin au lever du soleil, souvent aussi

KI.EMENTS DU CLIMAT

les nuits s’écoulent sans pluie; c’est de 4 heures du matin à 4 heures du soir que l’eau tombe en plus grande abondance.

La zone des calmes équatoriau.x se déplaçant annuellement à la sur face du globe à la suite du soleil, la région pluvieuse éprouve un déplacement semblable ; entre les limites e.xtrêmes de leur parcours, à Bogota, par exemple, il existe annuellement deux saisons pluvieuses et deux saisons sèches.

En s’avançant vers ces limites, les deux saisons pluvieuses se rapprochent, el aux limites mêmes elles se confondent en une seule saison pluvieuse, alternant avec une saison sèche et commençant à une é|)oque d autant plus tardive que l’on remonte plus haut vers les tropiques.

A l’anama, les pluies commencent dans les premiers jours de mars; sur les bords de l’Orénoque, elles n’arrivent guère avant la fin d’avril, et Aeisle milieu de juin à Samblas en Californie. A la Havane, dans l’île de Cuba, à Rio-dc-Janeiro, on est déjà sorti des limites des pluies équatoiiales, les conditions climatériques y ont quelques analogies avec celles des hautes latitudes.

.Au Sénégal, la saison des pluies dure depuis le commencement de juin jusqu’au commencement de novembre. Dans l’Inde, le régime des pluies est sous la dépendance des moussons. La côte occidentale de la pre.squ’ile est pluvieuse tant que dure la mousson du sud-ouest. La saison sèche y règne pendant la mousson du nord-est. L’inverse a lieu pour la mousson de la cote orientale, mais les pluies sont moins abondantes sur les côtes du Coromandel que sur celles de Malabar, parce que le golfe du Bengale est moins étendu que celui de l’océan Indien. Le plateau du Dekkan participe du climat des deux côtes; un régime analogue est produit dans l’Indo-Cbine par des causes semblables.

Les pluies intertropicales sont d’une abondance sans exemple dans nos climats. La hauteur moyenne d’eau recueillie annuellement dans les environs de Paris est de cinq ou six dixièmes de mètre. A Saint- Benoist, dans l’île de la Réunion, la moyenne annuelle, de 184Gà 1850, a été de 4“,1. Le mois de janvier, à lui seul, en a donné 0'“,74, c’est-àdire autant qu’il en tombe à Paris pendant toute la durée de l’année la plus mouillée.

Dans l’Inde, la quantité d’eau annuelle varie de 2 à 5 mètres; elle est à peu près la même dans l’Amérique méridionale et la Sénégambie. Si l’on remarque qu’il ne pleut que pendant quelques mois, et, chaque jour, que durant quelques heures, le contraste avec les pluies de nos climats semblera plus frappant. Les gouttes d’eau sont énormes tres-.serrées, et arrivent à terre avec une grande force; une seule averse

i;i.iM.\TOl.or.iE

(IW

pciil donner 40 millimèlrcs d’eau, ce qui, dans nos pays, produirait de vérilahles désastres.

Les nuages elles phiies reparaissent au moment où les nappes trop!- I cales descendantes se partagent entre les alizés cl les couraniséqualo- ! riaux. La ligne d’abaissement des alizés supérieurs suit à peu près, dans i ses oscillations annuelles, la zone des calmes et des |)luics de l’équa- j leur, tout en restant a une distance de 25 à 50" de cette dernière. L’arc 1 parcouru par ces zones n’étant que de 10 à 15 degrés au maximum à ; la surface de l’Atlantique et du Pacifique, il en résulte qu’il existe sur ces océans des bandes plus ou moins larges et régulières où ne pé- j nètrent ni les pluies équatoriales, ni les pluies tropicales, et où il pleut 1 rarement et seulement par accident. Ces bandes se prolongent à la surface des continents et les pluies y deviennent encore plus rares, elles v constituent les déserts.

La ligne des déserts du tropique nord commence à l’ouest de i l’ancien continent, à une petite distance des côtes de l’Océan. Les i côtes reçoivent un peu d’eau apportée par les brises de la mer; cette i ligne traverse l’Afrique dans toute sa largeur, et n’y est interrompue i que par de rares oasis et par la vallée du Nil; elle couvre une j grande partie de l’Arabie, le sud de la Perse, la Boukharie et la Mongolie, jusqu’au mont King-llam. La position du Sahara et des déserts d’Arabie est régulière; à mesure qu’on pénètre dans l’Asie, la région sans eau se relève vers le nord.

Cette déviation tient, d’une part, à l’existence de l’océan Indien et aux moussons qui le traversent, et, de l’autre, à l’énorme étendue des terres qui séparent l’Atlantique de l’Asie centrale.

Les vapeurs apportées par la mousson du sud-ouest sont condensées sur l’Inde et sur les plateaux de l’Himalaya et du Thibet. L’air apporté de l’Atlantique par les courants équatoriaux prolongés sur l’.^sie passe par de hautes latitudes où le froid l’a dépouillé de sa vapeur.

L’eau ne peut donc arriver ni par le sud, ni par le nord ou l’ouest, sur le désert de Gobi, les vents d’est n’y sont eux-mêmes que des transformations des courants polaires.

Le nouveau continent dans ces régions tropicales est trop étroitement resserré entre les deux grands océans, pour que les déserts y aient une bien gi’ande étendue ; on en retrouve toutefois des traces, au nord dans la vieille Californie et au sud dans le désert nord de la Plata.

Ces différentes observations, que nous empruntons à M. Marié Davy, montrent l’influence considérable (pie la circulation générale de l’atmosphcrc exerce sur les climats du globe. La configuration des conti-

ÉLÉMENTS DU CLIMAT

ncnls et des mers, les grandes saillies du sol et les modifications qui en résultent dans le détail du régime des vents apportent la variété au milieu de ces grandes lignes de la climatologie, mais sans pouvoir en elTacer les caractères essentiels.

Dans notre hémisphère, au sud du tropique du Cancer ou de la zone des deseits qui lui correspond, les pluies sont estivales, elles surviennent dans la saison où le soleil est le plus rapproché du zénith. Au nord, mais à une faible distance de celte zone, elles tombent au contraire dans la saison d’hiver, au moins dans les parties occidentales des continents : une opposition semblable se présente des deu.v côtés du tropique de riiémisphère austral ; à mesure que l’on s’avance vers les pôles, le régime des pluies devient moins régulier, la sécheresse de l’été disparaît peu à peu, les pluies sont plus diffuses dans le cours de l’année et l’on voit même un renversement se produire dans leur mode de répartition annuelle.

Dans la région des Apennins et sur les côtes de Provence, le minimum d’été est encore très-marqué, mais l’automne offre à côté un maximum tout aussi caractérisé. Sur la France occidentale et sur l’Angleterre, le minimum d’été est remplacé par un minimum de printemps; sur la !• rance orientale, l’Allemagne, la Russie septentrionale, le minimum de pluie tombe en hiver, le maximum en été.

La figure suivante donne les courbes des quantités d’eau recueillies mensuellement à Paris, dans le cours de deux années; l’une

10 déciin.

5 décim.

— Année moyenne.

Année 181R.

Année 1803.

181 G, réputée très-bumide, l’autre 1863, réputée très-sèche; nous v avons joint la courbe des pluies moyennes dans la même ville- H moyenne annuelle est de 50 centimètres environ sur la terrasse’ de

Dislrihulion des pluies mensuelles.

CUMATOl.Or.IE.

rObsorvatoiro; coite hauteur d’eau est descendue à 4Tj centimètres en 1805 et s’csl élevé à 57 centimètres en 1810.