CHAPITRE III

Observation de la pression atmosphérique. — Les mouvements de l'atmosphère ont de tout temps vivement frappé l'imagination par les changements qu'ils impriment aux caractères du climat; des noms ont été donnés presque partout aux vents, mais ce n'est que depuis peu de temps qu'on est arrivé à en reconnaître les causes. Il fallait, en effet, pour comprendre la relation du vent avec la pression atmosphérique, que les observations barométriques se fussent généralisées. La précision plus ou moins grande de nos idées sur la circulation atmosphérique dépend de notre connaissance plus ou moins parfaite de la répartition des pressions. Il est donc utile de savoir comment ces données sont acquises.

Le seul baromètre exact est le baromètre à mercure, dans lequel la pression est évaluée par la hauteur de la colonne de mercure qui lui fait équilibre. Les anéroïdes sont des instruments plus commodes à transporter, qu'on préfère généralement pour les voyages, mais dont les indications sont moins sûres.

L'anéroïde est constitué par une boîte métallique, cylindrique, dans laquelle on a fait le vide. La base du cylindre, formée par des lames minces et plissées s'affaisse ou se relève, suivant que la pression atmosphérique est plus forte ou plus faible, et communique son mouvement à une aiguille, qui se déplace sur un cadran gradué. La pression est rapportée à la hauteur de la colonne de mercure du baromètre normal exprimée en millimètres. Les baromètres enregistreurs sont généralement des anéroïdes.

La lecture du baromètre à mercure doit subir plusieurs corrections, dont la plus importante a pour but d'éliminer la dilatation du mercure dépendant de la température, en ramenant la lecture à celle qui aurait été faite à 0°. Des tables donnent cette correction pour toutes les températures. On construit des anéroïdes dits compensés, pour lesquels il n'est pas besoin de faire de correction de température.

Les moyennes barométriques servent à construire des cartes d'isobares, suivant le même principe que les isothermes. La pression est bien entendu réduite à la valeur qu'elle aurait au niveau de la mer. Les mêmes précautions sont à recommander pour la construction des cartes d'isobares que pour celle des cartes d'isothermes.

Observation du vent. — Depuis longtemps on observe les vents, mais des données réellement précises sont relativement rares. Il y a deux éléments à évaluer : la direction est donnée par l'observation de girouettes. Il est difficile d'en construire qui soient assez sensibles

Fig. 55. —Anémomètre Robinson (flg. extraite de Angot, Instructions météorologiques).

Le vent, quelle que soit sa direction, trouve prise sur une des sphères creuses.

Fig. 56. — Rose anémométrique. Construction de la direction moyenne (OR) (fig. extraite de Angot, Instructions météorologiques).

pour s'orienter rapidement à chaque saute du vent, sans être entraînées au delà de la position d'équilibre et livrées par suite à des oscillations continuelles. La vitesse se mesure généralement à l'aide d'instruments appelés anémomètres, dont le plus répandu est Y anémomètre Robinson (fig. 55). On construit maintenant des appareils enregistreurs très compliqués qui donnent à la fois la vitesse et la direction du vent. Mais leur emploi est limité à un petit nombre d'observatoires.

A défaut d'instruments, on peut évaluer la direction du vent et même sa vitesse à l'estime. L'échelle la plus usitée est la suivante :

0, calme correspondant à une valeur inférieure à 1 mètre par seconde;

1, vent faible (1 à 4 m.) ; 2, modéré (4 à 8 m.) ; 3, assez fort (8 à 12 m.) ; 4, fort (12 à 16 m.) ; 5, violent (16 à 25 m.) ; 6, ouragan (plus de 25 m.).

La vitesse est l'élément dont la détermination est la plus délicate. La direction, beaucoup plus importante au point de vue géogra-

phique, est, si l'on se contente d'évaluations approximatives, d'une appréciation plus facile. Comme elle change fréquemment, il ne s'agit que de valeurs moyennes, et l'on peut être satisfait en les rapportant à une des 8 ou 16 directions de la rose des vents.

Le calcul des directions moyennes se fait par un procédé graphique, en portant des longueurs proportionnelles à la fréquence des directions observées (fig. 56). On obtient ainsi une rose anémométrique qui montre généralement au premier coup d'œil le vent dominant. Par application du principe du parallélograme des forces, on peut ramener successivement les 16 directions à 8, puis 4, puis 2, puis une résultante. La direction moyenne ainsi obtenue sera notée sur la carte par une flèche.

Traits généraux de la répartition géographique des pressions et des vents. — La figure 57 montre les conditions moyennes de répartition de la pression atmosphérique, les figures 59 et 61 représentent le cas des deux mois extrêmes, janvier et juillet, avec la direction des vents. L'examen de ces cartes révèle des faits qui, par eux-mêmes, semblent indiquer clairement la relation qui existe entre le vent et la pression barométrique; si on les rapproche des cartes d'isothermes, le rapport entre la répartition des pressions et celle des températures apparaît aussi très nettement. Il est particulièrement instructif de rapprocher la carte des isobares annuelles d'une carte des isanomales (fig. 58).

Voici les faits généraux qui ressortent de cet examen : le trait le plus constant, sensible dans la moyenne comme dans les deux saisons extrêmes, est l'existence d'une zone de basses pressions équatoriales correspondant à la zone de hautes températures, dont nous avons constaté l'existence. De part et d'autre de la zone des basses pressions, nous voyons le vent souffler du Nord-Est dans l'hémisphère Nord, du Sud-Est dans l'hémisphère Sud. Ces vents très réguliers sont connus depuis longtemps sous le nom d'alizés. Leur explication a été le premier problème abordé par les océanographes et les météorologistes. Il est évident qu'ils sont déterminés par les basses pressions équatoriales auxquelles correspondent des calmes bien connus des marins et fort redoutés avant la navigation à vapeur. Ces basses pressions équatoriales ont été expliquées déjà par Hadley, comme dues aux mouvements ascendants déterminés par le surchauffement qui dilate l'air ; l'alizé vient combler les vides ainsi produits.

De part et d'autre de la zone des alizés, nous trouvons de hautes pressions, puis des basses pressions en approchant du cercle polaire. La disposition zonale est plus régulière dans l'hémisphère Sud, où les océans tiennent la plus grande place, beaucoup plus irrégulière dans

l'hémisphère Nord. Cette simple constatation indique que la répartition des terres et des mers a une influence très grande sur le régime de la circulation atmosphérique. La comparaison des isobares et des isanomales de température annuelles montre clairement en quoi consistent ces influences. On voit que les centres de basses pressions, qui existent sur l'Atlantique et le Pacifique Nord, correspondent à de fortes anomalies thermiques positives, et que le centre de haute pression qui se montre sur l'Asie correspond à une anomalie négative non moins nette. Il se confirme donc que les basses pressions sont dues aux mouvements ascendants de l'air déterminés par le surchauffement. Les hautes pressions correspondent d'autre part à un centre de froid. L'exactitude de cette loi se confirme en comparant les cartes de janvier et juillet. C'est en janvier que la situation atmosphérique est le plus troublée; et, pour le comprendre, il suffit de se reporter aux isothermes de ce mois. Le centre de basse pression de l'Atlantique Nord s'est creusé d'autant plus que l'excès de température de la mer par rapport au continent s'est accusé. Le centre de haute pression de Sibérie s'est étalé sur toute l'Asie qui est, comme on le sait, remarquablement froide par rapport aux mers environnantes. Au contraire, au mois de juillet, les basses pressions atlantiques s'atténuent, le maximum barométrique d'Asie disparaît et est remplacé par un centre de basse pression situé sur la partie la plus échauffée du continent.

L'influence de la répartition des pressions sur les vents est dans tous les cas frappante. Les basses pressions attirent à elles le vent. On voit au contraire les hautes pressions refouler l'air tout autour d'elles. Mais il semble que dans les deux cas le mouvement de l'air soit dévié. Il en résulte un système de tourbillons convergents ou divergents suivant qu'on a affaire à un centre de basse ou de haute pression. Quand la disposition des pressions change, les vents changent aussi. Aussi le régime de l'hémisphère Nord est-il bien plus instable que celui de l'hémisphère Sud.

Définitions météorologiques. — Les météorologistes ont donné des noms, maintenant universellement employés, aux types divers de répartition des pressions atmosphériques, et créé des notions établissant leurs rapports avec les vents. On appelle cyclones ou aires cyclonales les centres de basses pressions ou minima barométriques, anticyclones ou aires anticyclonales les centres de hautes pressions ou maxima. La vitesse et la direction du vent sont liées à la forme et au rapprochement des isobares. Le gradient exprime

E. de Martonne, Géographie physique.

la force, naturellement perpendiculaire aux isobares, qui tend à faire affluer l'air vers les aires cyclonales ou à le faire refluer autour des anticyclones. Cette force peut être évaluée par la différence de pression mesurée sur une ligne normale aux isobares entre deux points distants d'un degré de méridien (111 km.)- Un gradient de 3 mm. donne un vent très fort, un gradient de 5 mm. correspond à un vent de tempête. La vitesse n'est pas d'ailleurs directement proportionnelle au gradient, elle augmente plus vite. C'est sur mer que cette augmentation est le plus rapide, le frottement étant moindre que sur les continents.

On constate que la direction du vent ne correspond jamais au gradient. Le cas des alizés suffit à montrer qu'il y a déviation vers la droite dans l'hémisphère Nord et vers la gauche dans l'hémi-

Fig. 00. — Mouvement cyclonal (A et A') et anticyclonal (B et B'). A B, dans l'hémisphère Nord; — A' B', dans l'hémisphère Sud.

sphère Sud (droite et gauche entendues dans le même sens que les rives d'un fleuve). Si l'on envisage les aires cyclonales et anticyclonales, qui s'individualisent dans les latitudes moyennes et élevées, on constate qu'il en est toujours ainsi. Il en résulte un mouvement tourbillonnaire convergent autour des cyclones et divergent autour des anticyclones. Ces tourbillons se font en sens contraire dans les deux hémisphères, comme le montre la figure GO. On leur donne le nom de mouvements cyclonal et anticyclonal. On voit que l'observateur suivant le vent a toujours les basses pressions à sa gauche dans l'hémisphère Nord, à sa droite dans l'hémisphère Sud, observation très importante pour les marins.

La notion des aires cyclonales est sortie des premières recherches de Le Verrier sur les tempêtes (1850-1860). Celle des anticyclones est due au météorologiste anglais Francis Galton (Meteorographica, 1861). C'est Buchan, le savant physicien de l'expédition du Challenger, qui a créé la notion du gradient (1865). La loi qui règle la direction du vent par rapport au centre d'une dépression barométrique a été énoncée clairement pour la première fois par le météorologiste hollandais Buys Ballot (1860) et est souvent désignée sous le nom de « loi de Buys Ballot ».

Le problème de la circulation atmosphérique. La déviation. —

Tous ces faits et ces lois sont, on le voit, d'acquisition relativement récente. Les conditions de répartition de la pression et des vents étaient loin d'être connues avec la même précision qu'à l'heure actuelle, lorsque Hadley, puis Ferrel ont édifié la théorie de la circulation atmosphérique, à laquelle, malgré l'acquisition de tant de faits nouveaux, nous ne sommes guère en mesure de rien ajouter de définitif.

L'examen des cartes nous a révélé les faits suivants : les basses pressions correspondent en général aux anomalies thermiques positives, les hautes pressions aux anomalies thermiques négatives. Cependant il n'y a là qu'une constatation empirique, qui n'a même pas la valeur d'une loi générale. En effet, que signifie la zone de haute pression des latitudes moyennes, et les basses pressions, qui forment une bande très régulière dans les hautes latitudes de l'hémisphère Sud? Si la pression ne dépendait que de la répartition des températures, l'hémisphère Sud, à peu près entièrement océanique, devrait nous montrer un maximum polaire et un minimum équatorial. Le problème de la circulation atmosphérique n'est donc pas purement thermique. D'autre part, nous constatons que le vent ne suit pas le gradient; il est dévié soit vers la droite, soit vers la gauche. L'explication de la déviation du vent et des bandes de haute et basse pression des latitudes moyennes et élevées sont les deux grandes difficultés du problème de la circulation atmosphérique.

La question de la déviation a été d'abord envisagée à propos des alizés. On s'est rendu compte aisément qu'elle est en rapport avec le mouvement de rotation de la terre. Le sens différent de la déviation de part et d'autre de l'équateur en est un indice. Mais l'explication donnée par Hadley, et souvent répétée depuis, était fausse. Ce n'est pas parce que l'air, qui tend à gagner l'équateur, atteint successivement des parallèles où la rotation est de plus en plus rapide, qu'il est dévié vers la droite dans l'hémisphère Nord et vers la gauche dans l'hémisphère Sud. Le mathématicien Poisson avait envisagé parfaitement la question dès 1837, en étudiant d'une façon abstraite le mouvement d'un mobile quelconque à la surface de la terre. Babinet et Ferrel ont appliqué ses équations aux vents. Sans entrer dans le détail de la démonstration, accessible seulement au moyen des mathématiques supérieures, il suffit, pour faire comprendre la question, de remarquer que, si l'explication à laquelle il vient d'être fait allusion était exacte, la déviation dépendrait du sens du mouvement. Elle serait maximum pour un gradient dirigé le long d'un

méridien vers l'équateur, elle serait nulle pour un gradient suivant un parallèle. Or l'observation montre qu'il n'en est rien. La déviation est la même sur tout le pourtour d'une aire cyclonale, elle est donc indépendante de la direction du gradient. Elle ne dépend que de la latitude et de la vitesse, autrement dit de la force du gradient, suivant une formule très simple, applicable à tous les mouvements à la surface de la terre :

A = 2wv sin cp

■{w = l'accélération de la pesanteur, v = la vitesse, cp = la latitude).

En fait, on constate que la déviation est plus forte dans les hautes latitudes que près de l'équateur; vers le 40° et le 50e parallèle, sa valeur moyenne est de 45°. On sait aussi qu'elle est d'autant plus marquée que la dépression est plus profonde. Dans les cyclones des mers tropicales, le vent arrive à être tangent aux isobares. La déviation dépend encore du frottement, qui tend à la diminuer. Aussi est-elle plus forte sur la mer que sur les continents, et dans les couches élevées que dans les couches basses de l'atmosphère.

Relation entre le mouvement de l'air dans les couches inférieures et supérieures de l'atmosphère. — Ces considérations trouvent

Froid Chaud

Fig. 62. — Théorie thermique du vent.

1, 2, 3, 4, etc., sections des surfaces isobares, c'est-à-dire des surfaces où la pression est partout

la même.

leur application dans la théorie de la circulation atmosphérique générale.

Expliquons d'abord les rapports constatés entre les anomalies thermiques et les différences de pression. Imaginons qu'on puisse isoler, par une cloison empêchant tout échange thermique, deux colonnes d'air, dont l'une sera plus chaude que l'autre. L'air chaud se dilatant, on voit par la figure 62 A que la même pression se trouvera partout à une altitude plus élevée du côté chaud que du côté

froid. Supprimons la cloison, nous rentrons dans les conditions de la réalité (fïg. 62 B). La pression se trouvant plus élevée du côté chaud dans les couches supérieures, l'air tend à s'écouler vers la région froide.

Les surfaces isobares sont inclinées dans le sens du mouvement, qui dure tant que subsiste la différence de température.

L'air vient ainsi s'accumuler dans la zone froide, où il est animé d'un mouvement descendant, et s'échappe constamment de la zone chaude, où il est animé d'un mouvement ascendant. Par suite, il y aura bientôt un réel déficit aux dépens des couches inférieures de l'atmosphère dans la zone chaude, tandis que l'air, se tassant dans la zone froide, sera beaucoup plus dense au voisinage du sol. Les surfaces isobares seront donc inclinées en sens contraire dans les couches supérieures et dans les couches inférieures de l'atmosphère, et dans cellesci se produira un mouvement de l'air vers la région chaude. Les données météorologiques ,

que nous avons analysées nous représentent ce qui se passe dans cette zone basse au contact du sol. Aussi voyons-nous les basses pressions correspondre aux régions chaudes et le vent y affluer, tandis que de hautes pressions correspondent aux zones froides, d'où l'air diverge. La réalité du mouvement en sens inverse des couches supérieures de l'atmosphère a pu cependant être établie par expérience. L'alizé, qui s'explique par la théorie thermique, n'est sensible que jusqu'à une hauteur de 2000 m. Au delà, on constate un mouvement de l'air vers l'Est, appelé par les météorologistes contrealizé. L'observation en a été faite depuis longtemps au sommet des montagnes de la zone équatoriale, particulièrement au pic de Ténérife (3 675 m.). Les cendres des éruptions volcaniques des Antilles ont toujours été portées vers le NE. Celles de Saint-Vincent, en 1812, sont allées sur la Barbade ; celles du Coséguina dans le Nicaragua, en 1835, sur la Jamaïque. Des observations récentes faites près des Açores, au moyen de cerfs-volants munis d'appareils enregistreurs, ont donné des résultats concordants. Les mêmes constatations ont pu être faites dans nos régions tempérées au moyen d'ascensions de ballons et de cerfs-volants lancés régulièrement par divers observatoires. Les 3 cartes reproduites (fîg. 63) montrent nettement combien la répartition des pressions est différente dans les couches supérieures de l'atmosphère et dans les couches inférieures.

D'une manière schématique, on doit se représenter le mouvement cyclonal, envisagé dans son ensemble, comme un tourbillon ascendant, où l'air afflue par la base et s'échappe par le haut; tandis que dans le mouvement anticyclonal on a affaire à un tourbillon descendant, où l'air afflue par le haut et s'échappe par le bas. L'observation tend d'ailleurs à montrer que l'axe de ces tourbillons n'est pas vertical, mais plus ou moins incliné et tordu. C'est ce qui ressort notamment de l'examen des 3 cartes de la figure 63.

Nous sommes maintenant à même de comprendre dans ses grandes lignes la théorie de la circulation atmosphérique générale. Le branle est donné par réchauffement intense de la zone équatoriale, d'où résulte un mouvement ascendant de l'air, qui, dans les couches supérieures, tend à s'écouler vers le pôle (contre-alizé). Mais ce mouvement est contrarié par l'influence de la rotation de la terre, qui fait, dévier le filet d'air vers la droite dans l'hémisphère Nord et vers la gauche dans l'hémisphère Sud. La déviation augmentant avec la latitude et étant beaucoup plus forte dans les couches supérieures de l'atmosphère, la figure 64 montre que le contre-alizé ne peut dépasser les latitudes moyennes. L'air viendra donc s'y accumuler,

et le seul tassement de la colonne atmosphérique très élevée ainsi formée suffira pour donner au niveau du sol des pressions très

fortes. Les latitudes élevées se trouveront ainsi en déficit au point de vue de la quantité d'air, en d'autres termes, la colonne atmosphérique y sera moins épaisse. Par suite, la pression à la surface du sol sera beaucoup plus basse qu'au voisinage des tropiques.

Fig. 64. — Explication de l'accumulation de l'air dans les latitudes movennes.

Les flèches en pointillé (1 et 2) représentent le chemin que suivrait un filet d'air du contrealizé, si la Terre était immobile. 1, 1', 1", l"'et 2', 2", 2'", déviations successives sous l'influence de )a rotation.

On voit que la clef du régime des

vents observés à la surface du sol

doit être cherchée dans la haute

atmosphère. Le géographe ne peut donc se désintéresser des résultats

acquis dans l'étude de ces couches supérieures de l'air.

Cette étude, commencée depuis peu, prend de jour en jour plus d'importance aux yeux des météorologistes. En France, l'observatoire de Trappes,

' créé par M. Teisserenc de Bort, en Alle-

magne, les observatoires de Munich et Berlin, aux États-Unis, l'observatoire de Blue Hill lancent quotidiennement des cerfs-volants, et recueillent les observations faites par les ballons. Un périodique scientifique spécial (Beitràge zur Physik der freien Atmosphère), a été créé pour centraliser toutes les données sur la haute atmosphère.

Le résultat le plus intéresssant acquis depuis dix ans est l'uniformité relative de la température à partir d'une altitude voisine de 11 km. C'est la couche isotherme de Teisserenc de Bort [2]. L'étude comparée d'un matériel d'observations assez étendu a permis à Humphreys [4] de montrer que cette couche est plus élevée et de température plus basse dans les zones de haute pression, ce qui confirme la théorie du vent, et qu'elle est en général moins élevée et plus chaude en été qu'en hiver (fig. 65, A).

Le rapport de la couche isotherme avec la latitude est encore plus intéressant à connaître :

D'après Teisserenc de Bort [4] elle s'abaisse notablement de Féquateur

vers le pôle. On l'a trouvée à 10 km. en Laponie, à 12 km. en France, à

13-14 km. aux Açores, et les cerfs-volants qui se sont élevés le plus haut près

de Féquateur (15 km.) ne l'ont pas atteinte.

C'est en somme au-dessous de la couche isotherme que se produisent tous

Fig. 05. — Décroissance de la température avec l'altitude, d'après Humphreys.

A et C, hautes pressions; B et D, basses pressions: A et B, hiver; C et D, été.

les mouvements de l'atmosphère intéressant la surface du sol qui est le domaine de la géographie, mais ce sont les ruptures d'équilibre thermique dans les couches supérieures de l'atmosphère qui en règlent le rythme général.

Principaux régimes de vents. Régime équatorial. — Si toutes les difficultés théoriques soulevées par l'explication des mouvements de l'atmosphère ne sont point encore résolues, on peut se contenter des résultats obtenus pour rendre compte de la répartition moyenne des pressions, et de ses variations dans l'année, entraînant la variation des vents. Nous distinguerons le régime équatorial, celui des latitudes moyennes, celui des hautes latitudes et le régime des moussons.

L'aire d'extension du régime équatorial comprend la zone du minimum équatorial et les zones d'alizés. La température variant peu dans ces régions, la pression varie aussi très peu et le régime des vents est très régulier, ses variations ne dépendant que des facteurs cosmiques du climat. En effet la position du maximum thermique n'est pas toujours la même, il se déplace suivant que la zone où le Soleil passe au zénith est au Nord de l'équateur (mai-septembre), ou au Sud (octobre-mars). La zone des calmes équatoriaux suit dans ses déplacements celle du maximum thermique. Par suite de cette oscillation de la zone des calmes, il y a une bande, large de 10 à 12 degrés de latitude, dans laquelle la direction des alizés se trouve renversée d'une saison à l'autre. C'est la seule variation du régime équatorial. Mais il faut noter que ce régime est rarement réalisé dans sa pureté théorique; en maints endroits il est troublé par l'influence d'un autre régime, dû aux variations de température que détermine la répartition des terres et des mers, le régime des moussons.

Pégime des latitudes moyennes. — Plus variable que le régime équatorial, de plus en plus capricieux vers le Nord, il règne sur une zone comprise entre 30° et 70° de latitude. Ce qui le caractérise c'est l'instabilité. Rien de plus régulier que les alizés; le minimum équatorial avec sa zone de calmes est constant, son oscillation du Nord au Sud est toujours la même; la carte faite pour une année quelconque ressemblerait beaucoup à la carte moyenne. Au contraire, au delà des tropiques, la situation atmosphérique se modifie incessamment. Les données que représentent nos cartes ne doivent être considérées que comme des moyennes, très éloignées des écarts extrêmes qu'on peut observer. Les anticyclones marqués peuvent disparaître complè-

tement à un moment donné, remplacés par des dépressions, et réciproquement. Les maxima et les minima figurés représentent seulement les régions où l'on observe le plus fréquemment de hautes ou de basses pressions. La position des cyclones est particulièrement variable, on les voit se déplacer d'un jour à l'autre. Les changements du temps, dont on connaît l'instabilité sur nos côtes, sont liés à ces perturbations, auxquelles nous consacrerons un chapitre spécial.

Dans l'hémisphère Sud, la saison d'hiver (juillet) est marquée par la formation d'une bande régulière de maximum tropical. En été (janvier), cette bande se résout en plusieurs anticyclones océaniques,