RÉPARTITION DE LA CHALEUR A LA SURFACE DU GLOBE

§ i CONDITIONS GÉNÉRALES DE LA TEMPÉRATURE TERRESTRE

de la chaleur terrestre. — L'état calorifique existant, à un moment donné, sur la surface du globe, ne peut être influencé que par deux sources d'énergie qui sont : d'une part, l'ensemble des radiations envoyées par le soleil et les différents astres ; de l'autre, la chaleur interne, se répandant directement au dehors par les phénomènes volcaniques ou se transmettant par conductibilité à travers l'écorce solide. Or l'influence calorifique des volcans est strictement limitée à leur voisinage immédiat et nous verrons plus tard qu'elle est assez faible pour ne pouvoir même pas, la plupart du temps, débarrasser les grands cônes volcaniques du manteau de neige qui recouvre leur cime. De plus, on a calculé qu'à l'heure présente, le flux de chaleur qui traverse l'écorce ne saurait contribuer pour plus de £ de degré à l'entretien de la température extérieure. C'est d'ailleurs, à peu de chose près, une influence constante, quel que soit le lieu observé. Nous pouvons donc, dans l'étude du mode de répartition de la chaleur à la surface du globe, faire complètement abstraction de la chaleur interne et nous borner à considérer ce qui vient de l'espace extérieur.

Ce qu'on appelle assez improprement la température de l'espace, c'est-à-dire l'effet thermique des radiations stellaires, est extrêmement difficile à apprécier;

car, dans quelques conditions qu'on se place, il est malaisé de fixer exactement ce qui revient en propre au rayonnement de l'atmosphère. Néanmoins il semble résulter des expériences des physiciens que la température dont la terre bénéficierait sous la seule influence des radiations stellaires est fort au-dessus de celle qui correspond, pour les gaz, à cet état calorifique nul, qu'on désigne sous le nom de zéro absolu et qui est exprimé par 273° C. au-dessous de zéro. Pouillet estimait cette température à — 142°. Cela veut dire que les radiations stellaires suffiraient pour amener notre globe à 151° au-dessus du zéro absolu. Cette quantité est fort loin d'être négligeable; car si on évalue à -h 10° C. la température moyenne de tout le globe, l'action solaire aurait pour effet d'augmenter de 142° -f 10°= 152° l'effet thermique déjà produit par l'espace : or le rapport de 131 à 152 est celui de 86 à 100, d'où résulte cette conclusion, en apparence bien paradoxale, que l'effet thermique des espaces stellaires serait égal à 86% de celui du soleil. Pour atténuer I'étrangeté de cette proposition, observons que le soleil n'occupant pour nous que les 5 millionièmes de la voûte céleste, doit, pour produire le môme effet, envoyer deux cent mille fois plus de chaleur que l'espace.

L'action calorifique de l'espace doit varier avec le nombre et l'éclat des constellations qui passent, à un moment donné, au-dessus de l'horizon d'un lieu. Toutefois les mesures précises faisant défaut à cet égard, nous considérerons l'influence de l'espace comme une sorte de facteur constant, applicable à l'ensemble du globe et dont, par suite, il est permis de ne pas s'occuper, au moins jusqu'à nouvel ordre, dans l'étude des variations de la température sur la surface terrestre.

Il ne nous reste donc plus à considérer que l'influence solaire. Les expériences de Pouillet avaient conduit ce savant à admettre qu'aux limites de l'atmosphère terrestre, le soleil envoyait, par minute, sur chaque centimètre carré normal aux rayons incidents, un nombre de calories égal à -fcfâ. Depuis, M. Crova a porté ce chiffre à roV0 (1). Admettons cette dernière valeur. Il en résulterait que la surface entière du grand cercle d'illumination recevrait, par minute, un nombre de

calories égal à

f étant le rayon terrestre exprimé en centimètres.

Or une calorie équivaut à 425 kilogramme très; en divisant par 60 pour avoir le nombre de kilogrammètres produits par seconde, on aura

«1 ce chiffre divisé par 75, donnera le nombre de chevaux-vapeur auquel équivaut

(t) Comptée rendus, LXXXI, 1205.

86 PHYSIOCRAPHIE.

l'énergie calorifique du soleil. On trouve ainsi que cet astre représente pour nous une force de plus de 200 trillions de chevaux-vapeur, uniquement appliquée à notre globe.

Mais toute la puissance du soleil n' est pas contenue dans ce chiffre; car les radiations ultraviolettes, qui ne se traduisent pas directement en chaleur, donnent lieu à des actions chimiques dont chacune représente un travail réel. De plus la lumière a son action propre, indépendamment de reflet thermique des rayons. Le nombre auquel nous venons d'arriver ne représente donc qu'un minimum en ce qui concerne l'évaluation de la puissance vive réellement contenue dans lf faisceau solaire.

Absorptioa atmosphérique. — Occupons-nous maintenant de la distribution de la chaleur à la surface du globe.

En premier lieu, une partie de la chaleur solaire est absorbée par l'atmosphère terrestre, qu'elle est obligée de traverser soùs une épaisseur d'autant plus grande que les rayons arrivent plus obliquement. Cette absorption est d'ailleurs variable avec le degré de pureté de l'atmosphère.

D'après Pouillet, l'atmosphère, supposée pure, absorberait, sous une incidence normale, de 18 à 25 % des radiations calorifiques ; en tenant compte de l'obliquité, le même auteur admettait que, en moyenne, l'hémisphère éclairé recevait seulement de 50 à 60 % de lfl chaleur envoyée.

Les expériences actinométriques instituées à l'observatoire de Montsouris onl montré que, à midi, sous la latitude de Paris, l'absorption atmosphérique varie, suivant les 'mois, entre 45,6 et 13,7%- Elle est, en moyenne, de 30,73, cet chiffres étant relatifs à l'atmosphère pure. Si, au lieu de midi, on considère h journée entière, la moyenne de l'absorption est de 45,20 %» ses limites extrême* étant 68,7 (en décembre 1874) et 23,5 (juin 1875). Enfin l'influence des nuages et des vapeurs, nuisible quand ils s'interposent entre le soleil et la terre, bien faisante au contraire quand ils nous renvoient, par réflexion, des radiation* qui ne nous étaient pas destinées, réduit, en moyenne, le degré actinométriqut à la moitié de sa valeur. Au total, la surface terrestre ne reçoit, à Paris, qui 29 % de la chaleur versée par le soleil aux limites de l'atmosphère.

D'après cela, dans des conditions climatériques qu'on peut considérer commi moyennes, la part qui revient aux nuages, dans l'absorption des rayons calori fiques, est égale à celle de l'atmosphère elle-même. Or l'abondance des nuage: et des vapeurs, en un lieu déterminé, dépend, à un haut degré, des circon stances géographiques de la contrée, de la distribution relative des terres et de eaux, du relief du sol, de sa constitution propre. Toutes ces circonstances son étroitement liées aux phénomènes géologiques qui ont successivement altén 'l'uniformité primitive de notre sphéroïde. Ainsi, dès le début de l'étude de L Physiographie, l'influence du passé se révèle à nous par l'incontestable direo lion qu'elle imprime à l'activité du présent.

Quant à l'absorption qu'on peut considérer comme propre à l'atmosphère, cil

dépend à la fois de sa masse et de sa composition. Si donc celte composition a varié dans le cours des âges, la faculté absorbante a dû son ressentir, de tel h1 sorte que sa valeur actuelle est spéciale aux conditions présentes du milieu respirable qui nous entoure. Elle serait tout autre si, par exemple, la proportion d'acide carbonique était notablement supérieure à ce qu'elle est de nos jours.

Action régulatrice de l 'atmosphère et de la Tapeur d'eau. — Si

l'absorption atmosphérique intercepte au passage une partie notable de l'énergie calorifique envoyée à la terre, il s'en faut de beaucoup que cette portion soit perdue pour la surface du globe. Bien au contraire, l'atmosphère se comporte, h l'égard de cette surface, à la fois comme un réservoir de chaleur et comme Un régulateur de température.

En effet, les molécules atmosphériques, une fois échauffées, envoient par rayonnement tout autour d'elles la chaleur qu'elles ont absorbée et en font profiter les corps qu'elles environnent. Cette action est d'autant mieux marquée que l'atmosphère est plus dense et c'est pour cette raison qu'aux basses altitudes, la température du milieu est toujours plus élevée que sur les montagnes. Au voisinage des cimes, bien qu'on soit plus près de la source calorifique, des rayons brûlants, capables d'échaufTer très fortement la boule noircie d'un thermomètre, ne produisent dans le milieu atmosphérique qu'une élévation de température insignifiante, parce que, en raison de sa raréfaction, l'air transmet simplement la chaleur sans pouvoir l'absorber, ni, par conséquent, la distribuer par rayonnement autour de lui.

Le pouvoir absorbant de l'atmosphère est notablement augmenté par la présence de la vapeur d'eau et de l'acide carbonique. La proportion de ce dernier gai dans l'air est assez constante et varie entre 5 et 6 dix-millièmes. Quant à la vapeur d'eau, il en existe normalement de 20 à 25 grammes par mètre cutw» dans la zone torride, de 40 à 12 grammes en France et quelquefois 1 gramme seulement au sommet des hautes montagnes.

Mais la vapeur d'eau jouit encore d'une autre propriété : celle de transformer les radiations, à la fois calorifiques et lumineuses y qui la traversent, en radiations obtatres, pour lesquelles elle devient opaque ou athermane. De cette façon, au lieu de retourner dans l'espace, après réflexion sur les corps terrestres, une partie des radiations solaires est maintenue et emmagasinée dans l'atmosphère par la seule action de la vapeur d'eau.

Ce rôle de réservoir sera d'autant plus manifeste que l'air sera plus voisin de l'état de saturation; c'est donc dans le voisinage immédiat de la surface des mers qu'il s'exercera avec le plus d'intensité.

L'action régulatrice de l'atmosphère résulte d'abord de ce qu'elle accumule dans sa masse, très homogène, très mobile et partout répandue, une chaleur dont la source, en un point donné de la terre, varie à chaque instant d'intensité. L'atmosphère sert donc d'intermédiaire, en quelque sorte élastique, entre cette source variable et la surface terrestre. 0e plus, l'inégal échauffement de

88 PHYSIOGRAPHIE.

masses d'air voisines fait naître dans leur sein des mouvements, par suite desquels la chaleur accumulée sur un point se transporte dans des régions où son influence directe n'aurait pas pu se faire sentir. Enfin, sous l'action des rayons solaires, l'atmosphère se dilate, absorbant dans ce travail une certaine quantité d'énergie. La contraction qui survient à la chute du jour rend cette énergie de nouveau disponible et ainsi se trouve atténuée, dans une certaine mesure, la différence du jour et de la nuit. La condensation de la vapeur d'eau, qui se produit aussi dans ces conditions, agit dans le même sens et d'une façon encore plus marquée, en raison de la grande quantité de chaleur latente que la formation de cette vapeur avait absorbée.

De même que le pouvoir absorbant de l'atmosphère, son pouvoir régulateur est Hé à sa masse et à sa densité. Une atmosphère plus épaisse, plus chargée d'acide carbonique et saturée de vapeur d'eau serait donc pour la terre un précieux instrument d'atténuation des différences climatériques.

Inégal éehauJfement de la terre ferme et de l'oeéaa. — Une fois que les

rayons solaires ont traversé l'atmosphère, ils arrivent à la surface terrestre, qui absorbe la chaleur pour la répandre ensuite autour d'elle par rayonnement*. Cette influence ne se fait jamais sentir jusqu'à une grande profondeur; elle se concentre, en raison de la mauvaise conductibilité du sol, dans les couches immédiatement voisines de la surface. Ainsi, à Paris, on calcule que la chaleur met 58 jours à traverser une tranche du sol de 1 mètre d'épaisseur et les variations du thermomètre y deviennent insensibles au delà de dix mètres de profondeur. La portion de l'écorce qui est accessible aux actions calorifiques extérieures est donc très faible et ne peut par conséquent jouer un rôle de régulateur bien accentué. Pour ce motif, la terre s'échauffe rapidement en été, se refroidit très vite en hiver et cela, d'une manière différente suivant la texture du sol et sa composition minéralogique.

Cette provision de chaleur ou de froid, rapidement emmagasinée dans les tranches superficielles du sol, réagit sur l'atmosphère ambiante. En été, la terre échauffée durant tout le jour, sans que rien soit venu modérer l'effet thermique des rayons solaires, émet de la chaleur pendant la nuit. En hiver, si elle vient à se couvrir de neige, ce blanc manteau absorbe désormais à son profit toute l'énergie calorifique et la température de l'air ne peut plus s'élever aussi longtemps qu'il reste de la neige à fondre. Aussi peut-on dire que la terre ferme a pour effet d'exagérer la différence qui, dans un même lieu, sépare les températures extrêmes produites par les saisons.

Un effet inverse a lieu au-dessus de l'océan. D'abord la surface unie de l'élément liquide réfléchit très bien la chaleur, renvoyant dans l'espace une partie des radiations sans en avoir profité. L'opacité de la vapeur d'eau pour les radiations obscures oblige d'ailleurs la chaleur réfléchie par la surface de l'eau à se maintenir dans les couches d'air saturé qui en sont voisines. De plus, le pouvoir absorbant de l'eau est moindre que celui de la terre et elle est forcée d'employer

à sa vaporisation, sous forme de chaleur latente, une notable partie de l'énergie solaire. Cette partie, absorbée pendant le jour et atténuant ainsi l'effet de la présence du soleil au-dessus de l'horizon, est restituée la nuit à l'atmosphère ambiante. L'eau ne se couvre jamais de neige et n'admet de glace que dans les latitudes élevées. Enfin, tandis que la couche terrestre sur laquelle la chaleur extérieure peut avoir prise ne dépasse pas un petit nombre de mètres, l'expérience constate que la tranche marine accessible aux radiations solaires peut atteindre 100 et même 200 mètres.

En résumé, la masse océanique agit, sur l'atmosphère qui la baigne, comme un immense et (puissant régulateur de chaleur et on peut prévoir que, à égalité de conditions extérieures, la répartition des températures sera notablement moins variable auprès de la mer que dans l'intérieur des continents. Remarquons d'ailleurs que cet effet bienfaisant de l'océan dépend de sa surface et non de sa profondeur. Par suite une disposition du globe qui permettrait le facile accès de la mer, par de profondes échancrures, dans l'intérieur des masses continentales, serait éminemment favorable à une égale diffusion des climats.

laflaeaee de l'altitude et d« relief. — Mais il est un autre élément qui influe puissamment sur reflet thermique des radiations solaires, c'est l'altitude. En effet, d'après ce qui a été dit précédemment, plus on s'élève et plus l'atmosphère est impropre, à cause de sa raréfaction, à absorber et, par suite, à répandre par rayonnement la chaleur solaire. 11 en résulte cette conséquence, en apparence paradoxale, qu'il fait d'autant plus froid qu'on monte plus haut, bien que, par cette ascension, ou se rapproche de la source d'où dérive la chaleur et qu'on rencontre une atmosphère de plus en plus apte, en raison de sa pureté, à transmettre les radiations. Mais pour que ces radiations produisent leur effet thermique, il faut qu'elles rencontrent un récepteur, c'est-à-dire quelque chose qui puisse emmagasiner leur force vive. La terre, quand elle n'est pas couverte de neige, ne manque pas à ce rôle et l'on a constaté qu'au sommet d'une montagne comme le Pic du Midi (1), il y a beaucoup plus de différence entre la température du sol et celle de l'air qu'on n'en observe, au même moment, dans la plaine voisine. Mais si fortement que la terre nue puisse s 'échauffer dans les hautes régions, l'absence d'une atmosphère de densité suffisante empêche cet effet thermique de se communiquer au milieu ambiant. De là résulte, en dernière analyse, une diminution sensible dans la température de l'air à mesure que l'altitude augmente. Ainsi en Suisse, pour une moyenne annuelle de 10° à 560 mètres au-dessus du niveau de la mer, on n'a plus que0°à 2000 mètres et — 10° à560O. Le taux de cette diminution varie avec les circonstances géographiques et ne saurait être le même sous l'équateur que dans les latitudes élevées. En effet, an voisinage de la ligne, la terre, très échauffée, fait profiter les couches d'air, voisines de sa surface, de la chaleur qu'elle a emmagasinée. Mais cet effet de

(1) Martine, Du Spitzberg au Sahara, 310.

92 PHYSI0GRAPH1E.

pression barométrique, tandis que les centres de dépression se transportent sur les océans, dont la température est, à ce moment, sensiblement plus élevée que celle des continents. De là résulte une modification profonde dans le régime des vents. On peut dire qu'en été, soit du 15 ou 20 mai au 15 septembre, les grands' ininima barométriques des continents sont tous dans notre hémisphère tandis que les maxima continentaux sont dans l'hémisphère austral (1). Au contraire, dans la saison d'hiver, dont l'équilibre est établi entre le 20 novembre et la fin de mars, les minima des continents sont tous dans l'hémisphère austral et les maxima dans l'hémisphère boréal. En outre, sur toute la surface terrestre, les régions continentales de minimum barométrique de la saison chaude deviennent, dans la saison froide, des régions de maximum.

L'été de notre hémisphère ne commence réellement que lorsque sont établis simultanément le grand minimum de l'Asie centrale (avec 748 millimètres de pression moyenne), le minimum de l'Amérique du Nord (754 mm) et les maxima ou régions de maxima de l'Amérique du Sud, de l'Australie et de l'Afrique australe. Quant à l'hiver, il est marqué par l'établissement simultané du maximum de l'Asie centrale (778 mm) et de celui de l'Amérique du nord (768 mm).

Toutefois le renversement avec les saisons n'est pas aussi accentué, pour tout le globe, qu'il le serait si les continents étaient moins inégalement répartis entre les deux hémisphères. La faible étendue des terres au sud de Téquateur fait que la distribution des températures et des pressions de l'air y est moins variable. De la sorte, c'est réellement l'hémisphère boréal qui est le régulateur principal des changements atmosphériques. On doit probablement attribuer à cette cause le fait que le centre de pression des Açores ne disparait pas en hiver, mais se transporte seulement vers le sud, eu même temps que la zone des calmes subit un déplacement analogue.

C*e n'est pas ici le lieu d'insister davantage sur ces phénomènes météorologiques, dont l'étude, commencée par Maury, a été remarquablement développée, dans ces dernières années, par MM. firault, Buys-Ballot, Vojeykof, etc. Il doit nous suffire ici d'avoir constaté que le phénomène cosmique ou astronomique de la circulation de l'air est puissamment modifié par un facteur géographique, dont l'action est beaucoup plus sensible sur l'hémisphère boréal que sur l'autre. Le fait dominant est le renversement, avec les saisons, de la distribution des centres de pression et de dépression, renversement qui, pour le dire en passant, est sans doute la cause du trouble atmosphérique que les équinoxes amènent toujours avec eux. De la sorte, au lieu de recevoir de l'extérieur, comme une donnée sur laquelle ils n'ont pas de prise, ces niasses d'air dont les précipitations exerceront à leur surface une action si marquée, les continents, par leur forme, leur étendue et leur relief, interviennent puissanmient dans la formation des courants atmosphériques; et c'est ainsi que l'élat météorologique actuel du

(t) Brault: Association scientifique de France, 1879, 336.

globe s'offre à nous, au moins pour une grande pari, comme une conséquence des phénomènes géologiques du passé.

toyenaes. — Les considérations générales qui viennent d'être exposées nous ont bien préparés à comprendre les modifications dont le climat des diverses latitudes est susceptible en raison des circonstances géographiques propres à chaque contrée. Il convient maintenant d'indiquer à l'aide de quels éléments de comparaison ces différences peuvent être exactement évaluées.

L'élément le plus important de l'appréciation des climats est la température de l'air dans le voisinage de la surface du sol, car c'est là que s'accomplissent les diverses réactions physiques, chimiques et physiologiques qui constituent le jeu de la dynamique externe. On a l'habitude de déterminer cette température à Inde de thermomètres suspendus à deux mètres au-dessus du sol et placés à l'abri de toute radiation accidentelle. Les variations thermométriques étant constatées soit par des observations répétées, soit, ce qui vaut beaucoup mieux, d'une manière continue, à l'aide d'appareils enregistreurs, on peut dresser la courbe des oscillations de la température avec le temps et en conclure, en toute ligueur, ces éléments qui s'appellent la moyenne diurne, la moyenne mensuelle et la moyenne annuelle.

Cest cette moyenne annuelle qui est la principale caractéristique du climat (Tun lieu. A Paris, sa valeur se maintient depuis longtemps à -+- 10°,8.

iMthenM*. — En réunissant, à l'aide de courbes, tous les points du globe fui possèdent la même température moyenne annuelle, on obtient ce qu'on appelle une carte des isothermes; un simple coup d'œil jeté sur une telle carte permet d'apprécier toutes les circonstances que présente la distribution de la température à la surface de la terre.

Remarquons seulement que, pour éliminer l'influence de l'altitude, une bonne carte des isothermes doit faire connaître, non la température de l'air, telle qu'elle a été observée à deux mètres au-dessus du sol, mais cette température fwmnéL au niveau de la mer. Du reste, cette correction n'acquiert une grande importance que dans la traversée des régions montagneuses, l'altitude moyenne fa continents étant peu considérable.

La plus haute moyenne annuelle de l'air, sur le globe, est d'environ 27°,5. Isotherme qui la définit s'appelle équateur thermal. Quant aux isothermes définissant les plus basses moyennes connues, elles paraissent envelopper deux pôles de froid distincts, situés l'un en Asie, avec une moyenne de — 17°,2, l'autre, dans l'Amérique du nord avec — 19°, 7.

\. — Si la moyenne annuelle est léiètùent caracté-

1)4 PHYSI0GRAPH1E.

risliquc du climat d'un Heu, il s'en faut de beaucoup qu'elle suffise à sa détermination. En effet, deux régions de même moyenne annuelle peuvent avoir, Tune, un climat presque constant, l'autre des étés très chauds, capables de contrebalancer l'influence d'hivers très froids. Or, de l'une à l'autre de ces deux régions, les conditions physiques et physiologiques varieront du tout au tout. Il est donc nécessaire de connaître aussi les températures extrêmes en chaque lieu.

D'ailleurs l'échelle thermométrique, à la surface du globe, est très étendue et l'amplitude des variations observées n'est pas inférieure à 120 degrés. En effet, on a enregistré, en 1858, à Jakoutsk, une température de — 60°C, correspondant à — 70e en rase campagne et, dans l'oasis de Mourzouk, en Afrique, le thermomètre est monté une fois, à V ombre, à-r-56°C. Sans doute ce dernier chiffre était exceptionnel et rarement la température à l'ombre dépasse -h 46° sur la terre ferme et -h 31° en pleine mer. Mais comme en réalité l'action solaire directe se fait sentir en dehors de celle de l'atmosphère ambiante, sur les corps placés à la surface de la terre, on voit que les variations de température auxquelles ces corps peuvent être exposés sont vraiment considérables.

L'amplitude de ces oscillations, variable en chaque lieu de la terre, se caractérise par la comparaison de la température de l'hiver avec celle de l'été. Il faut donc joindre à la considération des isothermes celle des isochimènes et des isothères. Le plus souvent, pour mieux exprimer les extrêmes de chaleur et de froid, on emploie comme isochimène la ligne isotherme du mois le plus froid (janvier pour l'hémisphère boréal) et comme isothère celle du mois le plus chaud (juillet dans le même hémisphère).

Allure générale de* l«o4henne«. — On trouvera, dans les atlas de Géographie physique, des cartes faisant connaître le parcours sur le globe de ces trois catégories de courbes, dont le tracé acquiert chaque jour plus de précision à mesure que les observations météorologiques se multiplient. Nous nous bornerons à présenter ici (fig. 17), d'après une carte de M. Supan (1), un diagramme indiquant la distribution, en longitude et en latitude, des isothermes annuelles de 0" et de 20° dans les deux hémisphères. Cette esquisse suffira pleinement pour faire ressortir les résultats que nous nous proposons de développer.

Il y a lieu tout d'abord de remarquer X allure irrégulière de ces courbes, à l'exception de celle de 0° dans l'hémisphère austral. Loin d'être uniquement déterminée par la latitude, la température moyenne peut varier singulièrement le long d'un même parallèle, et l'isotherme de 0°, dans l'hémisphère boréal» réunit des points dont la différence en latitude est de 23 degrés. Ainsi les influences astronomiques, dans lesquelles réside la cause première des climats» sont puissamment modifiées par un facteur propre au globe terrestre et dont la nature se révèle au premier coup d'œil par la comparaison des isothermes de 0*

(1) PeUrsnann'ê Mittheilungen, 1879.

dins les deux hémisphères. L'extrême régularité de la courbe australe, qui suit sans s'en écarter le parallèle de 65° de latitude sud, s'explique sans peine quand onréfléchit que, sous cette latitude, la masse océanique règne sans partage. Au

Kg. 17. — Distribution de la température dans les deux hémisphères (d'après M. Supan).

contraire, la courbe boréale traverse à la fois des continents et des océans et il « est de même des deux isothermes de 20°. L'irrégularité de ces lignes tient donc uniquement aux conditions très différentes de réchauffement de l'atmosphère suivant qu'elle se trouve au-dessus de la mer ou au-dessus de la terre ferme.

L'isotherme de (r\ dans l'hémisphère austral, n'est pas la seule à jouir de cette régularité d'allure. Elle partage ce privilège avec toutes les isothermes comprises entre elle et le parallèle de i0°, comme on peut s'en assurer en consultant les cartes à grande échelle des atlas physiques. Au contraire, le [caractère capricieux des courbes boréales ne fait que s'accentuer avec la latitude. On peut donc poser en principe que la distribution de la température est beaucoup plus rtféièrt dans Vhémisphère austral que dans V hémisphère boréal; conséquence ■Airelle du fait que nous avons déjà signalé, à savoir que le premier de ces hémisphères est surtout océanique, tandis que le second présente une disproportion beaucoup moins accentuée entre l'élément continental et l'élément marin.

!■<■€■€€) des bmki coatfaiewtsJes sar la dlreetloa des Isothermes. —

Étudions maintenant le parcours des deux isothermes de 20° (ou en général, de

96 PHYSIOGRAPHIE.

toutes les courbes comprises, sur l'un et l'autre hémisphère, entre [l'équateur et la latitude de 40°). Chacune (V elles se relève vers le pôle dam F axe des continents, tandis qu'elle s'abaisse vers l'équateur dans la traversée des océans. La raison en est simple : dans les basses latitudes, où la terre ne se couvre pas de neige, les continents exagèrent, par leur rayonnement, la température atmosphérique et agissent connue des réservoirs de chaleur. C'est ainsi que l'isotherme boréale de 20° se relève brusquement vers le pôle dès qu'elle a touché l'Amérique du nord, tandis que l'isotherme australe subit deux relèvements, l'un en touchant la côte du Chili, l'autre en atteignant l'Afrique.

On remarquera seulement que les ondulations de la courbe australe sont plus prononcées que celle de la courbe boréale et que la première empiète à deux reprises sur les latitudes inférieures à 20°, tandis que la seconde ne descend jamais au-dessous de 25°. Le secret de cette différence réside dans les courants froids qui amènent l'eau des mers antarctiques jusque sous l'équateur, tandis que l'hémisphère boréal a ses bassins océaniques presque entièrement séparés de la mer arctique.

Tout autre est l'allure des isothermes qui dépassent le 40* degré de latitude boréale. Elles se relèvent vers le pôle dans taxe des océans et s'abaissent vers l'équateur dans l'axe des continents. Ainsi l'isotherme de zéro descend d'une manière marquée sur l'Amérique du nord et sur l'Asie, tandis qu'elle subit dans l'Atlantique un relèvement d'une amplitude extraordinaire. C'est que les terres dont la latitude dépasse 40° sont exposées à se couvrir de neige en hiver et deviennent, la longueur des nuits aidant, de véritables réservoirs de froid. Au contraire, non seulement l'Atlantique ne gèle pas; mais les courants chauds venus de la région tropicale lui impriment, jusqu'au 70e parallèle, un excès de chaleur qui profite à l'atmosphère ambiante. Par là s'explique l'ascension de l'isotherme boréale de zéro jusqu'au 75e* degré, tandis que la courbe australe né dépasse pas le 6514 : mais à peine la première a-t-elle atteint la côte Scandinave qu'elle est brusquement ramenée de plusieurs degrés au sud, en attendant que la traversée des plaines de la Sibérie la force à reculer jusqu'au 50* degré.

11 est une autre particularité, que l'étude des cartes détaillées met bien en évidence, c'est le transport des isothermes vers l'équateur à la rencontre des massifs montagneux. Cet effet est surtout marqué dans l'hémisphère boréal, lorsque les courbes atteignent la chaîne des Montagnes Rocheuses. Il ne s'agit pas là d'une influence due à l'altitude, car cette dernière est éliminée par la réduction des températures au niveau de la mer. Mais un massif d'une grande étendue transversale et d'un haut relief agit comme un réfrigérant, dont l'action se fait sentir sur l'atmosphère ambiante avec une intensité proportionnelle à l'importance de la chaîne. Par conséquent, dans son voisinage, les isothermes doivent s'infléchir en se rapprochant de l'équateur.

Relation de» lwothère» avec le» laochlméne». — Jusqu'ici nous n'avons

étudié que les isothermes, c'est-à-dire les courbes d'égale température moyenne

annuelle. Hais c'est surtout par la considération simultanée des isothères et des isochimènes que se révèle l'influence des masses continentales, dans la partie de l'hémisphère boréal située au nord du 40* parallèle. Sans vouloir entrer à cet égard dans des détails dont l'exposition est du domaine de la météorologie et de la géographie physique, nous croyons opportun de faire ressortir les circonstances propres à l'Europe. Elles peuvent se résumer dans cette proposition : Dont toute t Europe continentale, U* courbe* ùothèret coupent à angle droit le» courbe»

1B. — Comparaison du isochimenea

ianvîer) et d« iiolhéron (août) pour s Iles Britannique! (d'apret Carpen- ■t). — Loi ieochlméne* aont Iracésa i plein el le> iaouiérea en pointillé-

La cause de cette disposition, mise en évidence

par la figure 18, est facile à comprendre. En

hiver, les causes que nous avons énumérèes relèvent les courbes dans l'axe de l'Atlantique,

surtout sous l'influence du courant chaud qui

adoucit, d'une façon si marquée, le climat du

Spitiberg. Hais à peine ont-elles touché, soit les

cotes des Iles Britanniques, soit, mieux encore,

celles de la Scandinavie, qu'elles sont brusque- , ment rejetées en arrière. Parfois ce rejet se traduit avec une telle énergie que les isochimènes reviennent pendant quelque temps vers le sudouest avant de se couder de nouveau, mais à des latitudes sensiblement plus basses, pour reprendre une route plus conforme à la direction générale des parallèles.

An contraire, en été, sur un continent aussi petit que l'Europe et aussi profondément découpé par des golfes et des mers intérieures, l'action réchauffante de la terre ferme ne se manifeste pas avec assez d'intensité pour qu'il y lit une notable différence dans la température de l'air suivant qu'on l'observe sur U mer ou sur le continent. Les isothères sont donc peu éloignées des cercles de latitude, avec lesquels elles forment cependant un angle dont la valeur n en croissant à mesure qu'on se rapproche du continent asiatique. De cette manière, les deux catégories de courbes se coupent à peu près à angle droit.

Pour faire apprécier les conséquences de cette disposition, il suffira de dire ï*e l'isochiméne de zéro passe en Islande, atteint presque le Spitzberg, puis, menant au sud-ouest et longeant toute la Scandinavie, traverse l'Allemagne, ritoie la France, et dépasse, en Piémont, sous l'influence de la chaîne des Alpes, lt parallèle de 45", sur lequel elle rencontre l'isothère de 22°,5. A partir de ce point, elle se dirige, en subissant quelques ondulations, vers la Crimée et, brusquement rejetée en Asie-Mineure, jusqu'au parallèle de 36 degrés, par le massif du Caucase, elle va traverser la Caspienne et continuer sa roule dans le Turketlan. Ainsi l'amplitude de ses oscillations atteint plus de quarante degrés en l, mûri m efoLoen. T

98 PHYSIOGRAPHIE.

latitude et comme, au Caucase, elle rencontre l'isothère de +25°, il y a, en ce point, entre la moyenne du mois le plus chaud et celle du mois le plus froid, l'énorme différence de 25 degrés centigrades.

Biais la différence serait bien plus sensible encore si, au lieu de l'Europe, nous portions nos regards vers l'Asie. En franchissant l'Oural, l'isothère de -h 15° coupe à angle droit l'isochimène de — 20°, soit trente-cinq degrés centigrades de contraste et ce chiffre s'accroît encore dans la traversée de la Sibérie.

Les choses se passent d'une façon inverse au-dessus de l'Atlantique. Les isothères y sont parallèles, ou à peu près, aux isochimènes. De plus, la température de janvier, pour un point donné de l'océan, offre rarement, avec la température de juillet au même point, une différence supérieure à 5 degrés. Ainsi, à la pointe nord-ouest de l'Islande, l'isochimène de zéro coïncide avec l'isothère de -h 5° et, dans le voisinage des Açores, la courbe de -h 20° en juillet rencontre celle de +15° en janvier.

CiMsiflcatioa des climat». — On comprend donc sans peine la division des climats en climats constants appelés aussi marins ou insulaires et climats excèssifs ou continentaux. Entre les deux viennent se placer les climats variables. Ce sont ceux des localités qui ne sont pas situées assez loin dans l'intérieur des terres pour ne pas ressentir de temps en temps l'influence du littoral océanique voisin.

Le type des climats constants est celui des iles équatoriales, où la différence entre la température du mois le plus froid (-1- 25°,8) et celle du mois le plus chaud (-h27°,2), ne dépasse pas 4°,4. A cette catégorie appartiennent encore le climat de Madère, où la différence n'atteint que 2°, celui des iles Feroê, où elle est de 6°,7 et même aussi, mais à la limite, celui de l'île de Man, où elle s'élève à 9°,5.

Les climats variables sont ceux de Londres avec 15°,5o, Paris avec 14°, 42 et Bruxelles avec 16°,45.

Enfin les climats excessifs comprennent depuis celui de Berlin, caractérisé par 18°,19 de différence, jusqu'à ceux de Moscou, avec 27°,77 et d'Irkoutsk avec 33°,88. En Rapprochant davantage du pôle, on peut rencontrer, sous le 80e parallèle, des différences dépassant 50°. Encore ne s'agit-il, bien entendu, que des moyennes de janvier et de juillet, établies pour une longue suite d'années et non des extrêmes de chaleur et de froid qui peuvent se manifester par exception.

Zoae» de température. — Pour résumer l'ensemble des conditions thermiques qu'exprime la position occupée par les lignes isothermes, M. Supan (1) a joint à la considération des moyennes annuelles, réduites au niveau de la mer, celle des moyennes relatives au mois le plus froid et au mois le plus chaud. Si nous conservons aux courbes qui expriment ces dernières les noms d'isochimènes et d'isothères, nous aurons, sur le globe entier, les subdivisions suivantes :

(t) Die Tcmperatur-Zonen dw Erdc, — in Petermann'ê Mitlheilungen, 1879, 349.

1. La Zone chaude, commune aux deux hémisphères et comprenant :

1°. Une Bande tropicale, comprise entre les deux isochimènes de + 20° C. 2°. Une Bande extratropicale dans chaque hémisphère, comprise entre l'isochimène de -h 20° et l'isotherme annuelle de -+- 20°.

IL Chaque Zone tempérée se divise en :

1°. Bande équatoriale, entre l'isotherme de -+- 20° et l'isochimène de 0°. 2°. Bande polaire, entre l'isochimène de 0° et l'isotherme de 0°.

QL Enfin chaque Zone glaciale comprend :

1°. Bande équatoriale, de l'isotherme de 0° à l'isothère de 0°.] 2°. Bande polaire, de la courbe précédente jusqu'au pôle.

Quant à l'importance relative de ces diverses zones, voici comment, à l'aide des données recueillies jusqu'ici (et sujettes à correction au fur et à mesure des progrès de la Physique du globe), H. Supan croit pouvoir l'évaluer.

Si l'on désigne par 100 la surface de chaque hémisphère, les divisions qui viennent d'être indiquées y occuperont respectivement les superficies suivantes: