VERSANT OUEST VERSANT EST

Nancy. ^ Épinal. ^^ ^ Thann. Colmar

Altitude m. 200 279 338 620 437 238 200

Précipitations . . mm. 786 881 950 1 374 1 208 932 479

Plus instructive encore est la comparaison établie par Polis [14] en faisant la moyenne des stations situées à la même altitude de part et d'autre de la Hohe Venn, point culminant du Massif schisteux rhénan.

Zone d'altitude. . m.

OàlOO

Précipitations Ouest .

— Est . .

Différence

Les exemples les plus frappants de différence de pluviosité de deux versants montagneux sont ceux de l'Himalaya et des Montagnes Rocheuses qui séparent des déserts des régions les plus pluvieuses du globe (voir cartes des pluies fig. 72 et 73) . C'est une des raisons qui font souvent des chaînes de montagnes des limites climatiques et des barrières importantes dans la géographie des êtres vivants.

Zone des précipitations maxima. — La pluie n'augmente pas indéfiniment avec l'altitude. L'augmentation, très rapide au début, devient

"de plus en plus faible et finit même par cesser; à partir de ce moment, au fur et à mesure que l'on s'élève, la pluie diminue. Il y a donc une zone où les précipitations atteignent leur valeur maxima. La hauteur de cette zone est variable, elle est en moyenne plus basse sur les pentes raides, sur les versants directement exposés aux vents humides et dans les montagnes de deuxième ordre, c'est-à-dire partout où l'augmentation de la pluviosité est très rapide. On a malheureusement peu de données précises sur sa position. Elle atteindrait 1 300 m. dans l'Himalaya, 1 400 m. dans les Ghattes, 1 300 m. dans le Schwarzwald. Ce sont là des cas exceptionnels, soit à cause de la richesse extraordinaire des précipitations, soit à cause de la faible altitude maximum.

Dans les Hautes Alpes, il semble que les précipitations augmentent jusqu'à 2 000 m. Dans le Massif Central, on peut affirmer, d'après les observations faites à l'Aigoual, que l'augmentation se fait sentir jusqu'à I 500 m.

Il y aurait un grand intérêt à préciser ces données. La zone des précipitations maxima paraît correspondre dans nos régions tempérées à la zone de la limite de la forêt et pourrait rendre compte de sa position. La diminution des précipitations explique le caractère sec de la végétation des hauts sommets alpins. Sur les cimes des montagnes des pays tropicaux, où les neiges éternelles n'apparaissent qu'au delà de 4000 m., ce qu'on trouve audessus de la forêt, c'est une zone de plantes grasses et épineuses, une végétation subdéserlique (Kilimandjaro, Kenia, Aconcagua). Dans nos climats mêmes, où les neiges éternelles descendant pLus bas empêchent le développement d'une zone semblable, on constate cependant chez les plantes de nos prairies alpines quelques caractères des plantes de steppes : feuilles réduites, charnues, poilues, tapies au ras du sol.

La sécheresse des hauts sommets explique encore la tendance générale au climat steppique ou désertique sur les hauts plateaux de la zone tropicale. Cette sécheresse permet aux hautes vallées du Pamir et du Tianchan d'être libres de neige et fréquentées en hiver par les nomades Kirghiz et Baginzé.

Humidité relative. — La diminution des précipitations au delà d'une certaine altitude s'explique par les conditions de l'humidité de l'air. Si la densité de l'atmosphère s'abaisse rapidement, sa teneur en vapeur d'eau décroit encore plus vite dans les hautes altitudes. A 1000 m., l'air ne contient plus que 73 p. 100 de la vapeur d'eau qu'il renferme en moyenne au niveau de la mer, — à 2000 m., 49 p. 100, — à 3 000 m., 35 p. 100, — à 4 000 m., 24 p. 100. L'augmentation des précipitations avec l'altitude est due au mouvement ascendant de l'air et au refroidissement qui amène la saturation. La décroissance rapide de l'humidité absolue arrive à compenser l'influence de l'abaissement de température sur l'humidité relative. Au delà d'une certaine hauteur, l'air peut être constamment voisin du point de saturation, mais il l'atteint difficilement et la condensation ne peut fournir qu'une faible quantité d'eau. La pluie est aussi fréquente sur les hauts sommets que sur les hauteurs moyennes, sinon plus ; c'est la somme des

précipitations qui diminue. L'expérience du montagnard est conforme à ce principe ; il sait que les grandes averses se produisent dans les vallées et non pas sur les crêtes les plus élevées. Là haut, il pleut souvent, mais peu ; le brouillard est plus fréquent.

L'humidité relative est sujette en montagne aux variations les plus brusques et, en apparence les plus capricieuses. Ces variations augmentent avec l'altitude. A des périodes de sécheresse, où la peau gerce et les ongles cassent comme dans un désert, succèdent, avec une bouffée de vent ascendant, des brouillards pénétrants.

La nébulosité n'est pas, comme on le croit généralement, toujours plus forte en montagne que dans les plaines. En Europe, le ciel est toujours plus pur en hiver sur les hauts sommets et c'est seulement en été que la montagne se montre partout plus nébuleuse. Citons à titre d'exemple les chiffres suivants [Hann, 1] :

Altitude moyenne.

Hiver.

Printemps.

Été.

Automne.

Année

Plaine suisse. . .

Vallées du Tyrol .

Haut Tyrol. . . .

Sonnblick . . . .

La limpidité du ciel en hiver favorise l'insolation et explique l'établissement des sanatoria d'altitude dans certaines hautes vallées particulièrement ensoleillées. Par des températures de 10° au-dessous de 0, on y reste assis au soleil.

Limite des neiges éternelles. — Les précipitations ont souvent lieu dans la haute montagne sous forme neigeuse et, au delà d'une certaine altitude, la chaleur de l'été est insuffisante à fondre complètement ces neiges qui s'accumulent sur le sol. La limite des neiges éternelles est une des limites d'altitude les plus importantes. Elle sépare deux mondes aussi différents au point de vue physique qu'au point de vue biologique. Non seulement, en effet, toute trace apparente de vie végétale et animale disparaît dans le domaine des neiges, mais les agents destructeurs du sol et les formes de relief s'y présentent tout autrement que dans la zone inférieure.

La hauteur de la limite des neiges éternelles dépend avant tout de la température. Théoriquement elle correspond à la zone où la moyenne de l'été reste en dessous de 0°; elle doit donc s'abaisser de l'équateur au pôle. En réalité, son altitude moyenne la plus élevée est plus voisine des tropiques que de l'équateur. Ce seul fait indique que les précipitations ont une importance aussi grande que la température.

Le rôle de ces deux facteurs apparaît nettement lorsque l'on compare l'altitude moyenne de la limite des neiges éternelles avec les températures et les précipitations moyennes aux différentes latitudes

(fig. 98 bis). La courbe représentant l'altitude des neiges éternelles apparaît comme la résultante de celles des températures et des pluies.

L'influence des précipitations paraît souvent prépondérante lorsqu'on étudie un massif montagneux; le versant le plus pluvieux est toujours celui où la limite de neiges éternelles est la plus basse, même si ce versant est le plus chaud. C'est ainsi que les neiges éternelles descendent jusqu'à 4 500 m. sur le versant Sud de l'Himalaya,

Fig. 98 bis. — Altitude moyenne de la limite des neiges éternelles (1), comparée à la température moyenne (2) et aux précipitations moyennes (3), d'après PaschintgeRl31 .

Échelle des altitudes pour 1 à droite, échelle des températures (2) à gauche, échelle des précipitations en centimètres au milieu.

exposé à la mousson pluvieuse, et à 5 800 m. seulement sur le versant Nord, tourné vers les déserts de l'Asie centrale. Dans le Caucase occidental, la limite des neiges est à 2 900 m. sur le versant Sud, à 3 400 m. sur le versant Nord. Dans les Alpes occidentales, la limite est plus basse que dans les Alpes orientales, qui sont moins arrosées. Le même contraste existe entre les chaînes extérieures et les chaînes intérieures, les premières recevant des précipitations plus abondantes (Oberalpstock, 2 600 m. ; Dent du Midi, 2900; Finsteraarhorn, 2950 m.; Mont Rose, 3 2G0 m.; d'après Jegerlehner [20]).

L'insolation est aussi un facteur important à considérer. Dans les montagnes de l'Europe centrale et orientale, où l'excès de pluviosité du versant Ouest est moins marqué, l'enneigement descend plus bas sur les pentes exposées à l'Est, qui ne reçoivent que le soleil du matin.

Limite des neiges éternelles.

(On a indiqué pour chaque massif : la latitude moyenne, — la température moyenne annuelle au niveau de la mer (T), — la hauteur moyenne des précipitations au voisinage en mm. (P), — la hauteur maximum en mètres (H). Les données T et P n'ont qu'une valeur très approchée et sont destinées à montrer les relations de la limite des neiges éternelles avec la température et l'humidité.)

Massif. Lat. T. P. H. Limite.

Rouvenzori 0o:30 25° 1 500 5 200 4 500

Kilimandjaro, versant Sud. . ) Qo OK „„ A < 5 380

- - Nord . . T l 5 800

Popocatepetl 18° 25 1 500 5 400 4 600

Andes de l'Equateur 5° 25 1 500 6 300 5 000

Andes du Pérou 15° 20 300 6 700 5 500

Andes du Chili 45° 12 700 4 000 1700

Aconcagua 33° 15 300 7 300 4 000

Nouvelle Zélande 43° 13 750 3 700 2 300

Himalaya E., versant Sud. . . 28° 23 2 000 8 840 5 200

Himalaya central 30° 22 1 500 • 7 820 4 500

Hindoukouch 34° 20 300 7 700 4 800

Karakoroum, versant Nord . . 35° 15 200 8 620 5 800

Kouenlun 36° 15 200 7 300 5 200

Tian-chan 42° 8 200 6 500 4 000

Ararat 40° 15 200 5 160 4 400

Caucase occidental 43° 12 1000 3 000 2 900

Caucase oriental, versant Nord. ) ,0o tv ,,rtrt v „ort \ 3 500

— — — Sud . ) ) 3 900 Alpes calcaires orientales . . . \ f 3 000 2 500

— Saentis . . . . j l 2 500 2 400

Alpes cen.tr. Tauern I 3 790 2 750

— Oetzthal ( j 3 780 2 900

— Finsteraarhorn. . \ / 4 725 2 950

— Mont liose. . . .J [ 4 638 3 260

Mont Blanc 46° 4 810 3 000

Alpes cale. S. Dolomites . . . 46° 3 370 2 700

Alpes Juliennes 46° 2 864 2 600

Pyrénées, versant Nord. ... 43° 13 500 3400 2800

Altaï 50° 0 300 3350 2 300

Kamtchatka 56° 0 700 4 800 1 600

Sierra Nevada (Cal.) 37° 15 1 000 4 540 3 900

Rocky mountains (U. S.) . . . 38° 13 300 4 400 4 200

Rocky mount. (Canada). ... 50° 5 500 3250 2300

Norvège, Jostedalsbrae .... y r 2 000 1 000

— Jotunheim > 60 à 61° 5 '750 ) 2 560 1900

— Folgefon ) ( 1 650 1 500

Islande (NW), Drangejok ... 66° 2 1 000 1 300 600

— (SE), Vatnajôk. ... 64° 500 1800 1000

Alaska 60° 0 2 000 5 500 600

Groenland Est 75° 0 100 3 500 1 100

— Ouest 71° — 5 500 2 000 900

Nouvelle Zemble. ...... 73° — 10 1500 600

Spitzberg 78° 1 500 500

La variation de l'enneigement suivant la saison a été étudiée avec soin dans les montagnes de l'Allemagne moyenne et dans les Alpes orientales [Kerner, 19]. Le recul de la limite des neiges varie suivant l'exposition.

Alpes or., versant Sud. . Jv. 650 m. Av. 1270 m. Jt. 2680 m. Sept. 3 210 m. - versant Nord. — 590 m. — 1100 m. — 2470 m. — 2 760 m.

, On ne saurait trop insister sur l'intérêt des observations relatives à l'enneigement et à la limite des neiges éternelles. Les variations locales de cette limite sont parallèles à celles de la limite de la forêt et avec celles de la zone des précipitations maxima. Leur connaissance peut nous aider à comprendre les conditions des phénomènes glaciaires de la période quaternaire. L'extension des anciens glaciers a été due en effet à un abaissement de la limite des neiges éternelles.

Pour déterminer la limite moyenne des neiges éternelles, un grand nombre d'observations sont nécessaires. Elles doivent être faites pendant le mois où l'enneigement est le plus réduit (généralement septembre) et, pour avoir une valeur climatologique, doivent se rapporter à des pentes découvertes, exposées au soleil et au vent. Des flaques de neige pérenne peuvent en effet se trouver dans des ravins étroits, ou sur des pentes qui ne voient presque jamais le soleil à des altitudes très basses. C'est pourquoi on a proposé de distinguer une limite inférieure ou orograpkique et une limite supérieure ou climatique (Ratzel, 18). La seconde est la seule qui présente un réel intérêt.

La méthode de l'observation directe est d'une application délicate dans les hautes montagnes, quand les glaciers occupent toutes les surfaces où la raideur des pentes n'empêche pas l'accumulation de la neige (Hautes Alpes). On a proposé d'employer dans ce cas une méthode indirecte fondée sur l'étude même des glaciers figurés par des cartes précises. La limite des neiges éternelles doit théoriquement correspondre à celle du névé et du glacier d'écoulement (cf. 1" partie, ch. vm). Selon Kurowski [20], son altitude est donnée par la hauteur moyenne du glacier, calculée d'après la carte. Les résultats d'ensemble obtenus pour la Suisse sont assez satisfaisants, mais les valeurs obtenues pour chaque glacier sont souvent contestables. Une autre méthode plus simple, proposée par Hess [32], fixe la limite du névé au point où la surface du glacier commence à devenir nettement bombée par suite de la fusion sur les bords. Les résultats, d'apparence moins précise, sont peut-être plus rapprochés de la réalité, à condition de disposer de très bonnes cartes en courbes.

Les vents. Brise de montagne et de vallée. — Les reliefs montagneux modifient les caractères des grands courants de l'atmosphère; ils peuvent môme créer des vents locaux.

Tels sont les vents quotidiens connus sous le nom de brises de montagne et de vallée, qui, par un temps calme, alternent avec la régularité des brises de terre et de mer. C'est vers 9 heures du soir que s'élève généralement la brise de montagne, vent froid, qui semble apporter l'air glacé de la région des neiges éternelles. Elle dure toute la nuit et cesse vers le matin. Entre 9 heures et 11 heures, commence à souffler en sens contraire un vent qui enfile la vallée

en remontant vers Ja montagne et qui augmente d'intensité pendant toute l'après-midi, pour cesser au coucher du soleil. C'est une brise chaude et humide. Par un temps clair, alors que les cimes se détachent au lever du jour dans un ciel bleu immaculé, on la voit dès 11 heures rassembler et pousser vers la montagne tout un cortège de petits nuages, qui grossissent insensiblement et finissent par cacher les sommets. Dans l'après-midi le mouvement s'arrête, on voit les nuages revenir vers la plaine et se dissiper sous l'influence de la brise de montagne, vent descendant et par suite sec.

Des noms locaux indiquent l'importance que le montagnard attache à ces vents réguliers. Sur les lacs italiens, au pied des Alpes, la Breva désigne la brise de vallée, le Tivano la brise de montagne, qui tour à tour poussent les barques d'une rive à l'autre. Dans le Tyrol, on connaît YOberwind et YUnterwind. Dans la Drôme. le Pontias est le vent qui débouche des gorges des torrents, froid et sec. En Alsace,

le Thalwlud est également un vent froid descendant, dont la violence est particulièrement marquée au débouché de la vallée de Munster. Sur le lac de Genève, la brise de montagne, venant du Jura, s'appelle IsJoran.

La cause des brises de montagne d:éqùi:Li'br~e~atmo'sphérrq"uë. pp"p\pl, pIp,,* sur- et de vallée est analogue à celle des

faces d'égale pression inclinées vers la montagne brises de terre et de mer (fig. 99). par suite de la dilatation plus forte de la colonne pendant }e jour réchauffement de atmosphérique en plaine, d ou resuite 1 écoule- J '

ment de l'air dans le sens de la flèche. 1 atmosphère amène une dilatation

plus sensible en plaine, où la colonne atmosphérique est plus épaisse, qu'en montagne, où elle est plus réduite. Par suite la pression est plus forte à égale altitude au-dessus de la plaine, les surfaces d'égale pression sont donc inclinées vers la montagne et l'air s'écoule dans ce sens. La nuit amène le phénomène inverse : refroidissement et contraction de la colonne atmosphérique plus sensible en plaine, par suite écoulement de l'air des hauteurs vers les dépressions.

On conçoit qu'un pareil régime ne puisse subsister que par un temps calme. Les mouvements généraux de l'atmosphère, déterminés par le voisinage des dépressions barométriques, le font disparaître. L'alternance régulière des brises de montagne et de vallée est à juste titre considérée par le montagnard comme un indice de beau temps ; elle coïncide en effet avec les hautes pressions et le régime anticyclonal. Quand elle cesse, on conjecture avec raison un changement de temps.

Le Foehn. — On donne le nom de Foehn, dans les vallées de la Suisse et du Tyrol, à un vent de direction constante qui souffle en

Fig. 99. — Explication théorique de la brise

de vallée.

PP, P,P,, surfaces d'égale pression dans l'état

descendant de la montagne pendant plusieurs jours avec une violence croissante. Son influence sur la vie physique et organique a depuis longtemps attiré l'attention, non seulement des savants, mais même du paysan, qui connaît ses effets puissants et sait prévoir son arrivée.

Un ciel d'un bleu éclatant, d'une transparence idéale, où les crêtes les plus éloignées offrent un profil violacé d'une netteté surprenante, un léger voile de nuages sur les cimes, qui se colore au soleil couchant de teintes fantastiques, une nuit chaude et lourde traversée par de brusques coups de vent froid et troublée par les détonations des avalanches, tels sont les symptômes avant-coureurs du foehn. Le lendemain le vent se lève en tempête. Les torrents gonflés par la fonte des neiges se précipitent, roulant des blocs énormes, des arbres entiers; les avalanches tonnent de tous les cotés. A l'approche du foehn, le hameau alpestre se replie sur lui-même ; on se hâte de rentrer les troupeaux ; on éteint les feux, car une. étincelle suffirait pour amener un incendie, tant la sécheresse est grande.

Si le foehn est un hôte redoutable, capable d'amener des désastres, ses effets sont parfois bienfaisants. Au printemps, il hâte la fonte «les neiges et permet de bonne heure aux troupeaux l'accès des pâturages. Le paysan dit qu'un jour de foehn vaut 15 jours de soleil. Dans les vallées étroites, qui ne bénéficient guère de l'insolation, le foehn permet les cultures; lorsqu'il tarde à apparaître, les récoltes sont compromises. A la fin de l'automne, c'est encore le foehn qui mûrit les raisins du canton des Grisons et les épis de maïs du Yorarlbsrg. Les îlots de végétation à caractère méridional, observés en Suisse et dans le Tyrol (environs d'Innsbruck) sont dus à l'influence du foehn.

Quelques chiffres donneront une idée précise des modifications brusques apportées par le foehn dans l'état de l'atmosphère.

A Bludenz, le 16 février 1867, on notait les températures suivantes : 6 heures du matin, 12°5; — 2 heures ap. midi, 17°; — 10 heures, 14°.

L'humidité relative tombait à 26 p. 100 (6 h.) et 21 p. 100 (2 h.).

Le 1er février 1869 le thermomètre monta jusqu'à 19°3, l'humidité relative s'abaissa à 14 p. 100; la température était supérieure de 15°7, l'humidité était inférieure de 58 p. 100 à la normale.

L'importance du foehn pour l'économie alpestre lui a valu d'être l'objet de recherches concluantes sur son origine [24, 25, 26]. On a constaté que ce vent coïncide toujours avec une période où de hautes pressions régnent sur le monde méditerranéen, tandis que

de basses pressions envahissent l'Europe NW. (fig. 100). Le foehn n'est donc qu'un courant déterminé par la position des grands centres d'action de l'atmosphère, mais modifié par l'influence du relief du sol.

La violence est un caractère qui lui est commun avec tous les vents amenés à souffler normalement à un relief élevé (Bora, Mistral, vent d'autan). Il se produit une sorte de stagnation de l'air en arrière, mais le vent se précipite comme un tourbillon de l'autre

côté, tel un courant fluvial ayant à franchir une barre rocheuse. La descente du foehn sur le versant suisse est comparable à une sorte de cascade. La violence du vent augmente vers l'aval ; elle est très réduite au sommet de la montagne et, sur le versant italien, le vent est souvent à peine sensible.

La sécheresse et la haute température du foehn ont été particulièrement bien expliquées par Hann [25] . On remarque toujours que le temps clair et sec qui règne sur le versant suisse correspond à une période de fortes pluies et un temps très nuageux du côté italien. La température est aussi beaucoup plus basse sur le versant Sud et diminue beaucoup plus lentement sur le versant Nord.

Fig. 100. — Situation atmosphérique détermi nant le foehn (31 janvier 1885), d'après Hann.

Le schéma suivant (fig. 101) peut aider à comprendre le mécanisme du phénomène. L'air, animé d'un mouvement ascendant sur le versant Sud, se refroidit plus lentement qu'il ne se réchauffera en descendant sur le versant Nord. En effet, dès qu'il atteint l'altitude OH1, à laquelle la vapeur d'eau dont il est chargé commence à se condenser, il est réchauffé par la condensation, qui, comme on le sait, dégage de la chaleur (6° pour 1 kg. d'eau); en sorte qu'il arrive au point culminant H2 à la température OT2. Sur le versant Nord, l'air descendant ne contient plus que très peu de vapeur d'eau ; il se réchauffe dans sa descente suivant la même loi qui réglait son refroidissement dans la montée avant que la condensation eût commencé. La courbe de sa température est donc représentée par BT3, parallèle à AT et l'on voit qu'il arrivera à une altitude correspondante à celle du versant opposé, avec une température beaucoup plus élevée (OT3 au lieu de OT).

En même temps qu'il se réchauffe en descendant, l'air devient plus sec,

l'humidité relative, très forte encore à l'altitude OH2, tombe de plus en plus.

L'expérience confirme la théorie. Pendant vingt jours de foehn on a

Fig. 101. — Explication théorique de la chaleur du foehn. Températures portées en abscisses, altitudes en ordonnées. — TAB, courbe de la température de l'air dans son mouvement ascendant sur le versant S. des Alpes; BT3, courbe de la température de l'air dans son mouvement descendant sur le versant Nord.

observé à 8 heures du matin les différences suivantes de température et d'humidité entre Milan et Bludenz :

Température. Humidité relative.

Milan 3°, 2 96 p. 100

Bludenz 11°,! 29 —

La différence de température et d'humidité entre les deux versants, très faible au voisinage des cimes, croît au fur et à mesure qu'on descend dans les deux sens.

Extension du foehn, chinook. vent d'autan. — Le foehn est surtout commun dans les hautes vallées de la Suisse et du Tyrol, entre Genève et Innsbrûck. Dans le bas Valais et sur le lac de Genève il est connu sous le nom de vaudaire. Des vents analogues par leurs causes et leurs caractères existent dans toutes les montagnes. En Nouvelle Zélande, au Groenland, en Perse, au Japon, on a signalé des cas de foehn typiques [27, 28].

Sur le versant oriental des Montagnes Rocheuses, les Indiens donnent le nom de chinook à un vent de montagne sec et chaud soufflant de l'Ouest, qui a tous les caractères du foehn [Ballou, 29]. En un jour, le chinook fait monter le thermomètre de — 10° à + 20°. Non seulement la neige, épaisse d'un pied, fond entièrement, mais au bout de peu de temps l'herbe est devenue sèche, au point qu'on n'y voit pas la trace du pied. C'est grâce à ce vent que la limite polaire des céréales, qu'on trouve dans le Canada oriental à la latitude de Bordeaux, remonte jusqu'au lac Athabasca au pied des Montagnes Rocheuses, par 60° de latitude. Les isothermes d'hiver font toutes un crochet significatif vers le Nord, en abordant la zone du chinook. De fortes pluies et un temps froid sur la côte Pacifique accompagnent toujours le chinook sur le versant occidental des Montagnes Rocheuses.

Les vallées du versant Nord des Pyrénées centrales sont visitées par un vent sec et violent ayant tous les caractères du foehn. Le vent d'autan, dont nous avons déjà parlé (p. 158), est aussi une sorte de foehn. Sa violence et sa sécheresse sont particulièrement sensibles sur le plateau du Sidobre et dans

la plaine de Castres, où il dessèche les mares, tarit les sources et fait éclater les chênes. Au même moment le versant méditerranéen du Languedoc a un temps humide, nuageux et même parfois pluvieux, avec un vent de même direction appelé le marin [E. de Martonne, 30].

Principaux types de climat de montagne. — Sous l'influence de causes identiques (raréfaction de l'air, diminution de l'humidité absolue, action du relief sur les mouvements de l'atmosphère), le climat de toutes les montagnes offre des caractères communs. Les lois générales, qui diversifient les climats suivant la latitude et la répartition des terres et des mers, ne peuvent cependant cesser de se faire sentir. Nous indiquerons brièvement les principales variations qui en résultent.

Dans la zone tropicale, le climat de montagne présente deux particularités intéressantes : 1° par suite des hautes températures qui régnent au niveau de la mer toute l'année, l'isotherme de 0° se trouve toujours à une très grande altitude, bien au-dessus de la zone des précipitations maxima. Il en résulte le développement d'une zone sèche de caractère steppique, entre la limite des arbres et celle des neiges éternelles. — 2° Les rayons solaires étant pendant la plus grande partie de l'année voisins de la verticale à midi, la pente du sol n'augmente pas sensiblement l'insolation, et même les pentes raides exposées au midi reçoivent moins de chaleur que les surfaces planes. Par contre le versant opposé perd beaucoup moins que dans les hautes latitudes. Les contrastes d'exposition des versants montagneux sont donc peu marqués. Ce sont les différences de pluviosité, qui expliquent presque exclusivement les différences de la végétation sur les deux flancs d'une chaîne. C'est la pluviosité qui règle la hauteur de la limite des neiges éternelles, beaucoup plus basse dans les régions humides, plus basse même dans les climats équatoriaux que dans les climats tropicaux.

C'est dans la zone tempérée et froide que le climat de montagne offre les particularités les plus curieuses. Il est caractérisé par la concordance générale de la zone des précipitations maxima avec le commencement de la zone froide. Ce fait a une très grande importance au point de vue de l'érosion et du relief du sol ; il n'en a pas moins au point de vue de la végétation, car il amène la disparition de la zone désertique, qui caractérise les montagnes des pays tropicaux.

Mais la différence capitale avec le climat des régions tropicales est dans l'importance prise par l'insolation. Par suite de l'obliquité des rayons solaires, les pentes bien exposées bénéficient d'une insolation

plus forte que les surfaces planes; mais, par contre, les pentes tournées au Nord sont sacrifiées. Les contrastes d'exposition jouent donc un rôle de plus en plus important. La diversité qui caractérise le climat de montagne dépasse tout ce que peut imaginer l'habitant des plaines. Suivant leur orientation, la raideur plus ou moins grande de leur pente, deux vallées voisines peuvent avoir à la même altitude des climats entièrement différents. Dans la même vallée le contraste est souvent plus grand entre les deux versants.

C'est dans la zone tempérée et froide que les vents locaux prennent en montagne une importance décisive. Le foehn ne paraît pas connu dans les contrées tropicales; le chinook, qui en est l'équivalent dans les Montagnes Rocheuses, perd de plus en plus ses caractères au fur et à mesure qu'on avance vers le Sud.

1. — Hann (J.). Handbuch (1er Klimatologie, 3e édition, t. I, p. 194-320. Étude d'ensemble la plus complète du climat de montagne.

2. — Jourdanet. Influence de la pression de l'air sur la vie de l'homme, climats d'altitude et climats de montagne. Paris, 1876.

3. — Mosso (A.). Fisiologia dell' uomo sulle Alpi. Milano, 1897, in-8°, 374 p., 49 phot.

4. — Angot(A.). Sur la décroissance delà température de l'air avec la hauteur. CR. Ac. Se, CXV, 1892, p. 1272-1273.

5. — Hann (J.). Die Temperaturverhaltnisse der Oesterreichischen Alpenlânder. Sitzber. Ak. Wiss. Wien, 1884, t. LXX, Abteil. II (cf. Wà'rmeverteilung in den Ostalpen, Z. D. u. 0. Alpenver., 1886, p. 48).

6. — Vallot (J.). Variation de la température, de la pression et de la vapeur d'eau au Mont-Blanc et aux stations inférieures d'après les observations de 1887. An. Observatoire du Mont-Blanc, t. I, 1893, p. 25-45.

7. — Trabert. Isothermen von Oesterreich. Denkschr. Ak. Wiss. Wien, t. LXXI1I, 1901, p. 347-463, 4 pi.

8. — Machacek. Zur Klimatologie der Gletscherregion der Sonnblickgruppe. Jber. Sonnblickver., VIII, 1899, 34 p., 2 pi. — Cf. J. Hann. Luftdruck und Temperaturverhaltnisse auf dem Sonnblickgipfel. Sitzber. Ak. Wiss. Wien, t. G, 1891, Abteil. II a, p. 367-452, et : Die Verhâltnisse der Luftfeuchtigkeit auf dem Sonnblickgipfel. Ibidem, t. CIV, 1895, Abteil. II a, p. 351-401.

9. — Assmann (R.). Der Einfluss der Gebirge auf das Klima von Mitteldeutschland. Forsch. zur D. Landes- und Volkskunde, t. I, 1886, p. 311-388.

10. — Kerner (F.). Die Aenderung der Bodentemperatur mit der Exposition. Sitzber. Ak. Wiss. Wien, t. G, 1891, Abteil. II a, p. 704-729, 2 pi.

11. — Fritzsch (M.). Hôhengrenzen in Ortleralpen. Wiss. Verôffentlichungen Ver. fur Erdkunde Leipzig, II, 1895, p. 107-292, pi. 4-6.

12. — Peuckert (K.). Der Bergschatten, die Einschrankung solarklimatologischer Faktoren durch ein Bergprofil und ihre graphische Ermittelung. Verh. 12, D. Geographentages Jena, 1897, p. 226-252.

13. — Moldenhauer (P.). Die geographische Verteilung der Niederschlàge in NW. Deutschland. Forsch. zur D. Landes- und Volkskunde, IX, 1896, p. 305-372, 1 carte.

14. —Polis (P.). Dïe Niederschlagsverhàltnisse der mittleren Rheinprovinz und der Nachbargebieten. Forsch., XII, 1899 p. 1-96, 9 pi., cartes.

15. — Huber (R.). Die Niederschlà'ge im Kanton Basel in ihrer Beziehung zu den orographischen Verhâltnissen. Dis. Basel. Zurich, 1894, in-4°, 20 p.

16. — Meyer (H.). Der Kilimandscharo, Reisen und Studien. Berlin, 1900.

17. — Erk. Die vertikale Verteilung und die Maximalzone des Niederschlags am Nordabhang der Bayerischen Alpen. Met. Z., 1887, p. 55.

18. — Ratzel. Die Schneedecke besonders im Deuts^hen Gebirge. Forsch. zur D. Landes- und Volkskunde, IV, 1890, p. 107-277, 1 pi., 28 fig. (cf. Klengel. Die historische Entwickelung des Begriffs der Schneegrenze. Mit. Ver. fur Erdkunde Leipzig, 1899).

19. — Kerner von Marilaun (Fr.). Untersuchungen liber die Schneegrenze im Gebiete des mittleren Innthales. Denkschr. Ak. Wiss. Wien, t. LIV, 1888, Abteil. II, p. 1-62, 1 pi.

20. — Jegerlehner. Die Schneegrenze in den Gletschergebieten der Schweiz. Beitr. zur Geophysik, V, 1902, p. 486-568, pi. 2-3 (cf. Kurowski. Die Hôhe der Schneegrenze mit besonderer Berùcksichtigung der Finsteraarhorngruppe. G. Ab.,Y, 1891, p. 115-160).

21. — Chaix. Théorie des brises de montagne. Ls Globe, XXXIII, 1894, p. 105.

22. — Billwiller. Der Thalwind der Oberengadin. An. Schiv. Alpenclubs 1893 (cf. Met. Z., 1896, p. 129).

23. — Berndt (G.). Der Alpenfoehn in seinem Einfluss auf Natur und Menschenleben. P. M. Erg., N° 83, 1886.

24. — Dtjfour. Recherches sur le foehn du 25 septembre 1866 en Suisse. Bul. Soc. Vaudoise Se. nat., Lausanne, IX, 1868.

25. — Hann (J.). Ueber den Foehn in Bludenz. Sitzber. Ak. Wiss. Wien. 1882, t. LXXXV, Abteil. II, p. 416-440 (cf. Zur Frage liber den Ursprung des Foehns. Z. fur Met., 1866, I, p. 257).

26. — Perntner. Ueber Hâufigkeit, Dauer und Eigenschaften des Foehn in Innsbrùck. Sitzber. Ak. Wiss. Wien, mai 1895, t. CIV, Abteil. II a, p. 427-461.

27. — Paulsen (Ad.). Ueber die Milden Winde im Grônlandischen Winter. Met. Z., 1889, p. 241-249 (cf. Hoff.meyer, Z. Oest. Ges. f. Met., I, p. 259).

28. — Tholozan. Sur les vents du Nord de la Perse et sur le foehn du Gilan. CR. Ac. Se., t. G, 1885, p. 607-611.

29. — Ballou (H. M.). The Ghinook Wind. American Met. J., IX, 1893, p. 541. Gf. A. T. Burrows. The Ghinook Winds. US. Dep. Agric. Yearbook, 1902.

30. — Martonne (E. de). Note préliminaire sur le vent d'autan. Bul. Soc. G. Montpellier, 1907, p. 100-114, 5 fig. Gf. Contribution à l'étude du vent d'autan, ibidem, 1909.

31. — Pasghinger (V.). Die Schnegreenze in verschiedenen Klimaten. P. M. Erg. 173, 1912, 93 p., 5 pi.

32. — Hess (H.). Die Gletscher. Braunschweig, 1904, in-8°, 426 p.