RÉPARTITION DE LA CHALEUR A LA SURFACE DU GLOBE

COHDITIOH8 aÉHÉHALES DE LA TEHPÉHATUHE TEHHE8THE

Sources de la ehalenr 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, Tensemble 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 131° 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, Taction 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*/o de celui du soleil. Pour atténuei* l'étrangeté de cette proposition, observons que le soleil n'occupant pour nous que les 5 millionièmes de la voûte céleste, doit, pour produire le même 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 lerrestre-

U 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 ^^. Depuis, M. Crova a porté * ce chiffre à yqôq (*)• 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

27cr«

r étant le rayon terrestre exprimé en centimètres.

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

2icr»x425

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

(1) CompUê rendue, LXXXI, 1205.

86 PflYSIOGRÂPHIE.

l'énergie calorifique du soleil. On trouve ainsi que cet astre représente pour nous une foi^ce 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 im travail réel. De plus la lumière a son action propre, indépendamment de Teffet 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 le faisceau solaire.

Aibsorptlon atmosphérl^iMe. — 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 Fatmosphèiv terrestre, qu'elle est obligée de traverser sous 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 7o 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 7o de la chaleur envoyée.

Les expériences actinométriques instituées à l'observatoire de Montsouris ont montré que, à midi, sous la latitude de Paris, l'absorption atmosphérique varie,, suivant les |mois, entre 43,6 et 13,77o- Elle est, en moyenne, de 20,72, ces chiffres étant relatifs à l'atmosphère pure. Si, au lieu de midi, on considère la journée entière, la moyenne de l'absorption est de 45,20 •/(>, ses limites extrêmes 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, bienfaisante au contraire quand ils nous renvoient, par réflexion, des radiations qui ne nous étaient pas destinées, réduit, en moyenne, le degré actinométrique à la moitié de sa valeur. Au total, la surface terrestre ne reçoit, à Paris, que 29 7o de la chaleur versée par le soleil aux limites de l'atmosphère.

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

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

dépend à la fois de sa masse et de sa composition. Si donc cette composition a vané dans le cours des âges, la faculté absorbante a dû s*en ressentir, de telle sorte que sa .valeur actuelle est spéciale aux conditions présentes du milieu resptrable 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.

ActioM rég«latriee de l*aiuiospliére et de la Tapeiir dVav. — Si Tabsorption atmosphérique intercepte au passage une partie notable de Ténergie calorifique envoyée à la terre, il s'en faut de beaucoup que cette portion soit perdue pour la surface du globe. Bien au contraire, Tatmosphère se comporte, à regard 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 Tatmosphère 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'échauffer 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 gaz dans l'air est assez constante et varie entre 3 et 6 dix-millièmes. Quant à la vapeur d'eau, il en existe normalement de 20 à 25 grammes par mètre cube . dans la zone torride, de 10 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 j qui la traversent, en radiations obscwresj 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. De plus, l'inégal échauffement de

88 PHYSI06RAPU1E.

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 Faction des rayons solaires, Tatmosphére 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 ti'ouve 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*mie 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 lié 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 échawlfcment de la terre ferme et de l'oeéan. — 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 pi*ofoudeur ; elle se concentre, en raison de la mauvaise conductibilité du sol, dans les couches inunëdiatement voisines de la surface. Ainsi, à Paris, on calcule que la chaleur met 38 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 Técorce 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 xles 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 ferre 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 Taporisation, sous fonne de chaleur latente, une notable partie de Ténergie solaire. Cette partie, absorbée pendant le jour et atténuant ainsi l'effet de la présence du soleil au-dessus de Thorizon, est restituée la nuit à latmosphére 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 i*adiations solaires peut atteindre 100 et même 200 mètres.

En résumé, la masse océanique agit, sur latmosphére 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 Tintérieur des continents. Remarquons d'ailleurs que .cet effet bienfaisant de Tocéan dépend de sa surface et non de sa profondeur. Par suite ime disposition du globe qui permettrait le facile accès de la mer, par de profondes échancrures, dans rintérieur des masses continentales, serait éminemment favorable à une égale diffusion des climats.

iBflaeBce de l'altitude et du relief. — Mais il est un autre élément qui influe puissamment sur l'effet thermique des radiations solaires, c'est l'altitude. En effet, d'après ce qui a été dit précèdempient, 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. Il en résulte cette conséquence, en apparence paradoxale, qu'il fait d'autant plus froid qu'on monte plus haut, bien que, par cette ascension, on 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 enunagasiner 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 Ï0« à 560 mètres au-dessus du niveau de la mer, on n'a plus queO<>à 2000 mètres et — iO^ à 5600. 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, au 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

(i] Hartins, Du SpUzberg au Sahara, 510.

90 PHTSIOGRÀPHIE.

rayonnement se concentre dans une zone très limitée et comme il existe, à une certaine hauteur, à peu près la même partout,, une couche atmosphérique où Tinfluence du sol ne se fait jamais sentir, il est évident qu'entre cette couche et la zone superficielle échaufTée de l'èquateur, il doit y avoir un flux de chaleur plus actif et, par suite, une diminution plus rapide que là où le sol ne 8*échauffe pas et même peut se couvrir de neige persistante.

Pour la même raison, la diminution de température avec Taltitude sera moindre en hiver qu'en été, parce que, dans la première de ces deux saisons, au moins pour les latitudes tempérées et froides, il y a moins de différence entre la chaleur du sol et celle des zones élevées de Tatmosphère. Ainsi, en France, pour voir la température diminuer de 1*, il faut s'élever en été de 130 mètres et, en hiver de 250 (1) ; la moyenne, pour Tannée entière, est de 180. De plus, sur une cime isolée, comme le Mont Venteux, la décroissance est plus rapide que sur un massif étendu et le taux en peut descendre à 150 mètres. Cela tient à ce que la masse du sol capable de réchaufier l'atmosphère diminue beaucoup plus vite avec la hauteur sur une montagne isolée que quand il s agit d'une chaine de quelque étendue horizontale.

Indépendamment de l'altitude, le relief du sol agit aussi d'une façon marquée sur la distribution de la température. Une ligne de hauteurs exposée au midi se comporte, vis-à-vis de la plaine située à son pied, comme un réflecteur et augmente notablement l'effet thermique, en dehors même de la protection qu'elle offre contre les vents froids du nord. Cette influence bienfaisante de VexposUion est surtout sensible à l'égard du monde végétal, pour lequel elle suffit souvent à corriger l'effet d'une latitude peu favorisée. Mais la puissance réfléchissante des hauteurs ne se fait sentir que dans leur voisinage immédiat; leur action à cet égard est donc tout à fait locale et c'est ainsi que tout à côté des stations privilégiées du littoral méditerranéen, il suffit d'une vallée s'ouvrant au nord pour donner passage au mistral, qui imprime au climat une âpreté particulière.

Courants atmosphérique*. — Jusqu'ici nous avons examiné l'action des rayons solaires sur une atmosphère supposée tranquille. Nous devons maintenant tenir compte de l'extrême mobilité des masses atmosphériques et de la facilité avec laquelle elles se transportent à de grandes distances, apportant, sur les régions qu'elles traversent, la chaleur ou le froid de leurs pays d'origine. Sans doute ces mouvements de l'air sont la plupart du temps très variables, en intensité comme en direction; néanmoins leur effet total s'exerce toujours dans un sens bien déterminé, augmentant ou diminuant en chaque lieu la température moyenne. Il importe donc de se rendre compte' des conditions dans lesquelles s'effectuent ces déplacements de Tair, d'autant plus qu'ils sont la cause de l'un des phénomènes les plus importants de la dynamique externe, celui des précipitations atmosphériques. Si l'on fait abstraction des mouvements tumultueux qui produisent les

(1) Bouvet: Bulletin de la Société météorologique ^ t878, 244.

CONDITIONS DE LA TEMPÉRATURE TERRESTRE. 9i

bourrasques, le principe général du transport des masses atmosphériques est

1res simple : toutes les fois qu'une colonne d'air subit un excès d'échauffement,

elle se dilate et s'élève dans les régions supérieures, d'où elle se déverse sur les

masses voisines. lie vidé produit est comblé par de l'air froid, aflluant de toutes

parts sous la forme de courants qui rasent la surface terrestre. L'inverse a lieu

quand une cause spéciale de froid imprime à une certaine colonne atmosphérique

une densité supérieure à la moyenne. L'air y descend verticalement et s'échappe

par la base dans toutes les directions, tandis que le vide est compensé par les

nappes supérieures.

Si la terre était un sphéroïde entièrement couvert d'eau, le phénomène des courants atmosphériques offrirait une régularité absolue. Il y aurait à l'équateur une colonne ascendante et, par suite, entre les tropiques, l'air des régions tempérées serait appelé, à la surface, vers la ligne; les vents résultants, déviés par la rotation terrestre, souffleraient du nord-est dans l'hémisphère boréal et du sudest dans riiémisphère austral ; dans l'intervalle se trouverait une zone de calmes, ou du moins de vents faibles. Tel est bien, à peu près, le résultat qui se produit,, à cause de la prédominance marquée de l'océan dans les régions équatoriales et c'est ainsi que les vents alizés soufflent d'une façon si régulière entre les deux parallèles de 30«, tandis que, sous l'équateur même, le phénomène des calmes est extrêmement fréquent.

En même temps que cette circulation régulière s'accomplit à la surface, le déversement de l'air échauffé vei*s les hautes latitudes se fait par des courants supérieurs en sens contraires, dits contre alizés^ faciles à reconnaître par le mouvement des petits nuages ou drri ainsi que par certains transports de poussières volcaniques.

Séante général des Yents rn été et en hIveK — Mais le partage inégal de la surface terrestre entre la terre ferme et l'Océan introduit un tout autre mode de distribution qui, se superposant au premier, en modifie et parfois même en annule les effets. Nous avons dit qu'un continent est toujours une cause d'exagération des températures. Il en résulte qu'en été l'air est sensiblement plus chaud au dessus des continents, surtout dans les régions voisines des tropiques. Par suite, dans l'hémisphère boréal, les terres qui bordent le golfe du Mexique, celles du Sahara et du Soudan, enfin les plaines asiatiques, deviennent les centres de trois dépressions barométriques marquées. Au contraire, au même moment, les océans s'échauffant beaucoup moins que les terres, il y a deux centres de pression harométricpie bien accentués, d'une part sur le Pacifique, de l'autre sur l'Atlantique, au voisinage des Açores. En conséquence, le régime d'été comporte une sorte de tourbillonnement du vent froid autour des Açores, et un afflux d'air venant converger de tous les côtés vers les trois centres de dépression continentaux.

En hiver, ces circonstances sont absolument renversées. Le froid qui règne dans les latitudes élevées de l'Amérique et de l'Asie y fait naître deux centres de

92 PHTSIOGRAPUIE.

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 minima barométriques des continents sont tous dans notre hémisphère tandis que les maxima continentaux sont dans Thémisphère 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"»") et les maxima ou régions de maxima de l'Amérique du Sud, de l'Australie et de l'Afrique australe, (juant à l'hiver, il est marqué par l'établissement simultané du maximum de l'Asie centrale (778"^) et de celui de l'Amérique du nord (768"»").

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 enli'e les deux hémisphères. La faible étendue des terres au sud de l'équateur fait que da 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, en même temps que la zone des calmes subit un déplacement analogue.

Ce 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. Brault, 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 masses d'air dont les précipitations exerceront à leur surface une action si marquée, les continents, par leur forme, leur étendue et leur relief, interviennent puissamment dans la formation des courants atmosphériques; et c'est ainsi que l'état météorologique actuel du

(i) Brault: Auocialion scientifique de France, 1879, 336.