V. — Zone polaire S, comme I

Pour bien comprendre ce tableau, il suffit de se rappeler que la quantité de chaleur reçue doit être proportionnelle à la durée du jour et à la hauteur maximum du Soleil au-dessus de l'horizon. Dans la zone tropicale, où le Soleil peut atteindre le zénith, et s'en rapproche sensiblement chaque jour, la quantité de chaleur doit être plus grande et la variation diurne doit être plus forte que partout ailleurs. Mais la durée du jour étant à peu près constante, la variation annuelle sera très faible.

Les deux zones polaires seront forcément les zones les plus froides puisque le Soleil ne peut s'y élever à plus de 23° 1/2 au-dessus de j f m a m j j a s o im d l'horizon. La durée du jour variant

de 24 heures à 6 mois, c'est là que la variation annuelle de la chaleur est la plus forte, mais la variation diurne y est très faible. Entre les zones polaires et la zone tropicale s'étendent les zones dites tempérées, parce que toutes les valeurs y sont moyennes : H varie de 90° à 23° 1/2; la durée des jours les plus longs n'atteint nulle part 24 heures; la variation diurne est moins forte, la variation annuelle plus considérable qu'à l'équateur.

La figure 42 montre qu'à l'époque du solstice la quantité de chaleur reçue au pôle est plus grande qu'à l'équateur. Cette constatation, d'apparence paradoxale, peut mettre sur la voie de l'explication de certains faits géographiques : si, en effet, l'influence de l'atmosphère atténue le contraste entre l'équateur et le pôle au solstice d'été, il en reste quelque chose et il faut retenir que, dans les hautes latitudes, grâce à la longueur des jours, la quantité de chaleur reçue pendant la belle saison peut être considérable. Cette circonstance explique comment les arbres peuvent végéter dans des pays où la moyenne annuelle est inférieure à 0°, et où le thermomètre descend à — 40°. La rapidité avec laquelle la végétation sort de la neige et se développe en Finlande est un des faits qui frappent le plus l'étranger. La culture des céréales y est rendue possible, comme dans le Nord du Canada, par la longue durée de l'insolation diurne pendant la courte période végétative.

-^—jnr

Fig. 42. — Variation annuelle de la chaleur reçue à la limite de l'atmosphère (trait plein) et à la surface du sol (pointillé), d'après Angot {Traité de Météorologie).

1 et 1', Equateur; 2 et 2', latitude 45°; 3 et 3', pôle.

Influence de l'atmosphère. — Los rayons solaires n'arrivent point directement à la surface de la Terre, comme nous l'avons supposé jusqu'à présent : ils ont à traverser une couche d'air de 30 km. environ d'épaisseur, qui ne laisse passer qu'une portion relativement faible de leur chaleur. Mais si l'atmosphère dérobe à la surface terrestre une partie de la chaleur solaire, elle la protège aussi contre le refroidissement, particulièrement marqué pendant la nuit. Le rôle de l'atmosphère est donc d'amortir les variations de la chaleur à la surface du sol. Par là s'expliquent les conditions climatiques toutes spéciales des hautes montagnes. La couche d'air y étant moins épaisse et moins dense, les variations de la température du sol sont considérables. Ces variations sont la cause principale de la rapide décomposition des roches qui contribue à donner aux sommets alpins leurs formes déchiquetées.

La proportion de chaleur retenue par l'atmosphère dépend de l'épaisseur de la couche d'air traversée par les rayons solaires; l'absorption est donc plus grande dans les hautes latitudes. Mais elle dépend encore de la transparence de l'air, qui est elle-même fonction de l'humidité atmosphérique. On a calculé que, pour un coefficient de transparence égal à 0,8, les quantités de chaleur reçues à la surface du sol sont les suivantes : pour une hauteur du Soleil au-dessus de l'horizon de 40° : 45 0/0; pour une hauteur de 10° : 5 0/0. Avec un coefficient de transparence de 0,6 ces valeurs s'ahaissent à 29 et 1 0/0. Le cas exprimé par ce dernier chiffre est fréquemment réalisé dans les régions humides et froides des hautes latitudes.

On conçoit que les quantités réelles de chaleur reçues à la surface du globe varient beaucoup moins que ne l'indique la théorie. La figure 42 montre que, si la différence n'est pas très grande à l'équateur, elle devient considérable dans les hautes latitudes à cause de l'obliquité des rayons solaires.

Une seconde conséquence de ces lois doit être retenue. Dans les pays humides, les variations de la chaleur reçue à la surface du sol sont plus lentes et moins fortes que dans les pays secs. On a en effet observé dans les régions désertiques des oscillations énormes de la température du sol, ce qui explique en partie la rapide décomposition des roches et la formation des arènes. Comme la couche d'air où se font les observations de température est sous l'influence des variations de la chaleur distribuée à la surface du sol, il s'ensuit qu'il doit y avoir une certaine différence dans les variations des éléments climatiques suivant les conditions géographiques.

Influence de la latitude sur les éléments du climat. — En calculant pour différentes latitudes les valeurs moyennes des principaux éléments du climat, on peut mettre en évidence leur rapport avec les grands traits delà répartition de la chaleur solaire. C'est ce que montre le tableau suivant (T, température, d'après Spitaler et Batchelder; — P, pression atmosphérique, d'après Ferrel; — H, précipitations, d'après J. Murray; — N, nébulosité, d'après J. Hann et Teisserenc de Bort).