climatologie: compte rendu de recherches; recherches sur la zone

R E C H E R C H E S S U R L A Z O N E A R I D E

RECHERCHES. SUR LA ZONE ARIDE - X CLIMATOLOGIE

COMPTE RENDU DE RECHERCHES

D a n s cette collecLion :

1. II. III. IV. V. VI. VII.

VIII. H u m a n and Animal Ecology, Reviews of Research /.@cologie humaine et animale, compte rendu de recherches. IX. X. XI. Depuis 1955, les comptes rendus de recherches sont publiés SOUS couverture jaune, les actes des colloques sous couverture grise.

Compte rendu des recherches relatives ù l’hydrologie de la zone aride. Actes du colloque d’Ankara sur l’hydrologie de la zone aride. Directory of Institutions Engaged in Arid Zone Research (en anglais seulement). Utilisation des eaux salines, compte rendu de recherches. Plant Ecology, Proceedings of the Montpellier Symposium /Écologie végétale, actes du colloque de Montpellier. Plant Ecology, Reviews of Research /Écologie végétale, compte rendu de recherches. Wind and Solar Energy, Proceedings of the New Delhi Symposium/.@nergie solaire et éolienne, actes du colloque de New Delhi/ Energfa solar y eblica. Actas del coloquio celebrado en Nueva Delhi.

Guide des travaux de recherches sur la mise en valeur des régions arides. Climatologie, compte rendu de recherches. Climatologie et microclimatologie, actes du colloque de Canberra.

C L 1 MAT O L O G 1 E Compte rendu de recherches

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U N E S C O

Publié CI$ 1958 par l’Organisation des Nations Unies pour l’éducation, la science et la culture, 19, avenue Kléber, Paris-16e Imprimé par Firrnin-Didot et Cie, Le Mesnil (Eure)

0 Unesco 19511 NS. 57 III. ilp

A V A N T - P R O P O S

E Programme de la zone aride, que l’Unesco a mis sur pied en 1951, comporte deux objectifs essen- L tiels: d’une part centraliser et difluser les résultats

des recherches sur les problèmes que posent les terres arides ; d’autre part, concourir directement à des travaux relevant d’un plan de recherches coordonnées. En ce qui concerne le premier objecti5 le Comité consul-

tatif de recherches sur la zone aride, qui dirige l’exécution du programme, s’est prononcé en faveur d’une méthode consistant à établir des rapports sur l’état des recherches dans tel ou tel domaine et à organiser des colloques. Norma- lement, les rapports sont consacrés aux différents aspects de la question qui fait l’objet d’un de ces colloques et servent de documents de travail pour ce dernier. C’est ainsi que le colloque sur l’hydrologie, qui s’est tenu à Ankara en 1952, le colloque sur l’écologie végétale, qui s’est tenu à Mont- pellier en 1953, et le colloque sur l’énergie éolienne et solaire, p i s’est tenu à New Delhi en 1954, ont chacun donn6 lieu, au préalable, à l’établissement d’une série de rapports de ce genre. En août 1955, le gouvernement australien a invité le

Directeur général de l’Unesco à organiser à Canberra, en automne 1956, un colloque sur la climatologie et plus particulièrement la microclimatologie de la zone aride. Lors de sa dixième session, en novembre 1955, le Cornit6

consultatif s’est félicité que le Directeur général eût accepté cette invitation et a dressé le programme des séances techniques du colloque en question; elles devaient être au nombre de huit et porter respectivement sur les sujets suivynts : 1. Evaporation et bilan hydrique. 2. Rayonnement et bilan thermique. 3. Interaction des facteurs climatiques et de la $ore. 4. Interaction des facteurs climatiques et de la faune. 5. Le microclimat de l’homme et des animaux domestiques :

a) le vêtement ; b) le logement. 6. Modification du microclimat. 7. Salure et chimie de l’eau de pluie. 8. Orientation à donner aux observations climatologiques

Des spécialistes avaient été chargés de faire le point de chacune de ces questions et ce sont leurs rapports qui forment la matière du présent volume. En les offrant ainsi à tous ceux qu’intéressent les problèmes des terres arides, l’Unesco tient à exprimer sa vive gratitude aux auteurs. Elle remercie particulièrement l’Organisation météorolo- gique mondiale, qui a bien voulu confier à M. Gilead, membre de son comité de la zone aride, le rapport sur l’orientaiion à donner aux observations climatologiques dans les régions arides.

dans les régions arides.

T A B L E D E S M A T I E R E S

haporationet bilan hydrique. par E.L. Deacon. C . H . B . Priestley et W . C . Swinbank . . Les facteurs climatiques dans l’écologie animale de la zone aride. par F . S . Bodenheirner Rayonnement et bilan thermique par A . J . Drummond . . . . . . . .

Climat et végétation. par A . Vernet . . . . . . . . . . . . .

L a modification des microclimats. par E . M . Fournier d’Albe Proprioclimats de l’homme et des animaux domestiques. par D . H . K . Lee . . . .

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Le climat chimique et les sols salins dans la zone aride. par E . Eriksson . . . L’observation climatologique dans les régions arides. par M . Gilead et N . Rosenan Index . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

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199 209 ~

ÉVAPORATION ET BILAN HYDRIQUE Par

Division de physique météorologique de la C. S. 1. R. O. Melbourne (Australie)

E. L. DEACON, C. H. B. PRIESTLEY et W. C. SWINBANK

INTRODUCTION

PûRTGE DE LA PRÉSENTE ÉTUDE

Passer en revue les aspects essentiels du problème de l’évaporation et du bilan hydrique, en s’attachant parti- culierement à ceux qui intéressent à la fois la climatologie et la zone aride, ne va pas sans soulever un certain nombre de questions qui tiennent précisément à la dualité de ce propos. En effet, le bilan hydrique des régions arides est, par définition, déficitaire : mais n’envisager ce bilan que dans le cas où il est déficitaire conduirait inévitablement à négliger des points essentiels et à laisser de côté d’importants travaux qui, bien qu’effectués dans des régions plus favorisées, ne sauraient être passés sous silence si l’on veut envisager la question sous son vrai jour. La présente étude ne pouvait donc être conçue uniquement en fonction de la zone aride, et c’est pourquoi il n’y sera question de celle-ci que secondairement. Dès l’abord, il convient de mentionner le Compte rendu

des recherches egectuées sur l’hydroloçie de lu zone uride [Ill que l’Unesco a publié à l’occasion d’un colloque anté- rieur. A bien des égards, ce volume constitue déjà une étude d’ensemble du bilan hyhique de la zone aride. Toutefois, la question y est envisagée sous l’angle régio- nal et les articles sont pour la plupart de caractère descriptif : aussi nous attacherons-nous ici aux aspects scientifiques fondamentaux du problème, en insistant sur ceux qui demeurent obscurs non seulement faute de données, mais pour des raisons d’ordre scientifique. Ces problèmes étant partout les mêmes, les considérations d’ordre géographique n’auront que peu de place dans le présent exposé. La frontière entre l’hydrologie et la climatologie n’est

pas facile à tracer, mais en l’occurrence c’est ce qui se passe dans l’air, plutôt que ce qui se passe dans le sol,

qui doit manifestement nous occuper. Pour envisager le problème dans son ensemble, il nous faudra revenir sur les phénomènes de précipitation (pluie, neige et rosée), d’interception, d‘évaporation, de ruissellement, d’emmagasinement, de percolation et de propagation souterraine de l’eau, bien qu’il n’y ait guère, et parfois rien, à ajouter au compte rendu de 1953. Nous examinerons brièvement quelques-uns de ces faits dans la présente introduction, réservant les sections suivantes à deux autres phénomènes, celui de l’évaporation et celui de la rosée, qui n’occupaient que peu de place dans le précé- dent travail et qui posent cependant certains problèmes scientifiques des plus ardus, du fait notamment qu’on ne dispose pas actuellement de techniques de mesure réelle- ment satisfaisantes. Du point de vue régional ou compa- ratif, ces phénomènes ne devraient pas soulever beaucoup de difficultés dès lors que les aspects fondamentaux en auront été élucidés; toutefois, à propos du bilan au double échelon planétaire et régional, nous mettrons l’accent sur les principes et les techniques qui permettent d’établir un bilan régional à partir de données purement aérologiques, car c’est là un domaine relativement neuf dont il n’a encore été question dans aucune des études antérieures.

PLUIE ET NEIGE

Les pluviomètre8 ordinaires et les pluviomètres enregistreurs de quantité et d’intensité sont généralement considérés comme des instruments de mesure d’une

1. Les numeros entre crochets renvoient à la bibliographie, en fin d’article.

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Climatologie, compte rertdu de recherches

précision suffisante et la détermination de la pluviosité ne présente guère que des difficultés d’ordre matériel tenant aux conditions d’accès et de prélèvement, notamment lorsqu’un relief montagneux ou la présence de forêts est à l’origine de fortes irrégularités locales. Dans le cas des continents, il est cependant possible de repré- senter sur une carte la répartition d’ensemble des pluies avec une exactitude satisfaisante; à ce sujet, nous renvoyons aux cartes insérées dans le Compte rendu des recherches effectuées sur l’hydrologie de la zone uride [Il et à celles que publient les services nationaux de météo- rolo gie . Dans la zone aride’la pluviosité est faible et son régime

généralement irrégulier. Plutôt que l’éloignement de toute masse d’eau, la cause principale en est certainement que, dans l’ensemble, l’air y est animé d’un mouvement descendant et que de ce fait l’humidité est réduite; on peut d’ailleurs constater [14] que presque toutes les régions arides sont situées soit dans la zone de hautes pressions comprise entre les 18e et 35e degrés de latitude, soit exactement sous le vent de grandes chaînes de montagnes. Depuis quelques années, de nombreux travaux ont été consacrés aux phénomènes physiques de la pluie et aux méthodes qui permettraient éventuellement de provoquer celle-ci. Ces questions ont fait l’objet d’autres conférences internationales, et nous renvoyons le lecteur aux études d’ensemble publiées à leur sujet [Z, 5, 91. Le succès de telles méthodes dépend de la présence de courants ascendants et de nuages; aussi, quelques résultats que 1’011 puisse en attendre, il est peu probable qu’elles réussissent à modifier fondamentalement le caractère des régions arides. Dans ce domaine, le problème le plus urgent n’est pas tant de pénétrer le mécanisme de la précipitation que d‘en étudier les effets; il s’agit essentiellement de phénomènes d’évaporation et de percolation. Dans les régions les plus arides, les difficultés d’accès

et l’irrégularité des pluies font que les cartes de la pluviosité moyenne sont sujettes à caution et, à certains égards, trompeuses. Bagnold [3] a soutenu que le nombre d’années ou de fractions d’année qui s’écoulent entre deux orages constituerait un meilleur indice du régime des pluies dans de telles régions. Les chutes de neige posent des problèmes de prélève-

ment et de mesure [?., 11,131, mais la question n’a qu’une importance mineure pour la plupart des régions arides. Linsley [12] a publié une utile bibliographie des ouvrages parus en Amérique du Nord sur ce sujet.

INTERCEPTION : LE ROLE DES F O R ~ T S

Le problème de l’interception de la pluie par les diEércnts types d’arbre est à l’étude depuis plus de cinquante ans [4¶ 81. L a quantité de pluie qui parvient au sol dans les

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forêts varie considérablement ‘d’un endroit à un autre 161; la déperdition nette est en moyenne de l’ordre de 15 % et peut aller jusqu’à 4LO y0 en certains points [IO]. En revanche, les gouttelettes qui constituent le brouillard et les nuages tendent à se déposer sur les obstacles et à s’écouler vers le sol, auquel elles apportent une quantité supplémentaire d’eau parfois supérieure à celle qu’il reçoit sous forme de pluie [16]. Les arbres contribuent indirectement à entretenir l’humidité du sol en maintenant celui-ci poreux. Tous ces facteurs sont liés à la densité de la forêt, dont le rôle dans le maintien de l’équilibre hydrique est par suite des plus complexes. Des études précises de ces phénomènes peuvent et doivent être entreprises localement; mais on peut tout au plus en généraliser les résultats qualitatifs et non les résultats quantitatifs qu’il serait hasardeux de trans- poser.

INFILTRATION, PERCOLATION ET RUISSELLEMENT

Nous ne pouvons dire ici que quelques mots de ces trois problèmes, qui sont liés. Il s’agit de phénomènes d’ordre essentiellement hydrologique et géologique et nous renvoyons le lecteur aux manuels classiques de ces disciplines [voir par exemple, 151. Leur influence climatologique directe, c’est-à-dire abstraction faite de leur rôle dans l’évaporation, est négligeable, encore que l’on ne puisse se servir des indices combinés précipitation- évaporation (voir plus loin) sans apporter les corrections voulues au premier terme. Le taux d’infiltration dépend de la nature et de la

pente du terrain, du type et de l’état du sol ainsi que de la pluviosité tant au moment considéré qu’antérieure- ment. Un terrain sec absorbe entièrement des pluies modérées, mais dans le cas de très fortes pluies d’orage le iaux d’absorption devient très faible au bout d’un certain temps, qui peut varier de dix à soixante minutes ; on a cependant signalé que des terrains boisés peuvent absorber jusqu’à 1270 mm de pluie par semaine si les précipitations sont uniformément réparties dans le temps [17]. On doit à Sherman et Musgrave [15] une bonne étude durôle des divers facteurs. L a percolation résulte d’une infiltration prolongée,

soit que l’eau s’en aille alimenter des rivières ou des nappes souterraines, soit qu’elle s’accumule à de faibles profondeurs. Dans une région désertique, ce dernier phénomène se manifeste souvent par la présence d’étroi- tes bandes de végétation le long des axes de drainage [3]. Pour l’ensemble des régions entièrement situées dans

la zone aride, le ruissellement net est faible et peut m ê m e devenir négatif quand une forte proportion de l’eau provient de bassins versants n’appartenant pas à la région considérée. Le débit des cours d’eau peut être mesuré de manière satisfaisante mais, comme dans le cas de la pluviosité, on se trouve alors en présence de

Évaporation et bilan hydrique

dues de plaines, comme c’est le cas dans la région centrale de l’Australie. La seule solution consiste alors à survoler la zone inondée, mais on ne peut procéder rp’à de grossières évaluations.

difficultés qui sont essentiellement d’ordre matériel, notamment pour se rendre sur place. Cette mesure n’est cependant plus aussi aisée lorsque les cours d’eau débordent régulièrement et inondent d’immenses éten-

LES PHZNOMENES PHYSIQUES DE L’EVAPORATION

INTRODUCTION

Sur des surfaces naturelles, par exemple un plan d’eau libre, un sol nu ou un tapis végétal, l’évaporation repré- sente un processus de diffusion, au cours duquel l’eau passe de la surface considérée à I’atmosphere, sous forme de vapeur. Ce passage d’un milieu à un autre est en partie un phénomène de turbulence et en partie un phénomène moléculaire, mais le premier élément pré- domine, sauf SOUS certaines conditions, dans une couche très mince au contact de la surface d’évaporation. On distingue souvent entre le passage direct de la vapeur du sol ou du plan d’eau à l’air et le transfert dû à la transpiration des végétaux, mais nous nous proposons d’éviter ici cette distinction et d’appliquer à l’ensemble du phénomène, Telle qu’en soit la forme, le terme général d’évaporation. La vapeur d’eau a pour origine une masse d’eau liquide

qui peut se trouver soit en contact direct avec l’air comme dans le cas d‘un plan d‘eau libre, d’un tapis végétal ou d’un sol humide nu, soit à quelque distance de la surface comme dans le cas d’un sol partiellement desséché. Dans l’un et l’autre cas, nous sommes amenés à considérer les deux conditions physiques nécessaires pour que se produise le phénomène de l’évaporation : d’une part la présence d’une source de chaleur susceptible de provoquer la vaporisation de l’eau liquide, et qni proviendra soit de l’énergie solaire, soit d’un courant d’air balayant la surface d’évaporation, soit de la surface considérée elle-même; un corps ne peut se diffuser que si sa concentration présente un certain gradient. Aussi, l’évaporation ne peut-elle se produire que lorsque la concentration de vapeur à la surface d’évaporation est plus forte que dans l’air ambiant. Il en résulte nécessai- rement un transfert et la chaleur latente indispensable à la vaporisation sera empruntée à la source qui peut le plus aisément la céder. La première de ces considérations est B la base de la

méthode d’étude de l’évaporation dite méthode du (( bilan énergétique », et la seconde à celle de la méthode aérodynamique (sink-strength) ; c’est cet ordre que nous suivrons au cours du présent exposé. (On trouvera un travail d’ensemble sur le sujet dans l’ouvrage de Pen- man [52]).

La méthode aérodynamique a été appliquée essentiellement de deux façons. L’une empirique et qui consiste à établir une corrélation entre le taux d’évaporation d’une surface étalon, généralement un plan d’eau libre, et les caractéristiques générales (vitesse, température, degré hygroscopique) du courant d’air qui la balaie. (Ce procédé n’exige pas la connaissance du mécanisme d’emprunt de la vapeur d’eau.) L’autre procédé fait appel à des données fondamentales de l’hydrodynamique et notamment à ce que l’on sait des modes de diffusion par tybulence dans l’air ambiant. Il a permis d’établir des relations entre l’évaporation à partir de surfaces humides ou partiellement sèches et la distribution verticale de la vitesse, de la température et de la teneur en vapeur d’eau de l’air. La méthode du (( bilan énergétique N n’exige pas non

plus une connaissance approfondie du processus ; il suffit de mesurer ou d‘évaluer les différents facteurs de l’équilibre thermique à la surface considérée pour connaître l’évaporation.

HISTORIQUE

L’étude scientifique de l’évaporation remonte à Dalton, lequel, en énonçant la loi des pressions partielles et en montrant que le phénomène de transfert est conditionné par des différences de pression, a été le premier à émettre, touchant la nature et les propriétés des vapeurs en général, des idées précises, auxquelles on n’a pratiquement rien trouvé à reprendre jusqu’ici. Dalton a conçu diverses expériences permettant de déterminer les facteurs dont dépend l’évaporation naturelle et montré qu’elles corroboraient la formule qui porte aujourd’hui son n o m - encore que rien ne permette de penser qu’il ait réellement exprimé ses résultats sous cette forme 1 :

(1)

Dans un essai rédigé en 1834, Dalton a également pressenti la possibilité d’aborder le problème sous un

1. On trouvera à la fin de la présente étude une liste des symboles

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E = u (es - ~ 6 ) (1 f bu)

utilisés, avec la signification de chacun d’eux.

Climatologie, compte rendu de recherches

autre angle, en considérant l’évaporation comme un élément du bilan thermique. L’étude de l’évaporation s’est intensifiée pendant les

cent années qui ont suivi les premiers travaux de Dalton, en raison principalement de l’importance économique que présente ce phénomène pour l’agriculture et pour l’emmagasinement des eaux à l’air libre. On s’est borné, le plus souvent, à mesurer l’évaporation à partir de petits plans d’eau en plein air, considérés comme étalons, en pensant que les résultats pouvaient être étendus au cas de grandes retenues. D e telles mesures présentaient relativement peu de difficultés, mais elles devenaient beaucoup plus complexes dans le cas de surfaces partiellement sèches ou même humides, pour lesquelles les progrès furent plus lents. Cependant, les essais de mesure du drainage faites à Rothamsted par Lawes et Gilbert [40], ainsi que les travaux d’Eser [32] et de Wollny [71] constituent à cet égard des exceptions que l’on ne saurait passer sous silence. D’autres chercheurs ont essayé d’étudier l’évaporation à partir de vastes récep- tacles naturels en mesurant la différence entre les préci- pitations et le ruissellement, mais ces tentatives ont été peu nombreuses et leurs résultats sont sujets à caution. Les recherches sur l’évaporation à partir de petites

surfaces d’eau à l’air libre ont été faites, pour la plupart,, dans des régions situées au centre et à l’ouest des Etats-Unis d’Amérique et les résultats en ont géné- ralement été exprimés dans une formule du type (1). D’autres chercheurs, notamment Visentini [69], ont préféré rattacher l’évaporation à une grandeur plus facilement mesurable, (( le déficit de saturation », soit e, - ed. Certains chercheurs, notamment les spécialistes de

1’agi.o-climatologie, continuent à se servii. du d6ficit de saturation pour l’étude de l’évaporation, bien ape cette grandeur ne puisse, en soi, être considérée comme une véritable quantité physique dans un processus de diffusion verticale de la vapeur d’eau. Lorsque la surface d’évaporation est saturée et que l’air se trouve à la m ê m e température qu’elle, la différence e, - ed prend évidemment la même valeur que es - ed et peut alors servir de variable permettant de coordonner plusieurs mesures de l’évaporation. Mais, en général, il n’y a pas égalité de température, notamment lorsque la surface d’évaporation est petite. Il peut arriver que le déficit de saturation, mesuré à tel ou tel moment de la journée, coïncide avec la valeur moyenne de e, - ed pendant la période durant laquelle s’effectue la mesure de l’évaporation1, mais il ne s’agira que d’une coïncidence, sans doute regrettable car elle risque de conduire à employer cet indice dans des cas où il n’est manifestement pas valable. Si l’on va plus loin encore, il apparatt clairement

que de façon générale plus la surface d’évaporation est sèche moins l’évaporation est forte, mais plus le déûcit de saturation est élevé, et cela en grande partie par voie de simple conséquence. Il serait donc plus

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conforme à la réalité, en pareil cas, de considérer e, - ed comme l’inverse d’un indice d’évaporation. Bien que ces réserves sur la notion du déficit de

saturation soient maintenant généralement admises, on continue à penser que cette quantité peut fournir une bonne mesure de ce que l’on appelle le c pouvoir desséchant )) de l’air; c’est certainement de cette idée que procèdent de prétendus évaporimètres, notamment ceux de D e La Rue, Lamont, Wild et Piche, dont les indications sont encore plus obscures et plus difficiles à interpréter et à utiliser que le déficit de saturation proprement dit.

L’ÉVAPORATION A PARTIR DE RÉSERVOIRS ET DE BACS

La mesure de la déperdition d’eau par évaporation à partir de réservoirs et de bacs a tenu une place de choix dans les études expérimentales de ce phéno- mène. On a surtout cherché à trouver le moyen de déduire de telles mesures - faites souvent dans des bacs dont les dimensions, le type et l’exposition étaient fixés arbitrairement - des indications sur l’évapora- tion à la surface de grandes retenues d’eau. En théorie, il s’agit de découvrir un seul et unique facteur de conversion utilisable en tout temps et en tout lieu. L’exposé ci-après montrera sans doute que cette tentative n’a qu’une faible chance de succès. Il ressort de la bibliographie très complète que

Mme Livingston [41] a consacrée au problème de l’éva- poration, comme de celles p’ont dressées plus récem- ment un certain nombre d’auteurs comme Rohwer [57], que la formule de Dalton, malgré l’élaboration d’un certain nombre de formules empiriques conçues pour coordonner les mesures de l’évaporation sur des plans d‘eau libres, continue de fournir le meilleur moyen d’établir une relation entre l’évaporation et des variables qui peuvent être facilement mesurées2. Toute- fois, les avis sont partagés en ce qui concerne les constantes : la plupart des chercheurs donnent à a une valeur comprise entre 0’3 et 0,5 (lorsque E est exprimé en millimètres par jour, u en milles à l’heure, e, et e, en millimètres de mercure), mais ils sont loin d‘être d’accord sur la valeur à donner à b. On peut donner plusieurs explications de ce fait; l’une étant que la taille, la profondeur et l’exposition des bacs d’évapo-

1. voir par exemple la section intitulée (( Évaporation et climat n, p. 20.

2. Bigalow [21] a proposé une formule qui, h son avis, correspond mieux $I la réalit6 que celle de Dalton, h laquelle il reconnaît cependant la valeur d’une bonne approximation. C‘est la suivante :

où b est une constante, les autres symboles conservant leur signification usuelle.

Lhaporation et bilan hydrique

un certain nombre de ses prédécesseurs dans un diagramme qui donne les taux d’évaporation pour des surfaces atteignant près de 30 m d’étendue, et qui indique que le taux d’évaporation par unité d’air décroît en fonction de l’étendue de la surface consi- dérée. Du résultat de ses mesures, Rohwer a conclu qu’il était possible d’évaluer l’évaporation quotidienne sur une grande surface à partir des valeurs fournies par le bac de 91 c m de côté et en utilisant un facteur de conversion de 0’77. La diminution relative du taux d’évaporation par unité d’air par sapport à l’accroissement de l’étendue totale de la surface d’évaporation s’explique tout simplement par le fait que l’air se charge d’humidité lorsqu’il circule au- dessus de la surface d’évaporation, toutes choses étant égales d‘ailleurs. Mais Penman [52] fait observer que, sauf par vent léger (c’est-à-dire de moins de 5 km à l’heure), le facteur de conversion qu’il convient d‘appliquer, d’après les résultats de Rohwer, n’est pas de 0’77 mais de 1,O. A première vue, ce résultat assez surprenant s’explique mal. C’est sans doute lorsqu’on étudie l’évaporation à

la surface de masses d’eau de grande étendue et de grande profondeu que la difficulté de déterminer des facteurs de conversion apparaît le plus clairement. La figure ci-dessous (Wisler et Brater [70]) indique

ration utilisés ne sont pas toujours les mêmes. Une autre tient à ce que la vitesse du vent a été mesurée à des altitudes et en des sites arbitrairement choisis. Il resterait aussi à préciser l’emploi de ed7 gui repré- sente la tension de vapeur de l’air au-dessus de la surface, car s’il y a bien évaporation, e, doit décroître avec l’altitude. Mais c’est dans une mince couche d’air voisine de la surface que la chute de pression de vapeur est de loin la plus forte; au delà, la diminution de la teneur en humidité avec la hauteur (hydrolupse) est faible et on ne s’expose pas à de graves erreurs en mesurant ed à quelques pieds au-dessus de la surface. Aussi est-il généralement admis que e, - ed constitue l’indice de la distribution verticale de la vapeur d’eau permettant de coordonner avec le plus d’exactitude les mesures d’évaporation. D’ailleurs, on peut considérer que la recherche d’une formule de l’évaporation à partir d’une surface d’eau, dans l’hypothèse où il s’agit d’un phénomène de diffusion, se ramène essentiellement à la détermination d’un coefficient de transfert dans l’établissement duquel intervient la vitesse du vent (et éventuellement d’autres quantités), qu’on associe à la différence de potentiel es - ed. Rohwer [57], travaillant à Fort Collins (Colorado), à 1500 mètres au-dessus du niveau de la mer, s’est livré à des études détaillées, qui ont été résumées et discutées par Penman [52, 531. Pour ses mesures, il a utilisé un bac carré de 0’91 m de côté, et ses résultats, provenant à la fois de mesures faites à l’air libre et de mesures faites sous abri, sont conden- sés dans la formule suivante :

E = 0,430 (1 -/- 0,27 uo) (es - ed) mm/jour (2)

dans laquelle uo est exprimé en milles à l’heure, es et ed en millimètres de mercure. Penman [53] a modifié cette formule en y faisant entrer la vitesse du vent mesurée à 2 m , ce qui donne :

(3) E = 0,IO (es - ed) (1 +- 0,17 u2) mm/jour Dans un article ultérieur, Rohwer [58] a comparé les taux d’évaporation obtenus dans des bacs de taille et de profondeur différentes, de façon à pouvoir en appliquer les résultats, par extrapolation, au cas de lacs. Il a constaté que la profondeur n’importe guère au-delà de 30 cm, probablement du fait que la majeure partie du rayonnement solaire est absorbée avant de parvenir à cette profondeur; il se crée ainsi une couche stable et la température de surface dépend dans une bien moindre mesure de la profondeur lorsque celle- ci dépasse ce chiffre. La nature du milieu environnant ne joue pas un rôle déterminant et Penman [52] pense que la turbulence engendrée localement par le bord du bac est sans doute plus importante. Le niveau de l’eau a certainement une influence notable; Bony- thon [22] a en effet signalé qu’une différence de 5 c m provoquait une variation de 15 y. de l’évaporation. Penman [52] synthétise les données obtenues par

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Évaporation mensuelle : A. Lac Supérieur; B. Petit lac peu profond. (D’après Wisler et Brater [70].)

d’une part le taux mensuel d’évaporation du lac Supé- rieur (courbe A) et d’autre part le taux d‘évaporation d’un lac peu profond situ6 au voisinage du premier (courbe B), l’un et l’autre taux établis à l’aide de la formule de Rolrrwer. Les causes physiques du dépha- sage des deux courbes (six mois environ) sont assez claires; grâce à sa grande capacité thermique, en effet, la plus importante des deux masses d’eau a une température superficielle supérieure au point de rosée de l’air froid qui la parcourt en hiver, mais en été elle ne s’échauffe pas suffisamment pour dépasser le point de rosée de l’air, celui-ci se chargeant d’humidité au-dessus des terres où l’évaporation est forte. Pour une masse d’eau de cette importance, le fac-

teur de conversion varierait donc avec la saison, ce qui montre - encore qu’il s’agisse évidemment d’un cas extrême - que même pour des plans d’eau de moindre étcndue, il est peu probable que le facteur de conversion soit simple et constant. Une telle coiiclu- sion paraît d’aulant plus légitime que ce facteur dépend de la vitesse du vent, ainsi que nous l’avons dit

1.3


plus haut, et cela m ê m c en ce qui concerne des surfaces relativement petites. Dans le compte rendu de ses travaux sur le lac

Hefner, M. A. Kohler [39] récapitule d’une manière très instructive et très révélatrice (tableaux 24 et 25) les coefficients mensuels et annuels reliant les valeurs de l’évaporation dans des bacs de divers types à celles de l’évaporation à partir de masses d’eau de dimensions variables (lacs et retenues). Pour ce qui est du lac Hefner en particulier, il montre (tableau 28) que le coefficient mensuel applicable aux bacs est étroite- ment fonction de la saison, puisque dans le cas du bac BPI, il est passé de 1’56 en novembre 1950 à 0’22 en février 1951. Pour un m ê m e mois, on constate également des variations considérables d’une année à l’autre; elles sont d’ailleurs plus prononcées en ce qui concerne certains types de bac. Pour des durées supérieures à un mois, la variabilité du coefficient applicable aux bacs diminue et, lorsqu’il s’agit d’éva- luer la déperdition annuelle de grandes retenues, les bacs peuvent fournir une indication précieuse encore que le coefficient puisse varier de l’un à l’autre de près de 50 %. L’emploi des bacs d’évaporation en météorologie

a souvent provoqué de vives critiques et, en effet, m ê m e dans les cas où il semblerait tout à fait légitime d’y recourir, les remarques précédentes montrent que les indications Qu’on peut en tirer sont souvent aber- rantes et difficiles à interpréter. Cependant, comme on l’a W. plus haut, ils peuvent rendre des services dans certaines limites en donnant une idée de l’inten- sité de l’évaporation sur des parcelles de terrain ou de gazon de dimensions comparables, tant que celles-ci sont abondamment pourvues d’eau; mais dès que la surface sous-jacente commence à se dessécher, on ne peut plus attendre du bac aucune indication concernant l’évaporation. Davantage : à mesure que la dessic- cation se poursuit, l’évaporation en bac tendrait plutôt, comme c’était précisément le cas pour le déficit de saturation, à varier en raison inverse de l’évapora- tion effective.

BILAN BNERGBTIQUE

Il serait possible de déterminer avec précision l’inten- sité de l’évaporation sur une surface quelconque, humide ou partiellement sèche, si l’on connaissait exactement tous les autres facteurs de l’équilibre thermique à la surface d’évaporation. Ces facteurs sont : le rayonnement de courte longueur d’onde (rayonnement direct du soleil et rayonnement diffus du ciel), le rayonnement de grande longueur d’onde pi.ovenant du ciel et des nuages, le rayonnement thermique émis par la surface d’évaporation (laquelle, quelle qu’en soit la nature, se compoiTe effectivement comme

un parfait radiateur), la quantité de chaleur sensible émise et le rayonnement de courte longueur d’onde réfléchi par la surface, ainsi que le transfert de chaleur de la surface au milieu sous-jacent. Schmidt [60] et Angstroem ~201 ont été les premiers à employer ce mode de mesure de l’évaporation. A l’aide d’instruments appropriés, il est possible

de mesurer avec précision tous les rayonnements qui interviennent dans le phénomène, sans que le transfert de chaleur vers le milieu sous-jacent soulève de difficulté réelle, notamment si le tapis végétal est d’une faible épaisseur. Mais la mesure du passage de la chaleur sensible à l’air, lequel s’opère à peu près selon le m ê m e mécanisme de transfert tourbillonnaire que dans le cas de la vapeur d’eau, présente les mêmes difficultés. Faute de pouvoir mesurer cette quantité directement, on doit nécessairement recourir à une hypothèse, par exemple celle de Bowen [23]. Il convient de souligner que le principe de la conser-

vation de l’énergie fondamental en cette matière et qu’en y recour lus fréquemment on éviterait bien des erreurs, notamment dans les déductions relatives à l’influence éventuelle de la nature de la surface d’évaporation sur l’intensité de celle-ci. On a prétendu en effet (voir par exemple Thornthwaite et Holzman [68]) que - toutes choses égales d’ailleurs - un sol nu suffisamment irrigué est plus propice à l’évaporation qu’un plan d’eau à l’air libre, parce que K les minuscules irrégularités (du sol) augmentent la fiurface d’évapo- ration et que, pendant la partie du jour où l’évapora- tion est la plus intense, les températures superficielles sont plus élevées sur le sol que sur l’eau ». Mais ce raisonnement implique un accroissement à la fois du transfert de chaleur sensible, tant vers le haut que vers le bas, et de l’émiss de rayonnement de grande longueur d‘onde, et par e une plus forte consommation d’énergie, alors qu’il n’y a pas nécessairement accroissement de la quantité disponible. L’erreur consiste à ne pas tenir compte du changement dans la distribution de la vapeur d’eau et de la température au-dessus de la surface d’évaporation. Le problème serait considérablement simplifié, là comme ailleurs, si l’on considérait l’évaporation autant comme une cause que comme un effet de la distribution verticale de la vapeur d’eau. L’observation montre d‘ailleurs que, dans des conditions identiques, elle est plutôt moins intense sur un sol nu et humide qu’à la surface d’un plan d’eau à l’air libre (Penman [52, 531). La méthode du bilan énergétique permet également

de montrer qu’il est faux de dire, comme on le fait parfois, que plus la surface de feuillage est grande plus l’évaporation est intense (voir également la section (( La rosée )), p. 25). De même, il y a de sérieuses raisons de se demander si Sverdrup [64] et Nonis [47] étaient en droit de conclure, à partir de considérations aérody- namiques, que l’évaporation est de deux à quatre fois plus intense sur une eau agitée que sur une eau au repos.

14

@vaporation et bilan hydrique

de cet avantage, il faut attendre le résultat de recherches expérimentales d’ensemble plus détaillées. En ce qui concerne l’équation (4)’ on peut mesurer G

assez aisément et, en tout état de cause, son importance relative diminue à mesure que s’accroît la période de temps considérée. Pour déterminer E à l’aide de l’équation, il reste à mesui’er R. Plusieurs méthodes ont récemment été mises au point pour mesurer directement cette quantité ou flux net de rayonnement (voir par exemple Gier et Dunkle [35]), mais on ne dispose pas actuellement d’assez de mesures précises effec- tuées à l’aide de ce type d’instrument pour pouvoir procéder à des études d’ensemble de l’évaporation. 11 faut donc recourir à des lois empiriques gui ratta- chent le flux de radiation à des éléments météorolo- giques plus facilement mesurables et plus aisément accessibles. Penman [52] récapitule les différentes relations empi-

riques qui ont été établies en vue de permettre la détermination du flux net de rayonnement de grande et de petite longueur d‘onde en fonction notamment de la température, de la pression de vapeur et de l’état du ciel. Il n’est pas nécessaire de s’étendre ici sur ces diverses formules; on peut cependant dire que les indications qui peuvent en être tirées sont, au mieux, approximatives. Ainsi la formule permettant d’éva- luer l’énergie solaire incidente en fonction de l’étai du ciel ne tient pas compte des variations de la nébu- losité dans le temps. D e même, l’emploi de la formule de Brunt [24] pour déterminer l’émission nette de rayonnement de grande longueur d’onde risque de conduire à des résultats très inférieurs à la réalité dans le cas d‘un fort échauffement, puisqu’on utilise la température de l’air au lieu de la température de la surface qui émet ce rayonnement. Le calcul montre que dans le cas d’une surface gazonnée plus chaude que l’air de 110 C, ce qui ne serait pas excessif pendant une forte chaleur, l’émission nette de rayonnement de grande longueur d’onde peut être de ’50 y. plus élevée que celle que donne la formule. L’évapo- ration sera donc surestimée d’autant. Pour le calcul de R, Brunt [25] donne la formfde

ci-après dans laquelle entrent toutes les composantes du flux de rayonnement thermique :

(6)

L’estimation des facteurs de cette équation sera évidemment fastidieuse et ne permettra d’obtenir, dans le cas le plus favorable, qu’une grossière iapproxi- mation de R. Dans le compte rendu de ses travaux sur le lac Hefner, Anderson [19] a donné les résul- tats d’une étude détaillée de la valeur pratique et du degré de précision que présentent les divers types de formules d’évaluation du rayonnement de grande et de courte longueur d’onde à partir de données météorologiques. En ce qui concerne le rayonnement solaire, il conclut en ces termes (( ... ces méthodes d’évaluation indirecte du rayonnement solaire (c’est-2-

15

R = R, (1 - r) - <rTi (0,56 - 0,8&)(1- 0,09 m)

L’équation du bilan thermique à la surface d’évapo- ration peut s’écrire .:

R = L E + H + G (4)

d’où R - G = LE + II; si l’on peut mesurer ou éva- luer R et G, la détermination de E et H revient donc à assigner des grandeurs relatives à ces quantités. Cummings [27] a vivement recommandé l’applica-

tion du principe de la conservation de l’énergie à l’évaluation de l’évaporation, mais c’est parce qu’il proposait de considérer que ce phénomène absorbe la totalité de la quantité nette d’énergie rayonnée. Bowen [23] a été conduit par réaction à rechercher quelle part de l’énergie disponible il y a lieu d’atti- huer respectivement à E et H. Pour plus de détails, il convient de se reporter à

l’article même de l’auteur. Celui-ci considérait deux cas extrêmes, et théoriques, d’écoulement laminaire au-dessus d’une surface d’évaporation, mais indiquait cependant que, dans la nature, le rapport serait repré- senté par une formule intermédiaire :

(5) H .Ts - Ta’ p = - = 0 , 4 ( 6 ( 7 ) x p/760 LE e - eu

Cette hypothese a été mise à l’épreuve par Cummings et Richardson [28] dont les observations auraient, selon eux, corroboré la formule de Bowen. On peut également obtenir une expression de p

(le (( rapport de Bowen N) à partir des principes de l’hygromètre à thermomètre mouillé, et si les coefficients de transfert tourbillonnaire de la chaleur et de la vapeur d’eau étaient dans la même relation que le6 coefficients correspondants de transfert molé- culaire, il n’y aurait rien à redire à l’emploi de la formule ci-dessus. Or des mesures directes de ces quan- tités (Swinbank [67]) montrent que, s’il règne une forte chaleur au-dessus du sol (auquel cas l’évaporation sera souvent intense), le coefficient de transfert de la chaleur à 1’50 m est à peu près le double du coefficient de transfert de la vapeur d’eau. En conséquence, toute détermination de E à l’aide de p reviendrait, dans de telles conditions, à imputer à l’évaporation une trop forte consommation d’énergie. Pasquill [49], rendant compte d’une 6tude récente portant sur des mesures directes de l’évaporation, déclare qu’en cas de forte chaleur, le calcul de l’évaporation à l’aide du rapport de Bowen donnerait sans doute un résultat de 33 y0 supérieur à la réalité. L’écart entre les coefficients de transfert, qui a été imputé à l’effet de la force ascensionnelle statique (buoyancy) (Priestley et Swinbank [55]), va diminuant à mesure qu’on s’approche de la surîace d’kvaporation. En conséquence, plus près de la surface on mesurera Ta et ed, plus il est à présumer cpe l’emploi du rapport de Bowen donnera des résultats exacts, mais cet avantage sera en partie détruit du fait que la marge d‘erreur due à l’échantillonnage s’accroîtra si la surface d’évapo- ration n’est pas uniforme. Pour être fixé sur la réalité


dire celles de Mosby [45] et de Kennedy [38] ne permettront que dans certaines circonstances dc calculer l’évaporation avec la précision nécessaire. Elle convien- dront pour d’autres usages que le calcul de l’évapora- tion, si la précision requise est de l’ordre de 15 %. 11 est nécessaire de mesurer directement le rayonnement solaire pour atteindre à la précision qu’exige l’application de la notion de bilan énergétique à la détermination de l’évaporation ». Anderson émet un avis semblable en ce qui concerne les radiations atmosphériques, soulignant que les diverses formules empiriques, bien qu’elles soient d’une précision suffisante dans la moyenne, ne peuvent être employées sans de graves risques d’erreur pour des prévisions à court terme, et en des lieux où les conditions météoro- logiques sont différentes de celles en fonction desquelles elles ont été conçues.

Ces difficultés limitent considérablement l’application de la méthode envisagée au problème de l’évapo- ration, mais un plus large usage d’un instrument de mesure du rayonnement net (du type Gier et Dunue, par exemple) permettrait de les surmonter. Il resterait cependant un problème à résoudre : la détermina- tion correcte de l’importance relative des composantes E et H de R et il pourrait être nécessaire de procéder d’une manière un peu différente de celle de Bowen. Mais cette difficulté n’est sans doute pas insurmontable étant donné ce qu’on sait aujourd’hui des phénomènes de turbulence et d’ailleurs le cas de la composante H (chaleur sensible) peut d’ores et déjà être traité de cette manière, comme on le verra dans une autre communication présentée à l’actuel colloque. La méthode du bilan énergétique offre notamment l’avantage de s’appliquer à n’importe quel genre de surfàce, humide ou sèche, d’une étendue suffisante pour permettre des lectures caractéristiques du radiomètre.

COMBINAISON DU BILAN ÉNERGÉTIQUE ET DE LA FORMULE DE DALTON

Que l’on cherche à évaluer E à l’aide de formules du type de celle de Dalton ou d’après le principe de la conservation de l’énergie, il est nécessaire de connaître la température de la surface d’évaporation (saturée) pour obtenir T,s et e,. En général, on ne connaît pas cette grandeur et Penman [53] et Ferguson [33], chacun de leur côté, ont proposé, pour éliminer les propriétés de la surface considérée, des procédés semblables qui combinent les formules des deux méthodes. L’un et l’autre emploient le même type d’expression

pour f(u) dans la formule de Dalton écrite sous la forme suivante :

(7)

(8)

E = ( es - ed) f (4

f (u) = 0,35 (1 + 9’8 X iO-3 u2) Pour sa part, Penman choisit :

dans laquelle u2 est en milles par jour pour que E soit en millimètres par jour, unité la plus commode pour effectuer des mesures sur un réservoir à Rothams- ted. D e son côté, Ferguson prend :

f (u) = 0,96 + 0,166~ (9)

où u (mesuré à 3 pieds) est en pieds par seconde, de façon à obtenir E en cal/cm2/heure. Cette formule a été établie d’après les connaissances qu’on possède sur le transfert thermique par convection forcée à partir de surfaces horizontales, et moyennant l’hypo- thèse qu’elle peut s’appliquer à l’évaporation après échange des coefficients de transfert moléculaire appro- priés. L’équivalence approximative des deux formules signifie que l’emploi implicite du rapport de Bowen par Ferguson est justifié par les résultats expérimen- taux de Penman.

Ferguson examine deux faqons de résoudre l’équation pour déterminer T, et es; la première comporte une intégration numérique de l’équation différentielle repré- sentant la bilan énergétique avec cette seule hypo- thèse que le coefficient de transfert est constant; cette méthode semble pouvoir fournir le moyen de déterminer l’évaporation avec précision d’après les seuls éléments météorologiques, pendant une période du cycle d’évaporation (vingt-quatre heures par temps clair). La deuxième manière de procéder, proposée par Ferguson, offre u11 moyen simple permettant de déterminer T, et e,, et par suite E, en négligeant l’accumulation de chaleur dans l’eau. Penman, bien que procédant essentiellement de la

m ê m e manière que Ferguson, admet cependant davantage d’approximation, Il néglige, par exemple, la chaleur emmagasinée et le procédé dont il use pour éliminer T, et es en remplaçant es - par ($)a Ts - Ta risque, notamment dans le cas d’une couverture végé- tale à forte évaporation, de conduire à sérieusement minimiser l’évaporation.

Le rapport Bowen entre dans les deux formules, explicitement dans celle de Penman et implicitement dans celle de Ferguson, et le fait qu’en ce qui les concerne l’une et l’autre, la théorie concorde avec les mesures faites en réservoir peut être dû soit à l’absence de forces ascensionnelles notables en pareil cas, soit ii ce que l’évaluation de l’évaporation est indépendante du rapport de Bowen. Or il en est bien ainsi lorsque l’évaporation est étroitement liée au transfert de chaleur sensible (ce qui est vrai dans la générdité des cas lorsqu’il s’agit d’un plan. d’eau), comme le montre la formule suivante :

R L (1 4- P) E =

que l’on tire de l’équation (4) en négligeant G. Penman a également mesuré l’évaporation sur sol

nu (En) et sur gazon ras (ET), dans des récipients

16

lhaporation et bilan hydrique

Les premières études de Jefieys [37] et Giblett [34] ont été faites l’une et l’autre dans l’hypothèse qu’en dehors de la mince couche où les transformations sont rapides, au voisinage de la surface, K, et u sont indépendants de la hauteur; aussi les solutions sont- elles d’un intérêt limité. Jeffreys a étudié d’abord le cas de l’évaporation dans un air immobile et a obtenu, par analogie avec un problème d’électrostatique, une solution qui montre que l’évaporation totale sera proportionnelle à la dimension linéaire de la surface d’évaporation. Mais l’air n’est jamais parfaitement calme, sinon sous abri ou pendant un temps négli- geable. Dans le cas d’un vent de vitesse constante et indépendante de l’altitude, Jeffreys a montré que le taux d’évaporation est proportionnel à uos5 et, pour des aires de même forme, que l’évaporation totale varie comme u1s6, expression où u est une dimension linéaire. Ce dernier indice paraît d’autant plus valable que Powell a constaté en souHerie que l’évaporation par unité de surface sur des aires circulaires de rayon T variait comme T - ~ * ~ ~ . Ce résultat, et d’autres analogues obtenus au cours de travaux ultérieurs, exprime l’humidification progressive de l’air dans son écoule- ment au-dessus de la surface d’évaporation. L a connaissance des phénomènes de turbulence

atmosphérique avait considérablement progressé à l’époque où Sutton [63] a étudié l’évaporation. La théorie discontinue de la distance de mélange (discon- tinuous mixing Zength theory) de Taylor, Prandtl et Schmidt avait été modifiée par Taylor lui-même pour tenir compte de l’hmothese dus accemable de la

semblables à son réservoir, ayant la m ê m e exposition et approvisionnés en eau comme il convient. Il a constaté que E, variait à peu près comme E, le rapport entre ces deux grandeurs étant dans l’ensemble de 0’9 et avec une tendance à atteindre un maximum au printemps. Celle-ci peut être due à l’inertie thermique de l’eau du réservoir. Dans le cas de la surface gazonnée, Penman donne comme valeurs provisoires du rapport ET /E pour le sud de l’Angleterre les valeurs suivantes : hiver (novembre-février), 0,6 ; printemps et automne (mars-avril; septembre-octobre), 0’7 ; été (mai-août), 0,8; ensemble de l’année, 0,75. L’abaissement de ce rapport durant les mois d’hiver

s’explique probablement de la façon suivante : en cette saison, dans le sud de l’Angleterre, une part beaucoup plus forte de l’énergie nécessaire à l’évapo- ration est fournie par advection d’air chaud du sud- ouest, ce qui favorise nuit et jour l’évaporation sur les plans d’eau à l’air libre et sur le sol nu humide. Mais la nuit, l’action régulatrice des stomates empêche l’évaporation sur les surfaces gazonnées, d’où, dans l’ensemble, upe diminution de l’évaporation.

MÉTHODE THÉORIQUE ET HYDRODYNAMIQUE

Les recherches sur l’évaporation fondées sur de tels principes se sont orientées dans deux directions distinctes. En premier lieu, on a recherché des solutions analytiques de l’équation générale de diffusion, de façon à prévoir l’intensité de l’évaporation en fonction des différents facteurs dont elle dépend, notamment la vitesse du vent, la stabilité atmosphérique, la dimension et la forme de la surface d’évaporation. Cette méthode a été appliquée surtout à des surfaces satu- rées (eau à découvert ou végétation transpirant librement), mais le problème reste à peu près entier dans le cas d’une surface commençant à se dessécher. Dans ce cas, en effet, le mécanisme du passage de la vapeur d’eau dans le courant d’air doit être envisagé en m ê m e temps que les processus de transfert de l’eau tant à l’état liquide qu’à l’état de vapeur, au-dessus de la surface. L’équation fondamentale de la diffusion peut s’écrire

comme suit :

Il n’existe actuellement aucune solution satisfaisante du problème sous cette forme générale; aussi s’est-on ordinairement contenté de considérer le système stationnaire, en négligeant la diffusion dans le sens de l’écoulement de l’air; l’équation (11) devient alors :

L ,A

diffusion par mouvement continu. Sutton [62] a étendu l’emploi de la méthode de Taylor pour exprimer le coeificient de transfert de la quantité de mouvement; le résultat est le suivant :

où n, mesure de la stabilité de l’air, prend, dans des conditions météorologiques u neutres », une valeur d’environ 0’25. Il a également montré que le profil du vent était :

où u est mesuré à une hauteur de référence zl. D e m ê m e que d’autres auteurs, Sutton identifie K, et K,. Ces expressions de K et u sont plus conformes à la

réalité, mais elles dépendent d’une hypothèse intuitive quant à la forme de la fonction de corrélation RE de Taylor dont l’expérience n’a, jusqu’ici, véritablement confirmé l’exactitude que dans des conditions météoro- logiques (( neutres », c’est-à-dire d’équilibre indifférent ou presque. Le problème revient donc à déterminer la solution de (12) qui satisfait aux conditions limites prescrites pour x (d’une part, saturation en surface sur l’aire d’évaporation, d’autre part, valeur constante et sans perturbations en tous les points situés en amont

17

Climatologie, compte rendu d e recherches

dans le lit du vent et à une même hauteur), l’évapora- tion se déduisant alors du flux horizontal

Il est clair que la variation de E sur une distance d’une unité de longueur devient faible dès que l’on s’éloigne d’environ dix unités du point où la surface change de

Le tableau ci-dessus pourrait notamment servir à déterminer la taille qu’il conviendrait de donner à la ceinture de protection d’un lysimètre quand on cherche à rendre les mesures de l’évaporation indépendantes de l’emplacement où elles sont faites. L a deuxième manière d’aborder le problème de la

mesure de l’évaporation naturelle sur une surface quelconque, humide ou partiellement sèche, sous l’angle hydrodynamique, consiste à assimiler l’évaporation à un transfert de matière par turbulence, ii l’aide de l’équa- tion :

(15) nature. E = f uxdz O

L’expression de l’évaporation totale sur une bande de longueur x, orientée dans le sens du vent, et de largeur yo, d’une surface d’évaporation présentant en tous points les mêmes propriétés, prend, selon la solution de Sutton, la forme suivante :

E (xo y,) = A,1(2-%)/z+fi x, zlZ+ffl y, (16)

et, pour une aire circulaire de rayon r, E = A’ul 2-nlZf ny4+n/2+n (17)

où A et A‘ délimitent la différence de concentration de

sion se réduit à : E=-K ”x (20) vapeur. Pour des conditions neutres, la première expres- * az

3% Le rapport - peut être assez facilement mesuré, mais a2

on ne peut déterminer directement la valeur de K,. Cette méthode ne peut donc aboutir que si l’on fait une hypothèse quant à K,, 2 l’aide d’une .valeur de E obtenue par d’autres moyens. 11 est courant d’assimiler les phénomènes de diffusivité et de viscosité tourbillonnaires et par conséquent, de remplacer K, par Km. La théorie élémentaire de la turbulence, fondée sur

l’hypothèse de la K distance du mélange N de Prandtl, prévoit la relation :

(18) E, = const uO,‘* xOO,*g par unité de largeur perpendiculairement à la direction du vent. Calder [26] a montré que, dans la solution ci-dessus,

l’exposant de x,, établi pour m e surface aérodynamique- ment lisse, demeure pratiquement inchangé pour un écoulement sur une surface rugueuse, ce qui est le cas le plus fréquent lorsqu’il s’agit de surfaces naturelles, mais l’exposant de u est alors égal à l’unité. Les exposants dont Sutton affecte u et x, ont été

par Dorffel et Lettau notamment [31] et, au cours d’une étude très complète en par pasqa [48]. ce dernier a montré incompat~ilités s; apparaissent dans ses résultats pouvaient être réduites

laire par le coefficient de diffusion, dans le cas des phénomènes de diffusion, et par la diffusivité thermique dans le cas d’un transfert de chaleur. Mais il convient d’observer que les solutions précé-

dentes, et les travaux expérimentaux qui les étayent, ne sont valables que dans le cas où le phénomène d‘évapo- ration commence brusquement à la limite amont, par

et il reste à démontrer qu’elles puissent s’appliquer dans d’autres cas que dans des conditions neutres. D’après l’expression de E,, le taux d’évaporation par

vérifiés expérimentalement dans des conditions neutres I C ~ = 1e222 aupz (21)

et les données obtenues en soufflerie fournissent le m ê m e résultat. Nikuradse [46] et Schlichting [59] ont montré Fe Pour un écoulement aérodynamique sur

planes, la meilleure représentation du profil du vent est donnée Par

(22)

En admettant que 7 est indépendant de z, on montre aisément F e K,, défini par l’égalité

(23 1

moyennant le remplacement de la viscosité molécu- Paroi rugueuse dans des conduites et sur des Plaques

’

rapport à la direction du vent, de la surface considérée, au m P %i

au àz

r = K

est donné par

(24) unité de surface est : I(, = k2z2 -

ce qui montre une fois de plus que l’expression (( taux d’évaporation par unité de surface )) a besoin d’être précisée lorsqu’on note un changement dans la nature de la surface d’évaporation. Le tableau ci-dessous montre comment E varie alors en fonction de x, mesuré en unités arbitraires :

xo 1 10 25 50 100 150 200 E 1,000 0,776 0,701 0,650 0,602 0,576 0,558

Sheppard [61], Pasquill [51] et Deacon [30] ont établi que l’expression ci-dessus peut s’appliquer aux conditions atmosphériques, ayant tous trois constaté que k est voisin de 0’4, ce qui correspond bien aux observations faites en soufnerie. Thornthwaite et Holzman [68] ont tiré la formule

suivante de mesures effectuées à deux hauteurs, zi et z2 :

(25 ) = kZ (xi -%z) (uz- Ui)

18


tion, Mais la détermination de K, est alors délicate et échappe à l’observation courante. En ce qui concerne la validité de cette méthode, comme de toutes celles qui supposent l’emploi de prodt& de gradients et de coefficients de transfert, il ne faut pas perdre de vue que les quantités en jeu peuvent varier fortement et de manière non indépendante pendant des périodes pouvant largement dépasser une heure. Par suite, les formules ne s’appliquent plus pour des valeurs moyennes des composantes sur de plus longues périodes. Enfin, le problème consistant à déterminer le niveau

de la surface effective d‘évaporation, bien que relativement simple pour Pasquill dont les travaux portaient sur du gazon très court, devient: plus ardu lorsqu’il s’agit d’une végétation de plus grande taille et moins homogène. On aura une idée de la complexité que pré- sente en pareil cas la mesure de l’évaporation, notamment dans un champ d’avoine, en se reportant à un travail de Rider [56].

Cette formule est indépendante des propriétés de la surface, le coefficient de rugosité ayant été éliminé par observation de la vitesse du vent à deux niveaux. Thornthwaite et Holzman ont donné des exemples d’application de leur formule; elle a fourni des résultats satisfaisants du point de vue qualitatif mais l’exactitude absolue n’en a pas encore été vérifiée. Pasquill [50] a montré qu’on peut employer l’expres-

sion simplifiée suivante, qui est encore d’une précision suffisante :

(26) où

E = Bu2 tL1 - XZ)

demeure pratiquement cons tant pour une surface dont la rugosité reste partout la même, *puisque dans des conditions neutres, u2 lu1 dépend uniquement des pro- priétés de la surface. L’extension des résultats obtenus en soufflerie à un

écoulement atmosphérique ne se justifie que dans des conditions neutres et il est nécessaire de les modifier lorsque d’autres conditions prévalent. C’est notamment le cas pendant les fortes chaleurs, l’évaporation étant alors, en général, la plus intense. Holzman [36] a proposé une variante empirique d’une

méthode théorique antérieure due à Rossby et Montgo- mery, en vue de tenir compte de la stabilité, mais c’est à PasquiU [49] que revient le mérite d’avoir procédé à une étude expérimentale approfondie. C’est lui qui, pour la première fois, a comparé des prévisions de l’évapora- tion obtenues par l’analyse aérodynamique (dans l’hypo- thèse que K, = K,), avec des valeurs mesurées sur des pots de petite taille contenant du gazon et enfoncés à niveau dans le sol, dont il a démontré qu’ils étaient caractéristiques de la surface environnante. A partir de ses mesures, il a pu directement déterminer K, et le comparer à K,. Ses principales conclusions sont les suivantes : 1. Dans des conditions neutres, K, est égal à la valeur

de K, tirée du profil logarithmique du vent. 2. Dans des conditions d’équilibre instable, K,, mesuré

à une hauteur de 75 cm, peut être jusqu’à quatre fois plus grand que K,, obtenu à partir du profil logarithmique. Les évaluations de l’évaporation obtenues en déduisant K, de la loi logarithmique auraient donc été entachées d’une erreur du même orclre.

3. Lorsque K, est calculé dans des conditions d’équi- libre instable, d’après le profil du vent proposé par Deacon [29] on constate que la valeur obtenue correspond bien aux valeurs de K, mesurées directement.

4,. Plus les mesures sont faites près de la surface d’évapo- ration, moins il y a d’écart entre K, et la valeur de K, que donne le prof2 logarithmique.

En résumé, on peut dire que Pasquill a montré qu’il est légitime d’admettre l’égalité de K, et de K, dans des conditions neutres et en présence d’un gradient, cas où se produit -la part de loin la plus forte de l’évapora-

MESURE DIRECTE DE L’ÉVAPORATION

Si, à un niveau donné de l’atmosphère, les valeurs ins- tantanées de la densité, de la vitesse verticale et de l’humidité spécifique sont respectivement p, w et x, le taux instantané de transfert vertical de la vapeur d’eau est de pwx par unité de surface. Par suite du caractère généralement turbulent de l’écoulement atmosphérique, ces trois quantités varieront et, si l’on observe leurs valeurs à n moments durant une période donnée, la

valeur moyenne de leur produit, - Cpux fournira une valeur du flux moyen de vapeur d’eau pendant la période considérée, avec d’autant plus de précision que n sera plus grand. Cette quantité, si le niveau de réfé- rence n’est situé qu’à quelques pieds de la surface d’évaporation, donne la valeur de l’évaporation. Dans la pratique, bien entendu, il n’est pas possible

de procéder à des mesures réellement instantanées et il est nécessaire de concevoir un appareillage dont la sen- sibilité soit suffisamment rapide, pour enregistrer toutes les fluctuations qui jouent un rôle notable dans le transfert. Le principe de la méthode et les procédés instrumentaux à mettre en œuvre pour mesurer p, w et x ont été exposés par Swinbank [65,66]. L’expérience prouve qu’à des niveaux de référence voisins de deux mètres, des instruments ayant un temps de réponse d’environ une seconde peuvent sans doute convenir, bien qu’à des niveaux inférieurs une vitesse plus grande soit peut-être nécessaire. Un large emploi de cette méthode sur le terrain

montre qu’elle donne des résultats satisfaisants et qu’elle a l’avantage de ne faire appel à aucune approximation ou hypothèse, tout en étant susceptible d’être appliquée à des surfaces de tous genres, humides ou

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1 n


partiellement sèches, d’une étendue horizontale telle qu’il s’établisse une homogénéité horizontale suffisante au niveau où sont effectuées les mesures. Actuellement, elle présente l’inconvénient d’exiger une analyse laborieuse en interdit l’emploi généralisé; mais le travail d’analyse pourrait être automatisé par un procédé mécanique qui permettrait, dans l’idéal, de lire sur un compteur OU un cadran la valeur de l’évaporation au hout d’un temps quelconque. Des progrès considérables ont été accomplis dans cette voie à la division de physique météorologique de la C.S.I.R.O.

Hefner (Marciano et Harbeck [42]) semblent indiquer que les formdes de Sutton [63] et de Sverdrup [64] sont les plus satisfaisantes pour l’étude de l’évapora- tion quotidienne. 11 reste à dire quelques mots de ce qu’on peut attendre

de leur application au problème de l’évaporation tel qu’il se pose en climatologie. On a déjà signalé la difficulté d’obtenir des moyennes 2 l’aide des formules de Thornthwaite-Holzman-Pasquill, et le fait qu’il n’y a pas de solutions admises des équations (6) OU (7) dans des conditions météorologiques instables, alors que l’évaporation est sans doute la plus intense. Les formules aérodynamiques (sink-strength) plus grossières, du type Dalton-Rohwer, sont celles qui se prêtent le mieux à l’établissement de moyennes climatiques et présentent l’avantage d’avoir été dans une certaine mesure vérifiées expérimentalement et d’utiliser des

Les diverses méthodes exposées ci-dessus ont 6th choi- facteurs de conversion empiriques pour différentes sies en vue d’illustrer aussi directement que possible catégories de surfaces. Des études sont nécessaires les différents principes auxquels il a été fait appel pour pour aboutir à une détermination plus générale de ces résoudre le problème de l’évaporation naturelle. Un facteurs. certain nombre d’autres méthodes ont été proposées, Toutefois, il semble que la solution définitive sera notamment par Sverdrup [64], Millar [4,3], Montgomery fournie par les méthodes les moins controversées, c’est-à- 1441 et Albrecht [18] ; elles diffèrent des précédentes dire la méthode instrumentale directe et celle du bilan davantage dans le détail que dans leur principe et énergétique. Pour les étayer, il est recommandé de aboutissent à des formules de m ê m e nature que celles faire un plus large usage de l’appareil de mesure du qui ont été données plus haut. Il est difficile d’en évaluer rayonnement net. La principale difficulté qui reste à les mérites respectifs, faute d’un nombre suffisant de résoudre, et qui consiste à répartir l’énergie résiduelle mesures expérimentales de l’évaporation et de mesures entre H et E, pourra sans doute être surmontée soit simultanées précises des profils, notamment de celui par l’analyse d’un nombre suffisant de mesures directes .du vent, dont ces formules dépendent. Dans le cas de du flux en différents points, soit à l’aide du rapport de plans d’eau, les mesures détaillées faites sur le lac Bowen mesuré à un niveau suffisamment bas.

CONCLUSION

fiVAPORATION ET CLIMAT

INTRODUCTION

Parmi les différents objets de la climatologie, la déter- mination des limites des régions arides et semi-arides présente ici un intérêt particulier. Les tentatives de classification des climats, le plus souvent en fonction des précipitations, de la température et de leurs variations saisonnières, datent déjà d’une centaine d’années mais il y a peu de temps encore la répartition de la végétation fournissait à peu près les seuls indices dont on pût disposer. Parmi les nombreux systèmes propo- sés [79] c’est celui de Koppen [ûO] qui a eu le plus de succès et il conserve encore sa valeur en tant que procédé didactique. Par la suite, une connaissance plus approfondie du rôle du bilan hydrique ainsi que les progrès de l’hydrologie et de la météorologie ont conduit à

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accorder plus d’attention à l’influence de l’évaporation, de l’humidité emmagasinée dans le sol et de la varia- bilité des précipitations. La classification la plus récente et la plus satisfaisante de ce point de vue est celle de Meigs [86] qui a eu largement recours à la notion d‘éva- potranspiration potentielle [IOI]. L’évaluation de l’évaporation sur de grandes sur-

faces couvertes de végétation où l’eau est en quantité limitée présente de nombreuses difficultés, en raison du rôle que jouent en l’espèce l’état et les caractéris- tiques hygrométriques du sol, ainsi que de nombreux autres facteurs floristiques, d’ordre physique aussi bien que physiologique. Thornthwaite [IO11 s’efforce de tourner nombre de ces difficultés en fondant sa classification sur l’écart entre la quantité d’eau fournie par les pré- cipitations et celle dont une couverture végétale com- plète aurait besoin pour se maintenir. Cette îaçon


sur ies éléments les plus stables du climat - du moins tant que l’on ne sera pas en mesure de tenir exactement compte de l’instabilité des autres. A cet égard, les précipitations et le rayonnement

solaire incident sont les éléments les plus stables; viennent ensuite la radiation nette, la température et la vitesse du vent en surface, et, au dernier rang, dans la plupart des cas, l’humidité atmosphérique. C’est pourquoi Thornthwaite [102] adopte en l’espèce une position plutôt extrême, estimant qu’il faut exclure les facteurs hygrométriques du calcul de l’évapotrans- piration potentielle, mais cela ne va évidemment pas sans difficultés lorsqu’il s’agit de distinguer entre des climats maritimes humides et des climats plus arides. Une étude des effets climatologiques de l’irrigation, entreprise dans une région semi-aride de l’Australie, devrait fournir des renseignement dont on a grand besoin sur le degré d’instabilité des éléments climatiques, mais il serait également nécessaire d’entreprendre ailleurs des travaux de ce genre.

d’opérer permet d’isoler plus aisément les facteurs d’ordre climatique dans l’étude d’une végétation régio- nale, du fait que l’évaporation ne dépend plus aussi étroitement des facteurs édaphiques et Aoristiques lorsque l’eau est en quantité illimitée (évapotranspira- tion potentielle). Jusqu’ici, les mesures directes de l’évapotranspira-

tion potentielle [89] n’ont pas entièrement confimé que cette quantité puisse constituer, comme le pense Thornthwaite, un indice unique permettant de carac- tériser sans ambiguïté un climat. Il est difficile de dire s’il faut y voir la conséquence d’insuffisances d’ordre expérimental ou celle d’un défaut plus profond inhérent à cette méthode même, mais Thornthwaite est le premier à reconnaître l’existence de certaines difficultés et notamment de perturbations dues aux variations d’albedo [102]. L à encore, bien qu’il insiste sur la nécessité d’entourer la surface sur laquelle se font les mesures d’une ceinture de protection de dimensions suffisantes (elle peut avoir jusqu’à 300 m dans un climat sec), on se trouve inévitablement conduit à se demander si, en fin de compte, cette these est juste. Néanmoins, la méthode de Thornthwaite peut rendre

des services s’il n’est pas besoin de définitions et de mesures d’une grande précision : elle constitue au moins un progrès par rapport aux procédés qui recourent aux valeurs du (( pouvoir desséchant )) de l’air, valeurs encore plus mal définies et moins appropriées, obtenues à l’aide de divers types d’atmomètres et évaporimètres. Si les avis sont nettement partagés quant 2 l’utilité

de systèmes comme celui de Thornthwaite, c’est sans doute en partie à cause de la multiplicité des problèmes où le facteur humidité joue un grand rôle. Les quatre problèmes suivants sont parmi les plus importants du point de vue qui nous occupe ici : 10 détermination de limites géographiques ; 20 introduction rationnelle de plantes exotiques ; 30 élaboration de plans d’irrigation de nouvelles régions ; 40 utilisation efficace de l’eau dans les régions actuellement irriguées. Il est évident qu’une méthode sûre d’évaluation de

l’évapotranspiration potentielle s’appliquera plus directement aux deux derniers problèmes qu’aux deux premiers. Dans les régions semi-arides, la transpiration n’atteindra, dans les conditions naturelles, le taux potentiel ou n’en approchera que pendant une petite partie du temps et il s’ensuit que les deux premiers problèmes sont en eux-mêmes les plus difficiles; ils le

’ sont aussi parce que l’irrégularité des pluies fait pleinement sentir ses effets dans les conditions naturelles. Il n’est pas inutile de distinguer au passage entre

les trois premiers problèmes indiqués ci-dessus et le dernier. L’élaboration d‘un plan d’irrigation d’une région désertique d’après des données climatologiques est un problème plus délicat que celui de l’utilisation efficace de l’eau dans une région d’ores et déjà irriguée. Dans le premier cas, comme chaque fois qu’un changement dans le mode d’utilisation du sol risque d’influer sur le microclimat, il conviendra de s’appuyer surtout

L’GVALUATION DE L ’ É V A P O T R A N S P I - RATION POTENTIELLE

Pour évaluer l’évapotranspiration potentielle à partir de données climatiques, on a considéré que cette grandeur pouvait être déterminée, au moins approximativement, en fonction de l’évaporation sur un plan d’eau à l’air libre [90,95], comme l’a fait Thornthwaite [101], en s’appuyant sur les valeurs de l’évapotranspiration obtenue sur des bassins de réception et à l’aide de lysi- mètres appropriés. Cette dernière méthode est la plus légitime du point de vue physique (voir p. 11, (( Les phénomènes physiques de l’évaporation »), car le bilan thermique ne s’établit pas de la même façon sur un petit plan d’eau et sur une vaste surface à couverture végétale. Sous un climat chaud et sec notamment, l’évaporimètre à réservoir emprunte plus de chaleur à l’air qu’une surface à couverture végétale, et par suite les pertes par évaporation y sont plus fortes. Prescott [95] en tient compte empiriquement lorsqu’il prend pour valeur de l’évaporation‘la valeur obtenue en réservoir portée à la puissance 0’75, qui est plus proche de la vérité que le chiffre brut. Actuellement, il est diEcile d’aborder plus directe-

ment le problème en raison du peu de données de base dont on dispose et de leur qualité inégale, si bien qu’il ne faut user que prudemment des relations empiriques qui mettent en jeu les variables climatiques. Elles risquent de conduire à l’échec si on les applique à d’autres climats. La méthode de Thornthwaite, par exemple, qui utilise une relation empirique entre I’éva- potranspiration et la température moyenne mensuelle et la longueur du jour devient inapplicable dans les conditions d’humidité propres à la saison des pluies en

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Nigeria [73] et l’on est fondé à croire qu’elle conduirait à des erreurs dans certaines régions d’Australie [74%]. Aux États-Unis, dans le New Jersey, elle donne en ce qui concerne l’évapotranspiration une valeur excessive pour les périodes chaudes et une valeur trop faible pour les périodes froides [85] alors que dans l’ouest de l’Irlande l’écart constaté en hiver est de sens contraire [75]. Toutefois, comme le fait observer Penman [91], (( compte tenu de sa simplicité foncière et de ses limites évidentes, cette méthode donne des résultats étonnamment bons n7 ce qui, par voie de conséquence, conduit à rechercher des formules relativement aussi simples mais meilleures. Il convient cependant de ne pas perdre de vue, dans les tentatives de ce genre, les considérations physiques examinées dans la section a Les phénomènes physiques de l’évaporation », p. 11; il s’agit notamment de l’application du principe de la conservation de l’énergie et de l’emploi d’une expression du flux semblable à celle de Dalton. La méthode du bilan énergétique est celle qui peut

donner les résultats les plus fructueux et, avec le déve- loppement des réseaux d’observation du rayonnement, elle jouera certainement un rôle de plus en plus grand. Penman, qui a abondamment utilisé le principe en question [go], calcule par ce moyen l+évaporation sur un plan d’eau à l’air libre, et, pour éviter certains para- mètres indéterminables propres aux surfaces à couverture végétale, il recourt en fin de compte à des facteurs empiriques pour obtenir la valeur de l’évapotranspi- ration. On est d’ailleurs parvenu à réduire un peu la part de l’empirisme dans cette méthode [91]. Si l’on considère le bilan thermique sur une aire

étendue et pendant des périodes telles que l’accumulation de chaleur dans le sol ne soit pas importante, on constate que la chaleur nécessaire à l’évapotranspira- tion est égale à la valeur nette du rayonnement incident, diminuée de la quantité de chaleur sensible passée dans l’atmosphère. Lorsque l’eau est en abondance, le transfert de chaleur sensible représente une proportion assez faible du total de la chaleur sensible et de la chaleur latente - environ 15 y0 pour un terrain gazonné selon Thornthwaite [102]. Des mesures récem- ment effectuées près de Melbourne selon la technique de Swinbank [lOO] donnent un chifie de 25 % pour les heures voisines de midi, au début de l’été par ciel dégagé, et sur une surface de pâturage à sa capacité naturelle. Il faut donc s’attendre, dans les cas où l’on peut mesurer ou évaluer la valeur nette des radiations incidentes, à ce qu’une méthode m ê m e assez grossière d’évaluation du transfert de chaleur sensible permette d’obtenir la valeur de l’évapotranspiration avec une précision moyenne si l’humidité est abondante. La deuxième méthode utilise une équation du même

type que celle de Dalton, de la forme : E = c (ef - ed)

où E représente le taux d‘évapotranspiration, el la pression de vapeur de la sève dans le feuillage, e, la

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pression de vapeur dans l’atmosphère (à la hauteur de l’écran protecteur), C une valeur de conductivité dépendant à la fois de facteurs météorologiques et de facteurs liés à la nature de l’épiderme des plantes. L’examen de cette formule peut suggérer d’autres types possibles d‘expression empirique de l’évapotranspira- tion potentielle et indiquer l’origine de certains défauts des formules actuelles. En premier lieu, on peut remarquer que l’évapotrans-

piration étant un phénomène essentiellement diurne 189, 981, il sera nécessaire de pondérer fortement les facteurs de l’équation (28) de façon à les rapprocher des valeurs diurnes [88, 971 et de tenir compte de la durée du jour. Normalement, la température du feuillage est consi-

dérablement plus élevée que celle de l’air relevée der- rière écran à midi, mais les deux redeviennent presque égales lorsque, une heure environ après l’aurore et avant le coucher du soleil, le gradient nocturne de température change de signe pour faire place au gradient diurne et vice versa. A titre d’approximation, on pourrait prendre la pression de vapeur saturante de l’eau à la température maximum de l’air comme valeur moyenne de ef pendant la journée, bien qu’il se puisse qu’une combinaison des températures moyenne et maximum donne de meilleurs résultats. A un endroit donné, il n’y aura qu’une corrélation

assez lâche entre C et la température de l’air, du fait que cette quantité dépend du gradient vertical de température. Il en sera de même pour ed, et plus encore pour ses valeurs moyennes pendant des périodes d’une semaine ou davantage que pour ses valeurs instanta- nées. Par suite, on peut prévoir qu’en une localité quelconque l’évapotranspiration potentielle dépendra fortement, mais non linéairement, de la température de l’air, et aussi que l’utilisation de la température maximum de l’air donnera de meilleurs résultats que celle de la température moyenne dont Thornthwaite et d’autres chercheurs se sont servis. Cette idée est conforme aux résultats expérimentaux qu’ont obteniis de nombreux ingénieurs spécialistes de l’irrigation (par exemple Lowry et Johnson [81]) et corrobore la these de Mather [85] selon lequel il convient, en cette matière, d’accorder davantage d’attention à la température maximum. Thornthwaite [IO11 utilise dans sa formule un indice

calorifique assez curieux qui a notamment pour effet de compenser dans une certaine mesure l’écart entre les températures moyennes et maximums. Pour les onze localités dont provenaient ses données originales, il existe un coeficient de corrélation de -0,74 entre cet indice calorifique et la différence entre les tempé- ratures moyenne et maximum (valeurs enregistrées pour les six mois d’été, d’avril à septembre, où l’évapo- transpiration est intense). Il faut voir là une consé- quence du fait que l’amplitude de la variation saison- nière de la température influe considérablement sur la valeur de cet indice calorifique, et du fait que la

Evaporation et bilan hydrique

toutes les régions continentales rendraient de grands services pour l’étude de l’évaporation du point de vue climatique. Le vent géostrophique constitue une variable climatique plus importante que la vitesse du vent au sol, laquelle dépend du relief et de l’exposition, et constitue pratiquement un élément du microclimat. On n’est guère renseigné encore sur la mesure dans

laquelle les facteurs floristiques peuvent influer sur C dans l’équation (28), mais des observations relatives au taux d’assimilation du gaz carbonique par les feuilles montrent que lorsque les stomates sont ouverts, même partiellement, la résistance de l’épiderme végétal aux échanges gazeux est relativement faible par rapport à celle des couches d’air qui sont en contact avec la feuille. Toutefois, ces expériences ont été faites en air calme et Penman et Schofield [92] montrent que la résistance épidermique est un peu plus forte dans l’air en mouvement. Hesse [78] a constaté, au cours d’expériences en soufflerie, que la transpiration de certaines plantes augmente avec la vitesse du vent jusqu’à ce que celle-ci atteigne 3 m/s, mais décroît au-dessus de cette valeur du fait que les stomates se ferment. Certaines plantes semblent clore leurs stomates à midi, même lorsque l’humidité est abondante [87] et leurs réactions au rayonnement et à l’intensité lumineuse sont assez complexes [72]. Pendant un certain temps encore, on ne pourra se

passer de formules empiriques, mais il ne faut pas trop en attendre, en raison des simplifications brutales qu’elles impliquent. Une des conclusions essentielles qu’on puisse tirer actuellement est sans doute que les formules empiriques devraient être établies à des fins bien précises et qu’en outre on ne saurait les appliquer depuis les plus hautes latitudes jusqu’à l’équateur, et depuis les côtes jusqu’au centre des grandes masses continentales. Cet inconvénient n’a d’ailleurs pas beaucoup d’importance dans le cas des études sur des régions arides, car d’immenses éten- dues de la zone aride ont un climat continental et se trouvent comprises entre des latitudes somme toute assez voisines. Un effort intensif entrepris en quelque point de cette zone pourrait rendre de grands services si les résultats obtenus étaient interprétés, dans la mesure du possible, à l’aide de principes physiques. On ne s’est pas toujours avisé du danger qu’il y a

à élaborer une méthode empirique sans tenir suffisamment compte du point de vue de la physique; on risque d’arriver à des résultats éminemment trompeurs lorsqu’on associe les cycles moyens annuels de plusieurs éléments, car bon nombre des facteurs météoro- logiques sont à peu près en phase. Ainsi, m ê m e lorsqu’on obtient une étroite concordance avec le cycle annuel de l’évaporation dans une région donnée, à partir de moyennes mensuelles, on n’est nullement assuré que les formules reposent sur des bases physiques solides et qu’elles autorisent véritablement l’extrapolation. Il est nécessaire de les contrôler sévèrement

variation saisonnière est liée à la variation de la moyenne quotidienne, ce qui est une caractéristique du climat continental. Si l’on utilise la température de l’air au lieu de la

température de la surface, il est nécessaire de tenir compte de la différence de phase des variations sai- sonnières de ces éléments. Les variations des tempéra- tures de surface sont pratiquement en phase avec le rayonnement solaire, mais celles de la température de l’air au niveau de l’écran protecteur présentent un certain retard, phénomène qui a été étudié par Pres- cott [94]. D e son côté Maldcink [82] a constaté que le calcul de l’évapotranfipiration potentielle selon la méthode de Thornthwaite permet, par comparaison avec des observations lysimétriques, de mettre ce retard en évidence. Si nous revenons à l’équation (28), nous voyons

que lorsque ef est pris comme la pression de vapeur saturante à la température maximum, la différence de pression de vapeur dans l’équation devient le déficit de saturation de l’air au moment où la température est maximum puisque ed est relativement constant pendant la journée. Halstead [76] a proposé l’emploi d’un terme du même genre exprimant une différence de pression de vapeur, mais il émet, en outre, l’hypo- thèse que l’air se trouve au voisinage de son point de saturation lorsque la température est minimum; finalement, la différence qu’il retient est celle des pressions de vapeur saturante à la température maximum et à la température minimum. Prescott [93, 951, parmi d‘autres chercheurs, a constaté que des formules utilisant le déficit de saturation pouvaient rendre de grands services et il emploie maintenant une expression dans laquelle l’évapotranspiration potentielle est effectivement proportionnelle à la valeur du déficit de saturation élevée à la puissance 0,75; mais la valeur dont il se sert est la moyenne des vingt- quatre heures (ou une approximation de cette moyenne) et sur ce point également, on peut espérer perfectionner la méthode en tenant plus largement compte des valeurs diurnes. Haude [77], par exemple, estime utile de relier l’ëvapotranspiration au déficit de saturation à 14 heures. Nous voyons ainsi comment on pourrait obtenir

des formules simples, utilisables pour des intervalles limités de variations climatiques. Pour en généraliser l’emploi, il sera nécessaire d’y faire entrer un plus grand nombre de facteurs. Les données lysimétriques de pondération de Makkink [82], par exemple, mettent en évidence l’effet du vent, dont la formule de Thornth- waite ne tient pas directement compte. Nous nous heurtons là à une difficulté qui tient à ce que les don- nées aérologiques relatives aux régions arides et semi- arides sont très insuffisantes. Il serait possible d’y remédier en déduisant des cartes synoptiques quotidiennes les vitesses du vent géostrophique en un réseau de points caractéristiques. Des tableaux des moyennes mensuelles de la vitesse du vent géostrophique pour

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Climatologie, compte reridu de recherches

en fonction de variations intéressant des périodes de temps plus courtes, et il conviendrait de publier les données d’observations sous une forme qui permette de telles vérifications. A bien des égards, il est regrettable que le mois

ait été pris comme unité de temps pour beaucoup d’observations météorologiques utilisées en climatologie. Il y a une trentaine d‘années, traitant des incon- vénients que présente cette unité dans de nombreux cas (l’étude de la sécheresse est l’exemple le plus frappant), Napier Shaw estimait qu’il était temps de prendre en considération les avantages que présente, comme unité de temps, la semaine, que le British Meteorological Council avait retenue dès 1878 comme convenant le mieux aux statistiques météorologiques dans le cas des problèmes d’agriculture et d’hygiène. Aujourd’hui, alors que le traitement mécanique des données est devenu chose courante, il serait sans doute possible de poser à nouveau la question,

PROBLÈMES D’APPLICATION

L’application de la notion d’évapotranspiration potentielle à des problèmes pratiques concernant la déter- mination de l’économie hydrique d’un sol pose le problème de savoir avec quelle rapidité la valeur de la transpiration s’écarte de sa valeur potentielle à mesure que l’humidité du sol diminue. Thornthwaite et Penmin ont tous deux recouru à l’hypothèse la plus simple, qui revient à admettre que l’évaporation demeure à son taux potentiel jusqu’à ce que la tension d’humidité dans le sol, au voisinage des racines, atteigne le point où les plantes commencent à se flétrir, après quoi la transpiration est très réduite. Faute de données concluantes, il est difficile de dire dans quelle mesure cette hypothèse correspond à la réalité et on ne peut que renvoyer le lecteur à une étude de Penman sur l’évaporation [91], où cette question est traitée. Nous noterons cependant que des données récentes provenant de la situation lysimétrique de Wageningen [83] montrent que lorsque le taux potentiel n’est pas très élevé (4 mm par jour), le taux réel est de 30 y0 inférieur - dans le cas d’un gazon croissant sur sol argileux et pour une tension d’humidité de 0,7 atm à 5 c m de profondeur. Dans les mêmes conditions édaphiques, l’évaporation reste exactement à son taux potentiel

si celui-ci est égal au plus à 2 mm par jour. Il en découle que la méthode simpliste du (( tout ou rien 1) peut ne plus être utilisable dans les régions arides, où la transpiration est intense, ce qui corrobore les résultats obtenus par Slatyer en Australie du Nord [98] en ce qui concerne les profils d’humidité correspondant à plusieurs types de culture. Dans les régions arides où la pluviosité a souvent

un caractère nettement saisonnier, il est moins néces- saire d’établir un bilan détaillé, comme l’exige la méthode de Thornthwaite [101] que lorsqu’on a affaire à des climats humides. Aussi, les travaux de l’Institut Waite, à Adélaïde, ont-ils porté davantage sur la longueur de la saison de croissance végétale et sur l’efficacité des pluies; des indices empiriques ont été établis pour faciliter des études de ce genre [93, 951. Un travail antérieur, fondé sur le rapport entre la hauteur des pluies et la valeur de l’évaporation en réservoir a donné de bons résultats en Australie-Méri- dionale et ces résultats concordent avec la configuration réelle des zones de végétation et la répartition géographique des différents modes d’utilisation des terres; les critères employés se sont cependant révélés inapplicables dans le nord du continent. Des formules remaniées semblent pouvoir être plus largement utili- sées 11951. L’emploi de moyennes de la pluviosité, d’indices et de

la durée des saisons de croissance végétale peut évi- demment conduire à de dangereuses erreurs dans des régions semi-arides, et il faut pleinement tenir compte du risque de sécheresse prolongée. Cette question sort du cadre de la présente étude, mais nous pouvons néanmoins souligner la nécessité d‘unifier les défini- tions de la sécheresse en fonction de l’efficacité des pluies sous différents climats. Par exemple, il est évi- dent que la définition du British Meteorological Office, selon laquelle toute pluie de 0,Ol pouce (0,25 mm) ou davantage suffit pour pallier la sécheresse, ne convient pas en agronomie, m ê m e sous ce climat; d’ailleurs, aucune valeur choisie en fonction des caractéristiques d’un tel climat ne rendrait de grands services dans des régions plus sèches. Ce fait est admis par les chercheurs opérant en pays arides, lesquels, dans l’ensemble, fixent à une quantité de l’ordre de 5 mm en quarante- huit heures la quatité de pluie nécessaire pour produire un effet réel, mais une meilleure connaissance de l’efficacité des pluies faciliterait l’étude de la séche- resse.

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LA ROSGE

FORMATION DE LA ROSEE

La production de la rosée implique des phénomènes atmosphériques inverses de ceux qui interviennent dans l’évaporation, mais qu’on peut étudier à partir des mêmes principes. En particulier, elle exige une inversion du gradient hydrique, (hydrolapse), ce qui fait qu’elle a lieu plus aisément par les nuits claires. Les gradients d’humidité qui apparaissent alors sont en général plutôt moindres que ceux de signe opposé que l’on observe pendant le jour [112] et les coefficients de transfert vertical sont inférieurs d’au moins un ordre de grandeur. Les quantités d’eau mises en jeu par le phénomène de la rosée sont proportionnellement moindres que dans le cas de l’évaporation. Attendu que le transfert de vapeur d’eau sur la surface de condensation dépend en fin de compte de l’activité tourbillonnaire de l’air, m certain vent est plus favorable à la formation de la rosée qu’un air immobile. La faible importance relative du dépôt de rosée

fait qu’en général les météorologistes et les climatologistes ne s’y sont guère intéressés (bien qu’on recon- naisse qu’il s’agit là, dans les régions arides et semi- arides, d’un phénomène de la plus haute importance); ce sont surtout des biologistes qui sont à l’origine des très nombreuses publications sur ce sujet, si bien que certaines idées assez vagues ont trouvé plus de crédit que si le phénomène avait été plus souvent abordé sous l’angle de la physique. Nous nous proposons d’insister ici sur les aspects physiques les plus négligés de la question et sur ceux qui présentent un intérêt particulier pour les régions arides, plutôt que d’essayer de dresser un inventaire complet des travaux consa- crés à ses aspects biologiques, ce qui a d’ailleurs déjà été entrepris [112, 119, 1201. Si l’on considère une aire de grande étendue, la

quantité nette de rayonnement émis par unité de suqface de la projection horizontale de la surface consi- dérée dépend de la température et de l’humidité. Il est fort peu vraisemblable que la chaleur latente de la quantité totale de rosée dégagée - rosée descendante plus rosée ascendante - dépasse cette valeur et, dans la plupart des cas, elle doit s’en écarter fortement attendu que la surface considérée reçoit aussi de la chaleur par convection, à la fois d’en haut et d’en bas. Ce raisonnement nous amène [126], après avoir fait entrer en ligne de compte le rôle considé- rable que peut jouer la chaleur propagée à travers le sol [122], à assigner au dégagement de rosée une valeur limite de 0’5 mm à 1 mm par nuit. Hofmann [114] a procédé à des évaluations détaillées, valables pour l’Europe centrale. M ê m e dans un air humide et calme, cette quantité

de rosée représenterait la quantité totale de vapeur contenue dans une couche d’air de 50 à 100 m au- dessus du sol; il est donc évident que la rosée descendante provient d’une couche d’air beaucoup plus épaisse. Il s’ensuit également qu’on ne saurait af”mer que la quantité de rosée reçue par le feuillage soit proportionnelle à la surface de celui-ci, comme on l’a cru parfois; cette hypothèse a d’ailleurs conduit dans certains cas à des évaluations bien supérieures aux valeurs limites déduites plus haut de considérations physiques. Ces principes ne sauraient être appliqués tels quels

à des plantes isolées, parce que le flux de rayonnement et d’humidité peut ne plus être de la forme unidimensionnelle envisagée dans les paragraphes pré- cédents. Une plante isolée de grande taille, au milieu d’une étendue de sol nu ou couvert d’une végétation plus petite, aura un rayonnement supérieur au rayonnement proportionnel à la projection de sa surface; les plantes à feuillage abondant, ayant une diffusivité thermique moindre, se refroidiront davantage que les autres et par suite attireront à elles la rosée. Ce phénomène d’attraction de la rosée ne modifie cependant en rien la quantité glohale de rosée qui peut se déposer sur une étendue horizontale donnée, ce qui est gagné en un point étant perdu en un autre. Il y aurait donc un espacement optimum des végétaux qui permettrait à ceux-ci d’attirer la plus grande part possible de rosée au détriment des intervalles dénudés, et le groupement spontané de certaines espèces désertiques en bouquets séparés par des espaces dénudés représenterait jusqu’à un certain point une tendance naturelle vers ces conditions optimums. Lorsqu’on abaisse la diffusivité thermique réelle de

la surface, par exemple en la labourant, en la recou- vrant d’humus ou en la cultivant, on abaisse du m ê m e coup la température superficielle. Lorsqu’il s’agit d‘une grande surface, l’application du principe de la conseï- vation de l’énergie montre que le taux de rosée n’en sera vraisemblablement pas modifié. Mais s’il s’agit d’une étendue de terrain dont certaines parcelles seulement sont, ainsi travaillées, l’advection sporadique d’air venant de zones plus chaudes et plus humides favorisera la formation de la rosée; ce qui fournit un autre exemple, à plus grande échelle, de l’importance que présente le phénomène d’attraction de la rosée. Le risque de gelée sur les parcelles travaillées s’en trouvera également accru, encore que le dépôt de la rosée contribue à ralentir le refroidissement nocturne. Le rapport qui existe entre la rosée et la gelée est fonction à la fois du mode de culture et de la topographie, comme on l’observe en particulier à la partie inférieure des vallées de drainage atmosphérique. A une échelle plus grande, on constate que les flancs

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de montagnes exposés au vent sont favorables à la rosée tandis que les pentes abritées lui sont contraires. Au total, il semble exister de grandes possibilités de provoquer le phénomène de la rosée, ou tout au moins d’agir par divers moyens sur celui-ci, en tenant soigneusement compte des eEeLs de variations horizontales. Dans les limites physiques indiquées plus haut, tout artifice agissant dans le plan vertical peut aussi donner de bons résultats; un toit servira à diriger la rosée vers la partie la plus froide qui est normalement la partie supérieure du tapis végétal et, moyennant certaines dispositions, les parties inférieures de celui-ci pourraient être absolument exemptes de rosée [112]. Ces facteurs dépendent uniquement de la nature de la végétation et il n’y a pratiquement aucun intérêt à étudier pour elle-même la variation de la rosée en fonction de la hauteur au-dessus du sol.

L’exemple des x puits aériens 1) (entassements de pierres) de l’antiquité [IO71 montre comment il est possible d’agir sur le phénomène de la rosée. Ceux qui alimentaient la ville de Théodosia fournissaient, dit-on, 70 O00 litres d’eau par jour [125]. Leur fonctionnement s’explique en partie par un phénomène d’attraction de la rosée et en partie par le fait qu’il est plus facile de recueillir la rosée sur des pienes que sur le sol; il est démontré que le dépôt de rosée est d’autant plus abondant qu’il fera plus chaud dans la journée (abaissement de la tension superficielle) ; l’essentiel est qu’il s’agisse d’une surface lisse de faible dsusivité réelle, et un dispositif simple conforme à ces principes serait susceptible de nombreuses applications, notamment pour des usages domestiques.

Des mesures ou des évaluations dignes de foi [104,115] ont établi que la rosée représentait quelques dixikmes de millimètres d’eau; si elle se dépose, comme en Israël [103], pendant un grand nombre de nuits par an, son importance en tant que source d’humidité n’est pas niable. Elle peut alors avoir un double rôle. Tout d’abord un rôle passif, en restant à la surface et en retardant l’élévation de température et le début de l’évaporation durant le jour : en Israël, la rosée persiste dans les champs pendant plusieurs heures et, à l’ombre, jusque dans l’après-midi [104], alors que dans les climats tempérés les fortes rosées d’automne peuvent demeurer jusqu’à midi, même sur des gazons très courts [log, 1161. D’autre part, la rosée joue un rôle actif lorsque la plante l’absorbe, soit par les feuilles, soit par les racines, et qu’elle entre dans le cycle hydrique végétal. Les différentes espèces sont loin d‘être toutes également capables d‘absorber la rosée qui se dépose sur elles [116]. On a même constaté en laboratoire que la rosée peut traverser la plante et passer dans le sol par les racines [121, 1231, mais le mécanisme physiologique exact d’un tel phénomène est encore mal connu et de nouvelles recherches sont nécessaires sur ce point.

L a rosée joue dans l’ensemble un rôle bienfaisant qui est largement attesté, bien qu’elle puisse présenter

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éventuellement certains inconvénients, notamment celui de favoriser le développement de maladies crypto- gamiques [Ill].

MESURE DE LA ROSOE

Les principes essentiels qui doivent régir l’évaluation et la mesure de la rosée découlent directement de ce qui précède. Il faut d’abord se demander ce que l’on désire connaître : la quantité totale de rosée ou seulement l’importance de la rosée descendante. Dans les régions arides, c’est à cette dernière forme de rosée que l’on s’intéressera surtout. En principe, elle peut être mesurée par la méthode du flux [la21 à condition que l’on puisse obtenir la précision et le degré de sensi- bilité voulus. Un autre moyen consiste à peser un collecteur [108, 1151 qui devra autant que possible faire partie intégrante de la couverture du sol et pré- senter les mêmes caractéristiques que celui-ci; pour l’emploi de la plupart des dispositifs courants, il faut se demander si l’équilibre thermique n’a pas été troublé. Lorsqu’on sait qu’une perturbation d’ordre thermique s’est produite [114], la signification qu’on peut recon- naître aux mesures demeure douteuse, quel que soit le soin avec lequel a été étudié l’équilibre thermique du collecteur. Toute méthode fondée sur un artifice et consistant à exposer une surface déterminée en des conditions déterminées, comme dans le cas du drosomètre Duvdevani [110], met en jeu le phéno- mène de l’attraction de la rosée; elle ne permet donc pas d’étalonner définitivement un appareil puisque le degré d’attraction dépendra de la végétation avoisinante. Toutefois, bien que ces appareils ne puissent fournir que des indications d’ordre qualitatif, la sim- plicité de telles méthodes en recommande I’usage lorsqu’on a besoin d’observations intéressant de grandes étendues, par exemple dans le cas d’études comparatives ou d’études d’ensemble d’une région concernant les possibilités de condensation. Les métho- des consistant à peser la rosée recueillie sur des rameaux isoles [Il31 exigent également que l’on prenne certaines précautions pour éviter les effets de distorsion.

Pour la mesure de la quantité totale de rosée, il faut nécessairement recourir au procédé qui consiste à éponger le dépôt de loin en loin et à le peser. Cette méthode est laborieuse et la perte de quelques gouttes risque d’entraîner des erreurs, si l’on n’y veille, mais il ne semble pas qu’une autre solution soit possible.

L a mesure de la rosée offre donc une intéressante matière à des recherches nouvelles, mais il est évident que son imprécision est bien souvent inhérente à la nature du problème à l’endroit considéré, et que des perfectionnements portant uniquement SUT les méthodes instrumentales ne peuvent avoir qu’un inté- rêt limité.

*vaporation et bilan hydrique

un échange d’eau entre le sol et l’atmosphère gui est comparable à d’autres facteurs du bilan hydrique. Il se poduit des effets d’hystérésis, en ce sens que le degré hygrométrique d’équilibre pour une humidité relative connue de l’air est plus élevé au cours d’une phase de desséchement qu’au cours d’une phase d’humidification; de là résulte un changement de phase du cycle diurne de l’humidité édaphique qui peut avoir une influence sur les conditions de vie des plantes. Dans les régions arides tout au moins, cet aspect

du bilan hydrique paraît être d’une importance SUE- sante pour justifier de nouvelles recherches. Celles-ci devraient porter sur les possibilités d’action hygroscopique des plantes elles-mêmes. Williams 111241 a signalé que certaine plante désertique d’Égypte ruisselle d’eau le matin chaque fois que l’humidité relative dépasse 75 %, du fait que les petits cristaux de chlorure de sodium qui se trouvent à sa surface absorbent de l’eau.

.ACTION HY GRO S C O PIQUE

Une action hygroscopique peut se produire lorsqu’un sol sec est exposé à de l’air contenant de la vapeur .d’eau dont le sol absorbe alors des molécules jusqu’à ce qu’un équilibre s’établisse. La teneur en humidité (poids d’eau exprimé en pourcentage du poids d’air) à l’état d’équilibre s’accroît avec la teneur en argile du sol et la pression de vapeur [105]; si ces grandeurs sont constantes, la quantité absorbée décroît rapidement avec la température [106]. L’équilibre est essentiellement fonction de l’humidité relative, laquelle est indépendante de la température [117].

Lorsqu’il est détruit, l’équilibre se rétablit d’autant plus vite que la température est plus élevée; d’après des résultats obtenus par Puri, ce rétablissement peut être d’environ 1 % de la teneur en eau par jour, dans des conditions naturelles. Si donc ce phénomène inté- resse une partie assez profonde du sol, il en résulte

BILAN PLANETAIRE

Jusqu’ici, nous nous sommes essentiellement occupés du problème tel qu’il se pose à l’échelon local, et qui consiste à relier l’évaporation à d’autres éléments du bilan à l’aide de mesures ou de théories intéressant un lieu déterminé ou une aire de petite étendue. Du point de vue plus large de la climatologie, il importe de pouvoir déterminer les caractéristiques du transfert horizontal de vapeur d’eau à l’échelon tant planétaire que régional, afin de savoir comment ces caractéris- tiques varient d’un niveau à un autre et de pénétrer le mécanisme du phénomène. L’ouvrage classique sur ce sujet est dû ii Wüst

[151, 1521 qui a évalué l’évaporation à l’échelle plané- taire d’après des mesures faites en bacs sur la terre ferme et à bord de bateaux. Dans des travaux plus récents [128, 138, 1391, d’autres chercheurs ont préféré, pour les étendues d’eau de mer, des évaluations reposant sur différentes formules du type examiné à propos de (( Les phénomènes physiques de l’évaporation », p. 11. Les résultats ainsi obtenus montrent que le cycle d’évaporation de la mer, tant annuel que quotidien [140] est en opposition de phase avec celui de la terre ferme, l’évaporation étant plus intense sur mer que sur terre en hiver et pendant la nuit, le contact de l’eau avec un air relativement froid favorisant le mélange vertical. Exprimant les totaux annuels, dans chaque zone de

latitude, des différences entre l’évaporation et les précipitation (P), Wüst a ensuite entrepris d’évaluer

E T BIIiAN RBGIONAL

les transferts annuels vers le nord ou vers le sud. Au-dessus des océans, sauf à environ 50 de latitude N., ainsi qu’au sud du 40e degré de latitude S., l’évapora- tion est supérieure aux précipitations. Le flux net d’humidité est orienté vers l’équateur entre le 20e degré de latitude N. et le 10e degré de latitude S., approximativement (le 10e degré de latitude N. et le 10e degré de latitude S., selon des évaluations corrigées) El311 : partout ailleurs, le flux est orienté vers le nord et atteint son maximum aux 4Oe degrés de latitude N. et de latitude S. Le fait que sur toute la terre, et parti- culièrement dans les régions arides, une bonne partie des précipitations se produisent dans des courants aériens venant surtout de latitudes élevées sert à montrer que les précipitations ne dépendent pas essentiellement du degré hygrométrique, mais plutôt qu’elles s’expliquent par un phénomène (vraisemblablement un mouvement vertical) qui est plus actif dans les courants polaires que dans les courants équatoriaux. Ces études fournissent probablement une explica-

tion qualitative correcte de l’ensemble du phénomène mais rien de plus. Les évaluations de l’évaporation sont sujettes aux incertitudes que ROUS avons signa- lées (voir (( Les phénomènes physiques de l’évapora- tion », p. 11); en particulier, la répartition des préci- pitations sur les océans n’est connue que par des données obtenues sur les îles, données qui sont doublement sujettes à caution, peut-être parce que les observations sont faites sur la terre ferme et certainement

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parce que la présence même d’une île est une cause d’erreur, en raison notamment de l’influence qu’elle exerce sur le phénomène de convection. Aucune des formules de l’évaporation ne l’a encore définitivement emporté sur les autres [comparer 128, 138, 139, 142, 144, 1491 et on considère vie cette méthode ne pourra plus guère être perfectionnée tant que les problèmes fondamentaux de l’évaporation n’auront pas été résolus et que des procédés satisfaisants de mesure des précipi- tations en pleine mer n’auront pas été mis au point et exploités. On ne peut donc pas se fier entièrement aux évaluations indirectes de ces transports, puisqu’elles reposent sur la différence entre P et E, dans les limites de régions où les moyennes de P et de E sont comparables. Il devient maintenant possible de dresser avec une

précision assez grande la carte de distribution moyenne de l’humidité à tous les niveaux, du moins pour l’hémis- phère nord [150]. Les renseignements dont on dispose pour l’hémisphère sud sont loin d’être aussi complets en raison de l’étendue des océans, mais on possède cependant, en ce qui concerne certaines régions, de précieux résumés [134, 135, 1481 et il est possible d’obtenir des services nationaux des données complé- mentaires. Cette distribution résulte des ’ transferts horizontaux dont il a été brièvement question plus haut, et on pourrait penser à première vue que la valeur moyenne du transfert pourrait, elle aussi, être déduite de la distribution de l’humidité moyenne rapprochée de la distribution correspondante des vents en altitude [132]. Or le transport n’est pas un simple produit de la vitesse moyenne du vent et de la tempé- rature moyenne, car les perturbations produisent, en fait, un transfert additionnel qui, à certains égards, s’apparente à un phénomène de diffusion turbulente à très grande échelle. Cette analogie apparaît dans les travaux de Defant El331 : utilisée dans le présent contexte, voir par exemple [136], elle impliquerait que le transfert additionnel soit inférieur au gradient d’humidité d’une quantité proportionnelle à l’ordre de grandeur de ce gradient. La proportionnalité est représentée par un coefficient de Grossaustuusch, qu’on peut évaluer à l’aide des méthodes dont on trouvera l’exposé complet chez Lettau [l41]. Une telle analogie est cependant imparfaite, comme l’ont montré des travaux plus récents dont il est rendu compte ci- après. Ces problèmes et ceux qui leur sont apparentés ont

commencé d’être envisagés sous un jour nouveau lorsqu’il eut été établi [145] que Ie transport d’humi- dité pouvait être évalué directement partout où l’on disposait de mesures du vent et de l’humidité obtenues par sondage à intervalles réguliers. Si v représente la composante vent et q l’humidité spécifique à une altitude où la pression est p, le flux est de forme

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cette intégrale s’appliquant depuis la surface jusqu’à la couche la plus haute de l’atmosphère, et la hane horizontale représentant les moyennes de l’intervalle de temps considéré. En utilisant la notation (( tourbillonnaire )) habituelle

on voit que le flux se compose d’un élément d’advection, que des tables de moyennes peuvent fournir, et d’une composante tourbillonnaire a dont un certain nombre d’évaluations ultérieures ont montré qu’elle représentait une importante fraction du total. Cette méthode permet d’éviter de recourir à l’hypothèse de Defant qui veut que le transport tourbillonnaire soit étroitement lié au gradient. Partout où l’on dispose de données suffisantes (et il suffit d’un sondage atmos- phérique par jour pour qu’il en soit ainsi [145]), la méthode du Grossoustuusch doit céder le pas aux évalua- tions directes. L’application de cette technique en un certain

nombre de localités situées à une latitude d’environ 300 [146, 1471 a fourni des renseignements accessoires qui concernent dans une certaine mesure la macroclima- tologie de la zone aride. Il est évident que si l’on pouvait déterminer les transports qui s’effectuent entre les 30e degrés de latitude N. et S., ou tout autre couple de parallèles, on pmrrait supposer l’aflux net égal à P - E pour la totalité de la zone comprise entre les deux parallèles considérés, à condition d’avoir pratiqué la correction voulue pour tenir compte de l’emmagasinement dans l’atmosphère. Les indications obtenues montrent qu’il y a, à tout le moins, un influx annuel net assez faible dans la zone comprise entre les 30e degrés de latitude N. et S., ce qui contredit les évaluations mentionnées plus haut. On a constaté que le flux tourbillonnaire lui-même est orienté vers le pôle et gu’il décroît fortement avec l’altitude, mais ne devient cependant négligeable qu’à partir de 6 O00 à 7 500 mè- tres environ. II ne présente pas de variations saison- nières notables, l’augmentation du degré hygromé- trique en été étant compensée par une réduction de l’activité tourbillonnaire. D e façon générale, l’orientation du flux vers le pôle a été observee m ê m e en des endroits séparés de l’équateur par un désert (Habba- niya, Bahrein, Gibraltar) sauf cependant à Benina, sur la côte libyenne, où l’on a constaté un flux puissant orienté vers le sud, en provenance de la Médi- terranée; ce flux toutefois se trouvait inversé à 2 100 mè- tres’ ce qui montre combien l’influence d’une forte masse d’eau se fait peu sentir en altitude. En principe, cette technique peut être utilisée pour

l’établissement du bilan hydrique d’une région continentale d’étendue limitée, mais une tentative pour l’appliquer à l’ensemble du continent australien a échoué (Priestley et Troup, travaux non publiés). D e l’égalité approximative de l’influx et de l’afflux, il ressort que P - E représente une différence relativement faible entre

3haporation et bilan hydripuc

les anomalies des caractéristiques mensuelles du flux de vapeur d‘eau et les anomalies des précipitations. Une étude antérieure CI291 a montré que pour un

bassin continental caractéristique (le bassin du Mis- sissipi), moins de 10 y. des précipitations ont leur origine dans le bassin versant proprement dit et que 85 Y. sont d‘origine océanique. On admet communé- ment [137] que l’air maritime apporte la majeure partie des précipitations, alors que c’est l’air continental sec qui provoque la plus forte évaporation. Il en résulte que les modifications de I’évapotranspiration au-dessus d’une vaste étendue - modifications tenant par exemple soit à un changement des méthodes d’agriculture, soit à la disparition ou à l’apparition de grands plans d‘eau à l’air libre - n’auront en elles-mêmes aucun effet sur les précipitations dans la région consi- dérée. Les inondations provoquées en 1949-1950 par le lac Eyre (9 600 km2) illustrent bien cette conclusion [127]. En résumé, la méthode qui repose sur le transport

zonal et régional de vapeur d’eau peut rendre des services et elle est inattaquable dans son principe, ce en quoi elle est d’ailleurs la seule. Les erreurs qu’elle comporte sont des erreurs d’échantillonnage, lesquelles, si 1,011 dispose d’un réseau de stations et d’instruments relativement précis, sont d’autant plus faibles que la région considérée est plus étendue et l’intervalle de temps plus long. Toutefois le réseau de station qu’elle exige peut être d’un coût qui excède les moyens de bien des pays de la zone aride, où elle pourrait cependant se révéler utile.

des quantités beaucoup plus grandes, ce que confirment les évaluations directes de cette grandeur. A cet égard, une certaine densité moyenne des stations de sondage est nécessaire. C’est ainsi que les évaluations faites dans le quart sud-est de l’Australie, où l’on compte pourtant 8 stations pour une étendue de 2 millions de kmz, se sont révélés d’une précision insuffisante. Il en a été de même [130,131] en Amérique du Nord pour des régions ayant 1,étendue du bassin de l’Ohio (5 stations sur 780 O00 km2), tandis que pour des territoires considérablement plus grands, mais avec des données proportionnellement plus abondantes, les résultats ont été meilleurs, au point que les chiffres mensuels de l’évapotranspiration ainsi obtenus seraient aussi précis (sinon davantage) que ceux qui peuvent être obtenus par toute autre méthode connue. Moller [143] a calculé P - E de la même manière à l’aide de résultats fournis par des groupes de 3 stations à des intervalles de 800 à 1 600 km, mais les autres travaux cités plus hauts permettent de mettre en doute la préci- sion des calculs fondés sur les résultats d’un réseau de stations aussi peu étendu et aussi peu dense. Les travaux effectués en Amérique du Nord ont donné

d’autres résultats intéressants. Il est apparu que le transport zonal de vapeur, principalement en direction de l’est, atteignait une forte concentration dans une bande étroite particulièrement nette sur la bordure orientale du continent et qui se déplace vers le nord ou vers le sud suivant la saison; le transport méridional présente une concentration analogue mais sous une forme trop évi- demment déterminée par la barrière des montagnes Rocheuses pour que ce fait puisse avoir une portée géné- rale. Des concordances ont également été établies entre

TECHNIQUES ET INSTRUMENTS

Il nous reste à passer brièvement en revue les techniques et instruments permettant d‘étudier I’évapora- tion dont les différentes méthodes ci-après requièrent l’emploi : u) méthode lysimétrique; b) méthode du proiil de l’humidité édaphique; c) méthode aérodyna- mique; d) méthode de la corrélation tourbillonnaire; e) bilan énergétique.

MGTHODE LYSIMÉTRIQUE

Nous ne mentionnerons ici que quelques travaux récents sur la question, car il existe une bonne étude d’ensemble portant sur ce qui a été fait avant 1940 [179] et une étude plus sommaire des travaux postérieurs jusqu’à 1951 [173].

Les difücultés auxquelles on se heurte pour isoler un échantillon de sol tout en lui conservant ses caracté- ristiques primitives font qu’aucun type habituel de lysimètre ne conviendra pour tous les problèmes ou pour tous les types de sol. Dans la recherche d’appareils adaptés à l’étude précise du bilan hydrologique du sol, on s’oriente depuis peu vers des types de lysi- mètres à pesée utilisant des échantillons de sol intacts, dits N monolithiques 2). Il existe une grande installation de ce genre aux Etats-Unis d’Amérique, à Coshoc- ton, Ohio 111731, qui permet de peser des blocs monolithiques ayant 8 m2 de surface et 2,50 m d’épaisseur avec une approximation de quelques kilos; un cloi- sonnement entre l’échantillon et le sol réduit au minimum les déperditions latérales et l’appareil enregistre à la fois le ruissellement et la percolation. Une installation russe [191] serc également à peser avec une préci-

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sion du m ê m e ordre de grands échantillons monolithiques (de 5 m2 x 2 m). L’emploi d’échantillons de grande taille permet non seulement des études avec des végétaux de taille moyenne, mais aussi réduit l’ordre de grandeur des erreurs afférentes aux parois. A Wageningen (Pays-Bas) est actuellement en ser-

vice une batterie de 32 lysimètres utilisant des échan- tillons monolithiques (de 1 m 2 x 1,25 ou 1’75 m) et conçus de façon qu’on puisse agir sur le niveau de l’eau souterraine [181]; un dispositif de pesée monté sur rails peut être amené successivement à chaque bloc. On se rend compte de plus en plus qu’il est néces-

saire d‘entretenir autour d’un lysimètre une ceinture de protection portant la m ê m e végétation et dans des conditions aussi voisines que possible de celles de l’élé- ment étudié, mais cette précaution est trop souvent négligée. L’existence de la surface de contact sol-air au fond

d’un lysimètre sans nappe d’eau entraîne la formation d’une couche de sol saturé au fond de l’appareil pendant les périodes d’infiltration. On peut l’éviter en entretenant à la base de l’échantillon, au moyen de tubes poreux, une tension d’humidité égale ii ce qu’elle serait dans la nature [165]. Pour l’étude de I’évapotranspiration potentielle,

Thornthwaite et Mather se sont servis de lysimètres (de 4 m2 x 0,70 m) remplis d’un terreau sablonneux bien homogénéisé et pourvus d’un dispositif permettant de maintenir la nappe d‘eau à un niveau déterminé 11821. Une irrigation en profondeur n’est pas toujours capable de fournir assez d’humidité aux plantes sans créer en mê m e temps des conditions défavorables aux racines, aussi y a-t-il avantage à arroser une seule fois par jour avec une quantité d’eau telle qu’il en résulte une faible percolation [183]. On peut alors simplifier le lysimètre et réaliser à peu de frais une petite instal- tation qui soutient fort bien la comparaison avec de plus importantes [183]. Dans le cas de sols humides portant des pâturages

à racines peu profondes, on dispose d‘une méthode gravimétrique à petite échelle [188,190] qui peut rendre des services pour l’étude de l’évapotranspiration sur de courtes périodes de temps.

METHODE DU PROFIL D’HUMIDITÉ EDAPHIQUE

Lorsqu’il n’y a pas de nappe souterraine à laquelle puissent accéder les racines des végétaux, on peut déterminer l’évapotranspiration pendant des périodes d’une semaine ou davantage d’après les modifications intervenues dans le profil de l’humidité édaphique. Nous citerons à ce sujet les intéressantes études dans lesquelles Kramer [180], ainsi qu’olson et Hoover [186] ont passé en revue les diverses méthodes de détermina-

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tion de l‘humidité édaphique. Du fait que l’état du sol’ peut varier d’un point à un autre, il est nécessaire- de procéder à un grand nombre de mesures. L’échantillonnage direct du sol exige un grand nombre

de prélèvements mais les types de balance dont on dispose actuellement permettent de réduire considé- rablement le temps pris par les pesées. On peut dessé- cher rapidement de petits échantillons de sol en y brûlant directement de l’alcool, sans altérer gravement les matières organiques [175]. Beaucoup d’efforts ont été consacrés à la recherche

de moyens permettant d’enregistrer le degré d’humi- dité du sol en y enfonçant des éléments sensibles. Avec certaines méthodes, on se heurte à la difficulté d’assurer un contact suffisamment intime avee le sol, notamment lorsque celui-ci se contracte de façon appréciable en se desséchant. La méthode fondée sur la conducti- vité électrique, qui suppose l’emploi de blocs de matière absorbante enfoncés dans le sol, a été utilisée pour des déterminations de l’évapotranspiration 11631, bien qu’elle se prête plutôt, de par sa nature même, à la mesure de la tension d’humidité dans le sol [153]. Les premiers modèles de blocs en plâtre de Paris [161] perdaient leur sensibilité quand l’humidité devenait forte, mais il existe des modèles perfectionnés [154] qui offrent des possibilités un peu plus étendues; dans la pratique, ils rendent des services pour une tension d’humidité comprise entre 0,5 et 15 atmosphères et donnent les meilleurs résultats dans des sols non salins qui ne se gonflent relativement pas et se trouvent dans des conditions favorables à une déperdition rapide de l’eau. D’autres matières, comme la laine de verre [15S,

164, 1661 et le nylon 11601 ont été employés en vue d’améliorer les résultats. Pour une forte humidité, la fibre de verre semble présenter de meilleures caracté- ristiques que certains types de blocs de gypse, mais le contact avec le sol n’est pas toujours satisfaisant et doit être amélioré par un enrobement de gypse [207]. Les comparaisons entre les différents modèles [156, 2031 n’ont pas prouvé que l’un fût nettement supérieur aux autres, mais l’effet tampon du gypse a des avantages. Les méthodes de mesure de l’humidité édaphique

fondées sur la conductibilité thermique [lû5, 194, 195, 204, 2051 présentent quelques avantages par rapport à la méthode Bectrique, car elles ne donnent pas lieu au phénomène d’hystérésis et ne sont pas affectées par la présence de sels solubles dans le sol. On a obtenu par la méthode thermique, d’après les profils d’humi- dité, des mesures de I’évapotranspiration pour des périodes d‘une semaine qui concordent assez bien avec les résultats fournis par les lysimètres à pesée de Wageningen [204]. Une méthode de mesure de l’humidité du sol fondée

sur la dispersion et la perte d’énergie des neutrons lorsqu’ils entrent en collision avec des atomes d’hydro- gène permettrait, dit-on, de parvenir à une bonne précision [157] tout en présentant les avantages qui


Une description a été donnée d’un hydromètre semblable par certains côtés à l’instrument employé dans la méthode du point de rosée, mais la surface d’un cristal hygroscopique approprié joue son rôle [206]. On maintient constante la conductibilité électrique de la pellicule superficielle d’humidité en agissant sur la température du cristal, laquelle est alors uniquement fonction de la pression de vapeur d’eau dans l’air.

Les anémomètres à coupelles conviennent foi% bien aux mesures de la vitesse du vent, car ils en indiquent la valeur moyenne pour une certaine période de temps; on admet que les résultats sont légèrement supérieurs à la réalité en raison de l’inertie de l’appareil [169, 1931, mais, le poids des coupelles étant faible par rapport à leur maître couple, c’est rarement un inconvénient majeur pour l’établissement d’un profil. En utilisant des rotors légers, montés sur rubis et munis d’un compteur photo-électrique, on peut réduire très fortement les variations de sensibilité dues aux frottements. [167]; les modèles perfectionnés, munis de petites cellules photo-électriques, constituent des instruments très simples et très sûrs, susceptibles d’enregistrer jusqu’à des vitesses du vent de 15 cm/s.

peuvent résulter d‘une courbe d’étalonnage indépen- dante à la fois de la nature du sol (ainsi que des contacts) et de la présence de sels et de, matières organiques en quantités normales. En revanche, elle a l’inconvé- nient de ne permettre que difficilement de mesurer le degré d’humidité dans des couches de sol ayant moins de 30 à 40 c m d’épaisseur; une autre difficulté vient de ce qu’à moins de 30 c m de profondeur les neutrons s’échappent du sol. Holmes [17$] traite plus en détail de cette technique et donne un exemple de son application à la mesure de l’évapotranspiration dans la nature.

MÉTHODE AÉRODYNAMIQUE

Pour mesurer l’évapotranspiration par la méthode aérodynamique, il est nécessaire d‘enregistrer la tem- pérature de l’air, le degré hygrométrique et la vitesse du vent à deux altitudes au moins. Il faut opérer en un lieu bien exposé et avec beaucoup de précision car les gradients verticaux sont souvent faibles : à cet égard, la mesure de l’humidité est la plus délicate. Les méthodes du psychromètre et du point de rosée

sont les plus communément utilisées pour les mesures de l’humidité. L’appareil de Pasquill fournit un exemple d’équipement psychrométrique à aspiration utilisant des éléments thermo-électriques [189] et on a utilisé ailleurs des appareils analogues couplés à des enregistreurs potentiométriques à auto-équilibrage. Un enregistreur de ce type a été associé à une machine à écrire électrique spécialement modifiée de façon à ce que les valeurs numériques fournies par le thermomètre humide et le thermomètre sec s’inscrivent automatiquement (Université de Californie, travaux non publiés). Il est difficile d’éliminer complètement les erreurs dues à de petites différences du thermomètre humide : pour en atténuer les effets, Suomi (travaux non publiés) a mis au point un dispositif permettant d‘inverser automatiquement les deux psychromètres à intervalles réguliers (de l’ordre de quelques minutes); il seïait utile de faire en sorte que le montage inverse deux anémomètres en même temps. On peut se servir de thermomètres à résistance de

platine au lieu de thermocouples, mais les éléments thermiques à semi-conducteurs (par exemple les ther- mistors) ne sont pas étalonnés de façon suffisamment régulière pour pouvoir convenir parfaitement à cet usage. Le procédé du point de rosée, qui fait appel à un

dispositif photoélectrique pour le réglage de la tempé- rature du miroir, a été appliqué avec succès par l’équipe de Thornthwaite [176, 201, 2021; il offre cet avantage que chaque mesure de l’humidité n’exige qu’une seule température alors que la méthode psychrométrique est fondée sur la différence de deux températures.

MgTHODE DE &A CORRÉLATION TOUR- BILLONNAIRE

L a mesure de l’évapotranspiration par la méthode de la corrélation tourbillonnaire a été décrite par Swin- bank [199]. Dans un modèle perfectionné de l’instrument [184], le thermomètre mouillé, primitivement du type thermo-électrique, est remplacé pour la mesure des fluctuations de l’humidité par un thermomètre à résistance qui lui est supérieur par la constance et l’intensité du courant de sortie. Pour éviter les effets électrochimiques [171] il faut prendre le plus grand soin des thermocouples en contact avec l’eau. Les courants fournis par les éléments humides et secs. peuvent être combinés à l’aide de circuits appropriés de façon à donner un courant de sortie proportionnel à la pression de vapeur ou à l’humidité spécifique 1184, 196, 1981.

Dans les travaux ci-dessus, la vitesse verticale de l’air (w) a été mesurée à l’aide d’un anémomètre à fil chaud pour donner la composante horizontale du vent et d’une paire de fils chauds disposés en > de façon à donner l’angle du vent par rapport au plan horizontal. L’analyse des résultats serait considérablement abrégée s’il existait un dispositif donnant un courant de sortie directement proportionnel à la vitesse verticale (ou mieux à pw, où p est la densité de l’air). Un anémomètre conçu à cet effet vient précisément d’être mis au point (R. J. Taylor, ouvrage à paraître); il comprend des éléments thermométriques dont les résis-

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Climatologie, compte rendu de rcclterches

tances sont constituées de fils très fins placés sous le vent d’un fil chauffant donnant un dégagement de chaleur constant; en outre il présente, sur l’instrument habituel à id chaud, l’avantage d’ôtre d’une fidélité constante et de ne pas être soumis à l’effet (( katharo- métrique », qui fait que l’anémomètre à fil chaud n’est pas tout à fait insensible aux fluctuations de I’humi- dité [187]. La covariance de pw et de l’humidité spécifique

fournit le flux vertical de vapeur d’eau dont on a besoin, et ce résultat a été obtenu à partir d’enregistrements photographiques des fluctuations de la composante horizontale du vent, de l’angle vertical et de l’humi- dité, à l’aide d’un calculateur mécanique [ZOO]. Mais si ce procédé peut convenir pour les premières recherches, il est beaucoup trop compliqué et laborieux pour être appliqué en grand, et un procédé de calcul automatique rapide est nécessaire. La division de physique météorologique de la c.s.I.R.o., à Melbourne, travaille actuellement sur des circuits multiplicateurs et intégrateurs qui peuvent être reliés à l’anémomètre mesurant la vitesse verticale et au circuit d’humidité, de sorte que la simple lecture d’un compteur permet de connaître le flux de vapeur d’eau. Une autre méthode consisterait à enregistrer sur ruban magné- tique (ou sur pellicule) et à employer ensuite un type quelconque de calculateur électronique à corrélation [162, 1771.

METHODE DU BILAN ÉNERGÉTIQUE

Pour l’étude de l’évapotranspiration dans ses avec le bilan énergétique, un instrument directement le rayonnement incident net présente de multiples avantages. Albrecht El551 a perfectionné son premier modele d’instrument de mesure du rayonnement net [178]. en y adjoignant des dispositifs d’éta- lonnage. Il existe aussi un appareil plus simple qui permet un enregistrement continu; c’est celui de Gier et Dunkle [172] qui a été perfectionné par Suomi et ses collaborateurs [197]. Une des difficultés que présente l’analyse des enre-

gistrements du rayonnement tient à l’importance des fluctuations qui se produisent dans le cas de nébulosité fragmentaire. Il existe maintenant une méthode d’inté- gration automatique des indications fournies par les appareils, notamment les solarimètres [159] ; elle permet d’obtenir les totaux quotidiens ou horaires du rayonnement avec plus de précision et beaucoup plus de facilité que par l’analyse d’enregistrements continus. On peut déterminer le flux thermique qui pénètre

dans le sol d’après les modifications du profil de tempé- rature de celui-ci, en connaissant sa capacité thermique que l’on a mesurée sur des échantillons prélevés à des profondeurs différentes. Mais cette méthode est labo-

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rieuse et mieux vaut, si les surfaces s’y prêtent, mesurer la propagation de la chaleur à l’aide de plaques enfouies juste sous la surface du sol [168, 1701. Toutefois, avec certains types de végétaux, il est difficile, à cause des racines, de disposer les plaques de façon à obtenir des résultats très précis. En pareil cas, on peut utilement adopter une autre solution, consistant à employer la méthode du profil de température pour une couche superficielle de 5 à 10 cm, et la méthode des plaques pour les couches -plus profondes. Les mesures de la température et du degré hygro-

métrique de l’air qui sont nécessaires pour distinguer les transferts de chaleur sensible et les transferts de chaleur latente exigent un matériel semblable à celui dont il a été déjà question à propos de la méthode aérodynamique.

CONCLUSION

Il peut être intéressant de résumer brièvement les principaux avantages et inconvénients des diverses méthodes de mesure de l’évaporation. La méthode lysimétrique, notamment avec emploi

d’installations de pesée, est susceptible d’une préci- sion satisfaisante si on l’applique en tenant dûment compte des conditions du sol et si l’on veille à entretenir un tapis végétal homogène sur une étendue suffisante. Les résultats sont obtenus avec un minimum de calcul, ce qui compense dans une certaine mesure l’importance de la mise de fonds initiale. En revanche, le manque de mobilité la gêne causée à l’agriculture par les opérations sont des inconvénients évidents. La méthode du profil d’humidité édaphipue ne donne

pas de bons résultats, car l’évapotranspiration quotidienne est faible par rapport à l’humidité totale du sol. Elle ne sera jamais d’une très grande précision, mais elle peut rendre des services dans certains cas, en attendant que l’on dispose de méthodes plus satisfaisantes. Elle est relativement peu coûteuse. La méthode aérodynamique s’est révélée utilisable

pour des sols couverts de pâturages ou de plantes cultivées de petite taille, mais elle ne pourra vraisemblablement pas s’appliquer dans le cas de plantes de haute taille comme le blé, la canne à sucre, etc. Les calculs auxquels donnent lieu les résultats sont laborieux, notamment parce qu’il faut en général plusieurs séries de données. Elle rendra vraisemblablement de plus grands semices et sera d’un emploi plus facile pour des études de courte durée que pour de longues recherches. Le procédé fondé sur les fluctuations tourbillonnaires

devrait, une fois qu’il aura été perfectionné, rendre beaucoup de services. Actuellement, il est très laborieux mais il n’y a plus de raison de douter que l’on

&vaporation et bilan hydrique

et est 6usCeptible d’une assez grande précision, à condition que les observations de température et d’humi- dité soient faites à des niveaux peu élevés (et cela pour les raisons indiquées à la section u Les phénomènes physiques de I’évaporation », p. 11). Elle présente en revanche l’inconvénient d’exiger beaucoup de travail pour l’analyse dés enregistrements, comme la méthode aérodynamique.

puisse mettre au point un appareil automatique capable de fournir la valeur de l’évapotranspiration avec un minimum de calcul. La mobilité des appareils est un avantage, de m ê m e que la gamme considérable de surfaces naturelles ou cdtivées qu’il est possible d’étu- dier sans causer de gêne. La méthode du bilan énergdtique a l’avantage de ne

demander que des instruments relativement simples

E H

G

L H LE p = -

SIGNIFICATION DES SYMBOLES

= Taux d’évaporation par unité de surface. = Taiix de transfert de la chaleur sensiblê par

unité de surface à partir de la surface d’évapo- ration,

= Taux d’emmagasinage de la chaleur par unité de surface au-dessous de la surface d’évapora- tion.

= Chaleur latente d’évaporation de l’eau. = Rapport de Bowen. = Température de l’air. = Température de la surface d’évaporation. = Point de rosée. = Pression de vapeur saturante à T,. = Pression de vapeur saturante à T,. = Pression de vapeur saturante à T,. = Taux de variation de la pression de vapeur = Constantes empiriques. = CoordonnBes cartésiennes orientées respectivement selon la direction du vent dominant et les perpendiculaires dans le plan horizontal et le plan vertical.

= Composantes de la vitesse du vent selon l’axe x, des y et des z respectivement.

d’eau saturante avec la température.

R

Ro

= Flux net de rayonnement à la surface d’évapo- ration.

= Flux total du rayonnement de petite longueur d’onde reçu du soleil et du ciel SU la surface d’évaporation.

r = Coefficient de réflexion du rayonnement d- petite longueur d’onde par la surface d’évapo- ration.

m/10 = Nébulosité. P = Pression atmosphérique. P = Densité de l’air. Y x K,, K,, K, = Cœfficients de transfert par diffusion selon

l’axe des x, des y et des z, respectivement. K,, K,, = Coefficients de transfert tourbillonnaire pour la

vapeur d’eau et la quantité de mouvement selon l’axe des I.

= Mesure de la stabilité de l’air (-J 0,25 dans des conditions météorologiques neutres).

= Constante de von Karman (- 0,4).

= Viscosité cinématique de l’air. = Humidité spécifique de l’air.

n

k 7 = Effort tangentiel atmosphérique selon l’axe

des x. R’ = Constante gazeuse. M = Poids moléculaire de l’eau.

BIBLIOGRAPHIE

Introduction.

1. ANONYME, Compte rendu des recherches effectuées sur l’hydrologie de la zone aride, Paris, Unesco, 1952, 217 pages. -, Arti$cial inducement of precipitation, with special reference to the arid and semi-arid regions of the World, Genève, O.M.S., 1954*, 24 pages. (World Meteorological Organisation Tech. Note, no 1. WHO, no 24, TP 7.)

3. BAGNOLD, R. A., (( The physiral aspects of dry deserts », Biology of deserts, Londres, Inst. of Biology, 1954, p. 7-12.

4. BARRETT, A. O., N The Eucalypts. Their influence on Australia’s rivcrs n, Walkabout., vol. 18, no 1, janv. 1952, p. 26.

5. BROWNE, 1. C.; PALMER, H. P.; WORMELL, T. W,, (( The physics of rainclouds », Quart. J. R. met. Soc., vol. 80, no 345, juii. 1954, p. 291-317.

2.

6. GEIGER, R., Dus Klima der Bodennahen Lufischicht, 3e éd., Brunswick, Friedr. Vieweg i d Sohn, 1950, p. 460. GERDEL, R. W.; HANSON, B. L.; CASSIDY, W. C., (( The use of radioisotopes for the rneasurement of the water equivalent of a snow pack 11, Trans. Am. geophys. Un., vol. 31, no 3, juin 1950, p. 4499-453.

8. HOPPE, E., (( Regennessungen unter Baumkronen )), Mitt. a. d. forstl. Vers, wesen Osterr., vol. 21, Vienne, 1896. HOUGHTON, H. G., An appraisal of cloud seeding as a means of increasing precipitaiion D, Eull. Am. met. Soc., Vol. 32, no 2, féVF. 1951, p. 39-46. KITTREDGE, J., (( Natual vegetation as a factor in the losscs and yields of water )I, J. For., vol. 35, no 11, 1937, p. 1011. I~ELN, G. J., Method of measuring the signi$cant charuc-

33

7.

9.

10.

11.

~%nato?ogic, compte Tendu de recherches

teristics of snow cover, 1946, 49 pages. (Nat. Res. Courtcil, Canada, Rep., no MM-192.) LINSLEY, R. IL, (( Rapport sur les problbmes hydrologiques des zones arides et semi-arides des États-Unis et du Canada », Compte rendu de recherches effectuées sur l’hydrologie de la Zone aride, Unesco, 1952, p. 131-156. LONG, T. L., (( A comparison.of snowfall catch in shielded and unshieldcd precipitation gauges )), Bull. Am. met. Soc., vol. 28, no 3, mars 1947, p. 151-153. MEIGS, P., (( La répartition mondiale des zones climatiques arides et semi-arides », Compte rendu de recherches eflectuées sur l’hydrologie de la zone aride, Unesco, 1952,

MEINZER, O. E., et al., Physics of the Earth. IX. Hydro- logy, New York, Dover Pub. Inc., 1949. MORDY, W. A.; HURDIS, J., (c The possible importance of €og drip in Hawaiian watersheds n, Bull. Am. met. Soc., vol. 36, no 9, nov. 1955, p. 495. THORNTHWAITE, C. W., (( Agricultural climatology at Seabroolc Farms )), WeatherWise, vol. 4, no 2, avr. 1951, p. 27-30.

12.

13.

14.

p. 208-215. 15.

16.

17.

Les phénomènes physiques de l’évaporation.

18.

19.

20.

21.

22.

23.

24.

25.

26.

27.

28.

29.

30.

ALBRECHT, F., ((Bestimmung der Verdunstung der natür- lichen Erdoberflache D, Arch. Met. Vien (B), vol. 2,

ANDERSON, E. R., (( Energy-budget studies », Waterloss investigations, vol. 1 : Lake Hefner studies technical report, 1952, p. 71-118. (U. S. Dept. of Interior Geological survey circular, no 229.) ÂNGSTROM, A. K., (( Applications of heat radiation measurements to the problems of the evaporation from lakes and the heat convection at their surfaces », Geo- grafiska Annuler, vol. 3, 1920, p. 16. BIGALOW, F. H., (( Szudies of the phenomena of the evaporation of water over lakes and reservoirs )), Mon. Weath. Rev., vol. 35, 1907, p. 311-316; vol. 36,

BONYTHON, C. W., (( Evaporation studies usiug some South Australian data », Trans. roy. Soc. S. Austr., vol. 73, 2e partie, 1950, p. 198-219. BOWEN, 1. S., i( The ratio of heat losses by conduction and by evaporation from any water surface », Phys. Rw., vol. 27, 1926, p. 779-787. BRUNT, D., (( Notes on radiation in the atmosphere. 1. )), Quart. J. roy. met. Soc., vol. 58, 1932, p. 389-418. -, Physical and dynamical meteorology, 2e éd., Lon- dres, Cambridge Univ. Press, 1939, 428 pages. CALDER, K. L., (( Eddy diEusion and evaporation in flow over aerodynamically smooth and rough surfaces », Quart. J. Mech.,vol. 2,1949,~. 153-176. CUMMINGS, N. W., (( The relative importance of wind, humidity and solar radiation in determining evaporation from lakes )), Phys. Rev., vol. 25,1925, p. 721. -; RICHARDSON, B., (( Evaporation from lakes )),

DEACON, E. L., (( Vertical diffusion in the lowest layers of the atmosphere )), Quart. J. roy. met. Soc., vol. 75, no 323, janv. 1949, p. 89-103. -, Turbulent transfer of mmentum in the lowest layers of the atmosphere, Melbourne, Commonwealth Sci. Ind. Research Organization, Divis. of Meteorol. Phys., 1955, 36 pages. (Tech. Paper, no 4.)

p. 23-28.

1908, p. 24-39,437-445; vol. 38,1910, p. 307-313.

PhYs. RW., vol. 30,1927, p. 527-534.

31.

32.

33.

34,.

35.

36.

37.

38.

39.

40.

41.

42.

43.

44..

$5.

4.6.

47.

4m8.

DORFFEL, K.; LEmAU, H., (( Der Wasserdampfübcrgang von einer nassen Platte an stromende Luft )), Ann. I3ydrog.r. Berl., vol. 64,, 1936, p. 342-352; 504-510. ESSER, C., (1 Untersuchungen über den Einfluss der phy- sikalischen und chemischen Eigcnschaften des Bodens auf dessen Verduristnngsrermogen )), Forsch. Geb. Agrik-physik., vol. 7, 1884, p. 1-124. FERGUSON, J., i( The rate of natural evaporation from shallow ponds )), Austr. J. sci. Research (A), vol. 5, no 2, juin 1952, p. 315-330. GIBLETT, M. A., (( Some problems connected with evaporation from large expenses of water », Proc. roy. Soc. London (A), vol. 99, 1921, p. 472-490. GIER, J. T.; DUNKLE, R. V., (( Total hemispherical radiometers )), Proc. Am. Inst. elec. Eng., vol. 70, 1951, p. 339-343. HOLZMAN, B., (( The influence of stability on evaporation: boundary-layer problems in the atmosphere and ocean )), Ann. N. Y. Acad. Sei., voL.44, New.York, 1953, p. 13- 18. JEFFREYS, H., (( Some problems of evaporation », Phil. Mag., VOL 35,1918, p. 270-280. KENNEDY, R. E., c Computation of daily insolation energy », Bull. Am. met. Soc., vol. 30, no 6, juin 1949, p, 208-213. KOHLER, M. A., (( Lake and pan evaporation )), Wuter loss investigations, vol. 1 : Lake Hefner studies technical reports, 1952, p. 127-148. (u. s. Dept. of Interior Geolog- ical Survey Circular, 229.) LAWES, J. B.; GILBERT, J. H.; WARINGTON, R., (( On the amount and composition of the rain and drainage waters collected at Rothamsted. )) J. Roy. agric. Soc., vol. 17, 1881-1882, p. 241-279 et 311-350. LNINGSTON, G. J., (( An annotated bibliography of evaporation », Mont. Weath. Reu. : vol. 36, 1908, no 6, juin, p. 181-186; no 9, sept., p. 301-306; no 11, nov., p. 375-381. Vol. 37, 1909, no 2, fevr., p. 68-72; no 3, mars, p. 103-109; no 4, am., p. 157-160; no 5, mai, p. 193-199; no 6, juin, p. 248-252. MARCIANO, J. J.; HARBECK, G.; EARL, Jr., (( Mass- transfer studies », Wuter Zoss investigations, vol. 1 : Lake Hefner studies technical report, 1952, p. 46-70. (U. S. Dept. of Interior Geological Survey Circular, 229.) MILLAR, P. G., (( Evaporation from free water surfaces », Canada, Dept. of Transport, Division of Mcteorological Services, Canaa. met. Mem., vol. 1, no 2, 1937,

MONTGOMERY, R. B., Observations of vertical humidity distribution above the ocean surface and their relation to eVUpOrUtiOR, Cambridge, Mass. U.S.A., Mass. Inst. Technol. and Woods Hole Oceanogr. Inst., vol. 7, no 4, 1940, 30 pages. (Papers in Phys. Oceanog. and Meteorol.) MOSBY, H., Verdunstnng und Strahlung auf dem Meere », Ann. Hydrogr. Berl., vol. 64,1936, p. 281-286. NIXURADSE, J., (( Stromungsgesetze in rauhen Rohren », Forsch. Geb. Ingenieuezw., suppl. 4#, partie 361, 1933. NORRIS, R., (( Evaporation from extensive surfaces of water roughened by waves », Quart. J. roy, met. Soc., vol. 74, no 319, janv. 1948, p. 1-12. PASQUILL, F., (( Evaporntion from a plane, free-liquid surface into a turbulent air Stream )), Proc. roy. Soc. London (A), vol. 182, 1943, p. 75-95.

p. 39-65.

lhaporation et bilan hydrique

relazione sulle ricerche sperimentali effettuate ne1 Serbatoio di Molato, con riferimento a precedenti ricerche italiane )), Association internationale J’hydrologie scientilfique, bulletin no 22, 1936, p. 119-137.

70. WISLER, C. O., BRATER, F., Hydrology, vol. 1, N e w York, John Wiley and Sons Inc., 1949, 419 pages.

71. WOLLNY, E., Forsch. Geb. Agrik-Physik, vol. 11, 1888, p. 1.

Évaporation et climat.

499.

50.

51.

52.

53.

54.

55.

56.

57.

58.

59.

60.

61.

62.

63.

64.

65.

66.

67.

68.

69.

- , (( Eddy diffusion of water vapour and heat near the ground n, Proc. roy. Soc. London (A), vol. 198, 1949, p. 116-140. -, (( Some estimates of the amount and diurnal variation of evaporation from a clayland Pasture in fair spring weather », Quart. J. roy. met. Soc., vol. 75, no 325, juil. 1949, p. 249-256. - , (( The aerodynamic drag of grassland D, Proc. roy. Soc. London (A), vol. 202,1950, p. 143-153. PENMAN, H. L., (( Evaporation in nature )), Rep. Prog. in Phys., vol. 11, Londres, Physical Society, 194’8,

- , i( Natural evaporation from open water, bare soil and grass )), Proc. roy. Soc. London (A), col. 193,1948,

POWELL, R. W., u Further experiments on the evaporation of water from saturated surfaces », Trans. Inst. Chem. Eng., vol. 18,1940, p. 36-50. PRIESTLEY, C. H. B.; SWINBANK, W. C., (( Vertical transport of heat by turbulence in the atmosphere », Proc. roy. Soc. London (A), vol. 189, 1947, p. 543- 561. RIDER, N. E., i( Evaporation from an oat field )), Quart. J. roy. met. Soc., vol. 80, no 344, avril 1954, p. 198- 212. ROHWER, C., Evaporationfiom free water surfaces, 1931, 96 pages. (U. S. Dept. of Agriculture, Technical Bulletin, no 271.) -, u Evaporation from différent types of pans », Trans. Am. Soc. Civ. Engrs., vol. 99, 1934, p. 673- 703. SCHLICETING, H., i( Experimentelle Unterauchungen zum Rauhigkeitsproblem », Ing. Arch., vol. 7, no 1,

SCHMIDT, W., (( Strahlung und Verdunstung an freien Wasserflachen; ein Beitrag zum Warmehausehalt des Weltmeers und zum Wasserhaushalt der Erde 1)) Ann. Hydrogr., Berl., vol. 43, 1915, p. 111-124. SHEPPARD, P. A., ci The aerodynamic drag of the earth’s surface and the value of van Karmans’ constant in the lower atmosphere », Proc. roy. Soc. London (A), vol. 188, 1947, p. 208-222. SUTTON, O. G., (( A theory of eddy diffusion in the atmosphere », Roc. roy. Soc. London (A), vol. 135, no 826,

-, (( Wind structure and evaporation in a turbulent atmosphere », Proc. roy. Soc. London (A), vol. 146, no 858,1934, p. 701-722. SVERDRUP, H. U., (( On the evaporation from the oceans », J. Mar. Res., vol. 1, 1937-1938, p. 3-14. SWINBANK, W. C., (( The measmement of vertical transfer of heat and water vapour by eddies in the lower atmosphere n, J.Met., vol. 8, no 3, juin 1951, p. 135- 145. - , (( A sensitive vapour pressure recorder )), J. sci. Instrum., vol. 28, no 3, mars 1951, p. 86-89. - , Eddy transports in the lower atmosphere, Mel- bourne, Commonwealth Sci. Ind. Researeh Organiza- tion, Division of Meteorological Physics, 1955, 30 pages. (Techn. Paper, no 2.) THORNTHWAITE, C. W.; HOLZMAN, B. (( The determination of evaporation from land and water surfaces », Month. Weath. Rev., vol. 67, no 1, janv. 1939, p. 4-11. YISENTINI, M., (( L’evaporazione degli specchi liquidi

p. 366-388.

p. 120-145.

1936, p. 1-34.

1932, p. 143-165.

72.

73.

74.

75.

76.

77.

78.

79.

80.

81.

82.

83.

84.

85.

86.

BROUWER, R., ii Radiation intensity and transpiration », Neth. J. Ag. Sci., vol. 4, no 1,1956, p. 43-48. GARNIER, B. J., (( Measuring potential evapotranspiration in Nigeria )), Seabrook, New Jersey, Johns Hopkins University, Laboratory of Climatology, Publications in climatology, vol. 7, no 1, 1954, p. 140-176. GENTILLI, J., (( Die Ermittlung der moglichen Oberfla- chen-und Pflanzenverdunstung, dargelegt am Beispiel von Australien. Das Suchen nach einer Formel », Erd- kunde, vol. 7, no 2, 1953, p. 81-93. GUERRINI, V. H., A year ofevupotranspiration in Ire- Eand, Seabrook, New Jersey, Johns Hopkins University, Laboratory of Climatology, Publicutions in climatology, vol. 7, no 1, 1954, p. 98-111. HALSTEAD, M, H., (( Theoretical derivation of an equa- tion for potential evapotranspiration D. Micrometeorology of the surface luyer of the atmosphere. Seabrook, New Jersey, Johns Hopkins University, Laboratory of Cümatology, 1951, p. 10-12. (Interim Report, no 16.) HAUDE, W., (( Verdunstungmenge und Evapora- tionskraft eines Klimas )), Ber. dtsch. Vetterdienstes US-Zone, no 82,1952, p. 225-229. HESSE, W., i( Der Einfiuss meteorologischer Faktoren auf die Transpiration der Pfefferminze (Mentha piperita L.) D, Angewandte Meteorologie, vol. 2, no 1, 1954, p. 14- 18. KNOCE, K.; SCHULZE, A., Methoden der Xlimaklassijîka- tion, Gotha, Justus Pertes, 1952, 78 pages. KOPPEN, W., (( Das geographische System der RE- mate )), Handbuch der Klimatologie, Koppen- Geiger, vol. 1, part. C, Berlin, Verlags-Buchhandlung, Gebrüder Borntraeger, 1936. LOWRY, R. L.; JOHNSON, A. F., (( Consumptive use of water for agriculture n, Trans. Am. Soc. Ciu. Engrs., vol. 68, no 2,1942, p. 1243-1266. MAKKINK, G. F., (( Toetsing van de berekening van de evapotranspiration volgens Penman )), Landbouwk. Tijdschr. vol. 67, u0 43,1955, p. 267-281.

piration aa a function of the potential evapotranspiration and the soil moisture tension », Neth. J. agric. Sci., vol. 4*, no 1, 1956, p. 67-72. MATHER, J. R. (ed.), The measurement ofpotential euapo- transpiration, Seabrook, New Jersey, Johns Hopkins University, Laboratory of Climatology, Publications in climatology, vol. 7, no 1,19511, 225 pages. -, A summary of evapotranspiration at Seabrook, New Jersey. Seabrook, New Jersey, Johns Hopkins University, Laboratory of Climatology, Publications in climatology, vol. 7, no 1, 1954-, p. 7-51. MEIGS, P., (( La répartition mondiale des zones climatiques arides et semi-arides )) (avec la répartition mondiale des homoclimats), Compte rendu des recherches

35

-. , VAN HEEMST, 13. D. J., (( The actual evapotrans-


effectuées sur l'hydrologie de la zone aride, Unesco, 1952,

87. MENDEL, K., Orange leaf transpiration under orchard conditions n, Agric. Res. Sin., Rehovot, Pdestine, Bull., no 37,1945, p. 59-85. NEUMANN, J., (( A note on the estimation of diurnal amounts of evaporation D, Quart. J. roy. met. Soc., vol. 80, no 344, avr. 1954, p. 236-237.

89. PASQUILL, P., (( Some estimates of the amount and diurnal variation of evaporation from a clayland pasture in fair spring weather )), Quart. J. roy. net. Soc., vol. 75, no 325, juil. 1949, p. 249-256. PENMAN, H. L,, (( Natural evaporation from open water, bare soil and grass )), Proc. roy. Soc. London (A), vol. 193,

- , (( Evaporation: an introductory survey D, Neth. J. agric. Sci., vol. 4, no 1, 1956, p. 9. (Proceedings of the infokmal meeting on physics in agriculture.) -- , SCHOFIELD, R. K., (( Some physical aspects of assimilation and transpiration », Symposia of the Society for Experimental Biology, no 5 ; Carbon dioxide Jixation and photo synthesis, Cambridge, Cambridge Univ. Press, 1951, p. 115-129. PRESCOTT, J. A., (( Indices in agicultural climatology )), J. Aust. Inst. agr. Sei., vol. 4, no 1,1938, p: 33-40 __ , (( A relationship between evaporation an perature », Trans. roy. Soc. S. Aust., vol. 67, 1943, p. 1-6. - , (( The comparative climatology of Australia and, Argentine », Geogr. Rev., vol. 42, no 1, 1952, p. 118- 133. -* , COLLINS, J. A., (( The lag of temperature behind solar radiation », Quart. J. roy. met. Soc., vol. 77, no 331, janv. 1951, p. 121-126. PRIESTLEY, C. H. B., (( Meteoroiogical aspects of soil and crop evaporation )), Proc. Specialist Conference in Agri- culture on plant and animal nutrition in relation to soil and climaticfuctors, Australia, 1949, Londres, H. M. S. O., 1951, p. 35-43. SLATYER, R. O., (( Studies of the water relations of crop plants grown under natural rainfall in Northern Aus- ralia », Aust. J. agric. Res., vol. 6,1955, p. 365-377. UMMER, E. J., i( Diurnal variation of evaporation from

natural surfaces », Met. Mag., vol. 76, no 901, juil.,

SWINBANK, W. C., (( The measurement of vertical transfer of heat and water vapour by eddies in the lower atmosphere with some resnlts », J. Met., vol. 8, no 2,

THORNTHWAITE, C. W., (( An approach towards a rational classification of climate )), Geogr. Rev., vol. 38, 1948, p. 55-94. - , A re-examination of the concept and measurement of potential evapotranspiration, Seabrook, N e w Jersey, Johns Hopkins University, Laboratory of Climato- logy, Publications in climatology, vol. 7, no 1, 1954, p. 200-209.)

p. 208-215.

88.

90.

1948, p. 120-145. 91.

92.

93.

94.

95.

96.

97.

98.

1947, p. 151-157. 100.

am. 1951, p. 135-145. 101.

102.

L a rosée.

103.

104.

ANONYME, Annual Dew Summaries, Series B : Observa- tional data, Israël. Met. Service, Min. of Transport. ASHBEL, D., (( On the importance of dew in Palestine », J, Palest. Orient. Soc., vol. 16, no 4, 1936, p. 316- 321.

105.

106.

107.

BAVER, L. D., Soil Physics, N e w York, John Wiley and Sons, 1940,370 pages. -' , WINTERKORN, H. F., (( Sorption of liquids by soil colloids, II n, Soil Sci., vol. 40,1935, p. 4.03-4819. CHAPTAL, L., (( L a lutte contre la sécheresse : la captation de la vapeur d'eau atmosphérique )), L a nature, no 2893, 1932, p. 449-454. CRADDOCK, J. M., (( An apparatus for measuring dew- fall)), F'eather, vol, 6, no 10, oct. 1951, p. 300-309. DRUMMOND, A. J., (( The persiçtence of dew 1)) Quart. J. roy. met. Soc., vol. 71, no 309-310, jui1.-oct. 1945,

DUMEVANI, S., (( An optical method of dew estimation )), Quart. J. roy. met. Soc., vol. 73, no 317-318, juil.-oct. 1947, p. 282-293. - , (( D e w observations and their significanre. N e w methods in dew estimation », Proc. U.N. Sci. Con. on Conservation and Utilizution of Resources, Lake Sncceas, Nations Unies, 1949, p. 45-47. GEIGER, R., Das Xlima der Bodennahen Luftschicht, 30 éd., Friedr. Vieweg und Sohn, 1950, 460 pages. HIRST, J. M., c( A method for recording the formation and persistence of water deposits on plant shoots », Quart. J. roy. met. Soc., vol. 80, no 344, avr. 1954, p. 227-231. HOPMANN, G., (( Die Thermodynamik der Taubildung », Ber. dtsch. Wetterdienstes, vol. 3, no 18, 1953, 45 pages. JENNINGS, E. G.; MONTEITH, J. L., (( A sensitive recording dew balance D, Quart. J. roy. met. Soc., vol. 80, no 344, avr. 1954, p. 222-226. LEHMAN, P.; SCHANDERL, H., Tau und Re$, Pjlanzen- wetterkundliche Untersuchungen, vol. 9, no 4, 1942, 20 pages. (Reichsamt für Wetterd. Wiss. Abhandlun-

PURI, A. N., Soils, thcir physics and chemistry, N e w York. Reinhold Publ. Corp., 1949. 550 pages. -* , CROWTHER, E. M.; &EN, B. A., (( The relation between the vapour pressure and water content of soil n, J. agr. Sci., vol. 15,1925, p. 68-88.

119. STEPHAN, J., (( Das Tauproblem (Sammelreferat) », Bioklim. Beibl., vol. 5,1938, p. 75-81.

120. - , (( Zum Tauproblem », Biologie Generalis, vol. 17, 121. STONE, E. C.; SHACHORI, A. Y., N Absorption of artifi-

cial dew N, CaZif. Agric., vol. 8, no 12, 1954, p. 7-10. 122. SWINBANK, W. C., Eddy transports in the lower atmos-

phere, Commonwealth Sci. Ind. Research Organization, Australia, Div. Meteorol. Physics, 1955, 30 pages. (Tech. Paper, no 2.) WENT, F. W., Preliminary report on some results of a study of the role of dew in plant growth in arid regions, 1953, 2 pages. (Unesco/NS/AZ/128.) WILLIAMS, C. B., (( Some bioclimatic observations in the Egyptian desert D, Biology of deserts, Londres, Inst. of Biology, 1954, p. 18-27.

125. WINTERKORN, H. F., Climate and highways )), Trans. Am. geophys. Un., III, vol. 25,1944,, p. 405-411.

126. YAMAMOTO, G., (( On the rate of condensation of dew n, Geophys. Mag., vol. 11, no 2, 1937, p. 91-96.

108.

109.

p. 415-417. 110.

111.

112.

113.

114.

115.

116.

gen.) 117,

118.

1943, p. 204-229.

123.

124.

Bilan planétaire et bilan régional.

127. ANONYME, Lake .Eyre, South Australia. The great Jlooding of 1949-50, Roy. Geograph. Soc. South Austra- lia, 1955, 75 pages.

36

Bvaporation et bilan hydrique

147. -* , TROUP, A. J., Physical interactions between tropical und temperaie latitudes, Melbourne, Commonwealth Sei. Ind. Research Organization, Section Meteorol. Phys., 1954, 22 pages. (Tech. paper, no 1.)

148. SERRA, A., Climatologia da troposfera, Rio de Janeiro, Min. Agr. Serv. Meteorol., 1943.

149. SYERDRUP, H. U., (( On the evaporation from the oceans », J. Mar. Res., vol. 1, no 1, 1937, p. 3-14.

150. TELEGADAS, K.; LONDON, J., A physical mode1 of the Norihern Hemisphere troposphere for winter and summer, N e w York, N.Y. Univ. Coll. Engrg., Sci. Report, no 1, 1954, 55 pages. WOST, G., Die Verdunstung auf dem Meere, 1920,95 pages. (Veroffentl Inst. Meereskunde, Univ. Berlin, A, no 6.) - , (( ûberflachensalzgehalt, Verdunstung und Nie- derschlag auf dem Weltmeere », Lünderkundliche For- schungen (Festschryt Norbert Krebs), Stuttgart, 1936,

151.

152.

p. 347-359.

Techniques et instruments.

128.

129.

130.

131.

132.

133.

134,.

135.

136.

137.

138.

139.

14'0.

141.

142.

143.

144.

145.

146.

ALBRECHT, F., (( Monatskartcn des Niederschlages, der Verdunstung und des Wasserhauschaltes des Indischen und Stillen Ozeans », Ber. dtsch. Wetterdienstes US- Zone, no 29, Bad Kissingen, 1951, 39 pages. BENTON, G. S.; BLACEBURN, R. T.; SNEAD, V. O., (( The role of the atmosphere in the hydrologic cycle », Trans. Am. geophys. Un., vol. 31, no 1, fEvr. 1950, p. 61-73.

evaluation of evapotranspiration, Baltimore, Maryland, Johns Hopkins Univ., Dept. Civ. Engrg., Sci. Report,

-; ESTOQUE, M. A., K Water vapour transfer over the North American continent », J. Met., vol. 11, no 6,

BROOKS, C. E. P.; DURST, C. S.; CARRUTEERS, N.; DEWAR, D.; SAWYER, J. S., Upper winds over the world, 1950, 150 pages. (Londres, Air Min., Met. Office, Geo- phys. Mem., no 85.) DEFANT, A., u Die Zirkulation der Atmosphare in den gcmassigten Breiten der Erde », Geograjiska Ann., Stockholm, vol. 3, 1921, p. 209. EMON, J., Température et humidité en altitude dans l'océan Indien sud-ouest, Paris, 1954, 143 pages. (Mem. Météorol. Nat., no 39.) FLOHN, H., (( Grundzüge der allgemcinen atmospha- rischen Zirkdation auf der Südhalbkugel », Arch. Met. Wien, vol. 2,1950, p. 17-64. GRIMMINGER, G., (( The intensity of lateral mixing in the atmosphere as determined from isentropic charts », Bull. Amer. met. Soc., vol. 22, nO5, mai 1941,~. 227-233. HOLZMAN, B., Sources of moisture for precipitation in the United States, 1937, 41 pages. (U.S. Dept. Agric., Weather Bureuu, Washington, Tech. bulZ., no 589.) JACOBS, W.C., (< Sources of atmospheric heat and moisture over the N. Pacific and N. Atlantic oceans », Ann. Acad. Sci., N e w York, vol. 44, art. 1,1943,~. 19-40. -, (( The distribution and some effects of the seasonal quantities of E-P over the N. Atlantic and N. Pacific », Arch. Met. Wien, série A, vol. II, 1950, p. 1-16. KUHLBRODT, E.; REGER, J., (( Die meteorologischen Beobachtungen. Methoden, Beobachtungsmaterial und Ergebrisse )1, Wiss. Ergebn. dtsch. atlant. Exped. II Meteor n 1925-27, vol. 14, 1938, p. 215-345. LETTAU, H., Atmosphürische Turbulena, Leipzig, Akad. Verlagsgesellschaft, 1939, 283 pages. MILLAR, F. G., Evaporation from free water surfaces », Canadian Meteorof. Mem., vol. 1, Ottawa, 1937, p. 41-65. MOCLER, F., The determination of evaporation from large areas by the horizontal advection in the free atmosphere », -4~s. int. d'Hydrologie xi., Assemblée gén. Bruxelles, vol. 3, 1951, p. 482-483. MONTGOMERY R. B., Observations of vertical humidity distribution aboue the ocean surface and their relation to evaporation, Mass. Inst. Technol. and Woods Hole Oceanogr. Inst. Pap. Phys. oeeanogr. Meteorol., vol. 7, no 4, 1940, 30 pages. PRIESTLEY, C. H. B., (< Heat transport and zona1 stress between latitudes », Quart. J. R. met. Soc., vol. 75, no 323, janv. 1949, p. 28-40. -, K Physical interactions between tropical and temporate latitudes n, Quart. J. R. met. Soc., VOL 77, no 332, avr. 1951, p. 200-214.

-. , DOWNITZ, J., The use ofatmospheric data in the

no 3, 1954, 39 pages.

déc. 1954, p. 462-477.

153.

154.

155.

156.

157.

158.

159.

160.

161.

162.

163.

164.

165.

AITC~ISON, G. D.; BUTLER, P. F., Gypsum block moisture meters as instruments for the measurement of tenrion in soil water », Australian J. Appl. Sci., vol. 2, 1951, p. 257-266.

ciated with the use of gypsum block soil moisture meters n, Aust. J. appl. Sci., vol. 2,1951,~. 56-75. ALBRECHT, F., Einige neue Messgerate für Ausstrah- lung und Globalstrahlung », Ann. Met., Harnburg,

BAIER, W., (( Electrische Methoden zur Messung der Bodenfeuchte », Ber. dtsch. Wetterdienst, US-Zone, no 32, 1952, p. 18-22. BELCHER, D. J.; CUYBENDALL, T. R.; SACK, H. S., The measurement of soil moisture and density by neutron and gamma-ray scattering, US. Civil Aeronaut. Admin- istration, Tech. Development and Evaluation Center, oct. 1950. (Tech. development rep., no 127.) BETEIL-Y, N., (( A method for approximating the water content of soils », Trans. Amer. geophys. Un., vol. 33, 1952, p. 699-706. BLACKWELL, M. J., Report on the automatic integration of solar radiation ut Kew Observatory, London Meteoro- logical Research Cornmittee, 1954. (M.R.P., no 862.) BOUYOUCOS, G. J., (( Nylon electrical resistance unit for continuous measurement of soil moisture n, Soil Sci., vol. 67, 1949, p. 319-330.

the continuous measurement of soil moisture under field conditions, 1940. (Michigan Ag. Exp. Sta., Tech. bull., no 172.) BROOKS, F. E.; SMITH, H. W., a A computer for correlation functions )), Reu. sci. Instrum., vol. 23, no 3, mars 1952, p. 121-126. BUTLER, P. F.; PRESCOTT, J. A., (( Evapotranspiration from wheat and Pasture in relation to available mois- turen, Austr. J. agr. Res., vol. 6,1955,~. 52-61. COLMAN, E. A., (( The place of electrical soil-moisture meters in hydrologic research 11, Trans. Amer. geophys. Un., vol. 27, no 6, déc. 1946, p. 847-853. -, (( A laboratory study of lysimetric drainage under controlled soil moisture tension D, Soil Sci., vol. 62,

-. , BUTLER, P. F.; GURR, G. G., R Techniques asso-

VOL 5, 1952, p. 97-121.

-. , MICIC, A. H., A n electrical resistance method for

1946, p. 365-382.

37

Climatologie, compte rendil de recherches

166.

167.

168.

169.

170.

171.

172.

173.

174.

175.

' 176.

177.

178.

179.

180,

181.

182.

183.

184.

185.

38

-* , HENDRIX, T. M., (( The fibre-glass electrical soil- moisture instrument n, Soil Sci., vol. 67, 1949, p. 425- 438. DEACON, E. L., c( ' h o types of sensitive recording cup anemometer », J. sci. Instricm., vol. 25, no 2, févr. 1948,

- , i( The measurcment and recording of the hcat flux into the soil )), Quart. J. H. met. Soc., vol. 76, no 330, OCt. 1950, p. 479-4783. -, (1 The over-estimation error of cup anemometers in fluctuating winds )), J. sci. Instrurn., vol. 28, no 7, juill. 1951, p. 231-234. DUNKLE, R. V., (( Heat meters », Bull. Amer. met. Soc., vol. 21, no 3, mars 1940, p. 116-117. ELNESR, M. K., (( Suppression de l'effet électrochimique dans les couples thermo-électriques destinés aux mesures météorologiques », Ann. Géophys., vol. 10, no 1, janv. 1954, p. 64. GIER, J. T.; DUNKLE, R. V., (( Total hemispherical radiometers », Proc. Amer. Inst. elec. Engrs, vol. 70,

HARROLD, L. L.; DREIBELBIS, F. R., Agricultural hydrology as eualuated by monolith lysimeters, déc. 1951. (U.S. Dept. of Agr., Tech. bull., no 1050.) HOLMES, J. W., (( Measuring soil water content and evapotranspiration by the neutron scattering method », Neth. J. agr. Sci., vol. 4, no 1, 1956, p. 30-35. IVANOV, P. V., a Bystryi metod opredeleniia vlazhnosti pochv )), Pochuouedenie, no 3, Moscou, 1953, p. 61- 65. JOHNS HOPKINS UNIVERSITY, Laboratory of Clima- tology, Seabrook, New Jersey, Micro-meteorology of the surface layer of the atmosphere, mars 1949, 32 pages. (Interim report, no 5.) KASSANDER, A. R.; STEWART, R. M., Recording and automatic tabulation of continuously varying statistical data, Cambridge, Massachusetts, Geophysies Research Directorate, Air Force Cambridge Research Center, 1952, p. 283-292. (Geophysical research paper, no 19.) KLEINSCHMIDT, E., Handbuch der meteorologischen Instrumente und ihrer Auswertung, Berlin, Julius Springer, 1935, 733 pages. KOHNKE, H.; DREIBELBIS, F. R.; DAVIDSON, J. M., A suruey and discussion of lysimeters and a bibliography on their construction and performance, mai 1940. (U.S. Dept. of Agr., Misc. Publ., no 372.) KRAMER, P. J., Plant and soil water relationships, New York, McGraw-Hill, 1949, 34.7 pages. MAKKINK, G. F., (1 Een nieuw lysimeterstation 1). rater, Den Haag,, no 13, La Haye, 18 jub 1953, p. 159-163. MATHER, J. R., Manual of evapotranspiration, Seabrook, New Jersey, Johns Hopkins University, Laboratory of Chnatology, Micrometeorology of the surface layer of the atmosphere, 30 juin 1950. (Supplement to Interim report., no 10.) - , ed., The measurement O/ potential evapotranspiration, Scabroolr, New Jersey, Johns Hopkins Univer- sity, Laboratory of Climatology, vol. 7, no 1, 1954.. (Publications in Climatology.) MCILROY, 1. C., The atmospheric $ne structure recoider, Melbourne, Commonwealth Sei. Ind. Research Organiz- ation, Division of Meteorological Physics, 1955,19 pages. (Tech. pap., no 3.) MOMIN, A. U., (( A new simple method of cstimating

p. 44-47.

1951, p. 339-343.

186.

187.

188.

189.

190.

191.

192.

193.

194.

195.

196.

197.

198.

199.

200.

201.

202.

203.

the moisturc content of soil in situ », Indian J. Agr.

OLSON, D. l?.; HOOVER, D. M., Methods of soil moisture determination under $eld conditions, avr. 1956, 28 pages. (U.S. Formt Service, South Eastern Expriment Sta., paper no 38.) PAESCHKE, W., <( Experimentelle Untersuchungen zum Rauhigkeits und Stabilitats problcm in der bodennahen Luftschicht D, Bcitr. Phys. d. frei Atmos., vol. 24, 1938, p. 163-189. PASQUILL, F., (( Eddy diffusion of water vapour and heat near the ground D, Proc. R. Soc. London (A), VOL 198, 1949, p. 116-140. -, (( A portable indicating apparatus for the study of temperature and humidity profiles near the ground », Quart. J. R. met. Soc., vol. 75, no 325, juiu. 1949,

-, (( Some further considerations O€ the measurement and indirect evaluation of natural evaporation )1,

Quart. J. R. met. Soc., vol. 16, no 329, juiii. 1950,

POPOV, O. V., (( Soveshchanie po voprosam metodiki mabliudenii nad ispareniem s pochvy », Meteorologiia i Gidrologiia, no 7, 1952, p. 51-53. &ER, N. E., (( Eddy diffusion of momentum, water vapour and heat near the ground )), Royal Society, Londres, Phil. Trans. (A), vol. 246, juin 1954, p. 481-501. SCHRENK, O., (( ffber die Fr2gheitsfehler des Sehalen- kreusanemometers bei schwankender Windstarke )), 2. tech. Phys., vol. 10, 1929, p. 57-67. SHAW, B.; BAVER, L. D., (( Heat conductivity as an index of soil moisture )), J. Amer. Soc. Agron., vol. 31,

-0 - , (( An elcctrothermal method for following the moisture changes of the soil in situ », Soil Sci. Soc. Amer. Proc., vol. 4, 1939, p. 78-83. SHEPPARD, P.A.; ELNESR, M. K., (( On the direct measurement of humidity mixing ratio and its fluctuations », Quart. J. R. mei. .Soc., vol. 77, no 333, juill.

SUOMI, V. E.; FRANSSILA, N.; ISLITZER, N. F., (( An improved net-radiation instrument », J. Met., vol. 11, no 4$, août 1954, p. 276-282. SWINBANK, W. C., (( A sensitive vapour pressure recorder )), J. sci. Instrum., vol. 28, no 3, mars 1951, p. 86-89. -, (( The measurement of vertical transfer of heat and water vapour by eddies in the lower atmosphere with some results », J. Met., vol. 8, no 2, avr. 1951,

TAYLOR, R. J.; WEBB, E. IL, A mechanical computei for microrneteorological research, Melbourne, Common- wealth Sei. Ind. Research Organization, Division of Meteorological Physics, 1955, 16 pages. (Tech. pap., no 6.) THORNTHWAITE, C. W.; HOLZMAN, B., Measurcment of evaporation from land and water surfaces, Washington, U.S. Dept. of Agric., mai 194'2, 143 pages. (Tech. bull., no 817.)

ing atmospheric moisture D, Mon. Veath. Reu., vol. 68,

U. S. FOREST SERVICE, Soil-moisturc measurcment with the Jbre-glass instrument, févr. 1953. (Southern Forest Experiment Station, Occasional paper, no 128.)

Sci., vol. 17, 1947, p. 81-85.

p. 239-248.

p. 287-301.

1939, p. 886-891.

1951, p. 450-453.

p. 135-145.

-. , OWEN, J. C., (( A dew-point recorder for mcasur-

19480, p. 315-318.


WYLIE, R. G., (( A new absolute hygrometer of high accuracy », Nature, vol. 175, no 4.446, 15 janv. 1955,

YOUKER, R. E.; DREIBELBIS, F. R., (( An improved soil-moisture measuring unit for hydrologic studies I), Trans. Amer. gcophys. Un., vol. 32, no 3, juin 1951,

2040. VAN DUIN, R. H. A.; VRIES, D. A. DE, (( A recording apparatus for measuring thermal conductivity and some

Scia, vol. 2, 19544, p. 168-176. VRIES, D. A. DE, (( A non-stationary method for determining thermal eonductivity of soil in situ », Soil

206.

results ohtained with it in soil », Netherlands, J. agric. p. 118-119. 207.

205.

Sci., vol. 73, 1952, p. 83-89. p. 447-449.

39

LES FACTEURS CLIMATIQUES DANS L’ÉCOLOGIE ANIMALE

DE LA ZONE ARIDE Par

F. S. BODENHEIMER Univers& hébraïque de Jérusalem

LES ANIMAUX ET LE TEMPS

L’écologie est l’étude de la nature vivante, dans laquelle chaque organisme joue à la fois un rôle actif et un rôle passif. Il est donc absurde et proprement impossible d’isoler un facteur quelconque, tel que la température, voire un ensemble de facteurs, comme le climat, pour l’étudier séparément.

Cela ne signifie pas qu’il soit impossible de définir l’influence du temps, ou d’autres facteurs, sur un organisme, mais simplement que les mêmes facteurs climatiques agissent également sur tous les autres éléments du milieu - vivant ou inanimé - qui peuvent exercer indirectement une influence considérable sur I’organisme étudié. Sous l’influence du temps, par exemple, des plantes peuvent produire une substance vénéneuse qui, à faibles doses, stimule l’activité des gonades et autres glandes endocrines chez les animaux qui les consomment, ce qui peut exercer sur leur organisme une action plus importante que celle, directe, du climat. En conséquence, dans l’examen des influences des

éléments météorologiques sur les animaux, il importe de toujours considérer les actions concomitantes, c’est-à-dire les effets du même climat sur les autres êtres animés. En d’autres termes, la complexité de la nature ne permet de pronostics sûrs que pour un milieu analysé et bien connu; or les milieux de ce genre sont très rare$ dans le monde. Il est souvent intéressant d’isoler expérimentale-

ment certains facteurs pour les étudier, les autres facteurs demeurant inchangés, parce que certains facteurs dominants peuvent être déterminants, localement et temporairement. Ces facteurs vont habituellement par couple mais leur couplage est différent au nord et au sud, à l’est et à l’ouest de l’aire considérée. Ils diffèrent aussi suivant les phases du développement. En zone aride, où l’ensoleillement est presque invariable pendant la journée, la chaleur et la sécheresse sont des facteurs dominants déterminants, en particulier durant

la phase de sensibilité maximum au point de vue écologique. D’autres facteurs, tels que le ;ent, peuvent avoir également leur importance, mais l’évaporation, la transpiration et le rayonnement solaire sont, en raison de leur stabilité, des facteurs limitatifs plutôt que déterminants. Il convient également de souligner que le produit

de tous les facteurs stimulants s’oppose comme un facteur unique au produit de tous les facteurs inhibitifs. On peut donc éliminer successivement les erreurs d’interprétation. Les termes de (( climat )) et d’ (( élément climatique 1)

sont souvent générateurs de malentendus. A la suite de J. Davidson [68] et d’autres spécialistes austra- liens de l’écologie animale, nous préférons parler de (( temps )) et d’ (( éléments météorologiques n. L’importance des symboles numériques qui servent à donner une expression théorique du climat apparaît clairement dans la zonalité bioclimatique, en zoogéographie. D e nombreuses études ont été consacrées aux rela-

tions de la température et de l’humidité avec l’écologie animale. 11 nous suffira de renvoyer le lecteur aux chapitres pertinents des traités courants d’écologie animale (par exemple Allee [5], Andrewartha et Birch [8], Bodenheimer et Reich [38]), où il trouvera d’abondantes bibliographies sur la question. Il est aujourd’hui admis que la température et l’humidité, considérées isolé- ment, et à plus forte raison conjointement, sont parmi les facteurs les plus importants qui déterminent, directement ou indirectement et à des degrés très divers, le comportement, la diminution ou l’augmentation des populations animales. Les autres facteurs auxquels on accorde depuis peu une importance croissante sont la durée du jour, le pourcentage d’insolation possible et

’

1. Les numéros entre crochets renvoient à la bibliographie en fin d’article.

49

Les facteurs climatiques dans l’c‘cologie animalc de la zone aride

- ce qui revient probablement au même - les rayons ultraviolets. L’évaporation et le vent sont d’autres facteurs très actifs, en particulier dans les régions arides et semi-arides. Le cas du vent permet d’apprécier la différence entre

les perspectives selon lesquelles le météorologue et le biologiste considèrent le même phénomène. Le météoro- logue s’occupe surtout de l’interaction des mouvements de l’air à la surface de la terre, de leur subordination aux phénomènes cosmiques, de leur intérêt pour la prévision du temps à court terme et à long terme ainsi que pour la géomorphologie. Pour le biologiste, les résultats de toutes ces analyses sont assurément très intéressants, mais’ son attention se porte principalement sur la dispersion active et passive des animaux, sur les effets mortels, directs ou indirects, que des vents tels que ceux du désert ont sur certains animaux, sur l’effort épuisant que le vent des déserts et des steppes leur impose pour ce qui est de la transpiration, sur le rôle considérable des petites dunes de sable que le vent crée autour des plantes, et qui servent d’abri à de nombreux animaux aux heures où la lumière solaire est intense ou en cas d’orage, etc. Une des études les plus détaillées qui aient été faites

de l’influence du temps sur les insectes est celle de J. B. Kincer (1928), consacrée à l’anthonome du coton- nier (Anthonomus grandis). Nous ne retiendrons de son analyse que la partie concernant le Texas, région semi-aride typique, où seuls les facteurs a, e, fi g du tableau 1 ont été considérés comme significatifs. Trois

facteurs météorologiques se sont révélés des causes importantes de dommages pendant l’année considérée : l’humidité de l’été précédent, celle de l’été en cours et la température la plus basse de l’hiver précédent. L’humidité relative est particulièrement importante. Kincer indique que l’anthonome dépose ses œufs dans les jeunes capsules et que les larves en incubation se nourrissent du contenu de ces dernières. Beaucoup de jeunes capsules tombent à terre lorsqu’elles sont perforées et les larves peuvent être tuées par la chaleur intense ou la dessication des capsules. Par contre, un temps humide, nuageux et pluvieux favorise une augmentation rapide du nombre des insectes. Pour le Texas, le coefficient de corrélation multiple

entre les facteurs combinés (a, e,f, g) et les dommages dus à l’anthonome est R = 0,934, ce qui représente une corrélation exceptionnellement élevée.

D e nombreux auteurs contestent le rôle régulateur de la décimation )) climatique dans la détermination de l’importance numérique des populations, étant donné qu’un facteur indépendant de la densité ne saurait jouer ce rôle (voir par exemple Lack [132]).

Une observation vient à l’appui de cette thèse, à savoir que la plupart des animaux compensent aisé- ment et rapidement les (( décimations )) climatiques catastrophiques dans leur aire normale de répartition. Cependant, selon H. S. Smith [199], elle repose sur

une hypothèse qui semble aujourd’hui erronée, à savoir que le climat se modifie au hasard et de façon contingente. L’expérience acquise récemment montre au

T.4BLEAU 1. Facteurs météorologiques et d o m m a g e s causés par I’Anthornus grandis au Texas.

- a c c h i Année b d f g

1913 1914 1915 1916 1917 1918 1919 1920 1921 1922 1923 1924 1925 1926 1927

Moyenne Écart type

50 47 50 50 4’3 46 62 52 56 51 50 47 42 54 52

50 0,62

17 15 15 15 10 12 23 21 15 12 14 9 13 17 16

15 0,448

17 14 13 12 6 8 19 15 12 8 8 7 9 14 13

12 0,28

6 9 10 8 5 5 14 12 10 6 7 4 6 9 8

8 0,54

13 13 18 12 12 3 15 15 21 17 16 15 11 15 19

14 0,71

48 43 54 54 50 48 42 58 56 48 46 46 44 44 52

4.9 0,69

36 42 40 42 40 32 35 50 46 43 38 43 34 42 43

40 0’68

93 84 82 67 95 91

51 71 88 87 80 87 109 87

85 0,51

7 6 9 10 8 5 5 14 12 10 - 6 7 4 G 9

8 0,79

X X

11 7 6 8 19 16 17 19 8 7 2 4 15 14 24 20 28 34 15 16 11 10 10 8 1 2 12 11 20 20

R = 13 0,93 (années) 13

LEgcnJe. a) Humidité relative en juin-juillet de la saison en cours (s. c.); b) Nombre de jours de pluie en juin-août (s. c.); c) Nombre de jours couverts en juin-août (s. c.); d) Pluie, en pouces, en juin-juiilet (S. c.); e) Température la plus basse de l’hiver précédent; f) Humidité relative en juillet-août de l’année précédente (a. p,); g) Pourcentage de nébulosité en juin-septembre (a. p.); h) Nombre de jours de l’été précédent où la température m a x i m u m a été égale ou supérieure à 90° Fahrenheit (soit 32,22O C.); i) Pluie, en pouces, en juin-août (a. p.); X) Dommages causés par I’Anthonomus grandis, calculés d’après les données météorologiques; x) Dommages causés par l’Anthonornus grandis, selon Ica statistiques d u Ministère de l’agriculture. R = Coefficient de corrélation.

41

Climatologie, cornpte rendu de recherches

contraire que le nombre des cas dans lesquels on a pu déterminer des types cycliques de changements climatiques augmente rapidement. Cela n’est pas seulement vrai pour des moyennes régionales, mais aussi pour le temps local pendant de brèves périodes, par exemple pour le mois d’avril qui est fréquemment celui de la plus grande fécondité, ou pour le mois de juin où 1,011 enregistre en fin de compte la plus grande part de la mortalité larvaire, concurremment avec d’autres facteurs déterminants tels que ceux qui ont été analysés dans les cartes bifactorielles de Shelford. Les séries de périodes fraîches, chaudes, sèches ou humides prennent, pour ces mois, une importance de plus en plus grande (Wellington). Au Canada, par exemple, on établit des pronostics à long terme sur l’accroissement et la diminution de certaines espèces d’insectes, qui sont fondés uniquement sur la régularité du retour et de l’alter- nance des mouvements des fronts et des cyclones, à la saison voulue. Bien qu’elle soit indépendante de la densité, la succession des types de temps n’est en aucune façon contingente et irrégulière; au contraire, elle est souvent sujette, localement, à des changements plus ou moins réguliers qu’il faut considérer comme des faits déterminants importants. C’est peut-être chicaner sur les mots que de réserver les épithètes (( déterminant )) ou (( régulateur 1) aux facteurs biotiques dépendant de la densité et (( décimateur )) ou (( limitatif )) aux facteurs qui en sont indépendants. Lorsqu’ils agissent en cycle plus ou moins régulier ou selon une tendance climatique à long terme (comme celles qui produisent de nos jours des modifications profondes dans les aires de répartition des oiseaux et des mammifères en Fin- lande), ces derniers facteurs ont tout autant d‘importance que les facteurs biotiques, qui ne produisent leur plein effet qu’au moment où proies et hôtes atteignent ou ont atteint le point de saturation démographique (Bodenheimer et Schiffer [39]). En fait, Lack lui-même reconnaît que les facteurs indépendants de la densité, tels que le climat, peuvent avoir une grande influence sur les fluctuations des populations [132]. Patton El541 remarque très justement que les espèces

ne sont pas adaptées aux conditions moyennes, mais aux conditions extrêmement +favorables, du point de vue du climat et d’autres facteurs, auxquelles elles sont soumises de temps à autre. Taylor [203] donne dans les termes suivants un nouvel énoncé de la loi

du minimum de Liebig : (( L a croissance et le fonctionnement d’un organisme sont subordonnés à la valeur minimum du facteur mésologique essentiel (ou mieux, peut-être, à son intensité la plus défavorable), pendant la saison la plus critique de l’année ou durant l’année ou les années les plus critiques d’un cycle climatique. n Mentionnant les fluctuations mal expliquées des m a m - mifères dans les hautes latitudes de l’Amérique du Nord et de l’Asie, Taylor signale que les grands froids poussent les oiseaux de proie septentrionaux vers l’aire de la (( caille blanche )) ou Colinus virginiunus et d’autres espèces de gibier, qui peuvent subir ainsi de lourdes pertes. I-Iuntington [113] pense que les périodes de sécheresse dans les steppes et les semi-déserts ont provoqué de semblables migrations de grands mammi- fères, y compris l’homme. Les espèces vivant en populations peu nombreuses et réparties sur des aires limi- tées, telles que Colinus ridgewayi, que l’on trouvait autrefois dans le sud de l’Arizona, peuvent être en grande partie détruites au cours d’une seule saison défavorable [61]. Il est probable que des facteurs additionnels contribuent d’ordinaire à produire ces effets. (( Mais la sécheresse et le froid extrêmes ou d’autres caractéristiques critiques du milieu doivent être souvent le facteur immédiat qui entraîne une limitation numé- rique des espèces voire même leur élimination (locale et habituellement temporaire). 1)

Les résultats des recherches quantitatives ne peuvent jamais être prévus avec certitude. Lorsque G. Ra h m [162] a recherché en Palestine les petits tardigrades vivant dans les mousses et les lichens, nous avons constaté, avec surprise, que le nombre d’individus de l’espèce commune Echiniscus testudo et de quelques espèces de Mucrobiotus trouvés dans des carrés de mousses et de lichens de superficie et de poids comparables était en raison inverse de la pluviosité : 40 individus par unité entre Jéricho et la mer Morte; 10 à 20 aux environs de Jérusalem; mais O dans les territoires méditerranéens où les chutes de pluie dépassent 700 mm. Ces espèces sont manifestement favorisées par une courte saison pluvieuse suivie d’une saison sèche et prolongée, et il est très regrettable que ce groupe et les groupes qui lui sont apparentés du point de vue écologique n’aient jamais été étudiés dans les steppes arides et les déserts.

ZONA LIT^ BIOCLIMATIQUE

La phénologie agricole a été fondée en 1836 par A. Que- telet, de Bruxelles, et développée par H. Hoffmann. Ce dernier a proposé d’appeler (( isophanes )) les lignes

42

reliant les points qui présentent des caractéristiques identiques au point de vue de la phénologie. C. H. Mer- riam [140, 1411 a pris les sommes de températures et

Les facteurs climatiques dans l’écologie animale de la zone aride

les lignes isothermes comme bases des zones de vie et de culture. Ces (( zones de vie )) de Merriam sont déterminées

d’après les deux lois suivantes relatives à la tempé- rature : 1. La distribution des animaux et des plantes vers le

nord est fonction de la quantité totale de chaleur pendant la saison de croissance et de reproduction.

2. L a distribution des animaux et des plantes vers le sud est fonction de la température moyenne pendant une courte période couvrant la partie la plus chaude de l’année.

Selon Kendeigh [124], la base physiologique de la sommation des températures de Merriam n’a rien de significatif, le développement de chaque espèce ayant ses exigences particulières. Il soutient également que les maximums quotidiens de température ont beaucoup plus d’importance que les maximums moyens quoti- cdiens. A son avis, des travaux portant sur la distribution d’un certain nombre de mammifères et de plantes importantes et significatives ont plus de valeur que l’étude des zones de vie établies d’après des lignes climatiques préconçues. A ces considérations, Shel- ford [190] ajoute que les zones de vie ne peuvent être déterminées qu’en fonction de la répartition des plantes et des animaux. On note de telles divergences entre le système de Merriam et la zonalité écologique réelle des communautés biotiques que les zones de Merriam ne peuvent garder leur valeur qu’en matière de zoogéo- graphie et non d’écologie. On peut d’ailleurs se demander sérieusement si Merriam a jamais voulu faire davantage. Shelford conclut qu’en dehors de la zonalité en altitude, la répartition des communautés biotiques de l’Amérique du Nord ne concorde aucunement avec les lignes de Merriam. Dans ce débat, nous devons tenir compte de la vaste

expérience pratique et de la grande sagacité du spécia- liste californien J. Grinnell. En ce qui concerne l’une de ses premières études analytiques concernant les mammifères et les oiseaux de la vallée inférieure du Colorado [84], ses travaux sur le terrain ont abouti à des résultats qui coïncident assez bien avec les lignes de Merriam pour ce qui est des zones de distribution en altitude. Selon GrinneIl, les limites les plus importantes sont les suivantes : (( 10 augmentation ou diminution de la température au-delà de certaines limites critiques, selon l’espèce considérée; 20 augmentation QU diminution de l’humidité atmosphérique au-delà de certaines limites; 30 modification des ressources en alimentation ainsi que des lieux de reproduction et de nourriture par rapport à l’équipement structurel propre à chaque animal considéré. On reconnaîtra dans ces trois sortes de barrières la délimitation zonale, faunique et associative dont il a été question dans les chapitres précédents. 1) Grinnell résume de €açon semblable sa longue expé-

rience de travaux sur la distribution des oiseaux de la Basse-Californie [86] :

(( Il m e semble que le problème de l’origine des espèces doit être nettement séparé des problèmes concernant l’hérédité. Ce problème de la spéciation m e paraît relever beaucoup plus du géographe et du climatologue que du généticien. Des études du taxonomiste concernant la définition des espèces secondaires et des sous-espèces - s’il est aussi un zoologue travaillant sur le terrain - et des études du géographe, on peut, à condition de les relier judicieusement les unes aux autres, tirer des enseignements importants sur les conditions, les modes et les résultats de l’évolution. 1)

(Voir également : Grinnell [87] au sujet de la distribution de Dipodomys ingens.) Dans une étude spéciale sur les zones de vie [90],

Grinnell suggère, à titre de compromis, que le natu- raliste et le climatologue conduisent leurs travaux séparément pour en comparer ensuite les résultats, qui concordent souvent dans une large mesure. J. Davidson [66-681 a adopté une autre méthode.

Partant d’une étude détaillée de l’écologie de certaines espèces d’insectes de l’Australie et des phénomènes météorologiques concomitants, il a été conduit par ces analyses précises à définir la zonalité bioclimatique de l’Australie, en se fondant sur les facteurs climatiques déterminants observés chez les insectes considérés. La température et l’humidité déterminent en grande partie les fluctuations du nombre de ces insectes et de l’intensité de leurs activités, dans le cadre des changements de temps habituels. On peut établir la classification suivante (voir tableau II) en ce qui concerne l’humidité. TABLE.4U II. Humidité (valeurs mensuelles). Précipitation /Euaporaiion Classification

Très humide Plus de 4 2-4 Humide 0,s-2 Semi-humide 0,25-0,5 Semi-aride M o h s de 0,25 Aride

Pour établir ces valeurs mensuelles, il est tenu compte du fait que les mois présentant un indice P/E supé- rieur à 0’5 sont consécutifs ou non, ainsi que des tempé- ratures de ces mois consécutifs. (D’après Miller : une moyenne annuelle supérieure à 32’22% = très chaud, aucun mois au-dessous de 6,110C = chaud; de 1 à 6 mois au-dessous de 6,110C = frais.) En partant de ces données, Davidson a dressé une carte bioclimatiquc de l’Australie, qui s’est révélée, dans l’ensemble, correcte. Elle représente un grand progrès sur les travaux de Merriam et même, probablement, sur ceux de Hoplrins [log] intéressant l’Amérique du Nord. On ne dispose pas encore, en ce qui concerne la plupart des régions, d’une quantité suffisante des données de base nécessaires (précipitation /évaporation) pour qu’il soit possible d’appliquer les principes de Davidson à d’autres continents.

43

Climatologie, compte rendu de reclmrches

Le grand pionnier de l’écologie animale, V. E. Shel- ford, a défini l’unité phéno-physiologique naturelle, non pas d’après les isothermes ou les lignes de sommes égales de températures, mais en tant qu’unité physiologique. Hopkins a commencé en 1918 de travailler sa (( loi bioclimatologique )) et a couronné ses études

par la publication de l’ouvrage intitulé Bioclimatics. A science of life and clirnate relations [109]. Il y définit comme suit les principes de la bioclimatologie (p. 3) :

u 1. En vertu des lois astronomiques, les phénomènes biologiques et climatiques doivent, à égalité de causes astronomiques, être égaux le long des parallèles terrestres.

1) 2. En vertu de la loi bioclimatologique, les phéno- mènes biologiques et climatiques, tels qu’ils sont modifiés par les influences terrestres, doivent, à égalité d’influences et à égalité de niveau à travers les continents, être égaux le long de lignes qui s’écartent des parallèles suivant une inclinaison supposée constante de 10 de latitude pour 50 de longitude; ces lignes sont appelées (( isophanes N. )) 3. Étant donné, cependant, que les influences du

complexe des causes locales, régionales et continentales ne sont jamais égales, on doit constater dans les effets observés des écarts ou des variations par rapport aux exigences des lois astronomiques et bioclimatologiques. Ces variations, déterminées par des méthodes bioclimatologiques et exprimées en unités de temps, de température ou de distance servent : u) de mesures de l’intensité relative des influences modifiantes et b) d’indices pour l’interprétation des causes et des facteurs ainsi que pour la prévision des éléments bioclimatiques en tout point situé dans les limites en latitude et en altitude de l’influence représentée par les données recueillies en une station et ses indices de variation.

1

LES COUPLES DE FACTE

V. E. Shelford [193] cite une déclaration anonyme selon laquelle, toutes choses égales d’ailleurs, l’étude des variations de l’influence d’un seul facteur climatique ne permet de connaître une situation que dans une proportion de 10 %, au plus, en ce qui concerne les organismes vivants. Il mentionne la table du confort humain d’Abbe [l], fondée sur différentes combinaisons de la température et de l’humidité, comme l’une des premières combinaisons de deux facteurs dans le domaine de l’écologie animale. La représentation la plus courante de deux facteurs

est le climatogramme, où sont combinées les valeurs moyennes mensuelles de la température et celles de la pluviosité ou de l’humidité atmosphérique. Le clima-

)) 4’. En vertu des lois, principes, systèmes et méthodes de la bioclimatologie, les éléments bioclimatiques de toute station d’observation peuvent être analysés et directement comparés, sur la base d‘une stricte coordination, avec ceux de n’importe quelle autre station dans n’importe quel continent.

1) 5. La zone bioclimatique et les types zonaux d’un site, d’une aire ou d’une région limités sont les indices les plus sûrs des espèces de plantes et d’animaux ainsi que des formes d’agriculture les mieux adaptées aux conditions et aux besoins locaux. )) Nous avons mentionné ici cette méthode extrême-

ment utile, bien que fassent défaut - il faut le répéter - les observations les plus élémentaires qui permettraient de l’appliquer aux régions arides. Chaque fois qu’on envisagera, dans un proche avenir, de mettre en valeur sous une forme quelconque des régions arides, des déserts, des steppes, etc., il faudra commencer par créer des bases ou stations bioclimatologiques en vue

isophanes de la région. Quelques-uns des A. Ashbel constituent une introduction

très utile à la bioclimatologie des régions arides. Une zonalité bioclimatique correctement établie rendra les plus grands services à la phénologie, à l’écologie, à la climatologie, à l’agriculture et à l’élevage. Ici encore, l’absence complète de toute étude rationnelle, portant sur quelques dizaines d’années, des populations animales des régions arides, rend impossible toute application immédiate. Il est donc nécessaire d’entreprendre immédiatement ce travail préparatoire, en établissant un certain nombre de stations de base dans les régions arides, pour réunir des données quantitatives sûres concernant les fluctuations et les particularités géogra- phiques des populations animales (de tous les groupes) dans le temps et dans l’espace.

URS MZTEOROLOGIQUES

togramme peut porter sur le temps d’une année parti- culière ou sur le clirpat moyen d’un site ou d’une région. Lorsqu’il est possible d’indiquer en outre sur le climatogramme les zones où les conditions climatiques sont tolérables ou optimums pour l’animal considéré, 2 l’une quelconque de ses phases et de préférence dans sa phase la plus sensible, cette combinaison porte le n o m d’écoclimatogramme. En matière d’écologie marine, la salinité et la tempé-

rature constituent la combinaison la plus importante pour les œufs et les jeunes organismes. Les combinaisons les plus courantes de deux fac-

teurs sont les suivantes :

44

Les facteurs climatiques dans 1’6cologie animale de la zone aride

Thermohydrogramme = Température et pluviosité. Thermohygrogramme = Température et humidité rela-

tive. Héliohydrogramme = Pourcentage d’insolation pos-

sible et pluviosité. Héliohygrogramme = Pourcentage d’insolation pos-

sible et humidité relative. Phytohydrogramme = Pourcentage de couverture vé-

gétale et pluviosité. Sélénohéliogramme = Étape du cycle lunaire et pour-

centage d’insolation possible. Halothermogramme = Salinité et température.

W. C. Cook a été l’un des premiers à montrer la subordination des éléments zoologiques au climatogramme et particulièrement au thermohydrogramme. Pendant toute la durée des années 1919 et 1923, il a fait fonctionner des pièges lumineux à Bozeman (État de Mon- tana). L’année 1919 avait été précédée de trois années de sécheresse exceptionnelle, tandis qu’après 1919 le climat est progressivement revenu à la normale. L’effet de cette situation climatique sur la distribution des noctuidés est indiqué dans le tableau III, où les espèces sont groupées selon leurs éléments zoogéographiques.

TABLEAU III.

Eikmenr

Nombre d’individus Nombre ioiauz caplurés d’individus

Espèce

1919 1923 1919 1923

Est des États-Unis

Grande Plaine

Montagnes Rocheuses

côte du Pacifique

Euxoa divergens Neleucania albili-

Polia atlantica Polia lorea Caradrina extima Chorisagrotis auxiliaris

Euxoa idahoensis Euxoa ochrogaster Euxoa pallipennis Sidentia devastator Agroperina pen-

Euxoa cervinea Euxoa intrita Euxoa satiens Euxoa sponsa Polia meodana Polia tenisca Feltia vancouver-

Scotogramma ore-

nea

dina

ensis

gonica

23 100

2 20 2 43 2 10

140 - 48 2 17 2 10 9 51 12

- -

2 9 1 10

358 78 16 22 2 5 24 75 13

1 18

-

28 -

29

275

379

1

173

16

136

46

Trois années de changements de temps normaux suivant la même tendance ont suffi pour provoquer la disparition presque complète des espèces de l’Est et de la côte du Pacifique en même temps qu’un accrois-

-Zone d’invasiûn en pouces- +

FIG. 1. Climatogrammes des zones typiques d’invasion de trois Lépidoptèresnoctuidés nuisibles à l’agriculture, auxatats-

Unis d’Amérique. (D’après Cook [59].)

sement considérable de ceux de la Grande Plaine et des montagnes Rocheuses. Cet effet est évidemment beaucoup plus prononcé lorsqu’il se manifeste sur de plus longues périodes, ainsi qu’il ressort clairement de plusieurs études finlandaises sur la tendance géné- rale de l’époque actuelle. Des changements analogues ont été décrits au sujet

des steppes du Kansas. Un cycle de sécheresse (1933- 1940) avec des tourbillons de poussière, favorisés ou non par une paissance intensive, a fait passer les prairies à graminées mixtes, aussi bien que les prairies à gra- minées basses, de l’état de prairie de climax à celui de série de disclimax, offrant peu de nourriture aux grands herbivores. La décroissance des vents, la fréquence moindre des tourbillons de poussière et le retour à des précipitations normales ont eu pour résultat une rapide régénération de cette région [2, 3, 2151. On peut certainement supposer que des changements tout aussi importants se sont produits en ce qui concerne la faune, bien que personne ne les ait analysés. Il est assurément nécessaire d’accorder une égale attention aux effets exercés sur la faune et à ceux que subit la végétation, lorsqu’on analyse une succession de phéno- mènes météorologiques. W. C. Cook [59-641 a étudié trois noctuidés de 1’Amé-

rique du Nord. On trouvera dans la figure 1 les clima-

45


togrammes de ces trois espèces et on notera les diffé- rences sensibles entre leurs besoins en humiditg (moyennes de 270, 635 et 755 mm). Nous détachons ici (voir tableau IV) le cas de Porosagrotis orthogonia, l’espèce trouvée dans les plus arides des régions où des invasions ont été constatées dans un certain nombre de stations, pendant la période de mai à juillet.

TABLEAU IV.

Moyenne des

précipitariona

Nombre de

siations

Augmentation des

invasions

mm

62 94 138 157

244 Considérable 29 Faible 13 Faible 16 Considérable

Cook a examiné ensuite la probabilité d’invasions dans des localités pour lesquelles on possède des données concernant le climat et les invasions. Il faut au moins, sur dix années, une année favorable à une invasion pour que Porosagrotis orthogonia puisse se maintenir dans un territoire quelconque. Même les invasions dues à d’importants vols d’immigration ne peuvent se produire que dans les zones où une année au moins sur vingt est favorable à l’augmentation de l’espèce. L’analyse météorologique montre que souvent plusieurs années consécutives présentent un type semblable de climat; ce fait renforce la tendance à l’accroissement ou à la diminution de l’espèce.

TABLEAU V. Interdépendance des invasions et de la probabilité des années favorables.

Probabilité de moins de IO0 mm de pluie en

mai-juin Moyenne d’annbea Staiion Nombre météorologipe d’années pour une pour deux sans invasion

annEe années successices

% % Helena (Mo.) 48 27 7 16 Cheyenne (Wyo.) 55 19 4 23 Crow Agency

Havre (Mo.) 45 19 4 23 Fort Collins (Colo.) 45 19 4 30

Miles City (Mo.) 50 16 3 30 Poplar (Mo.) 41 12 2 67

(Mo.) 42 19 4 22

Willistin (N.D.) 42 11 1 55 Glendive (Mo.) 40 11 1 55

Bismarck (N.D.) 42 7 0,5 91 Boyeman (Mo.) 4c9 10 1 40

Moorhead (Minn.) 42 3 091 250

L a rareté des fortes invasions est due au petit nombre d‘œufs [65] pondus par chaque femelle. Une humidité

46

du sol relativement élevée empêche les oeufs d’éclore et prédispose les jeunes chenilles aux mycoses. Le climatogramme n’a guèrc été utilisé pour la faune

homéotherme (animaux, oiseaux et mammifères à sang chaud). Récemment, Shelford s’est fondé sur de plus courtes périodes - et souvent seulement sur les combinaisons les plus importantes dans le mois le plus sensible - pour analyser la densité de population pendant une série d’années. Le meilleur exemple en est probablement l’étude qu’il a faite autour de Peoria (Illinois) en 1952 sur les populations du Cupidon des prairies (Tympanuchus eupido americanus) [193]. L a période (critique) la plus importante est probable-

ment la dernière phase de la croissance des gonades, qui se situe principalement en avril. Il est manifeste que la combinaison, à ce moment, de 50 à 65 y0 d’insolation et de 50 à 310 mm de pluie a été suivie l’année suivante du nombre le plus élevé de mâles appelant les femelles (booming males). Mais il arrive probablement bien des choses à une population pendant les onze autres mois! Il faudrait donc connaître le nombre des œufs pondus et la vigueur relative des jeunes. La deuxième phase du cycle vital du Cupidon des

prairies, celle de l’incubation, se situe en mai pour la majorité des individus. Il ne semble pas que ce soit d’ordinaire une période critique du point de vue du milieu physique et de la population. La troisième période, qui se situe principalement

au mois de juin, est celle où la plus grande partie de la population est occupée par l’éclosion des œufs et l’élevage des jeunes. C’est évidemment une période très critique, où la température et la pluviosité semblent avoir, en combinaison, une grande importance. Il faudrait connaître le nombre des jeunes oiseaux à la fin de juin; mais, là encore, on ne connaît que le nombre de mâles appelant les femelles’ au printemps suivant. L a figure 2 montre les relations entre facteurs combinés par couple. On peut en tirer un tableau plus régulier et généralement meilleur de la situation. Les populations les plus nombreuses sont associées à des températures s’échelonnant entre 20,s et 23,5o C et à des pluies de 64 à 117 mm. Un examen de ces variations permet de constater que les limites extrêmes de la grandeur des populations se situent à l’intérieur des limites optimums de la pluviosité. Les limites optimums de température ne se trouveraient pas amélio- rées si les blancs laissés à droite étaient comblés. Pendant une période de neuf mois, qui commence

?t la fin de juillet, les cupidons des prairies, jeunes et adultes, se nourrissent, se reposent, se cachent, etc. L a réussite du groupe est fonction de la quantité de couverture végétale et de nourriture, spécialement en hiver. Le Département de l’agriculture de l’État d’Illi- nois tient à jour un registre des pâturages qui repré- sente les résultats bruts de la croissance des plantes, mois par mois. La figure 2 montre le rapport existant entre l’état de8 pâturages et la popdation de cupidons des prairies à Hunt City (Illinois) de 1935 à 1948. Les

Les facieurs climatiques dans l’écologie animale de la zone aride

1 2 3 4 5 6 \ 1 I - PLUVIOSITË EN AVRIL (POUCES)

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FIG. 2. Ettude de population d’oiseaux. - Réliohydrogramme, donnant les nombres de nids de faisans par 100 acres (40 ha) relevés au nord-est de l’Ohio pendant l’année suivant celle où a 6té établi le graphique climatique. Les nombres sont portés à l’intersection des coordonnées représentant, respectivement, la valeur de l’insolation en avril (exprimée en pourcentage du total possible) qui a été relevée 2 Fort Wayne (Indiana), et celle de la pluviosité en avril qui a été relevée ii Bowling Green (Ohio). Il apparaît. que l’interae- tion de ces facteurs a une grande influence sur l’importance de la population. Sans doute aurait-il fallu, pour que les conclusions fussent décisives, faire les relevés dans la zone d’étude, mais cet héliohydrogramme permet de penser que le même nombre environ de nids se présente par séries de différentes combinaisons de pluviosité et d’insolation : par exemple, on constate qu’il y a environ 47 nids pour 68 y. d’insolation et 2,25 pouces de pluie ainsi que pour 53 y. d’insolation et 3,5 pouces de pluie; les données sont trop peu nombreuses, mais les ellipses tracées suivent la configuration générale de ces rapports. Les conditions les plus favorables, d’après le plus grand nombre de nids, sont réalisées dans la partie centrale du graphique. Les deux types de grisaille déter- minent les deux zones de conditions favorables. Les lignes réunissent les années où la population est approximativement égale. (Données extraites de la communication portant le no 203 (1950), d’E. Dustman, de l’Ohio Wildlife Research Unit, Université de 1’Etat d’Ohio. D’après Shelford C1951.)

données fournies portent sur les mois d’avril à octobre. L a prdsence des populations les plus nombreuses coïncide avec le meilleur état des pâturages. Ces huit ou neuf mois ne comprennent aucune période critique, sauf lorsque le temps est particulièrement rude. Une sérieuse pénurie de nourriture peut être un facteur critique ou déterminant qui prédomine sur les autres facteurs.

Larsen [135] a considéré certains facteurs internes comme déterminants. Le besoin de s’assembler sur les terrains de parade nuptiale (booming grounds) serait un facteur interne déterminant. En outre, un des facteurs peut être déterminant ou du moins beaucoup plus important que le facteur avec lequel il est couplé. Le rayonnement ultraviolet a été, de 1924 à 1938, un facteur déterminant pour les cailles dans tout l’État de l’Ohio, et pour la punaise dite Chinch bug sur un large territoire de l’Illinois. Dans ce dernier cas, l’action du rayonnement de courte longueur d’onde s’est mani- festée pour une étroite bande d’intensité optimum (Shelford [192]). L’examen de l’un quelconque des diagrammes de facteurs couplés montre qu’il est probablement vain d’étudier les relations en fonction d’un seul facteur, à moins qu’il se trouve que l’un des facteurs soit déterminant (Marshall et Bowden [139]). Cette importante étude s’achève sur un appel en

faveur de la création de (( maisons des sciences de la vie N, dont il est donné une description sommaire; ces établissements offriraient, dans l’avenir immédiat, la seule possibilité peut-être de vérifier dans des conditions expérimentales le rôle des facteurs couplés. S’appuyant sur des données déjà publiées, Shel-

ford [195] a poursuivi ce genre d’analyses sur d’autres oiseaux, parmi lesquels nous mentionnerons seulement le faisan (Phasianus colchicus) étudié en Ohio. Une relation assurément très stable ressort de la comparaison de l’héliohydrogramme du mois d’avril avec le nombre de nids de faisans relevé par 100 acres (40 hectares) dans l’année suivant la période dont le climat est représenté sur la figure 2. Une première analyse effectuée à titre d’essai sur

un gros mammifère, l’antilope dicranocère (Antelope cervicapra), dans le parc de Yellowstone, où l’apogée de la période d’accouplement se situe en octobre, indique que le mois de septembre est la période sensible en ce qui concerne le développement des gonades et l’instinct de reproduction (comme pour le lapin à queue cotonneuse). Une intensité optimum du rayonnement ultraviolet (ce qui est une autre façon d’exprimer le pourcentage d’insolation possible) Fermet, si elle est combinée avec une humidité satisfaisante, de constater lors d‘un recensement fait huit mois plus tard, c’est-à-dire dix-sept mois après l’accouplement, la présence d’une génération de jeunes plus nombreux et plus vigoureux. Les jeunes naissent en juin et, au mois de septembre, leur poids s’élève à la moitié de celui des adultes. On a d’autre part constaté, d’après le diagramme

rayonnement ultraviolet - humidité [194], que la production de lait du bétail était soumise à la m ê m e influence en mai et juin.

47


QUELQUES EFFETS DU CLIMAT SUR LES OISEAUX

L’analyse causale des migrations d’oiseaux, fondée sur le métabolisme et le milieu, a été créée par Ken- deigh [125]. Farner [74] a résumé cette méthode dans les termes suivants :

(( La migration est le résultat du déclenchement d’un schéma de comportement héréditaire et complexe, stéréotypé dans les systèmes nerveux et endocriniens. Ces schémas ont probablement évolué par variation et sélection, comme c’est le cas pour les caractères morphologiques. Parmi les facteurs de sélection, on peut citer des conditions de reproduction plus favorables en été dans la zone de reproduction, une meilleure ration d’énergie et des relations Ênergétiques plus favorables en hiver [125], des températures d’été défa- vorables dans la zone d’hivernage et des conditions de nutrition plus favorables. Il conviendrait d’accorder beaucoup plus d’attention à cet aspect de la migration. )) Kendeigh et ses disciples ont été apparemment les

premiers à souligner l’importance de la corrélation physiologique entre le métabolisme et la température du corps des oiseaux, d’une part, et le climat de leur milieu d’autre part. Nous donnerons ici les conclusions auxquelles Salt [172] est arrivé à ce sujet, en comparant le pinson mexicain sédentaire Carpodacus mexicanus, qui habite une région aride, avec deux de ses cousins, C. cassinii et C. purpureus qui vivent dans des régions moins arides. Si l’on rapproche tous les facteurs qui exercent une influence sur ces trois espèces de petits pinsons, on constate que chacun d‘eux a des méca- nismes physiologiques et psychologiques si bien adaptés qu’il peut se reproduire dans une région à climat et végétation déterminés avec plus de succès que l’un ou l’autre de ses deux cousins qui occupent des régions adjacentes, mais différentes. Le climat, la végétation et les schémas de comportement contribuent conjointement à définir les limites de reproduction dans chaque cas, un facteur étant critique dans une région, un autre facteur dans une autre région. Les climatogrammes montrent que ces oiseaux occupent les zones de climat optimum dans les mois consacrés aux deux activités principales que sont la reproduction et la mue. C. mexicanus est un granivore qui, pour sa nourriture, doit surtout compter sur les graines présentes au sol en toutes saisons. 11 possède un système de régulation thermique qui réalise un compromis entre la conservation maximum de l’eau et le pouvoir de refroidissement maximum. Il peut donc supporter des tempé- ratures assez élevées tant que la pression de vapeur atmosphérique reste assez faible, mais il doit boire de l’eau pour remplacer celle qu’il perd en se refroidis- sant par transpiration. Il faut aussi qu’il ait à sa disposition des buissons ou des arbres, ou des couverts équi- valents tels que des maisons, pour faire son nid, chanter

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et s’abriter, ainsi qu’un terrain dégagé où poussent des herbacées et des graminées, pour se nourrir. 11 vit mieux dans des climats chauds que C. cessinii et dans des climats secs que C. purpureus. En ce qui concerne sa nourriture, il dépend moins que ce dernier des ressources en fleurs, en bourgeons et en baies et il n?a pas besoin d’une ration d’eau quotidienne aussi élevée. Du point de vue du métabolisme, C. mexicanus est nettement mieux armé que l’un ou l’autre de ses cousins, en ce sens que son taux de métabolisme à toutes les températures inférieures à 32,220 C est inférieur au leur; il peut donc vivre dans des régions où la nourriture est rare et qu’aucune des deux autres espèces ne pourrait habiter. En résumé, ce petit pinson est admirablement adapté

à la vie dans les régions arides et relativement impro- ductives du grand bassin et du plateau mexicain. Les conditions qui l’empêchent de se répandre également dans toute cette zone semblent être le besoin d’eau pour boire et la nécessité d’avoir près de lui des arbres ou des buissons. La première lui interdit de grandes étendues du désert à Prosopis juli$ora et à Yucca brevifolia, à cause du manque d’eau, et la deuxième l’empêche d’utiliser de vastes espaces découverts où pousse Artemisia tridentata. H. Wallgren, d’Helsinki, a donné une analyse détaillée

des habitudes du bruant jaune (Emberiza C. citrinella) et de l’ortolan (E. hortulana). Tandis que le bruant jaune hiverne principalement dans les limites de sa zone de reproduction, tout en se déplaçant en fonction des changements locaux de température et de la nourriture disponible (après les tempêtes de neige), une faible proportion seulement de l’espèce étend ses déplace- ments au-delà de la limite méridionale de la zone de reproduction. Par contre, l’ortolan est un véritable migrateur, qui a des zones de reproduction et d’hivernage bien distinctes. La comparaison des climatogrammes photopériode-température pour les deux espèces dans les zones de reproduction et d’hivernage montre que le bruant jaune a sur le climatogramme des aires qui lui sonx presque exclusivement réser- , vécs (fig. 3)’ alors que les conditions de température sont semblables pour les deux saisons, la photopériode étant moins favorable en hiver. Des conditions de méta- bolisme très stables sont obtenues grâce à une forte migration. Les facteurs mésologiques qui incitent le plus efficacement l’ortolan à la migration vers le nord semblent être l’élévation de la température et le début de la saison pluvieuse. A mon avis, dans son état physiologique actuel, l’espèce ne serait pas capable de se reproduire avec succès dans l’aire d’hivernage. Il n’est pas possible, semble-t-il, de démontrer l’existence d’un stimulus mésologique influant directement sur la migration d’automne de l’ortolan. Le comportement actuel

Les facteurs climatiques dans l’écologic animale de la zone aride

Outre la destruction de très nombreux oiseaux migrateurs dans le Sahara, en cas de simoun, des N déci- mations )) analogues ont été constatées à l’intérieur de l’Australie-Méridionale et en Australie centrale, où, en 1932, la température est demeurée pendant plus de deux mois au-desgus de 380 C.

35 s-

30 - 25 - 20 - 15 - Y

O 8 IO 12 14 16 18 20 22 24

Heures de iour

FIG. 3. Emberiza citrittella: 3 en été; 4 en hiver; Embeïiza hortzclana : 1 en été; 2 en hiver. (D’après Wallgreii [213].)

de l’espèce est probablement le résultat d’un processus d’évolution dans lequel la température et la photo- période ont été des facteurs importants. II était nécessaire de mentionner ces théories nou-

velles, qui ont manifestement une valeur très générale, parce que les oiseaux qui font des migrations à travers les déserts appartiennent aux espèces qui recherchent un milieu favorable à l’équilibre métabolique, ce que montre clairement la similitude des climatogrammes photopériode-température. Voilà encore un cas où le choix judicieux d’un couple de facteurs permet de résoudre de vieilles énigmes de la biologie. C’est pourquoi l’étude de l’équilibre métabolique

présente beaucoup d’importance [18, 691. Étudiant la question du nombre d’œufs dans les

pontes, Lack [132] mentionne, en dehors de l’influence de la quantité de nourriture dans des saisons diffé- rentes, celle du climat, particulièrement pour les régions arides d’Afrique et d’Australie. Les pontes sont moins fortes dans les années de faible pluviosité. Hocsch [IO21 signale une réduction de 4 à 3 œ d s dans une saison sèche pour deux étourneaux et deux tisse- rins du Damaraland. Guirtchitch [95] a noté qu’en Tunisie le nombre d’ceufs dans les pontes des alouettes était tombé à la moitié du chiffre normal pendant l’année sèche 1936. Moreau [147] confirme cette règle pour de nombreux passereaux et outardes de diverses parties de l’Afrique; White [226] et Roberts [169] font de m ê m e pour un grand nombre de passereaux et le Rallus philippelasis en Australie.

Les steppes semi-arides d’Asie sont le centre de nombreux mouvements d’invasion et de migration d’oiseaux tels que le martin rose (Schenk, [175], Sere- brennikov [187]), le ganga des sables, etc. Les systèmes de régulation physiologique des oiseaux

dans les hautes températures du milieu désertique ont été décrits par Bartholomew, Dawson et Howell. La plupart des oiseaux qui habitent les déserts d’Israël en hiver y résident en permanence et l’on ne trouvc parmi eux que quelques visiteurs, tels que Saxicola torquata, Emberiza sp., Acanthis sp. (Bodenheimer et Klein [37]). Presque aucun des habituels migrateurs de passage n’y séjourne plus de quelques heures ou de quelques jours. La plupart de nos oiseaux du désert se reproduisent assez tôt, principalement en mars, selon les conditions locales de pluviosité. Le désert n’offre une nourriture abondante pour l’élevage des jeunes que pendant la brève période de végétation qui termine l’hiver. Le nombre total des eufs par ponte est faible par rapport aux chiffres enregistrés dans de meilleurs biotopes. Oenanthe Zugens en a jusqu’à cinq, alors que I’Erythropygia des régions méditerranéennes voisines, qui a la même taille, en a douze. La durée réduite de la période d’alimentation pendant la grande chaleur de midi, dans la saison chaude, impose aux oiseaux du désert de nombreuses heures de repos supplémentaires - c’est-à-dire, en fait, d’absence d’alimentation. L’énergie dépensée pour recueillir la m ê m e quantité de nourriture est considérablement plus grande dans le désert que dans de meilleurs biotopes, sauP pendant la courte saison favorable. Heim de Balsac [99] a fait une découverte importante,

à savoir que certains habitants du Sahara méridional émigrent en partie dans la savane septentrionale pendant la saison de reproduction. Ce phénomène se produit, semble-t-il, dans les régions marginales où les dernières pluies d’hiver du désert arrosent également des régions qui reçoivent normalement des pluies d’été. Le nombre d’espèces dont de petites populations peuvent demeurer, en hiver, m ê m e dans les parties centrales du Sahara s’est récemment accru. Anthus campestris, Motacilla alba, Phylloscopzss collybita, Sylvia melanocepliala, S. cantillans, S. conspicillata, S. deserti- cola, Monticola solitarius, Falco tinnunculus, et peut- être également des cailles et des canards y ont été observés par Heim [99, 1001 et par Niethanmer et Laenen [152]. Une analyse pénétrante de la récente propagation

du vanneau (VaneElus vcznellus) en Europe du Nord- Ouest et du Centre, à partir des steppes irano-touraniennes semi-arides de l’Asie centrale, son habitat originel, est fondée sur l’étude du comportement et du

49

,


milieu [119]. On constale chez cet oiseau une tendance innée à commencer et à terminer tôt la saison de reproduction (au début de juin, au plus tard), ce qui représente une adaptation steppique à l’apparition précoce et rapide du printemps et à la très courte durée de celui-ci. L a reproduction a donc lieu à l’inté- rieur d‘une zone de danger climatique d’une grande variabilité. L’augmentation. des températures de printemps en Finlande et dans l’Europe du Nord-Ouest au cours des cent dernières années a permis au vanneau de pénétrer dans ces régions dans une zone de reproduction secondaire. Anser anser et les halophiles Tadorna tadorna et Recurvirostra avoeetta ont mani- festé une m ê m e tendance. Moreau fait observer que le Sahara est entièrement

traversé par des migrateurs sur une distance de près de 2 O00 kilomètres. Cela représente quarante heures de vol normal et une distance trois fois plus grande que la plus longue traversée maritime effectuée par les oiseaux paléarctiques. Aussi certaines parties du désert sont-elles littéralement jonchées de carcasses d’oiseaux, grands et petits; Jarvis a trouvé à 350 kilo- mètres à l’ouest de Dakhla des carcasses de cigognes, de grues et de sarcelles, ainsi que de petits passereaux; Beadnell note de nombreux corps momifiés d’oiseaux, notamment de cailles, à 350 kilomètres au sud de Dakhla. La direction et la nature des vents ont une grande importance pour la survie. Le simoun est à cet égard particulièrement défavorable ; Beadnell décrit ses effets mortels au sud de DakhIa : (( Le campement était installé sur une partie du désert plate, nue et non couverte de sable. A mesure que l’après-midi s’écoulait, le simoun se mit à souffler et plusieurs oiseaux migrateurs apparurent; trois d’entre eux, un martinet et deux traquets, se dfugièrent dans la tente. Une violente tempête fit rage toute la nuit. Au matin, il y avait sur l’emplacement du camp un dépôt de 45 c m environ de sable inconsistant où les traquets avaient été enterrés vifs. Il est certain qu’ils auraient eu la même fin s’ils s’étaient trouvés à découvert dans le désert, sauf qu’elle eût été probablement plus rapide 1). La caractéristique importante des vents en Égypte est que, si le vent est défavorable au niveau du sol, les oiseaux ne peuvent pas trouver de meilleures conditions en gagnant des couches plus élevées de l’air. Scortecci, Moltoni et Snow ont observé les vols

continuels de maints oiseaux qui traversent le Sahara en automne. Le nombre de ces oiseaux est sujet à de

fortes fluctuations, probablement liées aux changements de temps. Scortecci signale la grande quantité de migrateurs, dont beaucoup étaient épuisés de fatigue, qui ont été abattus au sol par un orage. Dans son excellente étude sur l’écologie des mammi-

fères et des oiseaux du Sahara, Heim de Balsae 11991 arrive à la conclusion que ni les rongeurs ni les oiseaux ne bénéficient essentiellement des microclimats favorables des petits monticules qui existent dans les dunes. Il n’y a que très peu d’oiseaux qui soient capables de vivre en étant privés d’eau en permanence; on peut citer en exemple l’hirondelle de roche Ptyonoprogne obsoleta et le martinet Apus murinus. Le comportement de certains oiseaux de proie à cet égard est encore mal connu. Aux heures chaudes de la journée, la plupart des

oiseaux se mettent à l’ombre dans des niches extrême- ment diverses. Cependant, quelques espéces restent entièrement exposées au plein soleil; il en est ainsi pour les gangas, les outardes et formes voisines, un grand nombre d’alouettes et de traquets du désert, quelques rapaces, les corbeaux du désert et l’autruche. Certains de ces oiseaux pondent, sans construire de nid, à la surface du sol, dont la température peut dépasser 700 C; tel est le cas des gangas, des outardes et de l’autruche. Tous les autres oiseaux qui pondent au sol s7y construisent un nid isolant, habituellement à l’ombre de plantes ou de roches; les émouchets pondent même dans les murs des citernes, La construction de nids dans les buissons ou les arbres a un double effet protecteur. Alors que certains oiseaux choisissent soigneusement pour leurs nids des emplacements protégés du vent, d‘autres, tels que les corbeaux du désert, n’ont pas ce souci. Moreau [146] a observé de grandes migrations d’oi-

seaux venant, au printemps, de l’Inde en Afrique orientale à travers l’Arabie et faisant le voyage inverse en automne. Ces migrations coïncident avec celles de criquets qui sont entraînés par le vent aux mêmes saisons. Toutefois, il convient de bien préciser que les oiseaux migrateurs ne vont pas passivement à la dérive, mais que leur mouvement résulte d’une orientation et d’une utilisation active de la situation. M. Elliot du Tanganyika, a observé une relation entre la migration de retour au printemps et la direction du vent. La plus grande attention doit être accordée à ces influences, qui ne sont pas nécessairement des phéno- mènes universels ou se reproduisant chaque année.

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IMPORTANCE DES MOUVEMENTS UNIDIRECTIONNELS ET PROLONGES DES MASSES D*AIR P O U R LES INSECTES

Deux insectes des forêts canadiennes, le ver des bourgeons de sapin (Choristoneura Jumiferana) et la chenille Malacosorna disstria, ont été étudiés par Wellington [216-2231, qui a examiné l’histoire de leurs invasions, leur comportement, leur sensibilité ainsi que leur milieu macroclimatique et microclimatique. Les deux espèces sont actives pendant la même saison et des pluies prolongées pendant cette période leur sont égale- ment néfastes. Choristoneura se développe au mieux par un temps sec et ensoleillé, tandis qu’un temps modérément chaud, humide et partiellement nuageux est plus favorable au développement de Malacosorna. Lorsque les deux espèces coexistent, leurs invasions commencent dans des années différentes, précédées chaque fois de quelques années d’un temps favorable déterminé. (( Avant les invasions de Choristoneura, la région

subit surtout l’influence des mafises d’air septentrionales et occidentales; avant les invasions de Mala- cosoma, elle est plutôt sous l’influence des masses d’air venant du sud et du sud-est. En général, les inva-

sions de Malacosorna ont tendance à commencer dans certaines parties de la forêt boréale, deux, trois ou quatre ans après le déplacement vers le nord du complexe continental des trajectoires d’orage ou après une augmentation marquée de l’activité cyclonale. Au contraire, les invasions de Choristoneura tendent à se produire après des déplacements vers le sud de ces trajectoires ou après une diminution de l’activité cyclonale. N Les études physiologiques visant à analyser l’effet

microclimatique d’un comportement particulier ont une grande importance. Mais, les forêts canadiennes étant très éloignées des régions arides, il est inutile d’entrer ici dans les détails de ces travaux. Du moins, peut-on dire que cette combinaison des études climatologiques avec celles qui concernent l’histoire des invasions et le comportement des espèces considérées représente une méthode intéressante et pleine de pro- messes; cette série d‘études mérite donc de retenir l’attention, malgré l’absence de travaux de ce genre concernant les déserts et les steppes.

LES ACRIDIENS ET LE TEMPS

En mai 1950, des essaims de criquets pèlerins (Schisto- cerca gregaria) ont quitté la côte de l’habie saoudite, sur la mer Rouge, pour l’Afrique-Équatoriale française située à 2 200 lun de distance, où ils sont arrivés un mois plus tard. Ce fait et d’autres semblables ont amené R. C. Rainey [163-1651 à étudier certaines migrations saisonnières de criquets pèlerins ailés. La longueur des vols et l’importance que présente pour ceux-ci la direction du vent sont reconnues depuis longtemps. L’ensemble de la migration de mai 1950 à travers le Soudan a suivi la direction de la mousson de nord-eet. On a nettement constaté que, dans tous les cas où la vitesse du vent n’est pas inférieure à 11 km à l’heure, tous les vols s’effectuent dans le sens général du vent, même quand ils semblent aller contre lui. Un essaim qui ne réussit pas à se maintenir dans une direction déterminée et qui se déplace soit en cercle, soit en zigzag, avance aussi avec le vent, m ê m e lorsque l’intensité de celui-ci est beaucoup plus faible. Une carte synoptique, où sont portés les résultats d’observations météorologiques faites simultanément sur une vaate étendue, révèle des (( zones de convergence ».

L a convergence est un facteur essentiel de la production de fortes précipitations sur de vastes étendues. Une des principales zones de convergence intéressant les régions envahies par Sckistocerca est la zone de convergence intertropicale entre les alizés et les moussons qui prennent naissance de part et d’autxe de l’équateur en Afrique et en Inde. Les plus importants déplace- ments d’essaims de criquets s’effectuent vers ces zones de convergence (fig. 4). Les incursions ci.; ont lieu dans le Moyen-Orient à la fin de l’hiver sont dues à l’interruption des vents dominants froids de direction nord-sud par des vents plus chauds de direction sud- nord, qui transportent les criquets ainsi que des essaims de Pyrarnalis cardui. L a régularité des précipitations est très importante pour la concentration des criquets. En dix-sept ans, le centre grégarigène extrêmement stable de la Rulrwa Valley, dans le Tanganyika, n’a jamais reçu moins de 50 y. des précipitations moyennes, tandis que dans la région beaucoup plus instable de la côte de la mer Rouge, il n’y a pas eu en parante-huit ans moins de douze années où la pluviosité fût inférieure à 50 y. de la moyenne (Rainey). Ces grands mouvements

51

Climatologie, compte iendic de recherches

FIG. 4. La zone de convergence intertropicale et la distribution des essaims de criquets pèlerins, 12-31 juillet 1950. (D’après Rainey [ 163 -1 651 .)

de masse en direction des zones de convergence et liés à celles-ci facilitent les prévisions sur les déplacements des criquets.

Lors de ses invasions, le criquet brun sud-africain Locustina pferardalina suit également les vents conver- gents. Pour accomplir entièrement leur cycle vital, les cri-

quets ont besoin de deux types d’habitat : l’un pour la ponte, et l’autre pour se nourrir et s’abriter. Une couverture végétale uniforme est beaucoup moins favorable à leur développement qu’une m o e de végétation, parsemée d’îlots dé~udés, qui répond aux exigences de chacune des phases [207]. L a végétation prend normalement cet aspect de mosaïque dans les écotones, c’est- à-dire dans les zones de contact entre deux types de couverture végétale. Mozley [161] définit un écotone comme une zone d’instabilité entre deux communautés adjacentes, une zone frontalière où les relations des êtres vivants entre eux et avec leur milieu sont inconstantes et peuvent varier largement. Uvarov [207] ajoute que les écotones naturels ont été vigoureusement accentués pzr l’activité humaine, notamment par le déboisement:, l’élevage et la culture itinérante. D’un point de vue climatologique, l’écotone témoigne d’une forte accentua- tion de la diversité des types de microclimat dans l’ordre chronologique convenant à la faune. On trouvera dans toutes les sections de la présente

étude (Uvarov [206]) des exemples montrant l’importance des écotones pour les acridiens : c’est dans I’éco- tone situé entre la steppe et la forêt-steppe que les sauterelles d’Eurasie sont le plus abondantes ; le criquet

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migrateur d’Afrique et d’Asie hahite I’écotone intermé- diaire entre les stations de joncs ou de hautes herbes des plaines inondables et les pâturages secs ou les îlots de sable qui en sont voisins; le criquet pèlerin semble trouver des conditions idéales dans l’écotone saharo- sahéIien; les sauterelles du Soudan pullulent dans l’éco- tone où se rejoignent la savane haute et la savane courte (voir aussi, sur le criquet marocain, Bodenheimer [35]). Ces zones biogéographiques frontalières favorisent très souvent la première phase du rassemblement massif des criquets parce que les pluies qui tombent dans l’une ou l’autre des régions adjacentes empiètent fréquemment sur une partie de l’écotone intermédiaire. Mais l’aspect le plus important de l’écotone considéré comme aire grégarigène est la diversité des microclimats convenables qu’il offre juxtaposés. Jusqu’ici, très peu d’auteurs ont étudié les conditions microclimatiques des écotones par opposition à celles des régions homogènes. Toutefois, les équipes locales du Centre de recherches antiacridiennes de Londres ont mis au point d’excellentes méthodes de recherche sur les microclimats. Les causes des invasions de la Plferague Locust austra-

lienne (Chortoicetes terminiferfera, Walker) ont aussi fait l’objet d’une analyse excellente, utilisant surtout le rapport précipitations-évaporation, puis l’indice de Meyer, qui est le rapport entre les précipitations et le déficit de saturation [se]. Mais des valeurs très diffé- rentes ont été données pour l’isoplethe (ligne de valeur égale) limitative dans l’indice de Meyer. En Nouvelle-Galles du Sud, cette limite est fixée 2

165, alors qu’en Australie du Sud-Ouest elle l’est à 286.


Andrewartha [6] a employé une formule encore plus complexe : PT - e, dans laquelle P indique la pluviosité totale, T la température réelle moyenne pendant le jour (plus de 16,50 C) et e l’évaporation quotidienne moyenne évaluée pour chaque mois. Cependant, les discordances apparentes que présentent les résultats obtenus au moyen de ces différentes formules s’effacent si l’on consi- dère la pluviosité mensuelle et non plus annuelle en même temps que la température et les phases actives du criquet. Key [128] expose comme suit ces différentes conditions : (( Dans les aires grégarigènes, d‘où partent les inva-

sions, la pluviosité est modérée (356 à 710 mm). Ellen’est jamais forte, normalement, au cours des mois où la température est favorable au développement de Chor- toicetes. Dans les principales aires grégarigènes, la plu- viosité normale n’est jamais trop faible pour la multi- plication pendant plus de trois mois successifs. Cette période peut être plus longue dans certaines des aires grégarigènes secondaires, mais on y trouve cependant des lieux qui peuvent être assez humides à la suite d’inondations ou en raison d’un drainage insuffisant. )) La température est plutôt élevée. Il s’accumule

suffisamment de chaleur pendant les mois d’humidité favorable pour permettre un développement rapide des insectes, si bien que dans toutes les aires grégarigènes principales une génération au moins, en moyenne, trouve à chaque saison des conditions propices à son pullulement. )) D e façon générale, les aires grégarigènes les plus

méridionales sont susceptible de souffrir d’une accumulation insuffisante de chaleur, et de la sécheresse d’été; celles qui sont situées le plus au nord sont exposées A de longues périodes de sécheresse d’hiver avec des

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températures favorables, et de temps en temps à une période plus humide dans le courant de l’été; les aires situées le plus à l’est risquent encore plus d’être trop humides au moment où la température est favorable; enfin, les plus occidentales sont exposées à subir une sécheresse prolongée pendant la saison des températures favorables. )) Cette analyse est intéressante parce qu’elle met pour

la première fois en lumière les limites imposées à un insecte de la zone aride par l’humidité, la sécheresse et de faibles températures. D’autres analyses analogues seraient extrêmement utiles (voir Andrewartha [6]). Uvarov [207] ajoute que Chortoicetes est particulière-

ment persistant et abondant dans les habitats carac- térisés par une végétation dégradée, c’est-à-dire dans les éeotones dus à l’action de l’homme. (( Une caractéristique dominante de ses aires gréga-

rigènes est leur aspect de mosaïque : des stations de plantes vivaces et assez hautes sur le sol lourd qui produit lui-même son humus, et des îlots d’herbe courte, parsemés de plaques dénudées, sur le sol léger et compact. Les végétaux les plus hauts, résistant mieux à la dessiccâtion, offrent nourriture et abri aux sauterelles et aux criquets adultes, tandis que les espaces décou- verts de sol compact servent pour la ponte ... )) Nous avons ici, manifestement, la même relation

importante entre la végétation en mosaïque et la possi- bilité pour l’insecte de trouver facilement, dans le voisinage immédiat, des conditions microclimatiques favorables. Le macroclimat et le microclimat doivent tous deux remplir certaines conditions pour que l’aire en question devienne favorable à la pullulation des criquets, et la plupart de ces écotones, si appropriés à cet égard, résultent de l’action de l’homme.

L’IMPORTANCE ZCOLOGIQUE D U MICROCLIMAT

Les ouvrages généraux d’introduction à l’étude des microelimats, tels que ceux de Geiger, Kern, Sutton et d’autres auteurs, en soulignent l’importance pour l’écologie animale. K. Mellanby (in D. Brunt [45]) déclare que si les conditions microclimatiques ont une importance considérable, dûment démontrée, pour l’écologie végétale, elles en ont encore davantage pour les animaux. Ces derniers peuvent passer eux-mêmes d’un type de microclimat à un autre, et risquent ainsi de se trouver dans des conditions très variables de tempé- rature et d’humidité - ainsi que d’exposition au vent et au soleil, d’évaporation, etc. - en se déplapant de quelques mètres seulement. Les spécialistes de l’écologie animale qui travaillent dans les déserts s’occupent

depuis longtemps déjà de telles variations (voir Wil- liams [227-229], Buxton [46-511, Bodenheimer [34] pour des microclimats reneontï-és sur différentes pentes ; Heim [99], etc.). En Turquie, la coccinelle commune Coccinella septem-

punctata quitte les hauts-plateaux dont Ankara occupe le centre pour émigrer en masse vers les sommets des montagnes environnantes (Bodenheimer [35]). En juin, on les y trouve en énormes quantités, par exemple sur le sommet de 1’Elma Dagh (2 O00 m d‘altitude) qui est exposé toute l’année à des vents violents et très secs. A cette époque, la plupart se sont déjà réfugiées, sous de gros rochers, dans de petites cavernes où elles s’agglomèrent par groupes de plusieurs milliers, plongées

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dans un état de semi-torpeur. Elles n’en sortent que l’année suivante, au début d’avril, époque à laquelle elles ont perdu jusqu’à la moitié de leur poids. Bien que le macroclimat de la région soit caractérisé par une évaporation très intense, le microclimat qui règne dans ces petites cavernes est protégé du vent, et la transpiration initiale des insectes lui confère une humidité sensible et permanente. En revanche, dès le début de l’automne, la transpiration excessive a déjà tué tous les groupes ou tous les individus qui se sont rassemblés ou réfugiés dans les touffes peu serrées que forment les plantes communes de la famille Astragalus. Nous pouvons citer deux autres cas pertinents tirés

de notre propre expérience. La crécerelle commune (Falco tinnunculus) est un arboricole typique, et c’est avec étonnement que nous l’avons rencontrée au milieu du désert syrien, dépourvu d’arbres, oii elle se reproduit en des niches creusées dans la paroi des points d’eau et des citernes. Le moustique Anopheles bifurcatus est commun dans

les forêts européennes, où, en dépit de son abondance intermittente et locale, il n’a que peu d’occasions de contact avec l’homme. Cependant, à Jérusalem, ville chaude et aride où l’on ne trouve aucun terrain boisé, il vit et se reproduit dans les citernes des maisons, voisinant donc très étroitement avec l’homme. Jus- qu’en 1918, le paludisme, dont il est l’agent, faisait près de cent victimes par an. Depuis lors cette maladie a complètement disparu de Jérusalem, grâce à des injections périodiques de pétrole dans les citernes. Tous les actes des criquets pendant les phases de

rassemblement et de grégarisme sont loin d’être des réflexes d’animaux-machines. Avant que la phase de grégarisme proprement dit ne s’instaure, on constate des allées et venues incessantes dans les groupes plus restreints, qu’ils soient au repos ou actifs. Chapman [52- 561 a récemment analysé toutes les études traitant de Locusta migratoria migratoroides et a dû proposer une nouvelle interprétation de certains faits. C’est ainsi qu’il a découvert que la température préférée de l’insecte demeure constante d’une phase à l’autre de sa méta- morphose, mais dépend de la température de précondi- tionnement. Cela peut être vrai en laboratoire, mais nécessite une nouvelle vérification dans des situations naturelles où l’importance de la chaleur radiante est bien plus grande que celle de la chaleur de convection. Des sauterelles âgées de trois jours se sont rassemblées en groupes dans des conditions de température iné- gales, ce qui a conduit cet auteur à estimer que la température superficielle du sol jouait un plus grand rôle dans le déclenchement du grégarisme que celle de l’air ou du corps des insectes. Le grégarisme est provoqué par l’état physiologique des sauterelles plutôt que par une température particulière. Ces conclusions témoi- gnent d’un effort louable pour considérer l’organisme comme un partenaire actif des facteurs climatiques et non pas seulement comme une machine capable seulement de réagir à ces facteurs. Parmi les acLes non

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réflexes des jeunes criquets, on peut citer le choix de microclimats appropriés, qui favorise le rassemblement et le grégarisme. Le caractère de la végétation dépend beaucoup des

pluies saisonnières, et cela particulièrement dans les régions arides. Il est essentiel qu’à la périphérie des déserts et dans les steppes, la pluviosité soit stable et la répartition saisonnière des précipitations régulière. Dans les steppes irano-touraniennes, ces deux facteurs sont si variables qu’au cours des trois printemps consé- cutifs que j’ai passés à Ankara, au centre du haut- plateau d’Anatolie, la flore printanière et la faune elle-même présentaient d’une année à l’autre de très grandes différences, peu apparentes sans doute si l’on considérait la liste des espèces de plantes à fleurs et d’insectes actifs, mais manifestes lorsqu’on comparait les listes des fleurs et des insectes dominants et prédo- minants. En revanche, la faune et la flore d’été sont bien plus stables. La végétation de printemps est non seulement indicatrice de changements correspondants qui se produisent dans la faune entomologique de l’année, mais constitue en elle-même un important facteur causal des microclimats. En outre, elle modifie le comportement des animaux en leur offrant d’une année à l’autre des possibilités d’abri différentes. Ces facteurs ont été particulièrement bien étudiés,

récemment, à propos des criquets. Ainsi, K. M. Gui- chard [94] a publié deux photographies de Bu Ngam en Tripolitaine (fig. 7 et 8 de son ouvrage). La première, prise en février 1952, montre une aire qui était alors occupée, mais non entièrement recouverte, par une association uniforme de plantes annuelles dans laquelle dominait Savignya parvijlora; cette année-là étant favorable, les plantes annuelles offraient à de nombreux insectes un abri et de la nourriture. La seconde (fig. 8) prise au printemps de l’année suivante, qui était normalement sec, montre la m ê m e aire entière- ment dénudée de végétation. D e telles différences exercent une influence importante, mais plus complexe, sur le criquet du désert (Schistocerca gregaria). Dans le désert, la survie des insectes dépend entièrement de cette végétation verte qui leur fournit noumture et abri. Lorsque la végétation est concentrée en certains endroits, sous forme de plaques, elle peut attirer et retenir des populations de criquets solitaires, qui sont ainsi empêchés de se rassembler en groupes plus importants. Les périodes de sécheresse font disparaître toute végétation et arrêtent le développement des criquets. Mais au cours des périodes les plus favorables à la croissance végétale, c’est-à-dire après les pluies, la végétation peut soit favoriser soit empêcher le rassemblement des insectes, tout au moins pendant une certaine période de son cycle vital. Des associations très florissantes de Zilla spinosa et de Schouvia schimperi, qui recouvrent souvent de vastes aires, s’opposent très nettement ii la concentration des criquets, aussi longtemps, tout au moins, que les jeunes sauterelles ou les adultes n’atteignent pas une densité élevée.

Les facteurs climatiques dans l’écologie .animale .de la zone aride

Touterois, pendant la période de développement des jeunes sauterelles, il faut considérer que presque chaque îlot de végétation verte favorise le grégarisme.

LE MICROCLIMAT DES RONGEURS DANS LES REGIONS ARIDES

Le microclimat des rongeurs déserticoles a fait l’objet d’un certain nombre d’études très sérieuses, particu- lièrement dans l’Arizona et le Sahara. On doit à Vorhies 12081 ainsi qu’à Vorhies et Taylor [209-2111 une série d’articles concernant les relations entre la nourriture, l’habitat, les microtempératures et les macrotempéra- tues d’un certain nombre de rongeurs. Le rat-kan- gourou (Dipodomys speetabilis) ne se nourrit que d’aliments secs, ne boit pas d’eau, a des mœurs nocturnes, vit dans des terriers profonds et présente une adaptation physiologique spéciale pour la rétention de l’eau. Le néotome (Neotoma albigula) se nourrit de plantes succulentes, mais ne boit pas d’eau; de mœurs moins nocturnes, il vit dans un terrier peu profond et médio- crement protégé. Le spermophile ( Citellus tereticaudus) absorbe également en grandes quantités des plantes succulentes, mais boit de l’eau lorsqu’il en trouve; il a des mœurs diurnes, mais se retire au plus profond de son tenier pendant les heures les plus chaudes et passe en léthargie la période de sécheresse automnale. Les lièvres d’Amérique dits Jack rabbits (Lepus spp.) sont nocturnes, mais ne creusent pas de terriers pour se protéger contre la chaleur et la déshydratation pendant le jour; ils boivent rarement, peut-être m ê m e jamais dans les conditions naturelles, mais leur nourriture est constituée en majeure partie de plantes succulentes, particulièrement pendant la saison sèche. L a physiologie de ces animaux du désert, et particulière- ment le métabolisme et l’accumulation de l’eau ainsi que la régularisation de la température du corps, a été étudiée par M. et Mme Schmidt-Nielsen, qui ont relevé les caractéristiques microclimatiques indiquées dans le tableau VI dans un terrier de Dipodomys, en Arizona.

TABLEAU VI.

’

Température Humidité relative Humidité de l’air

o c % m g Dans le terrier, à 25 c m de profondeur 25-30 30-50 15

Hors du terrier,

Hors du terrier, pendant le jour 20-445 (1)-15 7-5

pendant la nuit 15-25 15-11.0 2-5

F. Fetter a récemment procédé à des mesures analogues pour des rongeurs de la région située près de Béni- Abhès, dans le Sahara. Psarnmomys obesus, dans cette

région, creuse toujours son terrier au voisinage de plantes succulentes, particulièrement de salsolacées, qui constituent sa nourriture. Ce terrier, de 1 à 5 m de longueur, comprend deux ou trois étages, parfois m ê m e six. Il s’ouvre toujours sous un buisson, où l’on trouve l’entrée primitive : cette ombre et cet abri sont néces- saires à l’animal lorsqu’il commence à creuser son terrier. A la profondeur de 20 cm, les fluctuations quotidiennes de la température sont déjà peu sensibles. Au mois de mars, les valeurs suivantes ont été consta- tées (tableau VII).

TABLEAU VII.

Température Humidité relative

o c % Hors du terrier, à I’ombre 20-35 16-41 A 1 m de profondeur 23-25 60-70

P. obesus est l’un des rares rongeurs du désert qui soient vraiment diurnes; on en trouve un autre en Israël, Acomys russatus. Ce sont les seuls rongeurs de la région qui aient une peau noire sous leur fourrure brune. Pour Meriones Zybicus, on obtient des données ana-

logues [157]. Ra11 [166-1671 signale une observation intéressante : à 60 c m de profondeur, le sol compact est légèrement plus chaud que l’intérieur des terriers de Citellus à la même profondeur. Talice et Momi- gliano [202] ont abouti à des résultats analogues en analysant le microclimat des terriers de Cteitomys torquatus en Uruguay. Il ne fait aucun doute que tous ces rongeurs vivent

dans un microclimat favorable. Ainsi nous fournissent- ils un bon exemple d’un fait constaté par la généralité des auteurs, à savoir que des animaux peuvent vivre dans un désert sans être jamais exposés à un climat proprement désertique. Cependant, leur pelage pâle, couleur de sable, et surtout l’adaptation gui permet à certaines espèces de retenir dans leur corps une grande quantité d’eau et de se nourrir de plantes salées ou de graines sèches sans jamais boire d’eau montrent bien que leur comportement et leur survie dépendent beaucoup plus de l’humidité qu’ils trouvent dans leur milieu, pendant la durée de leur vie active, que de la température. S’il est facile à presque tous les animaux de fuir rapidement des températures excessives pour se réfugier dans un microclimat favorable, leur ravi- taillement en eau demeure limité dans les conditions désertiques ou pendant les saisons sèches. Ainsi, les rongeurs nous offrent-ils une autre preuve du fait que les conditions du milieu, et particulièrement les facteurs climatiques, jouent un très grand rôle dans la vie animale, mais que l’importance de ce rôle ne peut être vraiment évaluée que si l’on tient pleinement compte des réactions et adaptations physiologiques, ainsi que des éléments du comportement. Il n’est plus possible aujourd’hui de se borner à mettre en regard

Climatologie, compte rendu de reelwrches

les facteurs climatiques et l’abondance plus ou moins grande de la faune. Nous commençons à peine à analyser ces interrelations plus complexes. Les resultats obtenus par M. et Mme Schmidt-Nielsen en ce qui concerne l’adaptation physiologique du chameau à la déshydra- tation et à la soif ainsi que sa thermorégulation indiquent clairement le sens dans lequel doivent se poursuivre les recherches sur les interrelations entre les animaux et les éléments climatiques. Un certain nombre de publications relatives aux ron-

geurs méritent d’être mentionnées. Grinnell [88] a observé des hécatombes de rongeurs, provoquées sans doute par des inondations locales, rares et brutales, résultant de fortes chutes de pluie ou d’un dégel sou- dain sur des montagnes éloignées bordant des régions arides. Un problème encore peu étudié est celui del’estivation

et de l’hibernation des rongeurs déserticoles. Petter El591 a montré, dans les laboratoires parisiens où il élève certains animaux, qu’un assez grand nombre d’espèces telles que Gerbillus gerbillus, Mus musculus sprctus, Meriones tristrami et Jaculus jaculus peuvent se mettre très facilement en état d’estivation ou d’hibernation, selon le cas, lorsp’ils sont soumis à des conditions

appropriées (genre de nourriture, température). Il faut espérer que ces observations susciteront des recherches complètes sur la façon dont les animaux des déserts et des steppes se mettent en état d’estivation et d’hibernation. Nous ne savons pas encore de façon certaine si les

chauves-souris déserticoles se mettent parfois en l’un ou l’autre état. Nous ignorons aussi l’ampleur de leurs migrations saisonnières. Un auteur, dont je n’ai pu retrouver le nom, a déclaré qu’il leur fallait, pour survivre, des cavernes très humides ; si cette humidité est faible ou moyenne, les chauves-souris se déshydra- tent et meurent. C’est là une affirmation qu’il ne devrait pas être difficile de vérifier. Enfin, nous citerons un certain nombre de publications qui traitent des relations entre le métabolisme des rongeurs et les facteurs climatiques - principalement la température - parce qu’elles ont également quelque rapport avec le microclimat. Les auteurs de ces publications sont les suivants : K. P. Babennishev [17], N. B. Birulya [%], N. J. Kalabulrhov et O. B. Poluzadave [118], V. E. Ali- bina [4], R. G. Lindeborg [136, 1371, J. A. Sealander 1184, 1851, J. S. Hart [96-981, C. F. Kelly, T. E. Bond et H. Hettman [123], W. R. Dawson [?O], etc.

CONCLUSIONS

L’écologie animale, qui naguère se bornait à rechercher un parallélisme entre le nombre, l’activité ou la distribution des animaux, d’une part, et divers facteurs météorologiques de l’autre, déborde aujourd’hui ce cadre. L’animal n’est plus considéré comme une machine mue par des réflexes et réagissant mécaniquement aux modifications de son milieu. La physiologie animale nous révèle de plus en plus des corrélations subtiles et intimes entre, d’un côté le milieu considéré comme un tout - dont l’animal pourrait souvent s’échapper au lieu de s’en accommoder - et de l’autre le comportement, les fonctions, le métabolisme global, etc. La motilité de l’animal lui permet presque toujours de fuir aisément des conditions de température ou d’humidité mortelles ou défavorables pour lui. Mais dans les régions arides, l’humidité considérée comme la source directe ou indirecte de l’eau nécessaire à l’organisme demeure toujours un facteur de limitation extrêmement important. On aurait tort: cependant dc croire que des adaptations extrêmes sont indispensables pour permettre aux animaux de vivre dans le désert. Certains entrent en période d’activité pendant l’hiver ou au début du printemps, si c’est le début de la saison des pluies; cette faunc éphémère vit donc activement pendant une saison où elle n’est nullement exposée à un climat déser-

tique. Cependant, maints animaux des régions arides restent actifs durant toute la saison chaude. Les très nombreux rongeurs déserticoles peuvent, durant la journée, se cacher dans des terriers profonds qui sont relativement frais et humides, et n’en sortir que la nuit, au moment OU la température est modérée. Mais ni le lièvre ni Neoioma ni, certainement, les grands herbivores, ne peuvent avoir recours à de tels refuges. Ils doivent s’adapter à la vie dans Ie désert en choisissant des nourritures convenables, en réglant leur méta- bolisme hydrique et leur température interne, et en adoptant un comportement particulier, par exemple en utilisant au maximum l’ombre qu’ils peuvent trouver. Si Dipodomys se nourrit de graines sèches sans jamais boire d’eau, il ne s’agit pas là d’une adaptation imposée par le milieu, car d‘autres rongeurs parviennent à vivre dans le désert en s’adaptant de faqon différente au facteur le plus limitatif, qui est l’humidité, et d’autres encore sans m ê m e avoir recours à aucune adaptation physiologique perceptible, par une simple modification de leur comportement. Ainsi trouvons-nous dans le m ê m e habitat toute une série d’adaptations différentes du métabolisme ou du comportement, ou des deux à la fois. Ainsi la chaleur et la sécheresse ne déterminent certainement pas un type unique d‘adaptation.

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Certains auteurs mènent actuellement des recherches qui paraissent devoir être fructueuses et permettre d’élucider enfin les relations qui existent entre les animaux et le climat. Nous citerons tout d’abord les projets de Hopkins et ceux de Davidson concernant la zonalité bioclimatique. Avant d‘essayer de découvrir de nouvelles méthodes de recherche, il vaudrait la peine de faire l’essai des deux précédentes sur un certain nombre d’espèces et dans certaines régions, notamment en zone aride, et surtout du point de vue de la zoogéographie. Nous citerons un autre progrès important : jusqu’à présent, les couples de facteurs climatiques servaient à établir des climatogrammes et écocli- matogrammes simples ; désormais, on comparera les deux facteurs les plus importants du développement de l’animal au cours du mois de sa plus grande sensibi- lité et pendant plusieurs années successives. V. E. Shel- ford, pionnier de l’écologie animale, a réussi par cette méthode à montrer que le mois de maturation des gonades chez les mammifères et les oiseaux était un des plus importants indicateurs de la fertilité saison- nière. Kendeigh et Wallgren ont ouvert de nouveaux hori-

zons à la recherche en établissant une corrélation entre le métabolisme d’un oiseau d’une pait et le climat de son habitat permanent et le choix de son aire d’hivernage d’autre part. Dans ce dernier cas, ils ont dressé uüintéressant climatogramme (durée du jour - tempé-

rature), qui doit permettre de comprendre les motifs des migrations des oiseaux ainsi que du choix des emplacements d’hivernage. Les études importantes de Wellington ont montré

qu’une succession de déplacements des masses d’air dans certaines directions pendant quelques années, suivie par une autre série de déplacements dans une autre direction, explique les invasions alternées de deux insectes forestiers au Canada. Les changements connexes du microclimat intensifient ces invasions. Les travaux poursuivis assidûment depuis de nom-

breuses années au Centre de recherches antiacridiennes de Londres, sous la direction de B. P. Uvarov, présen- tent une grande valeur. L’importance des écotones - souvent dus à l’action de l’homme - en tant que centres grégarigènes est liée aux modifications subies par le microclimat. Les analyses de Rainey montrent que l’aire de convergence des moussons et des alizés dans la zone intertropicale est souvent un piège où des essaims de criquets et des individus provenant d’une vaste region englobant des milliers de kilomètres carrés sont ainsi concentrés sur une aire restreinte où les phénomènes d’inter-attraction et de grégarisme se manifestent aisément. Il semble que d’autres insectes, ainsi que des oiseaux, puissent suivre des voies de migration analogues, aux mêmes saisons que certains de ces criquets, et cela, peut-être, sans se laisser porter par les vents, mais en s’orientant effectivement.

1.

2.

3.

4,.

5.

6.

7.

8.

BIBLIOGRAPHIE

ABBE, C., (( Sensitive temperature and the curve of comfort II, Mon. Weath. Xeu., vol. 26, 1898, p. 362- 363. ALBEETWON, F. W.; WE-4VER, J. E., (( Effects of drought dust and intensity of grazing on cover and yield of short-grass pastures », Ecol. Monogr., vol. 14, 19448, p. 4-29. -. - , (( Reduction of ungrazed mixed prairie to short grass as a result of drought and dust », Ecol. Monogr., vol. 16,1946, p. 449-463. ALIBINA, V. E., (( The importance of moisture exchange in the seminal cycle of Mus. musculus, Microtus arualis, and Meriones tristrami 11, Proc. Lenin Acad. agric. Sci., no 3, 1949, p. 44-48. ALLEZ, W. C.; EMERSON; PARE; PARK et SCHIIXIDT, Principles of animal ecology, Philadelphie et Londres, Saunders, 1949,837 pages. ~ R E W A R T H A , H. G., (( The environment of the Austra- lian Plague Locuçt (Chortoicetes terrninijka, W.) in South Australia D, Trans. roy. Soc. S. Austr., vol. 64’,

-, (( The distribution of plagues of Austroicetes cruciata Sauss. in Australia in relation to climate, vegetation and soil », Trans. roy. Soc. S. Austr., vol. 68, 1944, p. 315-326. -;BIRCH, L. C., The distribution and abundance of ani-

1940, p. 76-94.

9.

IO.

11.

12.

13.

14.

15.

16.

17.

18.

mals, Chicago, Chicago University Press, 1954,782 pages. ANONYME, L a vie dans les régions désertiques nord- tropicales de l’Ancien Monde, Soc. Biogéogr. Paris, 1938, 406 pages. (Mém., no 6.) -, The recent climatic Jluctuations in Finland and its consequences, Helsinki, 1952, 128 pages. -, Desert research, JBrusalem, Research Couneil of Israel, 1953, 641 pages. -, Biology of deserts, Londres, Institute of Biology, 1954, 224 pages. -, &cologie végétale, compte rendu de recherches, Paris, Unesco, 1955, 377 pages. - , Guide des travaux de recherchespour la mise en valeur des régions arides, Paris, Unesco, 1957. ASCHOPB, J., (( Zeitgeber der tierischen Tagesperiodik D, Naturwissenschaften, vol. 44,1954’, p. 49-56. ASHBEL, D., Solar radiation and soil temperature, Jéru- salem, Université hébraïque, 1951,125 pages. BABENNISHEV, V. P., u L’importance du pelage et de la taille chez certaines espèces de rongeurs par rapport à la conservation de la chaleur et à leur résistance aux fae- teurs extérieurs D, Zool. Zh., vol. 17, 1934, p. 54~0-548 (en russe). BARTEOLOMEW, G. A.; DAWSON, W. R., (( Body temperature and water reyuiremeiits in the dove Zenaidura macroura narginella D, Ecology, vol. 35,1954, p. 181-187.

57


19.

20.

21.

22.

23.

24,.

25.

26.

27.

28.

29.

30.

31.

32.

33.

34,.

35.

36.

37.

38.

39.

40.

4’1.

42.

BARTHOLOMEW, G. A. ; DAWSON, W. R. ; O’NEILL, E. J., (( A field study of temperature regulation in young Pelecanus erythrorhynchos », Ecology., vol. 34, 1953,

BECKER, H., (( Untersuchungen über das Mikrolima einiger Blattgallen )), Am. Schüdlingsk., vol. 23,1950, p. 129-131. BEIER, E., (( Klima und Leben in Hohen Atlas )), Wetter u. Leben, Vienne, 1912, p. 153-158. BELEHRADEK, E., Temperature coefJicients in biology, Heidelberg, Borntraeger, 1932. BELEHRADEK, J., (( Temperature coefficients in biology n, Biology, vol. ‘5, 1930, p. 30-58. BENOIT, J.; WALTER, F. X.; ASSENMACHER, I., (( Nou- velles recherches relatives à l’action de lumières de différentes longueurs d’onde sur la gonadostimulation du canard mâle impubère », C.R. Soc. Biol., Paris,

BIRULYA, N. B., «De la nature des facteurs qui limitent le nombre des petits écureuils dans les steppes plumeusesa, Zool. Zh., vol. 20, no 1,194~1, p. 135-153 (en russe). BLACKMAN, F. F., (( Optima and limiting factors », Ann. Bot., Lond., vol. 29,1905,.p. 281-295. BODENHEWER, F. S., (( Tfher die okologischen Grenzen der Verbreitung von Calandra oryzae und C. granaria », 2. wiss. fnsektbiol., vol. 22,1927, p. 65-77. - , I( über die für das Verbreitungsgebiet einer Art bestimmenden Faktoren n, Biol. Zbl., vol. 47, 1927, p. 23-4.4. -, (( Welche Faktoren regulieren die Individuenzahl einer Insektenart in der Natur D, Biol. Zbl., vol. 48,1928,

-, (( Zur Geschichte der verbesserten Waermesum- menregel )), Arch. Gesch. Math. vol. 8, 1930, p. 103- 104. ---, (( l h r die Ausrottung von Opuntia sp. durch Dactylopius ssp. auf Grund eigener Beobachtungen auf Ceylon n, 261. Bakt. II, vol. 86, 1932, p. 155-160. -, Animal life in Palestine, Jérusalem, Mayer, 1935, 506 pages. -, (( The life-history of Coccinella septempunctata in four different zoogeographical regions », Bull. Soc. Fouad Ent., vol. 27, Le Caire, 194,3, p. 1-28. -, Citrus entomology in the Middle East, La Haye, Junk, 1951,663 pages. -, Précis d’écologie animale, Paris, Payot, 1955, 315 pages. -, (( L’écologie des mammifères dans les régions arides », Écologie humaine et animale, Compte rendu de recherches, Paris, Unesco, 1957, p. 100-137.

bei der Ernteameise Messor semirufus von Temperatur D, 2. vergl. Physiol., vol. 11,1930, p. 345-385. -; REICII., K., (1 Studies on soi1 Protozoa D, Soil Sci., vol. 38, 1934, p. 259-265. -. , SCHIFFER, M., (( Mathematical studies on animal populations : 1. A mathematical study of insect parasi- Lism )), Acta biotheor., Leiden (A), vol. 10, 1952,~. 23-56. BOGART, C. M. ; DEL CAMPO, R. M., The Gila Monster and its allies », Bull. Amer. Mus. nat. Hist., vol. 109, no 1,1956, 238 pages. BONSMA, J. C., K The iduence of climate on animal production and its effects on human nutrition )), The .hech, Prétoria, avr. 1948, p. 9. -. , VAN MARLE, J.; HOBMCYER, J. I-I., (( Climatolo-

p. 554-560.

vol. 144, 1950, p. 1206-1259.

p. 714-739.

-4 , KLEIN, H. Z., Die Ahhaengigkeit der Aktivitaet

43.

44.

45.

46.

47.

48.

49.

50.

51.

52.

53.

54.

55.

56.

57.

58.

59.

60.

61.

62.

63.

64,.

65.

gical research on husbandry and its significauce in the development of beef-cattle in colonial territories )), Emp. J. exp. Agric., vol. 21,1953, p. 154-175. BREITENBECHER, J. K., (( The relation of watcr to the behaviour of the potato-beetle in a desert)), Carnegie Inst. Washington Publ., no 263,1918, p. 241-384. BRUNT, D., (( Some facts in microclimatology )), Quart. J. R. met. Soc., vol. 71,1945, p. 1-10. -, (L Some factors in microclimatology )), Quart. J. R. met. Soc., vol. 72, 1946, p. 185492. BUXTON, P. A., (( The climate in Tvhich rat-fleas live ni Ind. J. med. Res., vol. 22, 1923, p. 281-287, 297. -, Animal life in dcserts, Londres, Arnold, 1923, 176 pages. (Nouvelle édition en 1955.) -, (( The measurement and control of atmospheric humidity in relation to entomological problems n, Bull. ent. Res., vol. 22, 1931, p. 431-447. ---, R The law governing the loss of water from an insect )), Proc. ent. Soc. London, 1931, p. 26-33. -, (1 Climate in caves and similar places in Palestine », J. anim. Ecol., vol. 1,1932, p. 152-159. -, (( Terrestrial insects and the humidity of the environment )), Biol. Rev., vol. 7,1932, p. 275-320. CH~PMAN, R. F., Locust hopper behaviour in relation to micro-climate, these non publiée, Londres, 1953 (Archives du Anti-Locust Research Centre). -, (( Response of Locusta-migratoria migratoroides R. and F. to light in the lahoratory )), Brit. J. anim. Behav., vol. 2,1954, p. 146-152. -, (( Roosting behaviour in some African grasshop- pers )), Ent. mon. Mag. London, vol. 91,1955, p. 76-81. -, A laboratory study of roosting behaviour in hoppers of the African Migratory Locust, Anti-Locust Res. Centre, Bull., no 19, Londres, 1955, 40 pages. -, (( Some temperature responses of nymphs of Locusta migratoria migratoroides R. and F. with special reference to aggregation )), J. exp. Biol. Cambridge,

CHAUVIN, R.; D’AGUILAR, J., (( Les données récentes de la microclimatologie », L’ann6e biologique, 1946, p. 165- 195. CLARK, L. R., (( An analysis of the outbreak of the Aus- tralian Plague Locust Chortoicetes termingera (Walk.) during the seasons 1940-41 to 1944-45 D, Aust. Zool.,

COOK, W. C., Studies in the physical ecology of the raoctuidae, Minnesota Ag. Exper. Sta., Techn. Bull. no 12,1923. -, (( Climatic variations and moth flight at Boze- man », Canad. Ent., 1924., p. 227-234. -, (( The distribution of the Pale Western Cutworm, Porosagrotis orthogenia », Ecology, vol. 5, 1924, p. 60-69. -, ((A bioclimatic zonation for studying the economic distribution of injurious insects », Ecology, vol. IO, 1924i

---, (( Weather and probability of outbreaks of the Pale Western Cutworm in Montana and near-hy statcs )), Mon. Weath. Rev., vol. 56, 1928, p. 103-116. -, Field studiss of elLe Pale Western Cutworm, Agric. Exper. Sta. Bozeman, Montana, Bull., no 225, 1930,79 pages. CRIDDLE, N., (( Precipitation in relation to insect preva- lence and distribution xi Canad. Ent., vol. 49, 1917,

VOL 31,1955, p. 126-139.

vol. 1,1953, p. 70-101.

p. 282-293.

p. 77-80.

58


66.

67.

68.

69.

70.

71.

72.

73.

74%

75.

76.

‘77.

78.

39.

80.

81.

82.

83.

84.

85.

86.

87.

DAVIDSON, J., (( Climate in relation to insect ecology in Australia: 1. n, Trans. roy. Soc. S. Austr., vol. 58, 1934., p. 197-209. - , (( Climate in relation to insect ecology in Australia: II. Mean monthly temperature and precipitation-evaporation ratio », Trans. roy. Soc. S. Austr., vol. 59, 1935,

- , (( Climate in relation to insect ecology in Australia: III. Bioclimatic zones in Australia », Trans. roy. Soc. S. Austr., vol. 60,1936, p. 89-92. DAWSON W. R., (( Temperature replation and water requirements of Pipilo fuscus and P. aberti )), Univ. Cal$

- , The relations of oxygen consumption to tempera- turc in desert rodents D, J. Mammal., vol. 36, 1955,

DEMENTIEV, P. G.; GLADKOW, N. A., Les oiseaux d’U. R. S. S., Moscou, 1951. (En russe.) DORST, J., Les migrations des oiseaux, Paris, Payot, 1956, 422 pages. EDNEY, E. B., (( The construction and calibration of an electrical hygrometer suitable for microclimatic measurements D, Bull. ent. Res., vol. 44, 1953, p. 337- 342. FARNER, D. S., (c The annual stimulus for migration x, The condor, vol. 52, 1950, p. 104-122. FENWK, B. IL: DEMBASHEV, M. P., (( Length of life of the gerbil Pallasiomys meridianus in nature », Rev. Microbiol. (Saratov), vol. 15, 1936, p. 407-412. FINDLEY, J. D., (( The effects of temperature, humidity, air movement and solar radiation on the physiology and behaviour of farm animals; a review of existing knowledge n, Bull. Hannah Dairy Inst., no 9, 1950. -, (( The climatic physiology of farm animals », Met. Monogr., vol. 2, no 8, 1954, p. 19-29. FINLAYSON, H. H.; MCGILP, J. N., et al., (( Heat in the interior of South Australia and in Central Australia. Holocaust of bird-life », S. Aust. Ornith., vol. 11, 1932,

GEIGER, R., (( Mikroklima und Pflanzenklima », Handb. der Klimatologie, vol. 1, Berlin, Borntraeger, 1936,

-, Dus Klima der boden-nahen Luftschicht, Bruns- wick, Vieweg, 1927. (Dedeme édition, 1947.) -, The climats near the ground, Cambridge, Mass., Harvard University Press, 1950, 4.82 pages. (Traduc- tion de la 2e éd. allemande.) GEYR, H. v. SCHWEPPENBURG, (( Vogelzug in der westlichen Sahara », J. Orn. Lpz., vol. 65, 1917, p. 43- 65. GRIMM, H., (( Kleintierwelt, Kleinklima und Makro- klima », Z. angew. Meteor., vol. 54, 1937, p. 25-31. GRLNNELL, J., (( An account of the mammals and birds of the lower Colorado Valley with special reference to the distributional problems presented n, Univ, Cali$ Publ. Zool., vol. 12, no 4, 1914, p. 51-294. - , (( A geographical study of the kangaroo rats of California )), Univ. Cali$ Publ. Zool., vol. 24-, no 1,1922, p. 1-124. - , A distributional summation of the ornithology of Lower California D, Univ. Calif. Publ. Zool., vol. 32, 1928, p. 1-300. - , (( Habitat. relations of the giant kangaroo rat », J. Mammal., vol. 13, 1932, p. 305-320.

p. 107-124*.

Publ. ZOO^. 1954, vol. 59, p. 81-124.

p. 543-553.

p. 158-163.

p. 1-46.

88.

89.

90.

91.

92.

93.

94.

95.

96.

97.

98.

99.

100.

101.

102.

103.

104.

105.

106.

107.

108.

109.

-, (( Native Californian rodents in relation to water supply », J. Mammal., vol. 14, 1933, p. 293-298. -, (( Effccts of a wct year on mammalian popula- Lions D, J. Mammal., vol. 14, 1933, p. 62-64. -, (c A revised life-zone map of California », Univ. Cal$ Publ. Zool., vol. 40, no 7, 1933, p. 327-330.

squirrels of California »,Mon. Bull. Cali$ Comm. Hort., vol. 7, 1918, p. 597-708. -; STORER, T. J., Animal life in the Yosemitp, Berkeley, University of California Press, 1924,752 pages. -; SWARTH, H. S., (( An aecount of the hirds and mammals of the San Jacinte area of Southern Cali- fornia », Univ. Calif. Publ. Zool., vol. IO, 1913, p. 197- 406. GUICHARD, K. M., Habits of the Desert Locust (Schisto- cerca gregaria Forsk) in Western Libya and Tibesti, Anti-Locust Res. Centre Bull., no 21, Londres, 1955, 32 pages. GUIRTCHITCH, G., (( Chronique ornithologique tunisienne pour l’année 1936 », Oiseau, vol. 7, 1937, p. 4~50- 472. HART, J. S., (( Interrelations of daily metabolic cycle, activity and environment temperature of mice D, Canad. J. Res., no 28, 1950, p. 293-307. -, (( Effects of temperature and work on metabolism, body temperature, and insulation », Canad. J. Zool.,

-, (( Energy metabolism of the white-footed rnouse, Peromyscus leucopus noveboracensis, after acclimatiza- tion at various environmental temperatures n, Canad. J.

HEIM DE BALSAC, H., Biogéographie des mammifères et des oiseaux de l’Afrique du Nord, Paris, Presses univer- sitaires de France, 1936, 447 pages.

dans l’ouest du continent. africain », Alauda, vol. 19,

HENSLEY, M., (( Ecological relations of the breeding bird population of the desert biome of Arizona », Ecol. Monogr., vol. 24, 1954, p. 195-207. HOESCH, W., (( Nester und Gelege aus dem Demaraland II )), J. Orn. Lpz., vol. 96, 1936, p. 3-20. HOFFWANN, H., (( Vergleichende phaenologische Karte von Mitteleuropa », Petermann’s Mitt., vol. 27, 1881,

HOPKINS, A. D., Periodical events and natural Zaw as guides to agricultural research and practice, U. S. Mon. Weath. Rev., Supp. no 9, 1918, 42 pages. -, The bioclimatic law as applied to entomological research and farm practice x, Sci. Monthly, vol. 8, 1919,

-, (( The bioclimatic law D, J. Wash. Acad. Sci.,

-, (( Modifying factors in effective temperature; or a principle of modified thermal influence on organisms », U. S. Mon. Weath. Rev., no 48, 1920, p. 214-215. -, (( Intercontinental problems in bioclimatics, with special reference to natural and artificial distribution of plants and animals », J. Wash. Acad. Sci., vol. 11, 1921, p. 223-227. -, Bioclimatics. A science of lqe and climate relations U. S. Dept. Agric., Miscell. Publ., no 280, 1938, 188 pages.

-. , DIXON, J., (( Natural history of the ground

vol. 30, 1952, p. 90-98.

ZOO^., vol. 31, 1953, p. 99-107.

-. , HEIM DE BALSAC, T., (( Les migrations des oiseaux

1951, p. 19-39, 97-112, 157-171.

p. 19-26.

p. 496-513.

vol. 10, 1920, p. 34-40.

59


110.

111.

112.

113.

114,.

115.

116.

117.

118.

119.

120.

121.

122.

123.

124.

125.

126.

127.

128.

129.

130.

131.

132.

133.

134,.

60

HOWELL, T. R., (( Racial and scxual differences in migration in Sphyrapicus varius )), Auk, vol. 70, 1952, p. 118- 126. HUNTINGTON, E., The pulse of Asia, Boston et New York, Houghton, 1907, 415 pages. 135. -, World powsr and cvolzction, New Haven, Yale University Press, 1919, 287 pages. -, The human habitat, Londres, Norwood, 1928, 135. 293 pages.

and causes, New Haven et Oxford, Yale University Press, 1922, 339 pages. 137. JOHNSON, E. L., (( Relation of sheep to climate x, J. agric.

ICACHKAROV, D. N.; KOROVINE, E. P., L a vie dans les 138. déserts, Paris, Payot, 19492, 360 pages. (Tradnit du russe.) 139. KAISER, E., (( Ideen zu einer Biogeographie der Sahara », Peterrnann’s Mitteil., vol. 98, 1954, p. 86-100. KALABUKEIOV, N. 1.; POLTJZADAVE, O. B., (( Quelques particularités écologico-physiologiques des espèces arctique et désertique du renard, de Alopex lagopus arctique et du renard corsac Vulpex Corsac », C. R. Acad. Sci. U.R.S.S. (nouvelle série), vol. 54, 1946, p. 373-376. KALELA, O., (( Die neuzeitliche Ausbreitung von Vauellus vanellus in Finland N, Ann. 2001. Soc. Finn., no 11,1955, 80 pages. KATo, M., (( Diurnal variation in the body temperature of Anthonornus bisignifer », Sci. Reports Tohoku Imper. Univ. Biol., vol. 15,1940, p. 97-103. KEEM, B. A., The physical properties of the soil, Londres et New York, Longmans Green, 1931, 380 pages. KELLEY, R. B., (( Sheep, cattle and pigs in Australia D, The Australian environment, Melbourne, C. S. I. R. O. KELLY, C. F.; BOND, T. E.; HETTMAN, H., (( The role of thermal radiation in animal ecology », Ecology, vol. 35, 1954, p. 562-569. 145. KENDEIGH, S. C., (( A study of Merriam’s temperature laws D, WiZson Bull., vol. 44, 1932, p. 129-143. -, (( The role of environment in the life of birds n, Eeol. Monog., vol. 4, 1934, p. 299-417. -, (( Measurement of birdpopulations)), Ecol. Monogr., VOL 14, 1944, p. 67-106. KEY, K. H. L., ((The outbreak of the Australian Plague Locust (Chortoicetes terrningera W.) in the season 1934’- 40 with special reference to the influence of climatic factors 11, C.S.I.R. Aust. Bull., no 160, 1940, 40 pages. -, (( The general ecological characteristics of the outbreak areas and outbreak years of the Australian Plague Locust (Chortoicetes terminifera, W.) n, C.S.I.R. Aust. Bull., no 186, 1946, 127 pages. KUEHNELT, W., (( Die Bedeutung des Klimas für die Tierwelt II, Biokl. Beibl., vol. 1, 1934, p. 120-125. -, (( Der Einiluss des Klimas anf den Wasserhaushalt der Tiere », Biokl. Beibl., vol. 3, 1936, p. 11-15. KULLMER, C. J., (( A remarhble reversal in the distribution of Storm frequency in the United States in double Hale solar cycles of interest in long range forecasting », Smithson. nise. COU., vol. 103, no 10, 194.3. LACK, D., The natural regulation of animal nurnbers, Ox€ord, The Clarendon Press, 1954, 343 pages. LADELL, W. S. S., (( Ileat crarnps », Lancet, vol. 1,1949,

LAIDLAW, W. B. R., (( A preliminary encpiry into the

-- , VISCEER, S. S., Climatic changes; their nature

Res., vol. 29, 1924, p. 491-500.

14,O.

141.

142.

143.

144.

147.

14,8.

149.

150.

151.

152.

153.

154,.

155. p. 836-838.

influence of solar radiation on insect environment with. special reference to the relation between pest epidcmics and fluctuations in solar radiation », Trans. R. ent. Soc. Lond., vol. 11, 1951, p. 17-80. LARSEN, E. B., u Importance of master factors for the activity of Noctuids », Saertryk of Ent. Medd., vol. 23,

LINDEBORG, R. G., c An adaptation of breeding Perornys- cus maniculatus bairdii females to available water and observations on changes in body weight n, J. Mammal.,

-, (( Water metabolism of certain rodents from xeric and mesic habitats )), Contrib. Lab. Vertebr. Biol. Univ. Mich., no 58, 1952, p. 1-32. LUDWIG, D., (( The effects of atmospheric humidity on animal life n, J. physiol. Zool., vol. 18, 1945, p. 103-135. MARSHALL, F. H. A.; BOWDEN, F. P., u The effect of irradiation of difFerent wave lengths on the oestrous cycle of the ferret with remarks on the factors controlhg sexual periodicity n, J. exper. Biol., vol. 11,1943, p. 409- 422. MERRIAM, C. H., (( Laws of temperature control of the geographic distribution of terrestrial animals and plants », Nat. geogr. Mag., vol. 6, 1894, p. 229-238. -, Lije zones und crop zones of the United States, U. S. Dept. Agric. Div. Biol., Survey Bull., voI. 10,1898, 79 pages. MERRWAN, D.; SCHEDL, H. P., (( Effect of light and temperature on gametogenesis in the four-spined stickleback », J. exper. Zool., vol. 88, p. 413-449. MISONNE, X., K La migration d’automne dans le Kurdis- tan oriental », Le gerfautlDer Giervalk (Belgique), 1955,

MOLTONI, E., R Ucceli del Fezzan sud occidentale e dei Tassili d’ilggar x, Atti Soc. ital. Sci. nat., vol. 77, 1938,

MEINERTZHAGEN, R., Bicoll’s birds of Egypt, vol. 1, Londres, Rees, 1930. MOREAU, R. E., (( Bird migration over the north-western part of the Indian Ocean and the Red Sea and the Medi- terranean n, Proe. zool. Soc. Lond. (A), vol. 108, 1938,

-, (( Clutch-size: a comparative study with special reference to African birds », Ibis, vol. 86, 1944, p. 286- 347. -, (( The breeding of African birds: 1. Land birds », Ibis, vol. 92, 1950, p. 223-267. - , (( The place of Africa in the Palaearctic migration system )), J. anirn. Ecol., vol. 21, 1952, p. 250-271. -, (( Migration in the Mediterranean area )), Ibis,

MOZLEY, A., Sites of infection. Unstable areas as sources of parasitic diseuses, Londres, H. IL Lewis, 1955. NIETHA~WER, G.; LAENEN, J., (( Hivernage au Sahara nf

PALMGREN, P., (( Zur Kausalanalyse der okologischen und geographischen Verbreitung der Vogel Nord- europas )), Arch. Nuturgesch., vol. 7, 1938, p. 235-269, PATTON, T. R., (( The factors controlling the distribuLion of trees in Victoria )), Proc. roy. Soc. Yictoria, vol. 42,

PEAIRS, L. RI., (( Some phases of thc relation of temperature to the development of insects », West Virginia Agric. exper. Sta., Bull., no 208, 1927.

1943, p. 352-374.

vol. 31, 1950, p. 74-78.

p, 33-67.

p, 199-253.

p. 1-26.

vol. 95, 1953, p. 329-364.

A~uu~u., VOL 22, 1954, p. 25-31.

1930, p. 154-210.


156.

157.

158.

159.

160.

161.

162.

163.

164,.

165.

166.

167.

168.

169.

170.

171.

172.

173.

174.

175.

176.

177.

PETTER, F., (( Note prEliminaire SUI l’éthologie et l’6co- logie de Psammomys obesus Cretzsch I), Mammalia,

-, (( Note préliminaire sur l’éthologie et l’écologie de Meriones libycus », Mammalia, vol. 17, 1953, p. 281- 294.. -, (( Les terriers de Meriones crussus et de Pachyuro- mys dupresi )), fllammalia, vol. 19, 1955, p. 325-334,. -, (( Note sur l’estivation et l’hibernation observées chez plusieurs espéces de rongeurs D, Mammalia, vol. 19,

PRECHT, H. ; CHRISTOPHERSEN, J. ; HENSEL, H., Tem- peratur und Leben, Berlin-Gottingen-Heidelberg, Springer, 1955, 514 pages. PRUTHI, H. S.; BHATIA, D. R., (( Peculiarities of the insect fauna of the Rajasthan desert and the share of insects in the maintenance of the desert )), Proc. symposium on the Rajputana desert, New Delhi, National Inst. Sci. India, 1952, p. 241-243. RAJIM, G., (( Tardigraden aus Palaestina: 1 », Zool. Bnz.,

RAINEY, R. C., (c Weather and the movements of locust swarms; a new hypothesis n, Nature, vol. 168, 1951, p. 1057-1060. - , (L Desert locust swarm movements and weather )), Proc. R. ent. Soc. Lond. (C), vol. 17, 1952, p. 4,547. -; WALOFF, Z., (( Desert locust migrations and synoptic meteorology in the Gulf of Aden area ». J. anim. Ecol., vol. 17, 1948, p. 101-112. RALL, R. M., (( On methods of studying the microclimate of the ground-squirrel’s nest: FVst report )), Rev. Micro- biol. (Saratov), vol. 11, 1932, p. 4$3-52. -, (( Expériences simples sur le terrain avec des rongeurs N, Probl. Écol. Biocen. Leningr., no 5-6, 1939, p. 282-299 (en russe.) RIEK, R. F., et al., (( The effect of the dietary plane upon the reactions of two breeds OF sheep dnring short exposures to hot environments n, Aust. J. ugric. Res.,

ROBERTS, N. L., I( Some ecological aspects of bird life )), Emu., vol. 37, 1937, p. 48-55. ROBINSON, W., Low temperature and moisture as factors in the ecology of the rice and the granary weevil, Univ. Minnesota Agric. cxper. Station, Techn. Bull., no 41, 1926, 43 pages. SABXOSKY, C. W.; LARSON, 1.; NABOURS, R. K., K Expe- riments with light upon reproduction, growth and diapause in grouse locusts », Trans. Kans. Acad. Sci.,

SALT, G. W., (( The relation of metabolism to climate and distribution in t F iinches of the genus Carpodacus »,

SANDON, H., The composition and distribution of the protozoan fauna of the soil, Édimbourg et Londres, 1927, 237 pages. SARUP, S., (( Plant ecology of Jodhpur and its neigh- bourhood n, Proc. symposium on the Rajputana desert, New Delhi, National Inst. Sci. India, 1952, p. 223-240. SCHENIC, J., (c Die Brutinvasionen des Roscnstars in Ungam in 1932-33 », Aquila, vol. 4’1, 1934, p. 136-153. SCJIMIDT-NIELSEN, K., Preliminary report on the investigations of the physiology and ecology of the camel, Paris, Unesco, 1955. (Unesco /NS /AZ/216.)

vol. 16, 1952, p. 137-147.

1955, p. 4(44-446.

vol. 115, 1936, p. 65-76.

vol. 1, 1950, p. 217-230.

vol. 36, 1933, p. 298-300.

ECOlOgY, Vol. 22, 1952, p. 121-152.

-. , SCHMIDT-NIELSEN, B., (( Evaporation water loss

178.

179.

280.

181.

182.

183.

184.

185.

186.

187.

188.

189.

190.

191.

192.

193.

194.

195.

196.

197.

198.

199.

200.

in desert rodents in their natural habitat D, Ecology, 1950, p. 75-83.

, , Water metabolism of desert mammals )), -. - Physiol. Rev., vol. 32, 1952, p. 135-166.

, BROKEN, A.; SCHNEIDERMANN, H., (( Water conservation in desert rodents )J, J. cell. comp. Physiol.,

-, HAMPEL, T. R.; JASMUNY, S. A., (( The question of water storage in the stomach of the camel », Mam- malia, 1956, p. 1-15. -. , SCJXNEIDERMANN, II., (( Salt excretion in desert mammals », Amer. J. Physiol., vol. 154,1948, p. 163-166. SCHUZ, E., (( Vernichtung durch Hitzevelle auf dem Zuge », Vogelzug, vol. 6, 1935, p. 137-138. SCORTECCI, (( ReIazione prelirninare di un viaggio nel Fezzan sud occidentale e sui Tassili M, Atti Soc. ital. Sei. nat., vol. 76, 1937, p. 105-194,. SEALANDER, J. A., (( Survival of Peromyscus in relation to environmental temperature and acclimationed high and low temperatures », Amer. Mid. Nat., vol. 46,1951, p. 257-311. - , (( Food cousumption of Peromyscus in relation to air temperature and previous thermal experience )), J. Mammal., vol. 33, 1952, p. 206-218. SEAMANS, L., (( Forecasting outbreaks of the Pale Western Cutworm in Alberta 11, Canad. Ent., vol. 55, 1923, no 3, p. 51-53. SEREBRENNiKOV, M. K., (( Der Rosenstar, seine Lebens- weise und okonomische Bcdegtung in Uzbekistan », J. Orn., Lpr., vol. 79, 1931, p. 29-56. SHELFORD, V. E., (( Physiological animal geography )), J. Morph., vol. 22, 1911, p. 551-618. - , (( Physiological life histories of terrestrial animals and modern methods of representing animals », Trans. Ill. Acad. Sci., vol. 3, 1920, p. 257-271. - , (( Life zones, modern ecology and the failure O€ temperature summing )1, Wilson Bull., vol. 44, 1932,

- , (( Life zones and modern ecology », Probl. Ecol. Biocen., Leningr., no 1, 1934, p, 11-15. - , (‘ Fluctuation of non-forest animal populations in the upper Mississippi basin D, Ecol. Monogr., vol. 21, 1951, p. 149-181. - , (( Paired factors and master factors in environmental relations D, Trans. Ill. Acad. Sci., vol. 45, 1952,

- , Does solar ultraviolet light in5uence mi& production? », Guernsey Ereed. J., Peterboro, N. H., 15 août 1952, p. 1132-1133. - , ((An experimental approach to the study of bird populations D, Wilson Bull., vol. 44, 1954, p. 253-258. ___ , (( The antelope population and solar radiation n, J. ï‘,!lammal., vol. 35, 2954, p. 533-538. -; YEATTER, R. E., (( Some suggested relations of prairie chicken abundance to physical faclors, espe- ciaiiy rainfall and solar radiation », J. Wildlqe Mgmt., VOL 19, 1955, p. 233-242. SINCLAIR, G., (( Temperature of the soil and air in a dcsert », Mon. Weath. Rev., vol. 50, 1922, p. 142. Snnmx, H. S., (( The role of biotic îactors in the deter- mir,ation of population densities », J. econ. Enz., vol. 28,

STRESEMANN, E., (( Die Sahara als Durchzugsgebiet euro- paeischer Voegel )), Orn. Mber., vol. 52,1944,, p. 126-151.

-.

vol. 32, 1948, p. 331-360.

p. 14’4-153.

p. 155-160.

1935, p. 873-898.

61


201.

202.

203.

204.

205.

206.

207.

208.

209.

210.

211.

212.

213.

214.

215.

SUTTON O. G., Micrometeorology. A study of physical processes in the lowsst layers of the earth’s atmosphere, New York et Londres, McCraw Hill, 1953, 333 pages. TALICE R. V. ; MOMIGLIANO, E. (( Arquitectura y microclima de las tuqueras O moradas de Ctenomys torquatus », Arch. Soc. Biol. Montevideo, vol. 21, 1954, p. 126-133. TAYLOR, W. P., (( Significance of extreme or inter- mittent conditions in distribution of species and management of natural resources, with a restitution of Liebig’s law of minimum )), Ecology, vol. 15, 1934,

THOMSON, W. R., (( Étude mathématique de l’action des parasites entomophages », C.R. Soc. Acad. Sci., vol. 174, 1922, p. 1201-1204. TWOMEY, A. C., (( Climographic studies of certain intro- duced and migratory birds », Ecology, vol. 17, 1936,

UVAROV, B. P., c( Insects and climate )), Trans. R. ent. Soc. Land., vol. 79, 1931, p. 1-247. -, ic Influence de l’aridité sur l’écologie des criquets et des sauterelles de l’Ancien Monde n, Écologie humaine et animale, Compte rendu de recherches, Paris, Unesco, 1956, p. 164-198. VORHIES, C. T., (( Water reyuirements of desert animals in the southwest », Ariz. Agric. exper. Sta., Techn. Bull., no 107, 1945, p. 487-525.

(Dipodomys spectabilis Men.), Ariz. Agric. exper. Sta., Techn. Bull., no 1, 1922, 40 pages. -. - , (( The life histories and ecology of jack rahbits, L ~ ~ Z L S alleni and Lepus californicuus in relation to grazing in Arizona », Ariz. Agric. exper. Station, Techn. Bull., no 49, 1933, p. 471-587.

throated wood rat, Neotoma albigula Hart]., in relation to grazing in Arizona )), Ariz. Agric. exper. Sta., Techn. Bull., no 86, 1940, p. 453-529. WAGNER, H. O.; STRESEMANN, E., (( uber die Bezie- hungen zwischen Brutzeit und Okologie mexikanischer Vogel )), 2001. Jber., vol. 79, 1950, p. 273-308. WALLGREN, H., (( Energy metabolism of two species of the genus Emberiza as correlated with distribution and migration », Acta zool.fenn., vol. 84, 1954, p. 1-110. WATERHOUSE, F. L., Microclimatological profiles in grass cover in relation to biological problems », Quart. J. R. met. Soc., vol. 81, 2955, p. 63-71. WEAVER, J. R.; ALBERTSON, F. W., (( Nature and degree of recovery of grassland from the great drought of 1933 to 1940 », Ecol. Monogr., vol. 14,1944, p. 393-474.

p. 374-379.

p. 122-132.

-. , TAYLOR, W. P., Life history of the kangaroo rat

- ,(( Life history and ecology of the white

216.

217.

218.

219.

220.

221.

222.

223.

22.2.

225.

226.

227.

223.

229.

230.

231.

232.

WELLINGTON, W. G., (( The effects of variations in atmospheric pressure upon insects )), Canad. J. Res. (D),

-, (( The light reactions of the spruce budworm », Canad. Ent., vol. 80, 1948, p. 56-82. -, (( The effects of temperature and moisture upon the behaviour of the spruce budworm )), Sei. Agric.,

-, (( Effccts of radiation on the temperatures of insect habitats », Sci. Agric., vol. 30, 1950, p. 209- 234. -, (( Variations in the silk-spinning and locomotor activities of larvae of the spruce budworm at difFerent rates of evaporation I), Trans. roy. Soc. Can., vol. 44,

-, (c Air mass climatology of Ontario north of Lake Huron and Lake Superior before outbreaks of the spruce budworm and the forest tent caterpillar D, Canad. J. Zool., 1952, vol. 30, p. 114-127. -, (( Weather and climate in forest entomology )), Met. Monogr., vol. 2, 1954., no 8, p- 11-18. -, (( Atmospheric circulation processes and insect ecology D, Canad. Ent., vol. 86, 1954, p. 312-333.

biological indicator of outbreaks of the spruce budworm D, Canad. J. Res. (D), vol. 28, 1950, p. 308-331.

light and body temperature level as orientation factors in the light reactions of some hymenopterous and lepidopterous larvae », Canad. J. Zool., vol. 29, 9951,

WTIITE, H. L., (( D o variations in seasons affect the size of eggs? », Emu, vol. 13, 1913, p. 13. WILLIAMS, C. B., A short bioclimatological study in the Egyptian Desert, Min. Agric. Egypt., Techn. Bull., no 29, 1923, 20 pages. -, Bioclimatic observations in the Egyptian Desert in March 1923, Min. Agric. Egypt, Techn. Bull., na 37, 1924, 18 pages. -, A third bioclimatological study in the Egyptian Desert, Min. Agric. Egypt., Techn. Bull., no 50, 1924, 32 pages. WILLIAMSON, H., Migrational drift )), IX International Ornithological Congres, Basel, 1954, p. 179-186. WOLFSON, A., (c Bird migration and the concept of continental drift », Science, vol. 108, 1948, p. 23-30. YOUNG, W. C.; PLOUGH, H. H., (( On the sterilization of Drosophila by high temperatures », Biol. Bull., vol. 51, 1926, p. 189-198.

vol. 24*, 1946, p. 51-70.

vol. 29, 194.9, p. 201-229.

1950, p. 89-101.

-. , FETTES, J. J.; BELEYA, R. M., (( Physical and

-. , SULLIVAN, C. R.; GREEN, G. W., cc Polarized

p. 339-351.

62

R A Y O N N E M E N T ET BILAN THERMIQUE Par

A. J. DRUMMOND Eppley Laboratory, Newport, R. 1. (États-Unis d’Amérique).

INTRODUCTION

C’est en fin de compte du rayonnement solaire que provient la quasi-totalité de l’apport constant d’énergie nécessaire à l’ensemhle des phénomènes physiques et biologiques, tant à la surface de la terre que dans son atmosphère. D’une part, c’est à ce flux d’énergie rayon- née que nous devons la production des denrées alimen- taires que nous consommons et la reconstitution des vastes réserves de combustibles et des immenses ressources hydrologiques qui nous permettent de produire l’énergie nécessaire aux usages industriels et domestiques. D’autre part, la quantité de rayonnement solaire que le système terrestre intercepte et modifie constitue pour le météorologiste l’un des principaux facteurs déterminants du temps et du climat. La connaissance du rayonnement qui parvient à la surface de la terre apparaît, pour cette raison, comme tout particulière- ment indispensable à qui veut comprendre la climatologie physique. C’est uniquement grâce au double phé- nomène d’absorption du rayonnement solaire incident et d’émission du rayonnement terreste à plus basse température que notre planète peut recevoir ou céder de l’énergie. Dans l’étude des problèmes particuliers que posent

les régions arides du globe, il conviendra évidemment d’accorder la plus grande attention aux différents flux du rayonoement reçus ou émis par la surface de la terre et à leurs effets sur l’économie thermique de la région considérée et de son atmosphère. Mais cela ne signifie pas nécessairement qu’il faille consacrer toutes les recherches à l’étude des échanges de rayonnement A la surface de la terre et dans le milieu atmosphérique des végétaux et des animaux. D e même, il ne faudrait pas s’attacher trop exclusivement à l’étude du problème généralement considéré comme le plus important en météorologie, celui du mécanisme des phénomènes de circulation dans l’atmosphère, de peur de négliger une

question qui peut, à première vue, paraître secondaire. Depuis quelques années en effet, on se rend compte de plus en plus clairement que le succès des tentatives d’emploi de l’énergie solaire iï des fins domestiques et de mise en valeur d‘immenses régions arides et semi- arides, comme le Sahara, le Kalahari, et les grands déserts du centre de l’Australie, dépendra dans une large mesure du progrès des connaissances relatives à l’énergie dont la simple lumière du jour récèle d’énor- mes quantités. La question qui fait l’objet de la présente étude a

été traitée dans bon nombre de publications. Aussi avons-nous choisi de ne citer dans la bibliographie qu’on trouvera à la fin de cette étude qu’un choix des principaux travaux et notamment de ceux effectués au cours des cinq ou six dernières années. Ce choix répond dans une large mesure au but essentiel de la présente étude : faire le point des travaux scientifiques de cet ordre, en prévision du colloque organisé conjointement par l’Unesco et l’Australie pour l’étude de la climatologie de la zone aride. Pour la rédaction de notre étude, nous avons consulté un certain nombre d’excellents articles notamment ceux de Goody et Robinson L39] 1, de Fritz [31], de Moller [56], d’Angstroem [4] et de Godson [38], nous nous en sommes fréquemment servis. Nous avions également à notre disposition le compte rendu de la Conférence internationale sur le rayonnement solaire [74] tenue à R o m e en septembre 1954 et le texte du discours que son président, le Dr W. Morikofer (président de la commission du sayonnement solaire de l’Association internationale de météorologie) sur (( l’état actuel des recherches relatives au rayonnement )) prononcé devant la dixième assemblée générale

1. Les numéros entre crochets renvoient à la bibliographie en fin d‘article.

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de l’Union géodésique et géophysique intemationale 1581. Contrairemeiit à l’usage, mention y sera faite égale-

ment de certains travaux qui n’ont pas encore été publiés et qui concernent l’Afrique australe. Cette initiative a semblé d’autant plus légitime que beaucoup des résultats de recherches sur le rayonnement

s’appliquent uniqucmeuL k des régions très éloignées des parties arides de la planète. Or, durant la saison sèche, bien des régions de l’Afrique du Sud, de l’Afrique du Sud-Ouest et du Bechuanaland présentent un indice d’aridité très voisin de celui des régions dont l’Unesco S’OCCU~C actuellement.

RAYON’NEMENT SOLAIRE ET TERRESTRE

NATURE DU RAYONNEMENT SOLAIRE ci-dessous) semblent indiquer l’existence de variations périodiques comprises entre 2 et 3 y0 du rayonnement total émis par le soleil. Ce qu’il s’agit essentiellement

Le soleil. distant d’environ 150 millions de kilomètres de savoir, c’est dans auelle mesure cette variabilité de la terre, est une énorme masse gazeuse incandescente; son rayon est de 7’0 x 105 km contre 6’48 x 103 km pour la terre. L a densité du soleil s’accroît vers le centre de l’astre, oii l’on a calculé qu’elle atteint approximativement huit fois celle du mercure; dans la mince couche extérieure, connue sous le n o m de photosphère, cette densité ne doit être qu’un millionième environ de celle de l’atmosphère terrestre au niveau de la mer 11601. Cette région photosphérique ayant seulement quelques centaines de kilomètres d’épaisseur, le soleil, observé à travers un verre fumé, prend l’apparence d’un disque lisse au contour parfaitement net. L’enve- loppe gazeuse extérieure à la photosphère est générale- ment divisée en trois couches, la couche renversante (ainsi appelée parce qu’elle transforme en raies d’émis- sion brillantes, lorsqu’on les examine dans cette couche, les raies noires d’absorption du spectre photosphérique), puis la chromosphère, en& la couronne, qui constitue la partie extérieure de l’atmosphère solaire. Du point de vue de l’astronome, des phénomènes accidentels comme les taches sombres, les plages brillantes et les protubérances éruptives qui sont caractéristiques de l’état de perpétuelle agitation qu’on observe à la surface du soleil entraînent d’importantes modifications de l’émission solaire totale et notamment de régions étroitement localisées de son spectre énergétique. Depuis près d‘un demi-siècle les météorologistes ont

beaucoup discuté de la variabilité intrinsèqiie du Aux global du rayonnement extra-terrestre qui arrive normalement à la limite extérieure de l’atmosphère terrestre ou, comme on l’appelle plus commodément, de la (( constante solaire ». Aujourd’hui encore la controverse se poursuit, malgré l’apparition de techniques perfection- nées d’observation et notamment l’emploi de fusées permettant d’explorer l’atmosphère à plus de 150 lim d’altitude 11731. Les travaux désormais classiques de la Smithsonian Institution [l], qui sont à la base des études de la constante solaire de rayonnement (voir

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apparente doit être imputée d’une part à une variation réelle de l’émission extra-terrestre et d’autre part, à des phénomènes terrestres (c’est-à-dire à la correction appliquée pour tenir compte de l’opacité de la portion de l’atmosphère terrestre que le rayonnement traverse pour parvenir à l’instrument d’observation). L’hypo- thèse que cette variabilité, si elle existe (et à supposer que les procédés d’observation ne comportent pas de possibilité d’erreur) s’explique cn grande partie par la variabilité de l’atmosphère terrestre, s’est trouvée ren- forcée par les travaux récents de Hardie et Giclas 1421 portant sur l’étude de la Variabilité solaire par comparaison des luminosités planétaire et stellaire; des obscr- vations poursuivies durant cinq années n’ont pu mettre en évidence une variabilité solaire de plus de 0’5 7, dans le spectre optique. En revanche, il semble probable d’après des mesures radio-électriques faites depuis dix ans, qu’il se produit de fortes Auctuations du rayonnement solaire dans les très courtes (” < 0,104 [L) et les très grandes (A = de 10 à 103 cm) longueurs d’onde. On a constaté de5 variations de ce genre d’un jour à l’autre et aussi, grâce à des observations suivies, au cours du cycle des taches solaires. On pense qu’une certaine variabilité se manifeste dans la région de l’ultraviolet qui intEresse la météorologie notamment au- dessous de 0,29 p, tout au moins sous la forme de fluctuations de courte période, mais nous connaissons encore trop mal les phénomène5 qui se produisent dans cette région pour pouvoir conclure formellement. Néan- moins, on peut ajouter que des indices d’un autre ordre, et notamment des données climatiques et préhis- toriques intéressant le dernier milliard d’années approsi- mativement, tendent à confirmer qu’il ne s’cst produit eu cours de cette période aucune modification impoï- tante de l’émission totale du soleil. Mais ceci ne signifie nullement, bien entendu, que le facteur solaire n’est pas une cause essentielle de l’évolution des climats terrestres au cours des grandes Ores géologiques.

Rayonnement et bilan therrniquc

dans les régions examinées au-dessus de 0’29 p. On ne sait rien de l’intensité ou de la distribution spectrale du rayonnement d a m l’extrême ultraviolet, au-delà de 0’22 p, sinon que l’oxygène, l’azote et les autres élé- ments constitutifs des couches ionosphériques (à des altitudes d’environ 50 à 300 km) absorbcnt l’énergie ultraviolette de longueur d’onde inférieure à 0’10 p, les rayons X et d’autres radiations de très courte loii- gueur #onde. Après la tentative bien connue de Moon [57] pour

établir une courbe normalisée de distribution spectrale de l’intensité extra-terrestre, la question a été reprise, depuis 1950 environ, par un certain nombre de chercheurs. Les travaux de Nicolet [61,62] et de Johnson [48] méritent notamment de retenir l’attention. D’après eux, l’énergie rnwlcmz de l’échelle de la Smithsonian Institution se répartirait, dans certaines régions du spectre, de la manière indiquée au tableau 1.

DISTRIBUTION SPECTRALE DE LA LUMIGRE SOLAIRE

Du point de vue de l’observation, le spectre de l’énergie solaire est par définition celui que nous pouvons mesurer et qui représente une approximation du spectre de l’énergie réellement émise par le soleil sous forme de photons ou autres particules. Le spectre énergétique effectivement observé correspondra ii la somme de l’énergie émise par les différentes couches de l’atmo- sphère solaire, réduite pour chaque couche par I’absorption tant des couches supérieures de l’atmosphère solaire que des différentes couches absorbantes traversées par le rayonnement sur son trajet entre le soleil et I’observateur terrestre.

Jusqu’à une époque immédiatement postérieure à la fin de la seconde guerre mondiale, l’énergie du soleil (résultant probablement de réactions thermonucléaires à l’intérieur de l’astre) ne pouvait être observée que dans la plage du spectre comprise entre 0’29 et 2’5 p. Les données obtenues aujourd’hui à l’aide de fusées du type V-2 [24,4~7] ont repoussé la limite du spectre mesuré jusqu’à 220 -p dans l’ultraviolet, et Adel [2] est m ê m e parvenu jusqu’à 24 p dans l’infrarouge. Ces dernières mesures spcctrographiques ont été complétées par des séries de données obtenues à l’aide de matériel de détection radio-électrique [41] permettant d’explorer les longueurs d’onde appartenant aux bandes centi- métriques et métriques. Cependant, l’énergie totale de grande longueur d’onde est très faible par rapport au rayonnement solaire principal à ondes courtes.

EN DEHORS DE L’ATMOSPHERE

Le spectre solaire continu n’a pas été observé à vrai dire, au-delà des limites de l’atmosphère terrestre et, comme nous l’avons indiqué ci-dessus, il n’est possible d’établir une courbe de distribution spectrale d’inten- sité qu’en s’appuyant essentiellement; a) sur les observations spcctro-bolométriques de la Smithsonian Ins- titution dans la région du spectre comprise entre 0’34 et 2’5 p, observations faites sur de hautes montagnes et dans une atmosphère transparente; b) sur les observations pyrhéliométriques non spectrales de l’intensité totale, portant la limite inférieure à environ 0’29 p (au-dessous de ce chiffre, en effet, l’énergie ne parvient pas au sol), qui ont été effectuées par la Smithsonian Institution en même temps que celles dont il est question au point a; et c) sur les séries d‘observations effectuées au moyen de fusées de la région solaire ultraviolette jusqu’à 0’22 p. Abstraction faite du problème de I’absorption de l’énergie ultraviolette par l’o~one (à des altitudes de 20 à 40 km), il faut tenir compte des modifications du spectre solaire dues aux effets de la dispersion et de l’absorption sélectives par les molécules des gaz de l’atmosphère, par la vapeur d’eau et par les poussières

TABLEAU 1.

Longueur d’onde

A < 0,3p 0 3 < A < 0,4p 0,4 < A < 0,7p 0,7 < ?. < 3,Op ~~ ~~

Y, % % 10

Nicolet 0’96 (1) 8,2 (6) 57,7 (4q2) 70,8 (51) Johnson 1,34 (1) 10,5 (7) 56,9 (41) 70,3 (51)

O/

D’après les chiffres du tableau 1, l’évaluation la plus favorable donnerait donc approximativement une distribution spectrale de 6 à 7 %, 41 à 42 y. et 51 %, respectivement dans l’ultraviolet, le visible et I’infrarouge. Bien que le soleil ne se comporte pas comme un

corps noir, la courbe moyenne de l’énergie observée dans le visible et le proche infrarouge jusqu’à environ 2 p concorde bien avec celle qui représente la distribution spectrale d’énergie du corps noir à 6 0000 K environ. Les spectrogrammes obtenus à grande altitude au moyen de fusées révèlent dans le proche ultravioIet des températures nettement inférieures, de l’ordre de 4 O00 à 5 O000 K. En revanche, les observations faites par Adel dans l’infrarouge donnent à penser que les températures de couleur dépassent 60000 K, ce que corroborent des mesures radio-électriques des intensités stables dans la région des ondes centimétriques qui exigent des températures effectives allant jusqu’à 108 0 K.

A LA SURFACE DE LA TERRE

Il est relativement rare que 1’011 dispose de relevés caractéristiques, et portant sur de longues périodes, de la distribution spectrale du rayonnement solaire qui parvient en des points peu élevés de la surface de la terre. A l’aide des données de Fowle sur la diffusioii du

65


rayonnement solaire par la vapeur d’eau et par l’air, Moon a calculé les facteurs de transmission spectrale au niveau de la mer pour une teneur connue de l’atmo- sphère en vapeur d’eau précipitable. En comparant ces facteurs avec les valeurs moyennes de transmission obtenues par l’observation, il a évalué la transmission spectrale dans le cas de la poussière. Puis, en combinant le rayonnement solaire extra-terrestre (données de Moon) avec la diffusion par la vapeur d’eau, l’air et les poussières et avec l’absorption par la vapeur d’eau et l’ozone, Moon a réussi à calculer, pour des

régions bien déterminées du apectre, le rayonnement solaire qui parviendra jusqu’au niveau de la mer pour telle ou telle masse d’air optique. Les données figurant dans le tableau II [?O] sont valables pour une pression de 1 atmosphère et pour un air contenant les quantités moyennes arbitraires suivantes de vapeur d’eau, de poussières et d’ozone : vapeur d’eau, 20 mm d’eau précipitable; poussière, 300 particules par cm3 au voisinage du sol; ozone, distance de cheminement de 2,8 mm dans les conditions normales de température et de pression.

TABLEAU II. Longueur Masse d’air optique d’onde (en Ir)

1 2 3 4 5 ~ ~

O-29-0,40 0,4*0-0,70 0,70-1,l 1,l-1,5 1,5-1,9 1 3

TOTAL

% 0,059 ( 4) 0,616 (45) 0,454 (34) 0,140 (10) 0,075 ( 6) 0,019 ( 1) 1,363

% 0,029 ( 3) 0,481 (44) 0,393 (36) 0,103 (10) 0,066 ( 6) 0,014 ( 1) 1,086

~~~

% 0,015 ( 2) 0,379 (42) 0,343 (38) 0,084 (10) 0,060 ( 7) 0,011 c 1) 0,892

% 0,008 ( 1) 0,302 (40) 0,301 (40) 0,071 (10) 0,056 ( 8) 0,010 ( 1) 0,748

”/O 0,004 ( 1) 0,240 (38) 0,266 (42) 0,060 (10) 0,052 ( 8) 0,009 ( 1) 0,631

Les intensités sont exprimées en cal /cm2 /mn. Entre parenthèses est indiquée la proportion de l’intensité totale (en pourcentage) pour chacune des régions d u spectre. Dans la pratique, la masse d’air optique peut être assimilée au produit de la sécante de l’angle zénithal par le rapport pression moyennelpression au niveau moyen de la mer; ainsi, au niveau de la mer, la masse d’air est égale à l’unité lorsque le soleil est au zénith.

A partir d’observations faites à K e w (520 de latitude IV.; altitude voisine du niveau de la mer) portant sur l’intensité solaire directe sur la totalité du spectre et des valeurs simultanées de ses composantes dans deux régions bien définies du spectre, Blackwell, Eldridge et Robinson [9] sont parvenus à une distribution conforme

aux chiffres donnés dans le tableau III. Les résultats indiqués proviennent de tabulations de tracés obtenus à l’aide de piles thermo-électriques à enregistrement continu dont deux étaient munies de filtres de verre étalonnés.

TABLEAU III.

Hauteur Région du specirs (% de l’intensité iofalc) du Masse

soldl d’air Saison (en degrEs) A < 0,551~ 0,55 .=A < 0,64y 0,64 <A < 3,Op

É t é (mai 1948)

Hiver (décembre 1948)

56 52 4,s 37 28 19 14 11

12 63 13 64 11 65 11 10 10 70 10 76 11 77 11. 79

K e w se trouve dans une région industrielle et la pollution de l’air par les fumées de Londres influe fortement sur les résultats des observations que l’on y fait. Drummond [17] a fourni des données similaires pour

Prétoria (260 de latitude S.; altitude de 1400 m) dans cinq régions du spectre. Les chiffres donnés pour l’été

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ont été recueillis en décembre et: ceux pour l’hiver en juin; ils portent sur la période 1953-1955. Le haut Veld sud-africain a un régime climatique distinct; les pluies tombent en été, alors que les hivers sont Becs et poussiéreux. On trouvera dans le tableau IV les données caractéristiques valables pour Prétoria.

Rayonnement et bilan thermique

constante solaire à une valeur (( légèrement supérieure à 2’00 langleys par minute ». Attendu que la dérivation de la constante solaire exige une très large extrapolation, il est douteux que l’on puisse aller plus loin dans cette voie tant que 1’011 ne disposera pas de méthodes de mesure moins contestables. Le tableau V donne les valeurs moyennes mensuelles

du flux incident du rayonnement solaire à la limite de l’atmosphère en cal/cm2/mn pour des latitudes comprises entre l’équateur et 400 S., de façon à mettre en évidence les variations de la distribution. Ces valeurs ont été calculées [21] en donnant à la constante solaire la valeur de 2,OO cal/cm2/mn, mais, pour plus de com- modité, elles ont été réduites de 1 y. a h , de tenir compte de la différence entre l’échelle revisée de 1953 de la Smithsonian Institution [18], actuellement utilisée pour les déterminations de la constante solaire, et l’échelle d’Angstroem à laquelle se réfèrent les mesures de surface faites en Afrique australe (voir la section

TABLEAU IV. Pourcentage en hiver Pourconluge en été

(masse d’air) (masse d’air) Région du spectre

I 2 1

A < 0,490 IL 11 9 13 0,490 < )r < 0,525 p. 7 7 8 0,525 < h < 0,635 p 14 13 14 0,635 < A < 0,690 [L 8 8 10 0,690 < A < 3,O [J, 60 63 55 Intensité totale 1,241 1,091 1,330

1. A Prétoria, une masse d‘air égale à 1 (plus précisément, comprise entre 0,85 et 1,s) correspond à des hauteurs du soleil comprises entre 88 et 350; une masse d’air égale à 2 (c’est-à-dire comprise entre 1,6 et 2,4) correspond à des hauteurs du soleil comprises entre 34 et 200.

2. Les intensités totales sont données en cal/cm2 /mn conformément à l’échelle pyrhéliométriqye d’Angstroem.

LE FLUX EXTRA-TERRESTRE D’ÉNERGIE SOLAIRE

C’est au solstice de décembre (solstice d’hiver dans l’hémisphère nord) que la terre se trouve le plus près du soleil; le rayonnement solaire incident est alors supérieur d’environ 7 y. à sa valeur minimum. Pendant longtemps, il a été admis que sa valeur moyenne (la constante solaire) était de 1’94 cal/cm2/mn. Nais depuis une dizaine d’années surtout, la recherche d’une valeur se rapprochant le plus possible de la réalité a été l’occasion de bien des controverses [48, 61,621. L’étude récente des données de base fournies par les observations de la Smithsonian Institution et complé- tées par les résultats des observations faites au moyen de fusées par Nicolet et par Johnson semblent indiquer qu’il conviendrait de porter ce chiffre à 1’98 (pour Nicolet) et 2’00 cal/cm2/mn (pour Johnson). Nicolet estime que son résultat pourrait comporter une marge d’erreur allant jusqu’à & 5 % et Johnson que le sien devrait être exact à =t 2 % près. Se fondant sur des données obtenues au Nouveau-Mexique à une altitude de 3 O00 m pour le spectre de l’ultraviolet, Stair, John- son et Bagg [72] estiment que l’on devrait fixer la

TABLEAU V.

suivante).

RÉFLEXION ET ABSORPTION DU RAYONNEMENT SOLAIRE DANS L’ATMOSPHfiRE

Au cours de leur passage à travers l’atmosphère, les rayons du soleil perdent de leur force, ceci étant dû principalement aux phénomènes d’absorption sélective par les gaz qui constituent l’air et la vapeur d’eau, de dispersion due à la rencontre de molécules d’air et de particules de matière solide et liquide, et enfin de réflexion dans l’espace par les particules de grandes dimensions et la surface des nuages. Les variations des conditions d’absorption et de réflexion du rayonnement dans l’atmosphère déterminent donc les variations journalières, mensuelles et saisonnières des flux d’éner- gie qui parviennent à la surface. Ces phénomènes opti- ques font également que le rayonnement a une composition spectrale différente de celle à laquelle on pourrait s’attendre, étant donné la température à laquelle le soleil rayonne. Les tableaux récapitulatifs II, III, IV le montrent clairement. Aux grandes altitudes, la dispersion est presque uni-

quement d’ordre moléculaire et de caractère diffus.

~ -~

M a i Juin Juillet AoCt Septembre Octobre iiouembre Décembre D q r L da Janvier Février Mars Avril

O 875 906 914 884 838 809 819 858 896 902 879 860 10 957 951 909 831 750 706 722 793 871 928 948 951 20 1 O10 964, 875 753 642 583 608 699 818 924 991 1016 30 1039 954, 816 651 515 451 478 585 741 895 1006 1056 40 1039 916 734 531 378 309 344 460 642 833 991 2 073

67


Mais on ne sait pas encore avec certitude si cette dispersion est entièrement régie par la loi de Rayleigh concernant les centres de dispersion sphérique de dimensions inférieures à la longueur d’onde de la lumière. Pour plus de commodité, on admet généralement que la perte par dispersion est symétrique, c’est-à-dire qu’en l’absence de nuages la moitié de l’énergie ainsi dispersée atteint la surface de la terre, constituant la lumière diffuse du ciel. Selon la loi de Rayleigh, cette dispersion est fonction de la quatrième puissance de la longueur d’onde, et comme la distribution spectrale de l’énergie dépend de la longueur du cheminement optique du rayonnement, la dispersion est fonction de la hauteur du soleil. Dans la pratique, cependant, des valeurs totales de ce coefficient de transmission complexe [73] de la dispersion moléculaire entre les limites extrêmes des longueurs d’onde et des hauteurs du soleil peuvent être tirées de la loi de Bougher, 1, = I,qm, dans laquelle, 1, représente l’intensité solaire à la surface, 1, à l’extérieur de l’atmosphère et m la masse d’air ou épaisseur de cheminement. A des altitudes moindres, par exemple entre 1 et 2 km,

c’est la dispersion par les particdes qui prédomine. Si les particules sont de dimensions relativement grandes par rapport à la longueur d’onde de la lumière, et si l’air contient beaucoup de particules en suspension, la dispersion est telle que le rayonnement diffus est surtout dirigé vers l’hémisphère antérieur par rapport à la direction du rayon incident. La complication de ce mécanisme d’atténuation est encore accrue par des phénomènes de dispersion multiple qui se produisent surtout dans la brume et nuages. D e même, dans un air fortement polIué exemple les brouillards

rigine industrielle), les très grosses particules sont souvent plus nombreuses et l’absorption d’énergie peut alors devenir considérable. On a en outre de bonnes raisons de penser que la poussière absorbe le rayonnement solaire autant qu’elle le diffuse. On a étudié l’apport de la dispersion secondaire à la lumière diffuse du ciel et l’on a constaté que la luminance des parties du ciel qui se trouvent à une grande distance angulaire du soleil est essentiellement due à la diffusion secondaire de la lumière solaire. Alors que les phénomènes de dispersion jouent prin-

cipalement dans la région des ondes courtes, le phéno- mène d’absorption apparaît sur toute l’étendue du spectre, dans des bandes bien déterminées atteignant la fréquence et l’intensité maximums dans le proche infrarouge. Dans la troposphère, la vapeur d‘eau et le gaz carbonique sont les agents de déperdition les plus actifs. Dans la stratosphère, la présence d’ozone influe sur l’étendue spectrale du Aux solaire qui pénètre cette couche, en raison avant tout des fortes propriétés absorbantes de ce corps dans l’extrême ultraviolet; mais dans le cas du flux émis verticalement par la terre, la vapeur d’eau et le gaz carbonique jouent un rôle comparable à celui de l’ozone en absorbant le rayonnement de grande longueiir d’onde.

On trouvera des données plus complètes sur les phénomènes de dispersion et d’absorption atmosphé- riques dans les travaux récents de Van de Hulst [75] et Fritz [32-341.

ALBEDOS SUPERFICIEL ET PLANGOTAIRE

L’albedo (ou pouvoir de réflexion) du sol a une valeur très variable. De façon générale, ce sont les surfaces de neige fraîche qui ont l’albedo le plus fort (80 à 90 yo). Les valeurs d’albedo les plus faibles se rencontrent sur les surfaces d’eau, mais, lorsqu’il s’agit de grandes étendues, elles dépendent dans une large mesure de l’angle d’incidence de la lumière et s’élèvent à mesure que le soleil s’approche de l’horizon : lorsque le soleil est au zénith (et pour le rayonnement solaire direct seulement), elles peuvent vraisemblablement descendre jusqu’à 2 %. En moyenne, une surface couverte d‘herbe présente un albedo de l’ordre de 20 à 25 mais il est difficile de donner une valeur caractéristique pour ce genre de surfaces, car l’albedo dépend dans une très large mesuxe de l’état de la végétation. On en trouvera des exemples dans les tables météorologiques de la Smithsonian Institution [?O]. A partir de l’albedo de l’ensemble de la surface

terrestre, nous pouvons calculer la proportion de l’éner- gie incidente atteignant l’atmosphère terrestre qui est renvoyée dans l’espace et par suite perdue de toute manière pour le système terrestre. La somme des réflexions directe et diffuse par a) l’atmosphere sans nuage, b) les nuages et c) la surface de Ia terre constitue donc l’albedo total. Les données figurant dans le tableau VI sont dues à Fritz [30].

TAFSLEAU VI. Pouvoir de réflexion de la lumière solaire dans l’espace (en pourcentage).

Ulirauiolet

Atm0 sphère 2,6 52 1 3 971 TOTAL 4,5 17,6 12,6 34,7

Albedos 50 39 27 35

D’après les mêmes travaux, Fritz a évalué à 50 y. environ l’albedo moyen des nuages ; l’observation montre que l’albedo de la surface d’un nuage isolé peut varier de quelques unités à plus de 90 Yo. Pour de nombreux travaux météorologiques, il

importe de déterminer avec précision l’albedo de la terre et de son atmosphère ou d’une importante frac-

68


Si l’on considère les indices moyens de nébulosité diurne 0’38 en été et 0,lO en hiver, on obtient des valeurs de l’albedo qui cadrent fort bien avec une valeur plané- taire de 0,35 (nébulosité 0,54). Robinson [67] a rendu compte de recherches, con-

duites selon des méthodes analogues, à partir d’observations faites à Kew. Grâce à un enregistrement continu de l’éclairement au sol, il a pu - par un raffinement supplémentaire - évaluer à part l’albedo photomé- trique, et distinguer dans l’albedo total l’apport de l’infrarouge d’une part, et celui du spectre visible plus l’ultraviolet d’autre part. Les résultats obtenus à Londres pour des conditions atmosphériques moyennes sont résumées dans le tableau VIII. En résumé, l’albedo total moyen de 0,30 à Prétoria,

dans la zone anticyclonique sud-tropicale, représente exactement les deux tiers de ce qu’il est à Kew, dans la région tempérée (beaucoup plus nébuleuse) des vents d’ouest. En ce qui concerne l’albedo de la portion nébuleuse de l’atmosphère, Robinson arrive à un chiffre moyen de 0,56 à K e w (nébulosité moyenne 0’7); ce chiffre est comparable à celui qui a été obtenu à Pré- toria en février (nébulosité 0,5), soit 0’52. Pour l’ensemble du globe et en adoptant une nébulosité moyenne de 0’54, les travaux de Fritz, faisant suite à ceux de Danjon, ont également donné un chifEre de 0,52 pour I’albedo au-dessus des nuages.

tion de l’ensemble. Pour une nébulosité moyenne (évaluée à 5,4 dixièmes du ciel) il semble que l’albedo planétaire soit de l’ordre de 0’35. Ce chiffre provient essentiellement de mesures photométriques des parties éclairées et sombres de la surface de la lune que nous devons à Danjon [14]. La partie brillante est naturellement éclairée directement par le soleil; tandis que la partie dans l’ombre ne reçoit de lumière solaire que par réflexion sur le système terrestre. Les calculs de Dan- jon, qui ne sont strictement valables que pour l’énergie de la lumière visible, ont été corrigés par Fritz pour tenir compte du rayonnement qui se situe dans l’ultraviolet et l’infrarouge. Toutefois, une telle détermination pose évidemment maints autres problèmes : la composition spectrale de la lumière terrestre, par exemple, n’est pas la même que celle de la lumière solaire, et dépend probablement de l’albedo au moment considéré. Il est évidemment nécessaire et urgent de vérifier Ge résultat à l’aide de méthodes d’observation plus directes.

TABLEAU VI1

Nébulosité moyenne à Prétoria Et& Hiver Année

% % 5% Valeurs de la déperdition atmo- 41 29 35 sphérique obtenues par calcul.

Valeurs de la déperdition atmo- sphérique obtenues par l’observation. 37 30 35

Aqedo total 0,33 0,28 0,30

Partant d’évaluations de l’absorption atmosphérique, et d’observations minutieuses de surface effectuées à Prétoria, Drummond et Van Deventer [Zl] ont essayé de déterminer un albedo local, celui du plateau sud- africain et de son atmosphère. Ces auteurs ont obtenu les valeurs suivantes, y’ils considèrent comme carac- téristiques : à midi, en eté (février) 0’20 par ciel clair et 0,36 par nébulosité moyenne; à midi, en hiver (juin) 0’22 (le ciel est presque toujours dégagé en cette saison). En poussant plus loin ces recherches, il a été possible d’obtenir des valeurs saisonnières et annuelles de Ia déperdition d’énergie incidente dans l’atmosphère, ainsi que de l’albedo total. Dans le tableau VII, il faut entendre par (( été 1) la période comprise entre octobre et mars (ces deux mois inclus) et par (( hiver )) les six autres mois.

TABLEAU VIII. Nébulosité moyenne de Kew.

LE RAYONNEMENT DE COURTE LONGUEUR D’ONDE REÇU A LA SURFACE

Le rayonnement global se définit normalement comme la somme du rayonnement direct et du rayonnement diffus, que reçoit un plan horizontal à la surface de la terre. La deuxième composante représente l’énergie de courte longueur d’onde que l’atmosphère terrestre diffise vers le sol. Il convient donc de distinguer entre ce rayonnement diffus du ciel et le rayonnement atmos- phérique proprement dit, constitué en majeure partie de radiations de grande longueur d’onde (intensité maximum a m températures atmosphériques de l’ordre de 15 p). Ce rayonnement thermique invisible est réfléchi ou absorbé par un écran transparent de flint ordinaire, tandis que le rayonnement de courte longueur d’onde

Albedo

Spectre iota1 (uisiblc f ultraviolet 4- infrarouge) Visible + uliraviolet PhotomEtripe Infrarouge

Éte (mai-jd. 1953) 0,55 Hiver (nov. 1953 - janv. 1954) 0,63 Année (mai 1953 - avr. 1954) 0,56

0,48 0,31 0,57 0,35 0,50 0,33

0,43 0,49 0,45

69


(moins de 3 à 4 p) est transmis par le verre. Le rayonne- australe, dont la majeure partie se trouve dans la ment diffus peut donc être aisément isolé du rayonne- zone anticyclonique de l’hémisphère sud oii la nébulo- ment émis par I’atmosphhre proprement dite. sité est relativement faible, ce mécanisme de diffusion Alors qu’on s’accorde depuis longtemps à reconnaître et de réflexion atmosphériques vers le sol fournit près

que le flux total d’énergie que la surîace du sol reçoit de 30% de l’apport annuel d’énergie de courte longueur verticalement du soleil et du ciel est l’un des principaux d’onde [19,22]. facteurs météorologiques qui déterminent le climat, La proportion de rayonnement diffus dépend de la il y a seulement une vingtaine d’années qu’on s’est avisé latitude et de l’altitude du lieu considéré, de la hauteur du rôle géophysique et climatologique du rayonnement et de la déclinaison du soleil, du degré d’opacité de I’at- diffus. Le rayonnement diffus est toujours moins intense mosphère (c’est-à-dire de la teneur de l’air en particules que le rayonnement direct; mais à la longue, par exem- de matière en suspension à l’endroit considéré), de la ple au bout d’un mois ou d’une année, la quantité teneur de l’air en vapeur d’eau et de la nébulosité. En un d’énergie ainsi fournie indirectement par le ciel, et lieu donné, c’est essentiellement à cause des variations surtout par les nuages, peut facilement atteindre un de la nébulosité et de la nature des nuages que le rapport ordre de grandeur comparable à celui de la composante du rayonnement diffus au rayonnement global varie solaire verticale. Même pour l’ensemble de l’Afrique d’heure en heure et de jour en jour. TABLEAU IX

~

Eté Hiver

T D T D Région Station Latitude1 Altitude ,

États du nord-est des É.-U. A. (côte atlantique)

États du centre des É.-U. A.

États du sud des

Californie du Nord (côte du Pacifi-

É.-U. A.

que) Amérique centrale Sud de la Scandi-

Europe occidentale navie

Europe centrale

Europe méridionale (côte méditerra- néenne)

Indonésie Sud-Ouest africain

Union sud-africaine

Afrique-Orientale

Madagascar britannique

Blue Hill Newport Washington Madison Twin Falls Lincoln La Nouvelle-Orléans Miami Fresno Riverside San Diego Mexico Helsinki Stockholm Londres Bruxelles - Dantzig Berlin Zurich Davos

Nice Batavia Mont Brukkaros Windhoek Prétoria Bloemfontein Durban Le Cap

Nairobi Tananarive

m

42 13 N. 205 81,9 0,50 32,$ 0,20 38,7 0,48 14,8 O, 8 41 30 N. 15 83,7 0,51 39,5 0,48 38 56 N. 120 79,s 0,51 38,9 0,44 43 05 N. 295 81,3 0,50 34,O 0,43 42 27N. 1135 96,3 0,59 39,O 0,49 40 49 N. 375 86,6 0,53 42,s 0,50 29 56 N. 30 74,8 0,44 49,3 0,45 25 41 N. 15 81,9 0,48 60,4 0,50 36 43 N. 90 110,û 0,66 47’5 0,50 33 58 N. 320 95,7 0,57 53,9 0,53 32 52 N. 25 85,4 0,51 53,4 0,55 1924N. 2310 85,3 0,49 77,4 0,57

59 17 N. * 62,2 0,42 51 28 N. 5 70,8 0,46 38,2 0,25 16,3 0,29 10,9 0,19 50 48 N. 120 67,6 0,43 35,l 0,22 19,3 0,33 11,9 0,20 54 23 N. * 69,8 0,46 27,9 0,18 17,3 0’35 10,3 0,21 52 23 N. 60 65,9 0,43 32,2 0,21 18,O 0’33 11,2 0,21 47 23 N. 495 74,4 0,47 26,2 0,39 4644N. 1590 83,4 0,52 36,O 0,52

60 10 N. * 65,3 0,45 26,l 0,18 7,1 0,20

43 44 N. 20 95,O 0’58 26,5 0,16 38,2 0,50 13,O 0,17 6 11 S. 15 69,8 0,41 72,O 0,49 29 52 S. 1585 139,6 0,78 89,2 0,78 22 34 S. 1735 109,7 0,62 29,9 0,17 87,O 0,72 15,1 0,13 25 45 S. 1380 101,4 0,58 32’9 0,19 73,1 0,65 16,O 0,14 29 07 S. 1400 (94,5) 0,54 (28,4) 0,16 (67,8) 0,64 (15,l) 0,14 29 50 S. 5 84,9 0,48 34,7 0,20 58,8 0,56 16,9 0,16 33 54 s. 15 112,l 0,65 28,l 0’16 55,7 0,59 18,9 0,20

116s. 1820 102,4 0,63 76,O 0’49 18 53 S. 1305 94,6 0,54 4~0,O 0,23 76,O 0,60 28,7 0,23

1. En degrés et minutes. * Inconnue, mais voisine du niveau de la mer.

70

. Ruyonnement et bilan thermique

Le rayonnement diffus du ciel, ainsi que le rayonnement réfléchi par la surface des nuages (laquelle ne peut évidemment être considérée séparément) et le rayonnement réfléchi vers le haut par le sol ne sont que des transformations du rayonnement direct et, par suite, leur énergie se situe à peu près dans les mêmes régions du spectre, à savoir celle de la lumière visible et les régions adjacentes de l’ultraviolet et du proche infrarouge. Drummond et Van Deventer [21] ont publié récem-

ment des valeurs caractéristiques de la somme du rayon-

TABLEAU X.

nement total (T) et de la somme du rayonnement diffus (D) pour les semestres d’été et d’hiver dans un certain nombre de stations d’Amérique du Nord et d’Amérique centrale, d’Europe, des Antilles et d’Afrique australe. A ces chiffres, on a ajouté dans le tableau IX la proportion des flux extra-terrestres que représentent les chiffres obtenus en surface. Les valeurs du rayonnement solaire (en Kcal/cm2) proviennent de mesures qui ont été soit faites directement avec l’échelle d’Angstroem soit corrigées pour correspondre à cette échelle.

Masse d’air IIautour do soleil

0,75 1,OO 1.50 2,OO 2,SO 3,OO 3,50 4,OO 8 9 80a ‘/O0 60° 50° 40° 30’ 20°

Printemps 1,557 1,4*88 1,370 1,276 1,192 1,118 1,061 1,027 - 1,529 1,517 1,4498 1,463 1,416 1,340 1,208 Été 1,558 1,484 1,389 1,311 1,241 1,175 1,110 1,048 1,530 1,528 1,515 1,495 1,466 1,4~25 1,365 1,254 Automne 1,568 1,486 1,364 1,284 1,217 1,153 1,090 1,029 - - 1,522 1,4499 1,4,61 1,4,10 1,334 1,230 Hiver 1,566 1,480 1,346 1,263 1,199 1,141 1,083 1,029 - - - - 1,4,53 1,396 1,318 1,211

Les flux totaux obtenus en Afrique sont de loin les plus élevés (la seule autre valeur comparable, 111 Kcal /cm2, a été obtenue à Fresno en été). Ainsi définie, la moyenne du (( rapport de transmission )) atteint, pour l’Afrique australe, 0,60 en été et 0,63 en hiver : la proportion du rayonnement extra-terrestre qui est enre- gistré, à la surface, sous la forme d’énergie diffuse ou réfléchie empruntée aux rayons solaires directs atteint un chiffre très voisin de 20 y. pendant l’une et l’autre saison. Pendant le semestre d’été, certaines régions se caractérisent par des rapports de transmission de plus de

TABLEAU XI.

0,50; ce sont les États du centre et du nord-est des États-Unis, la Californie du Nord, le haut-plateau mexicain (celui-ci également pendant la saison d’hiver), les Alpes suisses et la côte française de la Méditerranée. Ce chiffre n’est atteint pendant toute l’année que dans les stations de Californie ainsi qu’à Davos et Nice. Il est cependant tout à fait vraisemblable que le rapport total de transmission puisse atteindre, pour l’ensemble de l’année, 0,50 à 0,60 dans les hautes régions de l’Arizona, les déserts du Sahara et de la Libye et les régions centrales de l’Australie, étant donné le régime du rayonne-

iMani Brukkarorl Winùhoekz

Jours Journéea

nuages claires Mois Jours sana nuages3 sans les plus Tous les jours

IN IV IH T D T D T D T D

Janvier 1066 652 729 806 77 784 80 810 74 625 189 Février 1017 651 682 755 73 732 77 749 69 547 196 Mars 944 665 597 649 52 655 55 665 49 521 138 A d 860 670 489 534 45 562 48 569 42 484 104 Mai 788 660 392 440 48 470 54 485 42 4’38 76 Juin 743 640 343 386 43 423 50 437 36 406 61 Juillet 759 652 363 409 4*6 449 55 468 37 445 64 Août 829 G64 445 496 51 515 62 551 40 506 79 Septembre 915 671 556 627 71 613 87 658 56 582 112 Octobre 984 683 650 725 75 714 a5 750 64 593 152 Novembre 1048 641 713 785 72 785 80 811 63 646 158 Décembre 1081 654 741 813 72 806 79 830 65 632 173

1. Latitude : 29052’S., altitude : 1 585 m. 2. Latitude : 22034’S., altitude : 1735 in. 3. Les lettres T et D désignent respectivement le flux du rayonnement global et celui du rayonnement Mus. IN reprkçente le rayonnement solaire reçu sous incidence normale, IV sa composante reçue sur une surface verticale exposée continuellement face au soleil, et In le rayonnement reçu sur une surface horizontale : les composantes du rayonnement solaire sont liées par les relations suivantes : IV = 1% cos. 11 et IE = IN sin. h, où h est la hauteur du soleil.

71


FIG. 1. Distribution de l’intensité du rayonnement global en Afrique du Sud pendant l’été. (Obligeamment communiqué par le Journal of Me&oroZogy.)

ment dans ces régions. Il est évidemment assez rare qu’il atteigne 0,60 à 0’70 sauf peut-être pendant une seule saison; les régions où le rapport de transmission atmos- phérique dépasse 0’70 sont étroitement localisées et ce chiffre ne se rencontre guère qu’en haute montagne ou sur des hauts-plateaux situés sous les climats les plus secs. Drummond et Wentzel[23] ont récemment procédé à

un examen approfondi du régime du rayonnement dans le Sud-Ouest africain. On trouvera dans le tableau X les valeurs saisonnières moyennes de l’intensité du rayonnement direct (en cal /cm2 /mn), au mont Brukkaros, pour des masses d’air et des hauteurs du soleil déterminées. Bien qu’il s’agisse d’un point culminant, son altitude (1585 m) n’est pas très supérieure à l’altitude moyenne du plateau de cette région aride de l’Afrique (voir fig. 1 et 2).

72

Nous empruntons également au travail de Drummond et Wentzel sur la zone aride le tableau XI, qui donne des sommes quotidiennes caractéristiques des trois composantes de l’intensité solaire directe, ainsi que les flux correspondants du rayonnement global et du rayonnement diffus sur une surface horizontale. Par temps clair, le coefficient de transmission atmos-

phérique du flux T atteint en moyenne 0’77 dans l’une et l’autre région, sauf au début de l’été, où apparaissent les premières pluies qui débarrassent les couches infé- rieures de l’atmosphère des poussières en suspension, époque où il s’élève légèrement pour atteindre 0’80. Par temps exceptionnellement clair, les flux reçus en surface s’accroissent de plusieurs centièmes. A Windhoek, si l’on considère tous les jours de l’année sans tenir compte de la pureté de l’atmosphère ou de la nébulosité


FIG. 2. Distribution de l’intensité du rayonnement global en Afrique du Sud pendant l’hiver. (Obligeamment communiqué par le Journal os Meteorology.)

générale, le coefficient varie de 0’57 en février (fin de la saison des pluies) à 0,77 en juillet (mois le plus favorable en raison à la fois de l’absence de nuages et de la teneur relativement faible de l’atmosphère en poussières en suspension). En ce qui concerne la déperdition que subit le rayonnement direct, on obtient sur le Brukkaros 29,5, 35’5 et 48’5 y0 pour une distance de cheminement correspondant respectivement à des masses d’air de 1,25 (hauteur du soleil 410), 2,0 (240) et 4’0 (120) contre 46, 58,5 et 75 % à Kew pour les mêmes masses d’air (hauteur du soleil = 63, 30 et 140 respectivement). Cette comparaison est valable pour l’été dans chaque hémis- phère. Les chiffres donnés pour Kew SC rapportent à des journées où le rayonnement est d’une grande intensité et sont tirés d‘un mémoire de Stagg [71]. Dans une étude récente du bilan thermique annuel de

l’hémisphère nord, Houghton [44], s’appuyant sur toutes les données dont il disposait, a revisé les calculs relatifs à la façon dont varie, selon la latitude, le rayonnement global requ à la surface.,

ÉCLAIREMENT NATUREL

On dispose aujourd’hui d’assez nombreux enregistrements de l’intensité du rayonnement solaire dans plusieurs régions du globe, mais on n’en saurait dire autant des mesures de l’éclairement dû à la lumière du jour, c’est-à-dire de la fraction de l’énergie solaire à laquelle l’œil humain est sensible. Dans l’hémisphère nord, des mesures méthodiques de l’éclairement naturel ont été

73


entreprises dans certaines stations. Ce sont surtout At- kins et ses collaborateurs [5],Blackwell[8], Lopulrhin 1551, Dogniaux [16] et Hoplchson [43] qui ont rendu compte des résultats des plus récentes études de cet ordre; de leur côté, Foster [29] et Saubercr [68] ont donné des précisions sur des appareils enregistreurs de l’éclai- rement mis au point aux États-Unis et en Autriche respectivement. Jusqu’à présent, les seules données de cet ordre qui aient été, à notre connaissance, recueillies pour l’hémisphère sud concernent l’Afrique du Sud (Prétoria). Drummond a exposé [17] les caractéristi- ques du matériel mis au point pour les mesures faites à Prétoria, et donné [ZO] une synthèse des résultats enre- gistrés pendant la première année. L’examen détaillé des multiples aspects utilitaires du

problème de l’éclairement sortirait du cadre de la pré- sente étude; nous devons cependant signaler l’importance de la question de l’éclairement par la lumière du jour dans l’architecture moderne, la corrélation évi- dente qui existe entre cet éclairement et la consommation d’énergie électrique, et en& l’influence de la lumière sur la croissance des végétaux. Ce qui fait en météorologie le principal intérêt des mesures de l’éclai- rement, c’est que celles-ci fournissent au moins un moyen de distinguer aisément entre les composantes visible et infrarouge du rayonnement solaire incident. C’est ainsi qu’au cours d’études sur l’équilibre énergétique de l’atmosphère, Robinson [67] a démontré qu’il y avait avantage à disposer pour chacune d’elles d’évaluations distinctes de l’albedo photométrique. En outre, il existe évidemment un étroit parallélisme

entre les quantités photométriques et celles dont on se sert dans les mesures du rayonnement; au flux lumineux exprimé en lumens correspond par exemple le

flux énergétique en watts et à l’éclairement correspond la densité de flux exprimée en watts par unité de surface. Le rapport entre l’intensité de la lumière du jour et l’intensité du rayonnement donné en lumens par watt, est généralement appelé (( efficacité lumineuse de la lumière du jour ». Cette grandeur atteignant son maximum pour un rayonnement d’une longueur d’onde de 0,555 p., ses valeurs locales pour l’ensemble du spectre de la lumière du jour dépendront de facteurs tels que la masse d’air optique et la teneur de l’atmosphère en poussières en suspension et en vapeur d’eau. La déter- mination de l’efficacité lumineuse de la lumière du jour dans des conditions déterminées en un ou deux sites fournit évidemment le moyen d’obtenir des évaluations suffisamment précises de l’éclairement naturel d‘après le rayonnement solaire, qu’il est plus facile de mesurer à l’aide d’un réseau de stations réparties sur un terri. toire beaucoup plus étendu.

EFF I CACITÉ LUMI NE USE D u J O UR

Les quelques séries d’observations dont on dispose actuellement ne permettent guère d‘étudier la varia- bilité de la lumière du jour et de son efficacité lumineuse. D’après ses propres enregistrements de l’éclairement à Kew, localité dont l’atmosphère est polluée par des fumées, Blackwell[8] a constaté que l’intensité moyenne horaire sur une surface horizontale peut atteindre une valeur maximum de l’ordre de 120 kilolux pendant les jours d’été où la nébulosité est faible et où les nuages sont au voisinage du soleil mais ne le cachent pas (auquel cas le flux provenant du ciel clair est augmenté par réflexion sur la surface des nuages). Dans les mêmes

TABLEAU XII.

Eté Hiver

Heuresi Eclairement Eficacité lumineuse Eclairement Eficacité lumineuse

Kew Prétoria Kew Prétoria Kew , Prétoria Kew Préforia

5-6 6-7 7-8 8-9 9-10 10-11 11-12 12-13 13-14 14-15 15-16 16-17 17-18 18-19

20 29 48 70 51 92 97 99 92 81 68 55 39 19

Moyenne de la journée

6 27 51 743 94

110 119 118 109 93 72 48 25 6

133 114 120 125 120 122 118 120 123 124 121 128 137 123

- 112 106 110 - 109 - 109 19 110 - 108 19 108 14 106 22 105 105 109

123 108

1 12 30 44 56 64 64 58 45 29 11 1

100 - 100 98

106 97 99

100 98 100 98

98 100 100

-

-

(141)

-

106 99

1. IIeure solaire vraie du lieu.


LUMIÈRE D U SOLEIL ET L U M I ~ R E DU CIEL

La lumière qui parvient à la surface de la terre se compose de la lumière directe du soleil et de la lumière diffuse du ciel. Le flux lumineux extra-terrestre suivant la direction des rayons solaires et à une dis tance moyenne de la terre, peut être tiré de 17expression

dans laquelle 1,. représente l’intensité solaire de longueur d’onde h, y& la sensibilité relative de 17œil théo- rique de la C.I.E. pour ladite longueur d’onde et K l’efficacité lumineuse maximum possible du flux éner- gétique. Pour les hauts degrés d’adaptation de luminance (vision photopique), la Smithsonian Institution [?O] fixe à 680 lumens /watt, pour h = 0,555~~ la valeur de la constante K; ce résultat est obtenu à partir des valeurs communément admises pour les constantes de la formule du rayonnement de Planck et pour la tempé- rature de solidification du platine (qui est à la base de la définition de l’étalon photométrique). Partant des données de Nicolet (voir tableau 1) concernant la distribution spectrale du rayonnement extra-terrestre, combinées avec la valeur ci-dessus de K, Blackwell, Eldridge et Robinson [9] ont calculé que L était égal à 142 kilolux. Par comparaison, l’éclairement extra- terrestre déduit du spectre solaire détaillé donné par Johnson est de 137 kilolux. Les valeurs relatives proposées par Nicolet pour la région duvisible dépendent essentiellement de considérations d’astrophysique concernant les propriétés émissives du soleil, alors que Johnson a déduit les siennes de mesures faites an sol en extrapolant jusqu’à une masse d’air égale à zéro. On sait que lorsque l’atmosphère est pure la lumi-

nance du ciel n’est pas uniforme. C’est au voisinage immédiat du soleil que sa luminance est la plus forte. Celle-ci décroît à mesure que l’on s’écarte du soleil pour atteindre son minimum à 900. Hopkinson [43] a récem- ment mesuré à Stockholm la distribution angulaire de la luminance du ciel et il a étendu ses observations aux cas où le ciel est soit complètement couvert de gros nuages, soit totalement bouché. Dans cette dernière série de mesures, il a constaté que, dans certaines circonstances, la distribution de la luminance était à peu près symé- tripe par rapport au zénith. Il en découle que la distribution angulaire de la luminance du ciel ne sera réelle. ment indépendante de la hauteur ou de I’azimuth du soleil que dans les cas particuliers où le plafond de nuages sera suffisamment dense. Il reste que non seulement cette distribution de la luminance du ciel se fonde actuellement sur des prémisses restreintes, mais aussi qu’on n’est pas mieux renseigné quant à la valeur totale du flux vertical, au sol, qui résulte de l’éclairement par la lumière du ciel. Le tableau XII1 résume une grande partie de nos connaissances actuelles sur ce dernier point, dans les conditions d’un ciel sans nuages. Aux séries de données obtenues à Prétoria et Tashkent ont été ajou- tées, aux fins de comparaison, les différentes valeurs de l’éclairement total par la lumière du jour obtenues à

75

L = K.rIAY?dh,

conditions, on a trouvé une limite un peu supérieure (130 à 140 kilolux) à Prétoria [ZO], qui bénéficie de l’atmosphère transparente des régions élevées du Veld sud-africain. Dans ces deux stations, il arrive que l’éclai- rement, pendant une minute environ, ait une valeur proche de 200 Irilolux. Le tableau XII résume les variations saisonnièyes de

l’intensité du jour à K e w et à Prétoria par temps clair, sans nuages et de son efficacité lumineuse, obtenue indirectement. Les mois de juin et de décembre représen- tent respectivement l’été et l’hiver dans l’hémisphère nord, l’hiver et l’été dans l’hémisphère sud. Les inten- sités sont exprimées en kilolux-heures et les valeurs de l’efficacité lumineuse en lumens /watt.

Les intensités obtenues à Kew concordent assez bien avec celles qui ont été enregistrées à Plymouth [5], sur la côte méridionale de l’Angleterre, et à Tashkent 551, dans le Turkestan russe (41030’ de latitude N.), le rapport des chiffres de K e w à ceux de Plymouth étant de 0,95 pour tous les jours de la période 1947-1949; à Tashkent, par ciel clair et avec les mêmes hautnixrs de soleil, ces valeurs sont d’environ 5 % inférieures à celles obtenues à Kew. Comme l’on pouvait s’y attendre étant donné les fortes différences de latitude et de régime climatique, les flux moyens sont considérablement plus intenses en Afrique du Sud. Par ciel entièrement bouché, l’éclairement au sol à

Prétoria en été (approximativement 30-50 kilolux-heures, 10-15 h [heure solaire vraie]) est de deux à trois fois plus fort qu’à Kew, toutes choses égales d’ailleurs. D e même il est en hiver, vers le milieu de la journée, de 15 à 20 kilolux- heures à Prétoria contre environ 5 kilolux-heures à Kew. En ce qui concerne les efficacités lumineuses, on

obtient pour Plymouth, Prétoria et Washington [70] des chiffres qui concordent fort bien, au moins pour ce qui est des valeurs moyennes annuelles par nébulosité nulle. Les observations faites à K e w donnent le chiffre le plus élevé, soit 120 lumens /watt contre 104 à Prétoria, 108 à Washington (flux de rayonnement ramené à l’échelle d’Angstroem) et 107 à Plymouth (avec une légère nébu- losité). La comparaison entre les données recueillies à K e w et à Prétoria semblerait indiquer que cette grandeur est indépendante de la hauteur du soleil, alors que les premières séries de chiffres obtenues à Washing- ton par Kimball attestent au contraire qu’elle passe de 100 à 112 lumenslwatt lorsque le soleil s’élève de 15 à 65 degrés, ce qui représente une variation considérable. Par ciel couvert et à une époque déterminée de l’année, les valeurs de l’efficacité lumineuse à Prétoria et à K e w se sont révélées légèrement supérieures aux valeurs obtenues uniquement pour des périodes de nébulosité nulle (4 yo, par exemple, à Prétoria; valeur non précisée, mais apparemment de l’ordre de 1 ou 2 yo, à K e w [8]). Par comparaison, les valeurs obtenues à Washington sont notablement supérieures pour les journées où le ciel est couvert; Kimball a adopté un chiffre de 119 lumens/ watt, qui est supérieur d’environ 10 y. à la valeur moyenne par ciel clair.


TABLEAU XIII.

Hauteur du soleil &iaire»ienr 1

10” 200 300 400 500 GO0 700 a00 900

Lumière du soleil Prétoria (été) Prétoria (hiver) Tashkent Washington, etc.

Prétoria (hiver) Tashkent Washington, etc.

Prétoria (hiver) Tashkent Washington, etc. Kew

Lumiere du ciel Prétoria (été)

Lumière du jour Prétoria (été)

1. Ciel clair, surface horizontale

11 9 5 6 6 6 6 5

17 15 11 11 11

26 43 59 75 23 37 53 19 34, 4~9 64 23 41 59 74 7 8 9 9 + 8 10 11 + 8 10 11 12 8 10 12 13 33 51 68 84 31 47 64 27 449 60 76 31 51 71 87 28 45 61 78

a9 101

79 86 95 10 10

12 + 14 15 99 111

91

91 100 110

Kew, en fonction de la hauteur du soleil, ainsi que des évaluations des flux lumineux du ciel et du soleil, dues à Jones et Condit [49]. Cette dernière série de valeurs représente des moyennes établies à partir de certaines données sur l’éclairement recueillies en Scandinavie [27] et dans l’Iowa, aux fitats-Unis [51, 521, ainsi que d‘observations de la luminance du ciel (après conversion en éclairement reçu au sol) faites par Kimball à Washing- ton. Les chiffres sont donnés en kilolux-heures; à l’exception de ceux qui concernent Prétoria (été et hiver) ils représentent des moyennes annuclles. Les valeurs don- nées pour les grandes hauteurs du soleil en regard de Washington, etc., ne sont que des extrapolations. L a concordance des valeurs de la lumière du ciel, jus-

qu’à des hauteurs du soleil de 400, à Prétoria (où l’hiver est poussiéreux), Tashkent et Washington est frappante. Dans le cas du flux total (lumière du jour), les mesures effectuées à Prétoria en été et les évaluations pour Washington sont pratiquement identiques pour des hauteurs du soleil de plus de 100; les moyennes de Tashkent et de K e w concordent également. Le tableau XIV donne l’éclairement dû à la lumière

directe du soleil, à incidence normale, pour les quatre séries d’enregistrements disponibles (éclairement cal-

culé à partir des valeurs lumière du jour et lumière du ciel sur une surface horizontale). Dans le choix des valeurs de la masse d’air, il a été tenu compte de l’altitude élevée de Prétoria (1 400 m). On constate que les chiffres de Prétoria (été) et de

Washington, d’une part, ceux de Prétoria (hiver) et de Tashkent, d’autre part, sont très voisins pour les faibles distances de cheminement. Les deux premières séries de valeurs sont probablement caractéristiques d‘une atmosphère sans poussières (et humide), et les deux autres d’une atmosphère poussiéreuse (et sèche). Si l’on fixe respectivement à 1,98 cal/cm2/mn et à

140 kilolux les valeurs des flux énergétique et lumineux extra-terrestres, les mesures de surface faites à Prétoria (et à Brukkaros) donnent, dans l’un et l’autre cas, un rapport entre flux observés et flux extra-terrestres qui est de 0’80 lorsque le soleil est à la verticale sur le haut plateau central d’Afrique du Sud.

Dans une étude récente, Fritz [33] s’est efforcé de calculer l’éclairement d’une surface horizontale au sol en considérant la transmission de l’éclairement lumineux comme une fonction de l’épaisseur optique de nuages, de la distance zénithale du soleil et du pouvoir de réflexion de la sudace sous-jacente.

TABLEAU XIV.

Masse d’air

o,a5 0,90 1,oo 1,25 1,50 1,75 2,oo 3,OO 4,130 5,OO Villei

Prétoria (été) 112 107 102 99 89 85 81 71 66 62 Prétoria (hiver) 83 78 74 71 61 56 51 Tnshkent 85 77 72 68 55 44 34 Washington, etc. (111) (107) 103 96 91 86 82 66 53 42

1. Ciel clair, incidence normale.

76


dans une moindre mesure, un rayonnement de plus courte longueur d’onde. L’action de la vapeur d‘eau est limitée presque exclusivement à la troposphère ; l’ozone et le gaz carbonique jouent un grand rôle dass la stra- tosphère. En plus du rayonnement d’origine atmosphéri- que, le sol et les nuages rayonnent de la chaleur.

RAYONNEMENTDE GRANDELONGUEUR D ’ O N D E

Nalgré l’importance reconnue du rayonnement de grande longueur d’onde, les météorologistes se trouvent à cet égard dans une situation assez particulière, les effets de ces flux, que ceux-ci soient reçus ou émis à travers l’at- mosphère libre, ne leur étant guère connus que par le calcul et non par l’observation. Même au voisinage de la surface terrestre, les mesures du rayonnement thermique ne sont pas encore suffisamment nombreuses pour qu’il soit possible d’en tirer des conclusions dont l’intérêt déborde le cadre local. Au début, on attendait beaucoup des observations

aériennes (ballon et avion) du rayonnement atmosphéri- que. Certains ont essayé d’expliquer les principales caractéristiques de la structure thermique de l’atmos- phère en faisant appel aux phénomènes d’émission et d’absorption du rayonnement. L’hypothèse selon laquelle la tropopause constituerait la surface de séparation de la région troposphérique (dans laquelle le transfert de chaleur s’effectue par convection) et de la couche infé- rieure de la stratosphère (dans laquelle ce transfert s’effectue par rayonnement) a perdu de son crédit auprès des météorologistes. D’une part, en effet, on a découvert que la tropopause, avec ses couches souvent multiples, est beaucoup plus complexe qu’on ne l’avait cru d’abord; d‘autre part, les mélanges par convection ne sont pas absolument exclus dans les couches inférieures de la stratosphère. Il apparaît aujourd’hui que le problème de l’état thermique de celle-ci ne sera jamais entièrement résolu à partir d’hypothèses aussi simples que celle de l’existence d’un équilibre de rayonnement dans cette région. De même, le problème des variations de 12 tem- pérature et de l’altitude de la tropopause avec la latitude, celui de l’interprétation de leurs variations quotidiennes et de l’origine des phénomènes d’inversion dans l’atmos- phère libre ne sont pas encore élucidés. Il y aurait donc beaucoup à dire en faveur de l’opinion émise par Moller [56] selon lequel les recherches de cet ordre s’orientent maintenant de plus en plus vers l’étude de l’équilibre du rayonnement et la détermination de l’économie thermique de l’atmosphère. L’énergie du rayonnement de grande longueur d’onde

provient de l’énergie cinétique des molécules des gaz qui composent l’atmosphère. D e la surface de la terre jusqu’à des altitudes de 80 km ou plus, on constate dans l’ensemble que la température tombe à des valeurs comprises entre 200 et 3200 K. Il s’ensuit que le rayonnement du corps noir correspondant à ces températures se situe généralement dans la région du spectre comprise entre 5 et 100 p. Bien qu’aucun des trois gaz les plus communs dans l’atmosphère (c’est-à-dire l’azote, l’oxy- gène et l’argon) n’absorbe le rayonnement de cet ordre de fréquence, l’ozone a un pouvoir absorbant notable entre 9 et 10 p, le gaz carbonique absorbe le rayonnement entre 12 et 18 p, et la vapeur d’eau celui de plus de 20 p. et,

RAYONNEMENT ATMOSPHÉRIQUE INCIDENT ET DIAGRAMME DE RAYONNEMENT

C o m m e il n’existe pas de rayonnement incident infrarouge d’une intensité appréciable provenant de sources extérieures à l’atmosphère terrestre, le flux orienté vers la terre devrait être nul à la limite de l’atmosphère. Si l’absorption dans l’atmosphère est forte, ce flux dirigé vers le bas atteint très rapidement une valeur à peine inférieure au rayonnement du corps noir à cette hauteur. Pour calculer le rayonnement thermique, il est donc indispensable de connaître l’absorption des raies spectrales (dans lesquelles se résolvent les bandes d’absorption des gaz multimoléculaires). Par voie de conséquence, il faut également connaître la distribution spectrale des coefficients d’absorption en fonction des diverses longueurs d‘onde. 11 est donc nécessaire du point de vue physique de disposer d’une méthode graphique ou numérique d’intégration pour les differentes longueurs d’onde et les diverses couches atmosphériques. Parmi les nombreux diagrammes de rayonnement qui ont été proposés, il convient de mentionner particulièrement ceux qui sont dues à Mugge et Moller [59], les pionniers de cette méthode, ainsi qu’à Elsasser [25], Robinson [66], Yamamoto et Onishi [77].

Godson [36] a proposé une technique de calcul relativement simple permettant d‘obtenir une fonction de . transmission du flux pour le modèle Elsasser. Ce même auteur [37], ainsi que Brooks [12] et Lonnqvist [53, 541, ont récemment traité du calcul numérique du flux. Selon Godson [38], il n’est possible d’obtenir de résultat précis qu’à l’aide de techniques appropriées, donnant la transmission de couches atmosphériques de pression, de température et de composition variables, en fonction de tahles des valeurs de la transmission de couches homogènes. Le problème n’a pas encore reçu de solution entièrement satisfaisante. Goody et Robinson [39] ont souligné que les diagram-

mes de rayonnement actuels, même les plus complexes, sont encore très empiriques et très simplifiés, et qu’il convient de ne s’en servir qu’avec circonspection. Ils présentent notamment les défauts suivants : 10 ils ne donnent pas assez de détails sur le spectre de la vapeur d’eau, notamment la bande de 61~; 20 ils ne traitent pas avec rigueur du rayonnement de deux sources du même ordre de fréquence (par exemple H,O et CO, au voisinage de 15 p); 30 les coefficients d’absorption et la K correction )) des diagrammes de rayonnement pour des variations de p et t dépendent de la pression [13,40, 501 et de la température [40].

77

Climotologic, compte rendu de rccherches

Ces méthodes graphiques peuvent s’appliquer jusqu’à des altitudes de 1 OU 2 lrm dans l’atmosphère; au-dessus, elles sont incertaines et, au niveau de la. tropopause, deviennent tout à fait hasardeuses [39]. Les diagrammes de rayonnement trouvent leurs applications les plus simples dans le calcul du flux de rayonnement de l’at- mosphère, orienté vers le bas, R, et du rayonnement nocturne effectif du sol (E = 0TO4 - R). Parmi les divers essais de comparaison directe des

données fournies par l’observation et le calcul, il convient de signaler les résultats obtenus par Wexler [76] pour la saison d’hiver en Amérique du Nord (le calcul fournit dans ce cas des valeurs du rayonnement émis nettement supérieures aux valeurs obtenues par l’obsei-vation), et les observations très complètes de Brooks [Il] et Robinson [66] qui visaient essentiellement à l’établis- sement de diagrammes de rayonnement. Robinson a constaté qu’il existe presque toujours à K e w une eompo- sante incidente variable supplémentaire (d’environ 3 y. en moyenne) de grande longueur d’onde, qui apparaît lorsqu’on compare les données des observations avec les valeurs correspondantes fournies par les diagrammes de rayonnement. Il a émis l’idée que ce rayonnement supplémentaire pouvait provenir principalement de légers nuages invisibles, de l’ozone et de particules en suspension. Il a également constaté des différences considérables entre ces mesures et les évaluations, diffé- rences qu’il a attribuées aux variations de l’émissivité de la couche de vapeur en fonction de la température : d’après les observations, l’émissivité s’accroît avec la température, alors que d’après des calculs faits avec le diagramme d’Elsasser, elle diminuerait d’me quantité égale à la moitié de l’accroissement mesuré. Cette eontra- diction n’a pas encore été expliquée.

DIVERGENCE D U FLUX DU RAYONNEMENT TERRESTRE

Les méthodes exposées ci-dessus ont théoriquement pour objet de déterminer le flux de rayonnement à un niveau quelconque de l’atmosphère. Il est évident qu’il faut ensuite chercher à connaître la divergence du flux dont dépendent les variations de température dues au rayonnement. Toutefois, les avantages qu’il y aurait, à première vue, à calculer cette divergence risquent de se révéler quelque peu illusoires ; Goody et Robinson [39], Elsasser et King [26] ainsi que Godson [37] ont attiré l’attention sur le fait que dans le calcul de la divergence du flux instantané, l’expression mathématique masque les inexactitudes inhérentes aux opérations qui portent sur des diKérences finies, mais que ces inexactitudes n’en demeurent pas moins réelles. A cet égard, Godson [38] a fait observer qu’il est capital de parvenir au maximum de précision dans les techniques de calcul des fonctions de transmission et du flux, car la précision de l’éva- luation de la divergence des flux, à la hase et au sommet

78

d’une couche donnée, décroît en même temps que l’épais- seur de la couche. Il est clair, étant donné la portée limitée des seules

méthodes de calcul de la divergence de flux dont nous disposions actuellement, que les estimations du refroidissement de l’atmosphère, particulièrement. dans les couches élevées, sont dans bien des cas d’une exactitude douteuse. Cependant, on peut évidemment admettre l‘existence d’un phénomène général de refroidissement, sauf au voisinage immédiat d’un sol chauffé. Dans l’ensemble, par un ciel sans nuages et en considérant uniquement les effets de la vapeur d‘eau, on peut admettre qu’il est à peu près uniformément de 1 à 20 C par jour, et cela de la surface jusqu’à l’intérieur de la stratosphère. Ce taux de refroidissement se trouve considérablement réduit sous une étendue de nuages, mais en revanche fortement majoré au-dessus de la couche et à son voisinage immédiat. D e faqon générale, la présence de nuages réduit le refroidissement dans les couches inférieures et l’augmente dans la partie moyenne de la troposphère. Houghton et Brewer [46] ont tout récemment fait

connaître les résultats de mesures du flux ascendant et descendant du rayonnement de grande longueur d’onde, faites jusqu’à environ 12 km d’altitude au-dessus de la région méridionale de l’Angleterre, à l’aide de radio- mètres installés à bord d’un avion. Leur interprétation des résultats obtenus au cours de dix vols semble indiquer que dans le cas du flux descendant et au-dessous d’environ 9 km d’altitude, l’usage du diagramme d‘Elsas- ser pour le calcul du rayonnement de la vapeur d’eau nécessite une correction de pression directement proportionnelle à p, et que l’emploi du diagramme de Yama- moto pour le rayonnement de CO, exige que l’on mul- tiplie le résultat par 1’2. Dans le cas du rayonnement ascendant, il semble que les valeurs données par les diagrammes doivent être majorées de 20 %. En ce qui concerne le rayonnement atmosphérique, ces mesures ont corroboré la valeur moyenne indiquée au-dessus de l’air sans nuages. Les mesures faites en vol ont permis d’évaluer l’émissivité du sol de 90 à 95 yo. Le fait que les variations de température diurne au

voisinage de la surface du sol dépendent du rayonnement terrestre pose un problème qui a beaucoup retenu l’attention. En dehors de la variable essentielle du flux de rayonnement à la surface, il faut prendre en considéra- tion la conduction thermique dans le sol et la convection de chaleur sensible et latente. Dans ce domaine, les travaux les plus marquants sont ceux de Rider et Robinson [64] qui insistent sur l’importance du transfert parrayon- nement dans les couches inférieures de l’atmosphère. A l’aide de méthodes fondées sur les diagrammes de rayonnement, ils ont démontré que la divergence du flux au voisinage du sol peut souvent être de 10 à 100 fois plus forte qu’il ne serait nécessaire pour obtenir les variations de température observées, ce que la convection doit évidemment compenser. Dans une atmosphère très calme, Rider et Robinson obtiennent des distributions de température correspondant à un 6tat de quasi-

Ruyonnement et bilan thermique

d’onde requ sus une surface horizontale. Des études détaillées des variations énergétiques par rayonnement de l’atmosphère et de la couche superficielle, comme celles dont Roach [65] a récemment rendu compte, sembleraient donc particulièrement propres à faire progresser la connaissance des mécanismes qui régissent à grande échelle l’équilibre de rayonnement du système ‘terre-atmosphère. Or Falckenberg et Bolz [28], ainsi qu’Anderson [3] se sont livrés durant ces dernières années à des études du même genre en ce qui concerne une surface d’eau. Robinson [67] estime cependant que le degré d’imprécision auquel on peut s’attendre dans l’estimation du surplus net de rayonnement de ce sys- tème atmosphérique, en un lieu donné, d’après les seules observations en surface, est assez fort par comparaison avec les moyennes saisonnières pour les zones latitudi- nales. Il fait en outre observer que la principale cause d’incertitude réside dans la valeur donnée au rayonnement atmosphérique émis et qu’il est probable qu’on pourrait sans doute en limiter l’effet en introduisant un plus grand nombre de mesures de flux à grande altitude, du genre de celles dont Houghton [45] a donné l’exemple, combinées avec une méthode d’étude théorique du transfert par rayonnement visant à permettre l’établis- sement d’un bon substitut aux actuels diagrammes de rayonnement à grande altitude. Les chercheurs qui travaillent à K e w [65, 671 ont émis l’idée qu’on aurait inté- rêt à perfectionner le mode de détermination du flux de rayonnement en air libre à partir d’enregistrements faits à la surface, en distinguant, dans la mesure du rayonnement de courte longueur d’onde, entre le visible (et l’ultraviolet) et l’infrarouge, et en procédant à une subdivision spectrale du rayonnement de grande longueur d’onde. Il faudra également tenir compte du délai nécessaire pour réunir des mesures caractéristiques des différents termes du bilan énergétique local. Bien qu’on ait établi de nombreux bilans de l’énergie

solaire en ce qui concerne la terre et son atmosphère, on

équilibre du rayonnement. Il en résulte que le rayonnement a une influence déterminante sur les très forts gradients thermiques que l’on observe fréquemment au voisinage du sol. En Australie, Deacon [15] a calculé la vitesse de déper-

dition thermique par rayonnement jusqu’à 80 m au- dessus du sol par des nuits d’été sans nuages. Ses résul- tats sont, à titre d’exemple, résumés dans le tableau XV. On remarquera que, dans les conditions choisies, la vitesse de déperdition thermique était plus forte à moins de 10 m au-dessus du sol (40 % de la déperdition totale se produisant jusqu’à 80 m). Cette vitesse de déperdi- tion thermique entre O et 80 m correspondrait à une vitesse de refroidissement d’environ 0,750 C à l’heure.

TABLEAU XV gpairreur

couche d ew dela, . Déperdition ihcrrnigue

m millical/cm2/mn

0-10 9,OO 10-20 4*,14 20-40 4’,38 40-60 3,72 60-80 2,04 0-80 23,28

ÉTUDEÇ DU BILAN ENERGSTIQUE

Il est hors de doute que, du point de vue du climat, les flux de rayonnement terrestre ont autant d’importance que les flux de rayonnement solaire. Néanmoins, on s’est beaucoup moins soucié de réunir des données caractéristiques sur les premiers que sur les seconds. Il faudrait au moins disposer d’enregistrements du flux net de rayonnement (de toutes longueurs d’onde) au sol et ainsi que du rayonnement global de courte longueur

TABLEAU XVI. ~______

Hiver Eré

900-600 0 0 ~ - 4 0 ~ 400-200 200-00 00-200 200-400 400-600 600-900

Fraction de la surface terrestre

Rayonnement net (ondes courtes)

Rayonnement net (ondes longues)

Bilan total de rayonnement

Bilan de rayonnement de I’air troposphé- ripe

Eiian du rayonnement à la surface

0,07 0,11 0,15 0,17 0,17

0,023 0,118 0,258 0,353 0,414.

- 0,292 - 0,292 - 0,312 - 0,300 - 0,296

- 0,296 - 0,175 - 0,053 + 0,053 + 0,118

- 0,212 - 0,167 - 0,137 - 0,111 - 0,087 - 0,057 - 0,008 +- 0,084 + 0,163 + 0,205

0,15 0,11 0,07

0,4~25 0,349 0,243

- 0,315 - 0,304 - 0,308

4- 0,110 + 0,04,5 - 0,065

- 0,099 - 0,091 - 0,125

+ 0,209 + 0,136 + 0,061

79

Climatologie, compte tondu de recherches

peut mettre en doute la valeur de ces calculs, attendu que les quantités significatives qui entrent dans ce bilan représentent des différences entre des flux énergétiques légèrement plus grands. Aussi s’attache-t-on maintenant à fractionner plus encore les recherches sur le rayonnement, par exemple en étudiant leurs variations avec la latitude, l’altitude et la saison. Ce souci est conforme aux idées actuelles sur la subdivision spectrale des flux constitutifs, et à la distinction faite eiitrc l’albedo dans

l’infrarouge et I’albedo dans le visible. L’étude des régimes de rayonnement correspondant aux différents types de temps constitue un aspect important, et trop négligé, de cette question. Le tableau XVI donnera cependant une idée des

caractéristiques générales du bilan de rayonnement saisonnier en fonction de la latitude. Les calculs (en cal/cm2/mn) sont dus à Raethjen [63].

CONCLUSIONS

Du point de vue météorologique, les besoins les plus urgents en matière d’observation sur le rayonnement sont les suivants : 1. Extension des réseaux de stations où l’on mesure les

composantes du rayonnement solaire et terrestre. 2. Distinction plus nette des composantes du rayonne-

ment global (ondes courtes). 3. Normalisation des techniques de mesure de la distri-

bution spectrale de l’énergie du soleil et du ciel notamment dans le région de l’ultraviolet.

4. Normalisation des techniques de mesure en surface des flux de rayonnement terrestre (ascendants et descendants).

Le besoin se fait impérieusement sentir de mesures en air libre de l’albedo du sol et de la surface des nuages, de la divergence du flux de rayonnement terrestre à autant d’altitudes que possible, et du rayonnement émis dans l’espace. Il est également essentiel de déterminer l’albedo pla-

nétaire de la terre, de préférence depuis un satellite situé en dehors de l’atmosphère terrestre, et en s’attachant particulièrement à distinguer les valeurs de l’albedo pour l’infrarouge d’une part, le visible et l’ultraviolet d’autre part. Parallèlement à la question de la revision de la cons-

tante solaire d‘am& les résultats obtenus en utilisant

normalisation du mode de présentation des données climatologiques concernant le rayonnement. Les recherches sur le rayonnement de grandes lon-

gueurs d’onde tendent essentiellement à remplacer les actuels diagrammes de rayonnement par une méthode mieux fondée, étroitement liée aux résultats des études expérimentales et théoriques du transfert thermique, et qui permettrait d’obtenir des estimations plus preciscs du surplus net de rayonnement de l’atmosphère en un point donné. Les recherches sur l’opacité atmosphérique, fondées

sur des observations actinométriques dans des régions déterminées du spectre, sont appelées à jouer un rôle important en tant qu’elles permettent de distinguer les effets de la dispersion de ceux de l’absorption dans l’atmosphère. En ce qui concerne les programmes spéciaux de

l’Unesco visant à favoriser la mise en valeur des régions arides, il est surtout nécessaire d’établir des expressions de climats fondés sur le rayonnement et adaptées aux h s que l’on se propose, d’après les observations fournies par des réseaux étendus qui utiliseront des appareils robustes et relativement peu coûteux plutôt qu’un petit nombre d’instruments plus précis mais ne pouvant fournir que quelques séries de mesures.

APPENDICE

DISTRIBUTION CONTINENTALE DU RAYONNEMENT SOLAIRE

diagrammes (fig. 1 et 2) représentant les distributions saison- nières de l’intensité du rayonnement du soleil et du ciel (rayon- ncment global) sont reproduits ici avec l’autorisation du Journal of Meteorology.

La matière du présent appendice est tirée d’une corn- Si l’on a jugé bon d’inclure ces diagrammes dans la présente munication récente de Drummond et Vowinckel [22]. Les étude, c’est que, dans la majeure partie de l’Afrique du Sud,

80


trois séries de mesures; on s’est également servi, en vue d’am6- liorer ces cartes, de valeurs obtenues par le calcul et concernant sept autres localités. Les distributions saisonnières des zones peuvent être com-

parées avec celles qui ont été dressbes pour le territoire continental des Etats-Unis [35]. Dix des stations qui transmettent régulièrement des séries

de mesures au centre d’étude du rayonnement de ~’o.M.M. à Prétoria peuvent fournir séparément des données sur Ie rayonnement diffus du ciel. Avec la station déjà ancienne de la Smithsonian Institution en Afrique du Sud-Ouest, qui donne les valeurs moyennes (obtenues par le calcul) des flux indirects, au mont Brukkaros, elles constituent le plus important réseau de ce genre. On trouvera dans le tableau XVII les résultats généraux de ce rassemblement de données sur le rayonnement diffus du ciel.

il règne pendant la saison d’hiver des conditions très voisines ‘ de celies p e l’on rencontre dans les régions du globe qui présentent en permanence un caractère aride et semi-aride, au sens adopté par l’Unesco dans sa classification. En outre, certaines régions figurant sur ces cartes entrent dans les limites fixées par cette classification. Depuis 1950 environ, un certain nombre de services météo-

rologiques de territoires du continent africain attachent une grande importance à l’enregistrement du rayonnement solaire en Afrique. Il semble qu’on ait maintenant réuni, en plus des séries de mesures dont on disposait déjà, une quantité de données suffisante pour pouvoir entreprendre une première représentation cartographique du rayonnement global p e reçoit l’Afrique australe. Malheureusement, on manque encore des éléments nécessaires pour pouvoir étendre ce travail au nord de l’équateur. Dans l’ensemble, l’élaboration des cartes saisonnières d’été et d’hiver n’a pas exigé moins de vingt-

TABLEAU XVII. Relation entre le rayonnement global (T) et le rayonnement diffus (D) dans un certain nombre de stations d’Afrique australe.

Hiver B é Sieiion

T D T-D DIT T D T-D DIT

Le Cap Durban Bloemfontein Mont Brukkaros Prétoria Windhoek Bulawayo Tananarive Élisabethville Léopoldville Stanleyville

253

341 430 376 445 435 379 534, 316 351

294, 98 79 73 $7 76 70 82 146 113 193 213

155 215 268 383 300 375 353 233 421 123 138

0,39 0,27 0,21 0,11 0,20 0,16 0,19 0,39 0,21 0,61 0,61

684 493 599 791 554 606 478 527 449 381 407

-158 211 166 14 203 185 237 244 246 234 217

526 282 4.33 717 351 421 241 283 203 147 190

0,23 0,43 0,28 0,09 0,37 0,39 0,50

0,5.5 0,61 0,53

0,46

BIB LI0 GRAPHIE

1. ARBOT, C. G., et al., Annals of the Astrophysical Observatory of the Smithsonian Institution, vol. 2-7, Government Printing Office, Washington, 1908-1954,. ADEL, A., (( Selected topics in infrared spectroscopy of the solar system », The atmospheres of the earth and planets (éd. : G. P. Kuiper), University of Chicago Press, 1949, p. 269-283. ANDERSON, E. R., (( Energy-budget studies x, Lake Hefner studies, 1, 1952, p. 71-119 (U.S. Dept. of Interior Geolo- gical survey circular, no 229). ANGSTR~M, A., (( Actinometric measurements », Com- pendium of meteorology, Amer. Met. Soc., 1951, p. 50-57. ATKINS, W. R. G.; JENKINS, P. G., (( Seasonal variations in daylight at Plymouth from 1947 to 1949 », Quart. J. R. met. Soc., vol. 78, 1952, p. 70. -; POOLE, H. H., (( Photo-electric measurements of the luminous efficiency of daylight », Proc. Roy. Soc., B., vol. 121, 1937, p. 1. BLACKWELL, M. J., Five years continuous recording of daylight illumination ut Kew Obseruatory, Met. Res. Ciee., 1953 (Met. Res. Publication, no 831).

2.

3.

4.

5.

U.

7.

8. - , Five years continuous recording os total and diffuse solar radiation at Kew Obscirvatory, Met. Res. Ctee., 1954 (Met. Res. Publication, no 895). -* , ELDRIGDE, R. R.; ROBINSON, G. D., Estimation of the rejlection and absorption of solar radiation Oy a cloudless atmosphere from recordings at the ground, with results for ICew Obseruatory, Met. Res. Ctee., 1954 (Met. Res. Publicution, no 894).

daylight illumination recorder, Met. Res. Ctee., 1956 (Met. Res. Publication, no 988).

11. BROOKS, F. A., Observations of atmospheric radiation, Mass. Inst. Tech., Woods Hole Ocean Instn., Pap. phys. Oceunogr., vol. 8, no 2, 194,l. - , (( Atmospheric radiation and its reflection by the ground », J. Met., vol. 9, 1952, p. 4d-52. CLOUD, W. H., T h e 15 micron band of CO, broadened by nitrogen and helium, The John Hopkins Univ., Pro-, gress Report, Contract N - onr 288-01, 1952. DANJON, A., (( ALbedo, colour and polarisation of the earth. The solar systein n, The earth as a planet (éd. :

81

9.

IO. -* , POWELL, D. B. B., On the deuelopment of an improved

12.

13.

14,.


15.

16.

17.

12.

19.

20.

21.

22.

23.

248.

25.

26.

27.

28.

29.

30.

31.

32.

33.

34.

35.

36.

37.

82

G. P. Kuiper), University Chicago Press, 1954,, p. 726-738. DEACON, E. L., (( Radiative heat transfer in the air near the ground », Austr. J. sci. Res., A, vol. 3, no 2,

DOGNIAUX, R., (( Ensoleillement et orientation en Bel- gique. Étude de 1’6clairerncnt Izimineux naturel )), Inst. Roy. Met. de Belgique, B, no 12, 1954,. DRUMMOND, A. J., (( Notes on the measurement of natural illumination, 1. Some characteristics of illumination recorders )), Arch. Met. Wien (B), vol. 7, 1956,

-, (( The international scale of radiation )), WHO Bull., vol. 5, 1956, p. 75-78. - , (( Slry radiation, its importance in solar energy problems 11, Proc. Conjhnce on Solar Energy, Tucson, 1955 (sous presse). -, (( The measurement of natural illumination and the luminous efficiency of daylight », J. opt. Soc. Amer. (sous presse). -; VAN DEVENTER, E. N., a The atmosp mission OP solar energy over Southern Africa I), Notas,

- ; VOWINCKEL, E., (( The distribution of solar radiation throughout Southern Aîrica )), J. Met. (sous presse). WENTZEL, J. D., (( Actinometric measurements and the radiation climate of Southern Africa D, Arch. Met. Tien (B), vol. 6, 1955, p. 236-273. DURAND, E., (( Rocket sonde research at the Naval Research Laboratory )I, The atmospheres of the earth and planets (éd. : G. P. Kuiper), University of Chicago Press, 1949, p. 134. ELSASSER, W. M., Heat transfer by inf~ared radiation in the atmosphere, 1942 (Harvard met. Stud., no 6). -, KING, J. L., Principles or radiatiwe transfer in Jar inffared atmosphcric bands (1), Dept. of Physics, Univ. of Utah, 1952. ELVEGARD, E. R.; SJOSTEDT, G., (( The calculation OC illumination Îrom Sun and sky », Trans. Illum. Engng. soc., vol. 35, 1940, p. 333. FALCKENEEEG, G.; BOLZ, H. M., (( Jahresgang der Ein- strahlung für Warncmünde )), 2. Met., vol. 4, no 65, 1950. FOSTER, N. E., (( A recording daylight illuminator », Trans. Illum. Engng. Soc., vol. 4.6, no 59, 1951. FRITZ, S., (( The alhedo of the planet earth and of clouds n, .f. Met., vol. 6, 1949, p. 277-282.

energy and its modification by the hcre D, Compendium of meteorology,

Amer. Met. Soc., 1951, p. 13-33. -, (( Scattering of solar energy by clouds of ‘large drops’ 11, J. Met., vol. 11, 1954, p. 291-300. -, (( Illuminance and luminance under overcast skies », J. opt. Soc. Amer., vol. 45, 1955, p. 820-825. ---, (( Transmission of solar energy through the earth’s clear and cloudy atmosphere », Proc. Conference on Solat Energy, Tucson, 1955 (sous presse). -; MACDONALD, T. H., (( Average solar radiation in the United States )1, Heu@ and ventilating, New York, juil. 1949. GODSON, W. L., The computation of the transmission of rudiution by gases, Toronto, Met. Div., Dept of Trans- port, CIR-1099, TEC-113, 1952, GODSON, W. L., (( The detcrmination of radiative fluxcs

1950, p. 274-283.

p. 437-465.

VOL 3, 1954, p. 272-226.

32.

39.

480.

4’1.

42.

43.

44.

45. 46.

47.

48.

49.

50.

51.

52.

53.

54,.

55.

56.

57.

58.

duc to atmospheric watcr vapour », Prpc. Can. Brunch, Roy. met. Soc., vol. 3, no 5, 1952. -, Atmospheric rudiution (current investigations and problems), o.x.M., TP. 13 (Technical noie, no 8, 1955). GOODY, R. M.; RoeIrqsori, G. D., (( Reviews of modern mcteorology, 2. Kadiation in the troposphere and lower stratosphere D, Quart. J. Roy. Met. Soc., vol. 77, 1951, p. 151-187. -. , WOXMELL, T. W., (( The quantitative determination of atmospheric gases hy infrared spectroscopic methods. 1. Laboratory determinaLion of the absorption of the 7.8 and 8.6 micron bands of nitrous oxide with dry air as a foreign gas )), Proc. roy. Soc. (A), vol. 209, 1951, p. 178-196. ,

IIAEST, A. V., (( On the origin of solar radio noise », PhYs. Rw., vol. 75, 1949, p. 154.6-1551. HARDIE, R.H.; GICLAS, H. L., Lowell observatory scien- ti$c report, no 1, sous contrat AF 19 (604,), Flagstaff, Ari- zona, 1955,291 pages. HOPKINSON, R. G., (( Measurements of sky brightness (luminance) distribution at Stockholm 11, J. opt. Soc. Amer., vol. 44, 1954, p. 455. HOUGHTON, H. G., (( On the annual heat balance of the Northern Hemisphere )1, J. Met., vol. 11, 1954, p. 1-9. -, Thèse, Oxford, 1954,.

wave radiation in the upper air 1953-54, Met. Res. Ctee., 1955 (Met. Res. Publication, no 914). HULBURT, E. O., (( The upper atmosphare of the earth », J. opt. Soc. Amer., vol. 37, 1947, p. 405. JOHNSON, F. S., (L The solar constant )), J. Met., vol. 11,

JONES, L. A.; CONDIT, H. R., (( Sunlight and skylight as determinants of photographic exposure. 1. Luminous density as determined by solar altitude and atmosphcric conditions )), J. opt. Soc. Amer., vol. 38,1948, p. 123-178. I~PLAN, L. D., (( On the pressure dependence of radiative heat transfcr in the atmosphene », J. Met., vol. 9, 1952, p. 1-12. I‘h?iERTH, W.; ELLES, R. D., (( Variations of intensities of the visible 2nd of the ultraviolet in sunlight and in skylight n, Trans. Illum. Engng. Soc.,vol. 27, 1932, p. 82. -. , __ , (( Tiisible and ultraviolet in the light obtained from the Sun I), Tram. Illum. Engng. Soc., vol. 28, 1933, p. 347. LONNQVIST, O., (( Theoreticd verification of the loga- rithmic formula for the relative net radiation to acloudless sky )), Ark.Geofys. Stockholm, vol. 2, no 8,1954, p. 151-159. -, Synthetic formulae for estimating effective radiation to a cloudless sky and their usefulness in comparing various estimation procedures », Ark. Geofys. Stockholm, vol. 2, no 12, 1954, p. 247-294. LOPUKHIN, E. A., (( Daylight illumination at Tashkent », Izvest. Akad. Nuuk. S.S.S.R., Ser. Geophys., 5, 1953, p. 469-473. MOLLER, F., (( Long-wave radiation II, Compendium of meteorology, Amer. Met. Soc., 1951, p. 34-49. NOON, P., (( Proposed standard solar-radiation curves for engineering use », J. Franklin Inst., 1940, vol. 230, p. 583- 617. MORIKOFER, W., (( The present state of radiation- research )), Scientijk proceedings of the International Asso- ciation of Meteorology, Tenth General Assembly, Rome, sept. 1954, 1956, p. 521-525.

-- , BREWER, A. W., Measurements of the Jlux of long-

1954, p. 431-439.


SAUBERER, E., communication privée. SEARS, F. W., Principles of physics, III : Optics, Cam- bridge, Mass., Addison-Wesley Press, 1949. SMITHSONIAN INSTITUTION, Smithsonian meteorological tables (éd. : R. J. List), sWeme édition, revue et corrigée, 1951, 438 pages. STAGG, J. M., Solar radiation at Kew Observatory, Lon- dres, 1950 (Geoph. Mem. Met. Of.. no 86). STAIR, R.; JOHNSON, R. G.; EAGG, T. G., u Spectral distribution of energy from the Sun )), J. Res. nat. Bur, Standards, no 53, 1954, p. 113-119. TOUSEY, R., The sun (éd. : G. P. Kuiper), University of Chicago Press, 1953, 658 pages. UNION GGODÉSIQUE ET GÉOPEYSIQUE INTERNATIONALE, Minutes of the Conference, International Radiation Confe- rence, Rome 1954, Association internationale de météoro- logie, extrait du Bulletin d’information de ~’U.G.G.I. lep sept. 1955, p. 361-373 (News Zetzer, no 11). VAN DE HULST, H. C., (( Scattering in the atmosphereç of the earth and planets », The atmospheres of the earth and planets (éd. : G. P. Kuiper), vol. 49, 1949. WEXLER, H., (1 Observations of nocturnal radiation at Pairbanks, Alaska and Fargo, N. Dakota », Mon. Weath. Rev., Wash. Supp., no 46, 194-1. YAMAMOTO, G.; ONISHI, G., i( A chart for the calculation of radiative temperature changes », Sci. Rep. Tôhoku Univ., série 5 : Géophys., vol. 4, 1953, p. 108-115.

59. MUDGE, R.; MOLLER, F., i( Zur Berechnung von Strah- lungsstromen und Temperaturanderungeii in Atmo- sphiiren von beliebigen Aufbau », 2. Geophys., vol. 8,

60. NEUBERGER, H., Introduction to physical meleorology, Penn. State College Press, 1951, 72 pages.

61. NICOLET, M., (( Sur le problème de la constante solaire )), Ann. Astrophys., 1951, p. 14, 249-265.

62. -, K Sur la détermination du flux énergétique du rayonnement extra-terrestre du soleil », Arch. Met, Wien, vol. 3, 1951, p. 209-219. RAETHJEN, P., Kurser Abriss der Meteorologie dynamisch gesehen II. Warmeshaushalt der Atmosphare, Hambourg, édité par l’auteur. RIDER, N. E.; ROBINSON, G. D., i( A study of the transfcr of heat and water vapour above a surface of short gras », Quurt. J. R. met. Soc., 1951, p. 77, 375-401. ROACH, W. T., Measurements of atmospheric radiation and the heat balance at the ground at Kew, M a y 1953- M a y 1954, Met. Res. Ctee., 1955 (Met. Res. Publication, no 936).

66. ROBINSON, G. D., (( Notes on the measurement and estimation of atmospheric radiation n, Quart. J. Roy.

- , The energy balance of surface and atmosphere at Ka, M a y 1953-April 1954, Met. Res. Cte., 1955 (Met. Res. Publication, no 929).

1932, p. 53-64.

63.

643.

65.

mt. SOC., vol. 76, 1950, p. 37-51. 67.

68. 69.

71.

71.

72.

73.

74.

75.

76.

77.

83..

CLIMAT ET VÉGÉTATION Par

A. VER NET^, professeur d’écologie agricole (ecole supérieure d’agriculture de Tunis).

INTRODUCTION

L a connaissance des rapports entre climat et végétation présente un intérêt général et quotidien encore que cet intérêt ne soit pas le même pour l’agriculteur et pour l’homme de science.

Grâce au perfectionnement chaque jour plus sensible de nos moyens d’observation, la bioclimatologie, bien que très ancienne, nous apparaît aujourd‘hui encore comme une science neuve où presque tout reste à décou- vrir : par exemple, les installations de climatisation font de la bioclimatologie une science expérimentale; de m ê m e les récentes découvertes sur les périodismes obligent à reconsidérer les études de phénologie; les progrès de la chimie organique et l’utilisation des élé- ments traceurs laissent prévoir des découvertes fondamentales en physiologie, et par voie de conséquence en biologie végétale; les progrès de la génétique et de l’amélioration des plantes obligent; à reprendre les études botaniques à partir non plus des espèces mais des éco- types; les études sur l’introduction de végétaux ont permis de connaître le comportement d’un grand nombre d’espèces sous les divers climats; l’amélioration des variétés de plantes cultivées a permis de modifier leur aire d’extension, mais nous rejoignons ici l’agronomie qui permet d’envisager en fonction du sol, sur lequel nous pouvons agir, l’action du climat sur les végé- taux. Dans les pages qui vont suivre, nous avons cherché à

rassembler quelques documents sur cet te question. Mais il n’est pas possible, le temps et l’espace nous étant mesurés, de présenter une étude exhaustive. Nous ferons donc surtout appel aux ouvrages généraux

en illustrant des notions déjà bien connues au moyen d’exemples pris en Tunisie ; aussi avons-nous demandé au professeur Emberger de bien vouloir nous autoriser à inclure dans cette publication quelques extraits des travaux personnels, en cours de publication, de ses

collaborateurs, MM. Le Houérou, Gounot, Novikoff, Schœnenberger, et Thiadt. Il est à la fois impossible et inutile (d’excellents

ouvrages récents en ayant fait le point) de rappeler ici les notions de base de la physiologie végétale et de la dynamique de l’atmosphère; ni même celles de l’auto- écologie et de la climatologie générale. Nous porterons donc plus spécialement notre attention sur les méthodes d’étude de la végétation et des climats. Dans une predere partie, nous constaterons un

renouveau des recherches de climatologie, provenant d’une meilleure compréhension des phénomènes d’évapo- ration et d’évapotranspiration, lesquels ne sont plus étudiés sur une plante ou sur une surface isolée, mais sur une plante ouune surface en place. L a mesure de l’évapotranspiration en place a permis de mieux con- naître un des principaux facteurs du climat. Bien que le sol, dont la constitution est extrêmement

variable, intervienne du triple point de vue physique, chimique et biologique comme un régulateur du climat, et que l’action de ce dernier s’exerce dans une large mesure par son intermédiaire, il paraît nécessaire, si l’on veut pouvoir comparer et classer les climats, de faire dans une certaine mesure abstraction de la nature du sol. Enfin, comme il convient en général de fonder une

classification sur des facteurs stables, nous étudierons de ce point de vue quelques modes de classification des climats. Dans une seconde partie nous envisagerons les

méthodes d’étude de la végétation. Nous constaterons un renouveau qui s’explique en partie par l’intensifica- tion des recherches de pédologie. Climats, sols et végéta-

i. Avec le concours des phytosoeioloyes de la Carte des groupements vbgétaux (faculté de Montpellier), MAI. Lc Houérou, Gouiiot, Novikoîf, Schoenenberger, Thiault.

84

Climat et véggétation

l’application ne peut avoir lieu qu’à l’échelle locale. L’intérêt agronomique des résultats dépendra donc de la précision avec laquelle l’étude aura été menée. Nous aurions pu rassembler et analyser, dans une

troisième partie, les principales études publiées sur les rapports entre végétation et climat, mais les participants au colloque ne manqueront pas de le faire avec une documentation plus importante que celle dont nous pourrions disposer.

tion forment en effet un ensemble qui ne peut être dissocié qu’arbitrairement. Les études d’écologie néces- sitent une meilleure connaissance des groupements végétaux, et inversement une meilleure connaissance de la végétation doit faciliter l’étude du milieu. D e nombreuses méthodes sont proposées par les

spécialistes. Nous pouvons retenir que, s’il est possible d’étudier la végétation avec plus ou moins de précision suivant le but recherché, il n’en demeure pas moins que

MZTHODES D’ETUDE DES CLIMATS

En raison du grand nombre des facteurs Fi interviennent et de la multiplicité de leurs combinaisons, il est possible d’admettre qu’il existe une infinité de climats qui se succèdent d’une façon continue à la surface du globe. Toute classification apparaîtrait dès lors comme artificielle. Si au contraire des discontinuités - d‘ordre physique

ou biologique - peuvent être mises en évidence, la classification se justifie. On connaît par exemple, en ce qui concerne la durée du jour, deux discontinuités importantes : tropiques et cercles polaires et, en ce qui concerne la circulation générale de l’atmosphère, la discontinuité du 30e parallèle. Mais en général les discontinuités sont créées par des

rivages et des chaînes montagneuses de formes irrégu- lières; il est par suite difficile de délimiter des casiers et encore plus difiicile de comparer ceux-ci entre eux. Cependant, si deux casiers sont géographiquement

analogues et si de plus on constate que les données de la météorologie générale (température, pluviométrie, etc.) y sont semblables, on peut admettre qu’il en est de même pour les autres facteurs du climat et que les deux casiers sont bien semblables. Comparons par exemple deux stations situées à même

latitude, l’une dans la plaine intérieure de Californie, l’autre dans la plaine de la Medjerda en Tunisie; si température et pluviométrie y sont identiques, on peut admettre que l’évapotranspiration a la m ê m e valeur dans les deux stations. Des classifications établies sur ces bases, telle que

celle de de Martonne, sont particulièrement satisfaisantes pour l’esprit, puisqu’elles expliquent la réparti- tion des climats. On ne peut donc reprocher aux météo- rologistes de rechercher une classification naturelle des climats qui mette davantage l’accent sur les causes que sur les effets, alors que les biologistes, considérant les effets précédents comme causes de la répartition des végétaux, se contenteraient volontiers d’une classification reposant sur celle-ci. Peu leur importe de savoir s’ils ont affaire à un climat de mousson; ils désirent que la

dénomination leur indique, aussi simplement que pos sible, la valeur des principaux facteurs qui les intéres- sent : température, humidité, évapotranspiration, inten- sité et durée d’insolation. D e ce point de vue, les limites des zones climatiques

devront donc être déterminées d’après les discontinuités qui existent dans la végétation et par conséquent dans les valeurs d’un des facteurs écologiques dominants. Nous ne pouvons mieux faire que de citer ici des

passages d’une communication de Emberger sur Une classijïcation biogéographique des climats. Cet auteur nous dit : (( Il y a bien des manières de classer les climats : météorologistes et physiciens, par exemple, ayant d’autres exigences que les biologistes, recherchent les critères dans les phénomènes cosmiques (répartition des pressions, circulation atmosphérique, etc.), leurs classifications reposent sur des considérations dynamiques. Les biologistes, au contraire, ont besoin de connaître exactement les qualités statiques des climats et les mettent au premier rang ... Il est donc clair que les phytogéogra- phes ont besoin d’une classification adaptée à leurs besoins. Une entente internationale sur ce sujet serait très féconde. Si elle intervenait, une foule de problèmes pourraient être résolus, car les grandes aires climatiques étant ipso facto les grandes unités géographiques de la végétation, nous aurions un cadre phytogéographique solide et rationnel dans lequel chaque fait s’inscrirait à sa place, comme en systématique chaque espèce reçoit sa place naturelle dans le genre et dans les autres unités systématiques. N A priori, bien que ces deux manières de classer les

climats s’opposent dans leurs principes directeurs, il semble qu’elles doivent aboutir à une seule et m ê m e classification, car il est sans doute peu fréquent que des causes fondamentalement différentes puissent produire les mêmes effets et qu’inversement des effets différents soient produits par les mêmes causes. Un ajustement des notions et des termes est sans doute

nécessaire, et possible.


INDICES CLIMATIQUES

Une difficulté mineure réside dans la répugnance qu’ont les physiciens pour tout ce qui est mal déhi. L’exemple classique est celui des indices actino-thermiques (indication de thermomètres exposés au soleil), qui sont incontestablement plus voisins de la température des jeunes bourgeons que ne l’est la température de l’air [34] 1.

Ces indices sont faciles à obtenir et par conséquent très commodes. Il suffirait pour qu’ils soient comparables d’utiliser des thermomètres standard; mais, par principe, les physiciens s’y opposent parce qu’un thermomètre n’est pas fait pour indiquer sa propre température. Nul, cependant, ne se fait d’illusions sur la valeur

réelle des indications données par les thermomètres sous abri sur les températures maxima et minima, puisque l’abri rend le thermomètre moins sensible aux variations rapides de température. Pour rendre comparables les (( températures sous abris )) il a bien fallu standardiser les abris. lhidemment, la mesure d‘indices (( actino- thermiques )) serait inutile si les données physiques étaient suffisantes pour permettre de calculer facilement la température des organes végétaux; de m ê m e que la température sous abri serait inutile si cette donnée pouvait se déduire de mesures de rayonnement, de pression barométrique et de dynamique de l’atmosphère, etc. Si, malgré les difficultés que nous venons de rappeler,

les biologistes admettent que la température sous abri constitue une indication suffisante, ils manquent par contre de données concernant le phénomène fondamental de l’évaporation et de l’évapotranspiration. Si la température d’un corps dépend de sa nature, de

sa forme et de sa situation, les pertes de vapeur d’eau dépendent de facteurs encore plus complexes. Leur évaluation, à partir des données climatiques, aboutit à des expressions mathématiques compliquées (Penman) et il est certainement plus facile de les mesurer directement. Il s’agit suitout de définir ce que l’on doit mesurer :

évaporation à la surface d’une nappe d’eau, évaporation d’un herbage parfaitement irrigué, etc. Faute d’avoir été ainsi délimitées, les études d’évaporation ont piétiné.

D’autre part, l’évaporation ou la transpiration varie beaucoup selon l’appareil utilisé ou la plante consi- dérée. Les indications des appareils tels que Piche, Wild,

atmomètres, bacs Colorado, étaient difficilement inter- prétables, et le terme (( pouvoir évaporant de l’air )) traduit cette difficulté. Le terme N évapotranspiration potentielle )) désigne par contre un phénomène bien défini : la perte d’eau subie par un gazon de (( ray-grass )) irrigué en permanence. La m e ~ w e se fait sur une partie de ce gazon limitée par un bac enfoui dans le sol. Il semble que la nature du végétal cultivé intervienne

peu condition que le couvert soit total; une forêt ne paraît pas perdre plus d’eau qu’un gazon.

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Cette donnée ne dépend que de facteurs climatiqucs En particulier, elle paraît dépendre étroitement de l’insolation et pouvoir être comparée à l’évaporation subie par une nappe d‘eau. Sa mesure est actuellement recommandée pour les stations de climatologie [70].

Faute d’observations généralisées, nous en sommes réduits à chercher, implicitement ou explicitement, une relation empirique entre évapotranspiration et tempéra- ture : a) relation linéaire d’abord : T de Lang et Gaussen; T + 10 de de Martonne; b) relation plus compliquée d’Emberger (M - m )(M + m), M étant la moyenne des maxima du mois le plus chaud, m la moyenne des - minima du mois le plus froid; ____ + n’est pas très 2 éloigné de la moyenne annuelle, (M - m) de l’amplitude thermique maximum, fonction du continentalisme (la valeur de l’indice est voisine de M2 dans les régions méditerranéennes) ; c) forme exponentielle d’hgstrœm 1,07T. Thornthwaite utilise une relation compliquée dans

laquelle interviennent la température et la durée du jour, facteur qui paraît fondamental. Sa méthode est fondée sur les observations directes. Les valeurs de l’évapotranspiration qu’elle permet de calculer sont par conséquent assez voisines des valeurs observées et peuvent être utilisées quantitativement. Cette méthode est à rapprocher d’autres méthodes empiriques telles que celles de Blaney et Criddle, Lowry et Johnson. Nous en verrons plus loin une application. Livingstone propose un indice facile à mesurer, à

savoir la différence d’évaporation entre la boule blanche et la boule noire de SOR atmomètre. L a corrélation

et l’évapotranspiration potentielle mesurée directement serait plus étroite qu’avec les autres indices [14]. D e telles mesures paraissent inté- ressantes, même si l’évapotranspiration potentielle peut être calculée à partir de va physiques bien définies (si tant est que les moye aient un sens physique). L’évapotranspiration actuelle, perte d‘eau par un

couvert végétal non irrigué, dépend des réserves en eau du sol. Elle est donc inférieure à I’évapotranspi- ration potentielle et ne peut en être déduite que moyennant certaines hypothèses sur la nature du terrain et sur le mode d’utilisation par les plantes des réserves en eau.

Thornthwaite considère un sol standard capable d’aceumuler une pluviométrie de 100 mm et fait des hypothèses sur le mode de percolation de l’eau, de faqon à conserver à la valeur calculée de l’évapo- transpiration actuelle le caractère d’un facteur climatique indépendant de la nature du sol. Pour la pratique et même du point de vue théorique, la méthode Thornth- waite paraît trop rigide.

Gaussen constate par exemple que la neige gui s’accumule en hiver et se rassemble en certains points

1. Les numBros entre crochets renvoient à la bibliographie en fin d’article.

constitue une réserve d’eau qui sera utilisée au printemps lors de la fonte des neiges.

Les hydrauliciens, pour lesquels l’évapotranspira- tion constitue le déficit d’écoulement, préfèrent utiliser les méthodes empiriques d’évaluation telles que celle de Hénin et Turc [46], fondées sur les études en cases lysimétriques et les observations sur bassins versants. Il semble que le mur qui séparait les physiciens des

biologistes soit actuellement fortement ébranlé puisque nous constatons que les géophysiciens préconisent l’installation de stations agroclimatologiques et pro- posent la mesure de l’évapotranspiration. L e moment paraît donc propice pour préconiser :

10 la comparaison, dans diverses stations, des indices fournis par divers appareils (tels que l’>atmomètre de Livingstone) avec les valeurs directement observées ; 20 l’harmonisation des diverses définitions des climats et de leurs classifications en prenant pour base les mesures et les indices actuellement disponibles. Il ne paraît pas utile, en raison du pouvoir tampon

du sol et de la plasticité des végétaux, de rechercher une précision actuellement illusoire et inutile. Le pouvoir tampon du sol amortit en effet les fluctuations de faible amplitude (il peut être très fortement aug- menté par les techniques culturales). D’autre part, la plasticité des végétaux est considérable; nous en prendrons des exemples parmi les végétaux cultivés dont l’écologie est bien connue. Une même variété de blé, telle que le Florence

Aurore, est cultivée dans tout le bassin méditenca- néen sous une pluviométrie allant de 100 à 200 mm. Dans une même localité, elle est soumise suivant les années à des conditions climatiques très différentes. A Tunis, la pluviométrie moyenne fluctue entre 250 et 700 mm autour d’une moyenne de 4g50 mm; la répartition des pluies est encore plus capricieuse [84]. En cas de sécheresse, le blé est capable de réduire

sa croissance quitte à ne donner par épi qu’un grain unique, mais parfaitement constitué. Dans le Sud tunisien, la réduction du nombre de tiges ou du nombre de grains est souvent telle qu’elle ne permet de récolter que la semence. Mais, si les pluies ont permis une germination nor-

male et si le terrain est humide en profondeur, le blé donne une récolte, car il peut réduire son développe- ment herbacé et enfoncer son système radiculaire à plus de deux mètres de profondeur, ce qui réduit la transpiration et augmente l’approvisionnement en eau. D e plus il est évident que les techniques culturales

augmentent considérablement les possibilités de la plante; la jachère travaillée procure à la céréale une terre humide en profondeur et afisure ainsi la récolte.

Semé à l’automne, sur terrain profondément desséché par une culture précédente, le blé part aux premières pluies, consomme une grande partie des précipitations qui parfois ne peuvent ramener le sol à saturation sur plus de quelques décimètres d’épaisseur. Ensuite, si le

Climat et végéiation

printemp est sec, le blé, ne trouvant pas de réserves en profondeur, se dessèche avant d’avoir fructifié. N e serait-ce que pour cette raison, le blé, bien que très plastique, serait éliminé si l’homme n’intervenait pas, puisque en Afrique du Nord, quand rien ne contrarie l’action de la nature, le sol est naturellement desséché à l’automne. Dans le même ordre d’idée, la Tunisie a subi en

avril 1956 une gelée de quelques degrés au-dessous de zéro, très anormale par sa date tardive. La vigne et le blé ont été très durement touchés. Par contre, les plantes spontanées, à part quelques messicoles, n’ont pas souffert de l’action du froid.

Les plantes spontanées en effet doivent être mieux adaptées aux conditions locales de température que les plantes cultivées, qui sont périodiquement réintro- duites. Celles-ci ont cependant la possibilité de parer aux conditions exceptionnelles grâce à des moyens de conservation tels que le retard de germination. La réintroduction des plantes cultivées augmente artificiellement leur plasticité de façon très efficace. Les plantes vivaces qui subissent l’ensemble des

conditions climatiques annuelles ont une aire d’extension plus limitée que les plantes spontanées, encore que très étendue. Nous donnerons comme exemple l’aire d’extension du caféier d’Arabie (Coffea arabica), laquelle toutefois a récemment été fortement réduite par le parasitisme 1.

L’espèce est originaire des plateaux abyssins entre 70 et 90 de latitude N., où le caféier est localisé à l’état spontané dans de petites vallées entre 1 O00 et 2 O00 m d’altitude, mais se trouve à l’état cultivé dans tout le pays.

L e climat est subtempéré, la température descend rarement au-dessous de 50 C et ne dépasse guère 300 C. Pendant toute l’année les nuits sont fraîches avec des rosées abondantes. Les pluies, 1 à 1,50 m , tombent entre mai et octobre. L a saison sèche dure d’octobre à mai. Ce climat permet, à côté de celle du caféier, la culture du blé, de l’orge, de l’olivier, de la vigne du sorgho. Dans le sud de la péninsule arabique, Coffea arabica

est cultivé dans des conditions climatiques très diffé- rentes de l’aridité générale de la péninsule. L a pluvio- métrie est tropicale : de 800 mm à 2 m entre avril et août pendant la saison chaude. L a culture n’est possible qu’en montagne entre 600 et 2 O00 m; à cette altitude la température dépasse rarement 30oC et descend exceptionnellement à - 10, -20 C. Les caféières sont installées dans des vallées très

encaissées, véritables crevasses, où l’état hygromé- trique reste très élevé. En saison sèche, les arbres sont irrigués et la culture est toujours faite sous ombrage. Hors de son aire d’origine, Coffea arabica est cultivé

en grand au Brésil, où les conditions climatiques

1. Note de F. Corriob, maître de recherches à l’$eole supérieure d’agriculture de Tunis.

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paraissent a priori très différentes de celles de l’Éthiopie. Mais si la zone caféière du Brésil est très éloignée de l’équateur (22-2410 de latitude S. au lieu de 1-90 de latitude N.)’ l’altitude y est beaucoup plus basse : 500-850 m au lieu de 1000-2 O00 m. La pluviométrie est comparable : 1300 à 1 800 mm. Le Coffea arabica xrouve donc au Brésil des conditions qui lui conviennent parfaitement, puisqu’il y devient subspontané. Tout se passe comme s’il y avait compensation entre l’altitude et la latitude. En Afrique noire, à Madagascar, aux Indes néerlan-

daises, la culture de Coffea arabica ne peut se maintenir qu’en montagne, au delà d’une certaine altitude variable avec les régions. Sans parler du parasitisme, il semble que la température et l’humidité constantes des régions intertropicales basses nuisent à sa végéta- tion. Ce fait a été attribué à l’absence d’une période de repos végétatif relativement fraîche. Cependant, Coflea arabica réussit bien dans les îles : Antilles, la

vante : (( Quand les précipitations équilibrent cxactc- ment l’évapotranspiration tout au cours de l’année et que l’eau est disponible en quantité exactement suffisante pour satisfaire aux besoins, il n’y a ni déficit ni excès d’eau et le climat n’est ni sec ni humide. Quand l’évapotranspiration potentielle dépasse les disponibilités en eau, le climat devient aride. Quand les précipitations l’emportent, le climat devient plus humide. 1) Une difficulté provient de la plasticité des végétaux,

qui peuvent réduire leur consommation en eau sans qu’apparaissent des signes de sécheresse; nous en avons des exemples en cultures irriguées. Thornthwaite admet qu’il n’y a pas sécheresse si

le déficit en période peu pluvieuse n’excède pas 60 % de l’excès d’eau en période humide. Il définit en premier lieu un indice d’humidité (moisture index)

100s - 60 d Im = n

Réunion, etc., dont la principale caractéristique est la constance des facteurs climatiques.

problème analogue se pose d7aaeuls à propos autre R,&iacée : le cinchona ledge-

où s = excès d’eau, d = déficit, n = besoins en eau. Le climat n’est ni sec ni humide quand Im = o. Les types de climats sont ceux indiqués au tableau 1.

- - &na ne réussit nulle part à une altitude inférieure à 1 O00 m. Pourtant, à Tahiti, sa culture réussit parfai-

En raison de la plasticité des plantes, le climat n’a heureusement pas besoin d’être caractkrisé au milli- A Perhumide Forêt dense Supérieur à 100 mètre de pluviométrie ou au dixième de degré près, ce qui permet la classification des climats.

TABLEAU ï

tement à moins de 500 m. Symbole Type de climat V6géfation Indice d’humidiié

’‘1 Humide Forêt 20 à 80 B2 BI

QUELQUES CLASSIFICATIONS

CLASSIFICATION THORNTHWAITE

L a classification de Koppcn, sauf en ce qui concernait les climats désertiques et steppiques, mettait l’accent en premier lieu sur le facteur température, puis sur le facteur humidité. La méthode de Thornthwaite, ou toute autre méthode

permettant d’évaluer l’évapotranspiration, autorise à préciser les conditions d‘humidité. Nous allons donc raypeler la classification des climats établie par Thornth- waite, en faisant abstraction des méthodes de calcul. Cette classification est fondée sur l’observation sui-

Prairies d’herbes O à + 2 0 hautes

c2 Cl 1 Subhumide Prairies d’herbes - 20 à O courtes

D Semi-aride Steppe -40 à - 20 E Aride Désert -60 à - 40 En second lieu il définit l’indiee d’humidité (index

of humidity) 100s Ih = - n

l’indice d’aridité (index of aridity)

100d Ia = -

n

TABLEAU II.

l Indico d’humidiié Climats bumides (A, B, CZ) Indice d’aridité Climats secs (Ci, D, E) I

R Peu ou pas de manque d’eau O -16,7 S Déficit. estival mod6ré 16,7 - 333 %’ Déficit hivernal modéré 16,7 - 33,3 SL Fort déficit estival 33,3 4- ‘w-3 Fort déficil hivernal 33,3 +

D Peu OU pas d’excès d’eau O - 10 S Excès d’eau hivernal modéré 10 - 20 W Excès d’eau estival modéré 10 - 20 S2 Fort excès d’eau hivernal 20 -k W 2 Fort excès d’eau estival 20 +

Climat ci végétation

TABLEAU IV

Symboles Pourcentage de concentration estival

qui lui permettent de faire état des variations saison- nières.

Les symboles S indiquent une variation saisonnière avec saison sèche en été. Les symboles W indiquent une variation saisonniere avec saison sèche en hiver. Les symboles R et D indiquent peu ou pas de séche- resse ou d’excès d’eau (voir tableau II). En troisième lieu, Thornthwaite définit la tempé-

rature (thermal ejiciency). L’évapotranspiration résulte de l’efficacité ther-

mique. Sa valeur est en effet obtenue en faisant le produit de la durée du jour par une fonction de la température. Nous retrouvons ici des idées qui ont été exploitées

par d’autres auteurs. Geslin constate que l’allongement des feuilles du

blé, de m ê m e que la durée de la phase germination- montaison, est en corrélation étroite avec ce qu’il nomme le facteur d’action K, obtenu en faisant le produit de la température par la racine carrée de l’insolation. L a croissance n’est cependant pas proportionnelle

à la transpiration : des mesures du coefficient de transpiration faites par de nombreux auteurs montrent que ce coefficient varie considérablement suivant le milieu. Les symboles présentent de plus l’avantage d’indi-

quer la valeur de l’évapotranspiration potentielle, exprimée en centimetres, sous la dénomiiiation de K T-E index )) (voir tableau III).

TABLEAU III

Symboles T-E index Types de climat

cm

E‘ . . . . . . 14,,2 Glacé D’ . . . . . . 28,5 Toundra

. . . . . 42’7 Microthermal C’1. C‘2 . . . . . . 57,O \ B’1 . . . . . . 71.2 B’2. . . . . B’3. . . . . B’4 . . . . . . 114;O \ A ‘ . . . . . . Mégathermal

. 85;s ( 99.7 Mésothermal

Pour mettre en évidence la variation saisodere de la température, Thornthwaite définit enfin la concentration estivale de l’efficience thermique, qui est le pourcentage d’évapotranspiration des mois d’été par rapport au total annuel. Mais en raison de l’influence prépondérante de la latitude les indices se classent, sauf cas exceptionnels, dans le m b m e ordre que les indices précédents (voir tableau IV). La combinaison de ces indices permet de caractéri-

ser le climat. Par exemple, San Francisco en Californie (CI, B’I,

S2, a’)’ a vn climat Pet-subhumide, du type premier

a’. . . . . . . . 4’8,O b‘4, . . . . . . . 51,9 b’3 . . . . . . . . 56,3 b’2 . . . . . . . 61,6 b’l . . . . . . . 68,O c‘2 . . . . . . . 76,3 c’l . . . . . . . 88,O d’ . . . . . . .

mésothermal, avec fort excès d’eau hivernal, et une efficacité thermique oscillant entre le niveau normal et le niveau mégathermal. Ce mode de représentation des climats présente

incontestablement l’avantage de reposer sur des don- nées quantitatives, mais a l’inconvénient pratique de faire apparaître la température comme liée et suboi- donnée à la durée du jour. Les extrêmes thermiques qui ont une influence prépondérante sur la répartition des végétaux ne sont pas mis en évidence. Les termes usuels ne sont pas utilisés. En&, l’hypothèse suivant laquelle un climat est

sec quand le déficit devient supérieur aux 100/60 de l’excès d’eau enlève à cette classification une partie de son caractère quantitatif.

CLASSIFICATION GAUSSEN

Gaussen propose de considérer que la sécheresse s’éta- blit quand le total des précipitations mensuelles mesuré en millimètres est inférieur au double de la tempéra- ture moyenne exprimée en degrés centigrades. On peut alors tracer pour chaque station un graphique classique avec en abscisses les mois et en ordonnées les températures et les précipitations (fig. 2)’ l’échelle des températures étant simplement double de celle des précipitations. L a discussion du graphique est faite comme pour

ceux de Thornthwaite : avec un décalage nécessaire pour tenir compte des réserves en eau du sol, la séche- resse s’établit quand la courbe des températures atteint une hauteur supérieure à celle des précipitations. Pour Gaussen, la sécheresse agissant plus par sa

durée que par son intensité, il suffit de lire cette durée sur le graphique. Cette méthode permettrait, sans modifier les habi-

tudes, d’apporter un complément d’information : la durée de la période sèche. Par contre, elle n’a pas le caractère quantitatif qui constitue l’avantage de la méthode de Thornthwaite. Elle paraît reposer sur d’autres considérations : en

pays aride et en saison sèche, la surface du sol est très peu ombragée; les pluies sont donc en grande partie évaporées et non évapotranspirées. Sur une terre

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Cli nzatologie, compte rendu de recherches

moyenne, après chaque pluie, 10 mm sont perdus en deux OU trois jours et ont peu d’action sur la végéta- tion. On peut admettre qu’en période chaude une utilisés. Les caractères essentiels seraient : pluviosité moyenne mensuelle inférieure à environ 1. Présence ou absence de pluie. 50 mm est peu efficace, les pluies échelonnées ne péné- 2. Rythme des facteurs insolation, température, plu- trant pas dans le sol et les pluies violentes étant excep- viométrie, qui permettrait de grouper les climats tionnelles (elles ne se produisent même pas tous les en famiiles. Quantitativement, ces facteurs sont ans). fluctuants, mais leur rythme est conetant ou peu

variable. culture puisque c’est avant la levée des semailles que 3. Caractères fluctuants, essentiellemeiit le facteur le sol nu permet l’évaporation maximum. humidité, qui permettraient de subdiviser les grands L’efficacité des pluies dépend cependant aussi de la climats en autant de formes et de variantes qu’il

nature du sol; elle est plus élevée en terre sablon- serait nécessaire. neuse ou quand le ruissellement permet l’accumula- Cette classification ferait apparaître les types de cli- tion des eaux dans les dépressions ou les fentes de mats suivants : rochers. En Afrique du Nord les premières pluies d’automne font reverdir les terres légères avant les Climats désertiques. terres lourdes; en année sèche les terres fortes peuvent rester dépourvues de végétation. Climats à rythme pluviométrique irrégulier et pluvio- Si l’eau pénètre dans le sol, elle est utilisable et le sité aléatoire, ne survenant pas tous les ans.

couvert végétal se met en équilibre avec les disponi- A. Désertiques équatoriaux. bilités. B. Désertiques tropicaux.

transformer les données d a climatologie classique. On pourrait sans inconvé ajouter sur les graphiques (fig. 2) les valeurs de l’évapotranspiration potentielle : il est en effet indispensable pour les praticiens de disposer des valeurs réelles de chaque facteur climatique. A. Intertropicaux. La comparaison des climats est simple lorsqu’on 1. Isothermes.

envisage un seul facteur. Elle est déjà plus compliquée a) Pas de saison sèche : climats équatoriaux. lorsqu’on fait intervenir deux facteurs, puisqu’elle b) Deux saisons sèches : climats subéquatoriaux. nécessite l’établissement d’un tableau à double entrée. 2. Présentant une ébauche de saisons thermiques : Elle devient très délicate lorsqu’on veut prendre en considération tous les facteurs qui agissent simultané- ment sur le developpement des végétaux. On conçoit donc qu’il soit nécessaire d’étudier séparé-

ment l’action de chaque facteur, considéré tout d’abord comme seul variable : par exemple l’action des minima thermiques, ou celle du facteur humidité Thornthwaite.

Les indices permettent de combiner en une seule valeur l’action de plusieurs facteurs et facilitent les comparaisons mais chaque climat a son individualité et il n’existe certainement pas deux climats identiques; on devrait donc toujours pouvoir se reporter aux valeurs directement observées.

des climats établie comme une classification botanique, sans tenir compte de l’intérêt pratique des caractères

Ces considérations sont fort importantes pour l’agri-

La méthode Gaussen présente l’avantage de ne pas C. Désertiques à saisons thermiques prononcées et photopériodisme quotidien nettement inégal.

Climats non désertiques.

Climats à rythme pluviométrique annuel régulier.

climats tropicaux. . Extratropicaux. 1. Climats à photopériodisme quotidien et saisonnier.

a) Dits océaniques; sans saison sèche. b) Dits continentaux; à saison sèche hivernale. c) Méditerranéens; à saison sèche estivale.

2. Climats du soleil de minuit, à photopériodisme plus ou moins saisonnier; climats froids. 1. Climats subpolaires. 2. Climats polaires.

Dans chaque type de climat des formes seraient définies en fonction de l’humidité et de l’altitude : humide, subhumide, semi-aride, aride, de haute montagne. Des variantes seraient déterminées par la moyenne

des minima du mois le plus froid. CLASSIFICATION EMBERGER Cette classification paraît reposer essentiellement scr

le rythme des climats. En faisant reposer les classifications sur des caractèrep, Par exemple la dénomination de climat désertique utilitaires généralement très fluctuants, on risque de s’appliquerait à des régions moins étendues que ce ne pas aboutir à des classifications naturelles. n’est le cas d’ordinaire : c’est ainsi que dam le Sahara D e m ê m e qu’en botanique les caractères fluctuants l’auteur distingue trois types de végétation : le type

sont difficilement utilisables pour différencier les espèces, saharien septentrional’ rattaché au monde méditer- de m ê m e en climatologie les facteurs très fluctuants ranéen à pluies d’hiver, le type saharien méridional, ne devraient intervenir dans une classification qu’acces- rattaché au monde tropical à pluies de saison chaude. soirement. Emberger propose donc une classification Seul le type de végétation de l’immense territoire

90

Climat et végétation

peut avoir plus d‘intérêt pratique que l’étude des climats eux-mêmes. D’autre part, les climats d’altitude, qui ont d’après

Emberger un rythme peu différent de celui de la plaine, présentent, comme le dit Gaussen, des caractères qui les rapprochent des climats plus septentrionaux, si bien qu’une classification des formes telle que celle établie par Thornthwaite n’est pas incompatible avec une classification des climats telle que celle proposée par Emberger.

central soumis à un régime très capricieux serait vraiment désertique. Les physiciens noteront avec plaisir qu’un biolo-

giste considère ainsi le rythme saisonnier comme le facteur fondament al. La possibilité de distinguer dans chaque type de

climat des formes et des variantes laisse la porte ouverte à tous les perfectionnements. Le caractère secondaire de ces subdivisions ne leur ôte d’ailleurs rien de leur importance. Par exemple l’étude des différentes formes des divers climats, telles que la forme semi-aride,

ETUDE D E L A

VÊGÉTATION SPONTANÉE

Les espèces végétales ne sont pas distribuées d’une manière quelconque à la surface des continents. L a phytogéographie a donc eu très tôt à s’occuper des causes de la distribution des espèces. Celles-ci sont d’ordre historique et écologique. D e bonne heure (A. de Candolle) un rapport a été établi entre le climat et la répartition des végétaux. Réciproquement, on peut espérer utiliser la phytogéographie pour la défini- tion du climat. Nous allons donc passer en revue les méthodes phytogéographiques, en nous attachant à préciser leur utilité pour le climatologiste. L’étude des rapports existant entre la distribution

des plantes et le milieu peut se faire de deux façons. On peut étudier soit les rapports entre les espèces prises isolément et le milieu, soit les rapports de l’ensemble des espèces, c’est-à-dire de la végétation, avec le milieu.

ÉTUDE DES CAUSES D E LA DISTRIBUTION D’ESPÈCES ISOLÉES

A. Méthodes.

La méthode la plus simple consiste à démontrer qu’il existe une corrélation positive entre la présence d’une plante et un facteur du milieu; par exemple, qu’une espèce donnée pousse à un pH déterminé (ou dans une zone déterminée de pH). Dans le cas le plus particulier du climat, on est

conduit à étudier la corrélation entre l’aire de distribution d’une espèce et un facteur climatique simple (isotherme annuelle ou mensuelle, nombre de jours de gelée, isohyète) on plus complexe (indice climatique). Ainsi Salisbury a-t-il cru constater un parallélisme

V B G B T A T I O N

entre la limite nord européenne de Rubia peregriiza et l’isotherme 405’. Ces études sont limitées par la clifJiculté qu’il y a

souvent à obtenir des renseignements précis tant sur l’aire réelle des plantes que sur les facteurs climatiques (insuffisance de densité du réseau des stations de météo- rologie).

C’est ainsi que Guillaume a contesté les résultats obtenus par Salisbury, chez lequel le choix des facteurs climatiques est du reste le plus souvent fonction de critères assez simplistes. On pourra aussi étudier la microdistribution en

fonction de la topographie qui fait varier les facteurs climatiques sur des surfaces restreintes. La loi géo- écologique de Boyko exprime la relation qu’il doit y avoir entre macrodistribution et microdistribution (ce qui permet de contrôler les deux méthodes l’une par l’autre). (( La distribution topographique spécifique (micro-

distribution) d’une espèce écotypique ou d’une com- munauté végétale est une fonction parallèle de leur distribution géographique générale (macrodistribution), puisque toutes deux sont déterminées par les mêmes amplitudes écologiques. (On entend par espèce écotypique un petit groupement taxonomique chez les membres duquel s’opèrent librement et avec succès des croisements, et se font jour les mêmes besoins écologiques.) 1)

Jointe à la loi du minimum de Liebig, la loi géo- écologique éclaire très utilement l’étude de la distribution des espèces. Elle permet notamment d’avoir clairement conscience des limitations inhérentes à la méthode des plantes indicatrices. Même si on a affaire à une ecotypic species (nous discuterons plus loin la question des écotypes), on ne peut l’employer sans précautions

1. Extrait des notes de M. Gounot, publication S. B. A. T., encore iiiédites.

91


comme indicatrice. Par exemple, dire qu’en Tunisie Ampelodesmos tenax indique une pluviométrie supé- rieure à 400 mm n’a guère de sens. En réalité, Ampelo- desmos se trouve à toutes les expositions lorsque P est supérieur à 500 mm; de 4’00 à 500 m m , il se réfugie aux expositions nord. Avec une pluviométrie infé- rieure à 400 mm on le rencontre encore sporadiquement au bord des oueds, etc., jusque dans des régions à pluviométrie bien inférieure à 400 mm (Moularès). D e même, Artemisia campestris, caractéristique des steppes sableuses du centre tunisien, se réfugie dans les thalwegs dans le Sud. On voit donc combien il faut être prudent, notamment dans l’utilisation des données des flores, et combien climat et sol sont liés. L a difficulté provient, en fin de compte, de ce que

la plante est un indicateur synthétique d’un certain équilibre global du milieu, équilibre qui peut quelquefois se réaliser de plusieurs manières différentes, et qu’elle ne saurait, sans un certain arbitraire, être considérée comme caractéristique d’un seul facteur écologique, d’autant que ce facteur lui-même est le plus souvent défini par l’homme d’une manière plus ou moins arbitraire, sans tenir compte des exigences propres de la plante.

Vicariance. Il semble donc plus logique d’utiliser comme indicatrices d’un facteur donné du milieu une série de plantes poussant dans les milieux aussi identiques que possible, sauf en ce qui concerne le facteur qu’on veut étudier. Nous appellerons de telles plantes (( vicariantes ». Un des exemples les plus frappants que nous puis-

sions donner de vicariance primatique absolue est celui d’Hedyarum coronarium et Hedyurum carnosum. Tous deux poussent dans les jachères (ou les groupements pionniers) sur collines marneuses argileuses bien drai- nées. Mais le premier exige plus de 400 mm de pluie, le deuxième moins de 400 mm. Il n’y a pratiquement pas de chevauchement entre les deux espèces car il n’y a aucune possibilité de remplacement de facteurs. D e m ê m e quand l’aridité augmente, Ehauteruin

suaueolius remplace Artemisia campestris dans les steppes sablonneuses. L a vicariance peut être moins absolue : par exemple

Noto basis syriacu, Silybum marianum, Silybum eburneum sont trois espèces rudérales vicariantes qui se remplacent l’une l’autre du nord au sud de la Tunisie, au fur et à mesure que la pluviométrie s’abaisse. Mais dans la zone à Sibylum marianum on rencontre encore Notobasis syriaca (quoique généralement en petite quantité) sur les terrains marécageux et Silybum eburneum dans la même région sur les terres lourdes gypseuses. Ces interpénétrations sont des illustrations du principe de compensation des facteurs. L a vicariance climatique peut aussi bien mettre en

jeu des groupes d’espèces que des espèces isolées. Par exemple : Hedyserum coronarium, Convolvulus tricolor sont remplacées en bloc par Hedyserum carnosum, Sisymbrium coronopifolium, Atriplex halimus.

~

D c toutes façons, sauf si elle peut s’expliquer par des raisons historiques, l’exis tcnce d’une vicariance implique des différences climatiques. Plus le nombre des vicariances concordantes est grand, plus la coupure climatique est importante. En Tunisie, l’existence d’un grand nombre de vicariances à la limite sud de la dorsale souligne l’importance de la coupure climatique que représente celle-ci. Deux remarques peuvent faciliter la recherche des

vicariantes climatiques. D’une part, les vicariantes climatiques sont fréquemment des espèces voisines (par exemple espèces d’un même genre : Silybum, Hedysa- rum), voire des écotypes de la m ê m e espèce. Ceci est conforme aux idées modernes sur la spéciation. L’isolement écologique prépare l’isolement génétique. On a donc plus de chance de trouver des phénomènes de vicariance dans les genres riches en espèces que dans les genres pauvres. D’autre part, les vicariantes climatiques absolues sont les plus intéressantes; or, elles correspondent à des espèces aux exigences écologiques très strictes. On cherchera donc les vicariantes de pré- férence dans les familles et dans les genres riches en espèces écologiquement très spécialisées.

Biologie d’esptices isolées. Si séduisant et si utile que puisse être l’emploi des faits de vicariance, il se heurte à une grave difficulté théorique : Comment être sûr que tous les facteurs sauf un sont identiques dans les deux cas? L’absence de Chevauchement important entre les deux aires est une preuve indirecte, mais qui aurait besoin d’être coniirmée par une étude exhaustive du milieu. Killian aeffectué des tentatives dans ce sens. D e telles recherches présentent un grand intérêt

théorique. Malheureusement, elles sont longues et délicates; aussi ont-elles tenté peu de chercheurs. Les études sont donc peu nombreuses et en général ne comportent pas, eu égard à la complexité des variations possibles des facteurs, un asBez grand nombre de mesures dans l’espace et dans le temps. Il est naturellement très intéressant de conjuguer

de telles études avec des études sur la physiologie des espèces (Eckard).

Critique des études d’espèces isolées.

Outre les critiques des généticiens et systématicicns que nous avons provisoirement négligées, la grande objection que l’on peut faire à toutes les méthodes énumérées est qu’elles ne tiennent pas compte de la concurrence entre espèces. Le rôle de la concurrence a été étudié expérimentalc-

ment par Clements, plus récemment par Soukastchef. Ellenbert (1954s) a donné des exemples frappants du rôle décisif de la concurrence dans la distribution de certaines espèces. Alors que Spergula aruensis, par exemple, sc développe d’une manière optimum en culture pure à un pH compris entre 6 et 6,5, le pH opti-

92

Climat et vigétation

exemple) il n’y a pas moins, quelle qu’en soit la cause, un aspect physionomique xérophytique dans les régions arides. En Tunisie, on observe du nord au sud (pluviométrie

décroissante) une physionomie de plus en plus xéro- phytique : on a Successivement : formations d’arbres à feuilles caduques (Quercus mirbecki, Quercus suber) ; formation d’arbres à feuilles toujours vertes (Quercus ilex, Quercus coccifera) ; formation de conifères (Pinus halepensis, Callitris quadrivalvis, Juniperus phoenicea) ; formation de chaméphytes : scrub à jujubier, steppes à Artemisia campestris, puis Rhantheriun suaveolens. Il y a manifestement un rapport entre la carte de

ces formations et celle de la pluviométrie et de la tem- pérature (continentalité). L’étude des formations a d’autre part l’avantage

d’être rapide, de ne pas exiger la connaissance détaillée de la flore du pays. Elle est aussi théoriquement univer- selle et devrait permettre des comparaisons à l’échelle mondiale. Cependant il convient ici d’être prudent. Le danger serait d’aller trop vite en besogne et par exemple de baptiser steppe toute végétation de chamé- phytes. Il n’est pas toujours facile de savoir ce qui dans les analogies de physionomie est fondamental et significatif du point de vue climatique, et ce qui est secondaire. D e plus, pour faire des comparaisons à l’échelle mondiale, il faudrait un certain accord, qui est loin d’être réalisé, sur les principes de la définition des formations. Enfin, même quand on est d’accord sur les principes, il est souvent difficile de les utiliser sans adaptations dans des régions très différentes. (Voir Kuchler [54] à propos du système Gaussen.) On peut encore adresser d’autres critiques à la notion

de formation : la délimitation précise des formations est dificile car les transitions sont souvent insensibles : A partir de quel moment une forêt claire de Juniperus phoenicea doit-elle être considérée comme une garrigue parsemée d’arbres? Surtout le rapport entre la formation et le climat n’est rigoureux que si la végétation n’est pas trop dégradée. Ainsi, Long a mis récemment en évidence que le scrub à jujubier du centre tunisien (Sidi Bou Zid) est une formation anthropogène et qu’avant l’action de l’homme régnait à sa place une formation forestière qui représentait le véritable équi- libre climat-végétation. L’aspect physionomique actuel est donc plus xérique que ne l’exigerait le climat. D e même, la physionomie ne peut rien nous apprendre

sur les zones cultivées : quel que soit le climat, un champ de blé a la m ê m e physionomie qu’un autre champ de blé. Pour éviter cette difficulté, on a donc été amené à

étayer l’étude des formations par la recherche de l’état primitif de la végétation non dégradée en équilibre avec le climat (climax). C’est le but des études (( dynamiques 1).

mum n’est plus que 4 lorsqu’il est en concurrence avec Ruphanus ruphanistrum. D e même la forêt d’oliviers de Sfax ne se maintient, avec P < 200 mm, que dans la mesure OU toute végétation est éliminée entre les oliviers. On ne peut donc pas dire qu’une plante est caractéristique d’un facteur du milieu, si on ne précise pas en m ê m e temps dans quelles conditions de concurrence elle se trouve. L’étude expérimentale des optimums phytosociolo-

giques et écologiques, telle que la préconise Ellenberg (1954)’ est encore trop fragmentaire pour nous rensei- gner sur les divergences possibles entre les deux optimums. Mais on peut tenir compte du rôle de la concurrence d7une manière satisfaisante dans la pratique si 1,011 étudie non plus les espèces isolément, mais l’ensemble des espèces qui vivent en commun dans la nature, c’est-à-dire la végétation.

METHODES D’ÉTUDES DE LA VÉGÉTATION

Le sujet est vaste et embrouillé, les écoles et les voca- bulaires très divers. Aussi croyons-nous préférable, même si cela ne va pas sans quelque injustice et est arbitraire, de ne pas nous égarer dans ce dédale. Nous classerons donc les méthodes d’étude en trois grands groupes.

Études physionomipues.

Le premier essai systématique moderne de description de la végétation du globe sur la base de la (( formation 1) (c’est-à-dire de l’unité physionomique de végétation) est dû à Criselbach (1872). La tentative a depuis été reprise de façons diverses

sans qu’un accord général ait pu être obtenu sur la définition et la classification des formations, qui peuvent se faire : 10 sur la base d’un système de types biologiques (actuellement le plus souvent dérivé de celui de Raunkiaer); 20 en utilisant les termes du langage courant (forêt, steppe, savane), préalablement précisés, et quelquefois en y ajoutant le n o m de l’espèce dominante. Gaussen étudie les différentes dénominations et

classifications [31]. 11 préconise l’usage de termes simples : les grands termes généraux tels que forêts, landes, etc., suivis au besoin des noms locaux tels que (( calveras )) et (( tonillares )) d’Espagne et par le ou les noms des principales espèces; par exemple (( garrigue à Genista scorpius ». Une échelle de 10 à O marque les stades de la dégradation qui va de la forêt au sol nu. Le milieu est indiqué par une lettre, par exemple 3S3 pour les plantes arénicoles. Une telle classification présente l’avantage d’être facilement acceptée par les non-spécialistes. Les formations ont certainement une valeur d’indices

climatiques. En dépit des réserves que soulèvent certains parallélismes (physionomie et xérophytisme par

93

Cli maiologie, compte Tendu de recherches

Étude des climax et du dynamisme de lu vggétation.

Le but des études dynamiques est d’établir par quelles étapes, i partir d’un substratum donné, la végétation d’une région climatique donnée se développe et se transforme jusqu’à son état le plus complexe relativement stable (climax). La supériorité de ces études sur les études physionomiques provient donc de ce que le climax est dans une large mesure indépendant du substratum (seul les états initiaux et les étapes varient) et dépend donc essentiellement du climat. (Voir Clements [15], Tansley, Gaussen [31], Kunholtz, Lordat [55], Cain [14].) Cette étude est théoriquement basée sur l’observation

des successions. C o m m e l’étude de la succession com- plète sur un m ê m e emplacement demanderait un temps très long, on se contente généralement, ce qui est moins précis mais beaucoup plus rapide, d’étudier les zonations naturelles dans les clairières, au flanc des montagnes et suivant la latitude (étages et zones de végétation) et on s’efforce d’établir des successions théoriques aboutissant au type de végétation le plus complexe de la région étudiée que l’on considère comme climax.

Ces études soulèvent un certain nombre de problèmes. L a notion m ê m e de climax est très controversée

(elle est notamment rejetée par Sukatschev [73]). En effet la stabilité du climax et de l’équilibre climat-sol- végétation qu’il implique peut bien faire l’objet d’une hypothèse, mais n’est guère démontrable expérimen- talement. En particulier en Afrique du Nord franqaise, où l’état actuel de nos connaissances sur la géologie du quaternaire semble indiquer des changements climatiques récents (néolithique) très importants et où l’équilibre sol-climat n’est peut-être pas réalisé.

L’unicité du climax (climax climatique), admissible peut-être dans d’autres régions, semble douteuse dans les régions arides en raison de l’impuissance du climat à modifier radicalemeat le suhtratum. Par exemple en Kroumirie (avec une pluviométrie de plus de 1 O00 mm), sur grès de Numidie, la végétation (( climax 1) pourrait être une chênaie de Quercus mirbecki sur sol lessivé, alors que sur marnes on aurait vraisemblablement un olivier-lentisque sur sol brun (Finielz, communication verbale). Le doute dans le cas des marnes provient de l’état de dégradation extrême de la végé- tation naturelle (culture, surpâturage et charbon de bois). Il est très difficile dans ces conditions de se faire une idée du climax. EnSn, dans la vallée de la Medjerda et le Sahel de Sousse (voir Burollet), la destruction totale de tous les arbres spontanés et m ê m e souvent des arbustes ne permet pas, dans l’état actuel de nos connaissances, de reconstituer le climax. Selon Emberger il est même très vraisemblable que dans la basse vallée de la Medjerda le climax n’a jamais pu se développer, car les terres ont dû être mises en culture au fur et 2 mesure du comblement du golfe par les alluvions. Dans tous ces cas de dégradation extrême, il est très

di5cile de se former une idée claire du climax et sa

reconstitution ne peut guère être envisagée qu’au terme d’une étude phytosociologique complète, l’association végétale (au sens européen continental) étant ici la seule réalité concrète et solide.

Une autre raison milite encore en faveur de l’étude phytosociologique : nous avons dit que la dorsale tunisienne avait un climax à pin d’Alep (sauf en altitude : climax à Quercus ilex; et dans la région maritime : climax & Callitrie quadrivulvis). Mais on peut pousser plus loin l’analyse et distinguer dans ce climat trois zones : 10 zone supérieure à Pinus halepensis + QU~TCUS ilex; 20 zone moyenne à Pinus halepensis; 30 zone inférieure à Pinus halepensis + Jicniperus phoenicea.

Ces trois zones ont une valeur climatique et écono- mique nettement différente. On peut essayer de pousser plus loin en utilisant de nouvelles plantes et distinguer des stades terminaux différents selon qu’il s’agit d’un sol de marnes, de calcaire massif et de sable (pédo- climax). On pourrait citer de nombreux autres exemples : la

chênaie de Quercus ilex, la chênaie de Quercus suber, a hêtraie européenne (Emberger [27]). Ainsi l’étude approfondie des climax amène par

transitions plus ou moins insensibles à l’étude complète, statique et dynamique, de la végétation, qui constitue le caractère spécifique de la phytosociologie (ce mot étant pris dans le sens qui lui est donné en Europe occidentale continentale, lequel englobe la phytocé- nologie soviétique).

Étude phytosociologique.

Malgré ce caractère commun, la phytosociologie actuelle est loin d’être unifiée et nous retrouvons là aussi des oppositions d’écoles et des divergences de vocabulaire. Nous essaierons cependant d’indiquer en quelques

mots ce qu’ont de commun les méthodes les plus employées. L a base de toutes les méthodes est le relevé, c’est-à-

dire l’inventaire floris tique complet (qualitatif et quantitatif‘) de surfaces échantillons convenablement choisies et caractérisées aussi complètement que possible du point de vue écologique (les divergences concernent : les précautions à prendre pour l’échantillonnage et la description quantitative de la végétation). L’unité de base de la végétation, l’association (ou sociation) est définie par comparaison de relevés. Pour définir l’association, on cherche à grouper les relevés en tableaux d’après leurs affinités physionomiques, floristiques et écologiques. (Suivant le cas et les tendances du cher- cheur l’un ou l’autre de ces facteurs peut jouer un rôle privilégié.) L a comparaison des tableaux des différentes associa-

tions supposées permet de mettre en évidence les caractéristiques floristiques, écologiques et physionomiques de chacune. Dans le système de Braun-Blanquet, l’association

94’

Climat et uégétution

O, au nombre d’espèces dans le relevé B; et c, au nombre d’espèces communes à A et B, pour tous les relevés disponibles pris deux à deux. On cherche ensuite (par ~zlc méthode empirique graphique assez laborieuse) créer des groupes de relevés ayant un fort coefficient de communauté entre eux et un faible coefficient de communauté avec tous les autres relevés. Ces groupes constituent les associations supposées. On les met sous forme de tableaux et on recherche s’ils présentent des caractéristiques particulières, auquel cas ils sont consi- dérés comme formant des associations. L’inconvénient de cette méthode est de mettre toutes

les espèces sur le même plan (dans le système de Braun- Blanquet les caractéristiques ont seules une réelle importance phytosociologique) ce qui lui donne une faible sensibilité. Goodall (reprenant des études de Sorensen) a essayé

d’utiliser la corrélation entre espèces prises deux à deux ou les corrélations multiples (analyse de la variance) pour mettre en évidence directement I’existence de groupes d’espèces associées dans la nature. Nous ne pouvons entrer ici dans le détail de ces

méthodes. Mais il faut insister sur les difficultés essentielles, souvent sous-estimées, que présente l’échantil- lonnage au hasard, condition sine qua non d’une analyse statistique valable. 1. Difficulté pratique de l’organisation matérielle du

travail sur le terrain. 2. Influence de la taille des quadrats sur les résultats

des études de corrélation [39]. 3. Surtout, le traitement statistique des données n’a

de sens que si l’on a opéré sur une surface floristiquement homogène. Il semble bien difticile de définir une surface floristiquement homogène sans s’assurer au préalable de son homogénéité écolo- gique [40].

Ces problèmes ne paraissent pas résolus pour le moment;, de sorte que ces méthodes n’ont guère eu jusqu’à maintenant d’importance pratique.

Tendance Jloristico-écologiq~ce. Bien que la méthode d’étude de la végétation de Braun-Blanquet fasse sa place à l’écologie et que l’intérêt des phytosociologues européens ait toujours été grand pour I’écologie, les travaux consacrés à ce sujet visaient surtout, jusqu’à une date assez récente, à mettre en lumière le parallé- lisme entre groupements végétaux et milieu (ex. : Pallman [64]’ Duehauffour [ZO], Lemée [SS]). L’introduction de la notion de (( groupe écologique n par DUT<- gneaud [21] implique donc un changement d’optique. Pour Duvigneaud, la réalité concrète la plus directe-

ment accessible dans l’étude de la végétation est le (( groupe écologique », c’est-à-dire un groupe d’espèces dont l’apparition simultanée est liée à celle des conditions écologiques déterminées. L’association est carac- térisée par un groupe écologique prépondérant ou par une combinaison de groupes qui donne son n o m à l’association, les groupes écologiques inférieurs défi- nissant les sous-associations.

est définie par la présence ou l’absence d’espèces carac- téristiques permettant de la différencier des associations voisines. La recherche des associations se fait donc par comparaison des relevés en essayant autant de combinaisons qu’il est nécessaire. Dans le tableau définitif les relevés sont groupés par associations et les diffé- rences floristiques sont mises en évidence. L’examen de ce tableau peut, pour des raisons floristiques, écolo- giques ou physionomques, conduire à subdiviser I’association en sous-associations. Les sous-associations se distinguent par des différences floristiques d’ordre quantitatif et non plus qualitatif. Les données écolo- giques et physionomiques facilitent la comparaison des relevés mais n’interviennent que pour leur groupement en tableaux. Dans le système de Soukatschef, les points de vue physionomique (structure) et écologique interviennent plus directement, alors que dans le système scandinave, l’association est également définie floristiquement, mais en se fondant sur les constantes. L’originalité de ces méthodes est d’associer étroite-

ment les points de vue floristique, écologique et physionomique, les contrôlant l’un par l’autre pour obtenir une meilleure définition à la fois des groupements végétaux et du milieu (puisque l’on prend les plantes elles-mêmes pour critère du bien-fondé des distinctions écologiques faites plus ou moins arbitrairement par l’homme).

Éuolution récente. En Europe occidentale, deux tendances se sont récemment dessinées dans les études phytosociologiques. D’une part, sous l’influence du développement de la statistique dans d’autres domaines de la biologie, des chercheurs ont essayé de définir l’association sur une base purement floristico-statistique (Goodall [39], Hugues, Guinochet [47]) et d’autre part, en liaison avec le développement très rapide de la phytosociologie appliquée, d’autres ont accordé à l’écologie un rôle de plus en plus grand dans la recherche et la déhition des associations.

Tendances jloristico-statistiques. Nous envisageons ici uniquement les tentatives visant à dé& les groupements par la seule interprétation statistique des relevés, sans aucun recours aux critères écologiques et physionomiques ; mais des chercheurs ont tenté d’utiliser des méthodes statistique6 pour obtenir une définition plus précise de la (( fidélité », etc., ce qui ne soulève pas de problèmes théoriques particuliers [39]. Kdczinski [57] (et Guinochet [42] à sa suite) a utilisé

l’analyse différentielle de Czekanowski pour effectuer le groupement des relevés en tableaux sans recourk à l’écologie ou à la physionomie, Pour cela, on calcule le coefficient de communauté

de P. Jaccard, ou celui de Sorensen, Q, c’est-à-dire la quantité :

100 c u + h - c

Q=-

a étant égal au nombre d’espèces dans le relevé A;

95


Les rapports de cette conception avec celle de Braun- Blanquet sur les groupes d’espèces caractéristiques sont étroits, car les caractéristiques sont pour Braun- Blanquet l’expression de l’écologie de l’association.

L a notion du groupe écologique permet d’expliquer d’une manière très satisfaisante, à la lumière de la loi géo-écologique, les eas où des espèces caractéristiques d’une certaine association dans une région donnée font partie, dans une autre région, d’une autre association (remplacement de facteurs), phénomène qui rend quelquefois difficile, quand on envisage un territoire assez vaste, le choix des caractéristiques d’association. Par exemple Plantago albicans se trouve en Tunisie tantôt sur sables profonds, P = 200 m m , tantôt sur limons, décapés et à forte pente (pluviométrie 450 mm). D e m ê m e l’olivier-lentisque est localisé tantôt dans les thalwegs (pluviométrie 200 mm) tantôt sur les marnes très inclinées (pluviométrie 800 mm). La notion de groupe écologique assouplit considéra-

blement la méthode de Braun-Blanquet, car si on opère sur un territoire assez vaste, il n’existe pas d’espèces ubiquistes, d’où il résulte que toute espèce peut être intégrée à un groupe écologique et que ses compagnes tendent à disparaître. On arrive ainsi à une explication totale de la végétation, qui donne un sens à la présence ou à l’absence d’une espèce quelconque. Aucune autre méthode ne permet actuellement un résultat aussi précis. L a définition des groupes écologiques peut se faire

assez souvent avec rapidité et précision par la méthode des transects et catena (savanes du Bas-Congo) 11211 ou par l’étude des distributions. Il en résulte un grand accroissement de l’efficacité du travail. Enfin, pour le climatologiste qui étudie un point

particulier, la possibilité d’utiliser directement, sans passer par l’association, les groupes écologiques qui l’intéressent, constitue une grande simplification du travail. Ellenberg a étudié tout spécialement ce pro- blème et créé des échelles climatiques basées sur l’étude des groupes écologiques [23].

Valeur des différentes méthodes, leurs rapports entre elles.

Critiques génétiques. Toutes les méthodes d’étude du climat (ou du milieu) par la flore ou la végétation reposent sur le postulat fondamental d‘une relation entre l’espèce linnéenne, généralement utilisée pour ces études (ou mieux la plus petite unité systématique morphologiquement identifiable dans la pratique) et le milieu. Les progrès de la génétique, de la nouvelle systéma-

tique et de la taxonomie expérimentale ont conduit certains à critiquer ces études, et leurs critiques paraissent & première vue impressionnantes. En effet, la plupart des espèces présentent une gamme d’écotypes indiscernables morphologiquement, et ont une varia- bilité écologique plus ou moins grande. On en conclut donc que l’utilisation des espèces linnéennes comme

96

indicateurs écologiques est impossible sans une étude génétiquc détaillée préalable et que, puisque celle-ci montre le plus souvent que les écotypes sont indispensables dans la nature, l’étude du milieu par la végétation devient impossible. Cette opinion ne nous paraît pas fondée. Tout d’abord la variabilité non seulement des espèces

mais des genres et m ê m e de nombreuses familles ne va pas jusqu’à supprimer leur dépendance vis-à-vis de certains facteurs du milieu : toutes les Lythracées et toutes les Aliornacées sont des plantes de marécage, les Salicornia et Arthrocnemum des halophiles, etc. La variabilité déterminée dans des conditions arti-

ficielles par le généticien est toujours beaucoup plus forte que celle qui existe naturellement en une région donnée. C’est ce qui explique en particulier la nécessité où se trouvent les sélectionneurs de procéder à l’introduction de génotypes exotiques et d’effectuer des croisements. D e plus, dans la nature, la variabilité est diminuée

par la concurrence [23]. Les plantes à très forte variabilité (Dactilis glome-

rata) sont toujours des compagnes au point de vue phytosociologique. En effet, apparaissant dans des milieux très différents, elles ne peuvent être consi- dérées comme caractéristiques d’aucun. Ceci est parti- culièrement vrai quand on utilise la notion de groupe écologique. Si on a considéré une plante comme caractéristique

écologique, on ne sera généralement pas surpris, si on n’étudie pas une seule espèce mais l’ensemble, de se trouver un jour en présence d’un écotype non encore rencontré à écologie différente. Pour fixer les idées, supposons que 1’0rmenis mixta, plante psamophile messicole calcifuge, ait un écotype calcicole inconnu jusque-là. Les relevés qui contiendront cet écotype ne contiendront vraisemblablement pas les autres psamophiles calcifuges (Linaria heterophila, Bunias erucugo), car il y a peu de chances que toutes ces espèces aient en même temps un écotype calcicole. Mais, même dans ce cas, on trouvera avec ces calcifuges le groupe psamophile calcicole. On aura donc en même temps deux groupes écologiques incompatibles, ce qui ne peut être dû qu’à une hétérogénéité du milieu ou à l’existence d’un écotype (ou à la rigueur au hasard s’il n’y a qu’une espèce calcifuge en petit nombre et un environnement calcicole). On voit donc que la phytosociologie, loin d’être

gênée par l’existence d’écotypes, peut servir à leur détection. Et c’est ce qui a eu lieu effectivement dans certains cas [42, 581. Enfin, le mouvement se démontre en marchant.

L’Bnorme développement actuel des recherches phytosociologiques appliquées suffirait à lui seul à démontrer la validité de la méthode.

Rapports entre les différentes méthodes. Les critiques des généticiens condamnent dans une large mesure 1cs


donné une définition englobant tous les aspects de la question. Mais il semble que les Russes, essentiellement grâce au rôle fondamental qu’ils reconnaissent à la structure des groupements, soient allés le plus loin dans la voie d’une synthèse des notions de formation et d’association (Sukatschev [73, 741). Tous les problèmes sont certes loin d‘être résolus,

cependant il semble que l’on soit sur la bonne voie et les signes sont nombreux d’un rapprochement des points de vue. Le renouveau de l’écologie et l’adoption de certaines méthodes anglo-saxonnes (transect, catena) en Europe, et l’intérêt marqué des Anglo-Saxons vis-à-vis de la phytosociologie [63, 681 nous semblent particu- lièrement significatifs à cet égard. Le développement actuel des recherches appliquées devrait normalement accentuer encore cette tendance. Pour terminer, nous voudrions donner une idée du

temps nécessaire à une étude phytosociologique détail- lée. L’étude de la flore d’une région est évidemment très longue. Celle des associations est par contre relativement rapide et peut être réalisée en deux ans (dans un rayon de l’ordre de 100 km). Une année suffit ensuite pour cartographier la m ê m e région au 1 /ZOO 000.

études portant sur une espèce ou un petit nombre d’espèces. Aussi les méthodes capables d’intéresser le climatologiste sont-elles essentiellement, en fin de compte, les méthodes d’étude de la végétation et les méthodes annexes : étude le plus souvent matérialisée sous forme de cartes des régions physionomiques, des climax et des étages de végétation, des associations, des groupes écologiques. Opposer l’une à l’autre ces méthodes ou les cartes

obtenues grâce à elles nous paraît largement artificiel et non moins arbitraire nous paraît la tendance à opposer entre elles les différentes échelles de cartographie, qui a prévalu au Congrès international de botanique de Paris. En effet, à notre avis, la méthode phytosociologique englobe au moins implicitement toutes les façons légitimes d’aborder le problème. En Tunisie, par exemple, les recherches écologiques

sont effectuées par les méthodes phytosociologiques sous la direction du professeur Emberger. Nous avons à nous occuper de cartes dont l’échelle varie entre 1 /5 O00 et 1/1OOO 000. La carte au 1/1 O00 O00 (exécutée en collaboration avec Gaussen dans le cadre de la carte écologique du monde [sous presse]) a été établie comme les autres par l’étude des groupements végétaux (partout où ils étaient connus) et 1,011 a essentiellement distingué des groupes d’associations (en se fondant sur les aflînités phytosociologiques et l’intérêt économique des groupements), mais les dénominations et couleurs ont été choisies suivant la méthode Gaussen, en se fondant sur la formation et l’écologie. Des cartes au 1/200 O00 ont été exécutées (la carte

au 1/200 O00 de Sbeitla est sous presse), représentant des associations (et m ê m e le cas échéant des facies, quand ceux-ci occupent une surface suffisante) ou des groupes d’associations. Les dénominations sont alors celles des associations, les couleurs ayant là encore un sens écologique. Enfin les cartes détaillées sont analogues aux cartes

au 1/20 O00 publiées par la Carte des groupements végétaux. Elles sont théoriquement à la base de la cartographie puisque les cartes à petite échelle sont des représentations schématiques qui permettront de faire la synthèse des études menées dans des secteurs plus restreints. Notre expérience corrobore entièrement l’expérience

soviétique Sotchava [72] où les cartes (à partir de celles établies au 1 /4 O00 000) représentent chaque fois qu’il est possible des groupes d’associations, sinon des formations. Les cartes purement physionomiques ne nous parais-

sent utiles que comme cartes de reconnaissance. Mais il faut prévoir dès le début l’étude phytosociologique, qui seule donnera un fondement solide à la définition des groupements. On ne peut facilement cartographier que ce qui est bien connu. Il faut reconnaître cependant que la fusion de toutes les méthodes au sein de la phytosociologie exige un élargissement de la conception traditionnelle de l’association. Dès 1922, Allorge avait

CULTURES

L’étude des cultures ne se présente pas de la même manière que celle de la végétation spontanée. Là, nous n’avons pas affaire à des peuplements plus ou moins dégradés; l’action de l 7 h o ~ e se manifeste toujours dans un sens favorable à la plante, encore que les résul- tats obtenus varient considérablement selon la perfection des techniques utilisées. Les principales espèces cultivées ont été introduites à peu près partout dans le monde; mais la sélection a isolé des variétés trop dif- férentes entre elles pour que la notion d’espèce suffise pour une étude écologique. D’autre part, la concurrence vitale entre végétaux s’atténue pour être remplacée par une concurrence économique.

ADAPTATION D E S CULTURES A U X CONDITIONS CLIMATIQUES ,

Aire de r6partition.

Si on admet que les cultures pratiquées dans les diffé- rentes régions sont actuellement en équilibre avec les conditions climatiques, il suffit d’en faire l’inventaire pour connaître les exigences de chacune d’entre elles. Les cartes de répartition des cultures se trouvent dans tous les ouvrages d’agriculture. On est toutefois obligé de tenir compte de la valeur

des rendements ou au moins des productions, car il ne suffit pas qu’une plante se développe dans un milieu

97


donné pour qu’on puisse la considérer comme adaptée à ce milieu; il faut encore qu’elle s’y développe mieux que d‘autres plantes cultivées. Il existe entre les cultures une concurrence qui, pour être moins directe que celle qui se manifeste entre plantes spontanées, n’en est pas moins très dure. Par exemple les lins sauvages se développent très bien en Tunisie en présence des graminées sponta- nées; par contre, en culture, le lin est éliminé par le blé pour des raisons économiques.

U n e difficulté majeure réside dans la diversité des causes qui orientent l’action humaine. Une autre diffi- culté, lorsqu’on veut étudier l’action du climat, provient de ce que les terrains n’ont pas tous la m ê m e producti- vité; les rendements varient souvent du simple au double, suivant le sol. Pour éliminer ces facteurs on peut, au lieu d’utiliser les résultats des statistiques, ne considérer que les données obtenues dans d’excellentes conditions de sol et de culture, comme dans les exemples suivants.

TABLEAU V. Production optimum du palmier à huile (Michaux) et de l’olivier (Vernet) en fonction de la pluviométrie.

Imporiance de Produciion Pluviométrie

e i , o ~ z ~ ~ ~ ~ t i o n la saison sèche d’huile

m kg par ha Production du palmier à huile

3,50 à 2,50 Faible 4 O00 à 2 500 2,50 à 2 Faible 2 500 à 2 O00 2 à 1,50 Variable 2 O00 à 1200 1,50 à 1 Accentuée 1200 à 500 1 Très sévère Moins de 500

Production de l’olivier en Tunisie

Terres

Nord tunisien 0,6 à 0,4 800 à 400 Région

irriguées 0,8 1200

sfaxienne 0,2 300

Les valeurs indiquées correspondent à des conditions exceptionnellement. favorables. En conditions moyennes, la production de l’olivier est réduite de moitié; elle l’est bien davantage quand les conditions sont médiocres. Au Kenya et au Tanganyika, sous un climat à deux

saisons sèches (mars-mai; octobre-décembre), le sisal produirait par hectare [16] en zone côtière, avec une pluviométrie de 1150 mm, 9 à 14 tonnes de fibres en six à huit ans; en hautes terres, avec une pluviométrie de 750 m m , 6 à 10 tonnes de fibres en huit ans environ; en Tunisie, le sisal se développe bien sans grands soins, mais sa production est négligeable. L’ananas [78] qui est normalement cultivé sous des

climats à pluviométrie moyenne annuelle d’environ 1200 mm donne d’cxcellents résultats à Hawaii (sous climat marin et avec des soins spéciaux), la pluviométrie annuelle n’étant que de 260 mm. Mais il est très sensible à la température puisque à Darlon (Annam), sous une température moyenne de 2805 pour le mois le plus chaud

et de 240 pour le mois le plus froid, il produit 70 tonnes par hectare à la première récolte. A Port-Elizabeth, en Afrique du Sud, avec des températures de 2008 et 1309, il ne produit que 5 tonnes. En Tunisie l’ananas se déve- loppe mais ne produit pas. Ces quelques exemples suffisent à montrer que, si

l’aire d’extension possible des plantes cultivées est très grande, des raisons économiques limitent leur culture à des zones beaucoup plus restreintes.

Essais uniformes d’acclimatation.

Dans le passé l’introduction d’espèces exotiques a été réalisée dans de nombreux jardins d’essais et jardins d’acclimatation. Le travail considérable qui a été alors réalisé est souvent oublié. Par exemple en Afrique du Nord on a tenté d’introduire, dans les jardins d’essais d’Alger, de Tunis et de Rabat, la plupart des espèces végétales qui pouvaient être essayées. Sans grand succès d’ailleurs, l’erreur fondamentale ayant été, il y a cent cinquante ans, de croire que l’Afrique du Nord avait un climat tropical et que ses productions pouvaient être complémentaires de celles de l’Europe. Actuellement, il n’est plus question d’essayer simple-

ment l’introduction d’espèces, mais de variétés ou d’écotypes, que 1,011 compare aux variétés locales en ce qui concerne leur comportement et leur production. Les champs d’essais des stations agronomiques jouent actuellement, avec des techniques et des moyens plus puissants, le rôle des anciens jardins d’acclimatation. Les résultats sont analysés autant que possible de maniiere statistique. Rappelons à titre d’exemple l’organisation australienne. L’exploration méthodique des pays à climats similaires permet de recueillir et d’expé- dier vers le centre de Canberra les semences et plants intéressants, qui sont ensuite répartis entre les stations d’essais situées dans les diverses zones climatiques d’Aus- tralie. Leur adaptation au climat australien est finalement appréciée par les sous-stations de chaque région. Le travail est facilité par la connaissance des climats des pays d’origine et par ceux des différentes régions de l’Australie; aussi l’étude des climats locaux est-elle actuellement activement poussée dans ce pays. Il est possible qu’en contrepartie ces essais d’adaptation contribuent à une meilleure connaissance des climats. Corrélations entre rendements et facteurs climatiques.

Différentes méthodes d’analyse des données ont été utilisées. L a plus connue est celle de Fisher [29] qui fut par la suite abondamment appliquée. Par exemple Fisher a pu mettre en évidence l’effet dépressif de l’excès d’eau hivernal sur la production du blé en Angleterre, effet qui est également net en France comme dans certaines régions d‘Afrique du Nord. Le défaut de la méthode réside dans le fait qu’à un

grand nombre/de données physiques ne correspond qu’un petit nombre de données biologiques relatives aux rendements. Il faut donc faire porter la recherche sur le plus

98


sont pratiquement sans action sur l’insolation et la température. Ellenberg d o m e des exemples d’étude des climats à partir des observations phénologiques et de la notation des gelées. En Tunisie, Hodgson [47] a utilisé ces données pour

établir une carte des climats qui s’est révélée très exacte et utile pour l’introduction des arbres fruitiers. Par exemple, la présence de Poinsettia dans les jardins indique l’absence de gelée; le retard à la floraison du pêcher indique un hiver doux. Si le pêcher part difficilement au printemps en raison du manque de repos hivernal, on peut admettre que les arbres qui comme le prunier d’Europe exigent des froids plus accusés souffriront davantage.

L’humidité.

En raison du complexe climat-sol, le facteur humidité est plus difficile à étudier que le facteur température. Cependant, on constate que le couvert végétal est d’autant plus faible en culture que la sécheresse est plus accusée. En Tunisie, par exemple, la culture de l’olivier est pratiquée du nord au sud, suivant la m ê m e technique. Mais sous un climat à 200 mm de pluvio- métrie moyenne annuelle, l’olivier, comme la plupart des plantes vivaces spontanées, ne se développe bien que sur le sable et quand il est très espacé (17 arbres à l’hectare). L’impluvium doit être très grand et le sol ne doit pas retenir l’eau en surface. Avec 380 mm de pluviométrie, la densité normale est de 40 arbres à l’hectare. Avec 4f50 m m , la densité devient de 75 arbres. Il est vrai que les cultures arbustives subissent les

conditions climatiques tout au cours de I’aannéc et au cours de nombreuses années successives, et F e les cultures annuelles fournissent moins de renseignements; cependant, le fait qu’aux environs immédiats de Tunis (P = 450 mm), les semis de printemps ne donnent pas de résultats en culture sèche permet d’opposer cette région à la région voisine de Mateur (550 mm) où la betterave et le sorgho sont semés à la même saison, mais à grand écartement. Par contre, aucune région de Tunisie ne donne de bonnes récoltes de pommes de terre sans le secours de l’irrigation. Les résultats des cultures d’hiver peuvent fournir

des indications : dans la région de Tunis l’orge donne normalement plus de 20 quintailx par hectare, alors qu’elle donne en moyenne moins de 5 quintaux dans les régions où la pluviométrie est de 300 mm. Ces considérations ont été utilisées pour I’établissement de la carte des précipitations en Tunisie. On ne peut guère espérer cependant que l’agricul-

ture, qui doit être le principal bénéficiaire des études de climatologie, fournisse les renseignements néces- saires à ces études. Il faudrait, pour que devienne possible l’utilisation des données qu’elle fournit, grouper les plantes cultivées selon leurs exigences, en groupes écologiques (voir Zeller, Stahlin et Sigle cités par Ellenberg [24]).

99

grand nombre possible d’années, mais au cours de cette longiae période de temps les conditions cidturales ont évolué et il faut tenir compte de cette évolution. On a artificiellement augmenté le nombre de données

biologiques en effectuant des semis échelonnés et des notations en cours de culture. Le grand mérite d’Azzi fut d’attirer l’attention sur ce point et d’établir un contact entre les recherches de bioclimatologie et la physiologie végétale, en montrant que les plantes sont particulièrement sensibles à certains stades de leur déve- loppement (périodes critiques). En étudiant I’évolution de la plante et du sol qui la

porte en m ê m e temps que les facteurs climatiques, il devient possible de discerner en quoi ceux-ci sont favorables ou défavorables. Citons les études de Yankovitch sur la variation de la

teneur du 801 en nitrates qui montrent comment l’azote, élément d’une importance primordiale, est libéré aux dépens des matières organiques tant que le sol est chaud et humide, puis disparaît par lessivage en cas d’exchs d’eau. Les études en cases lysimétriques montrent de plus comment le système radiculaire utilise la réserve en eau du sol. L’action indirecte de la pluie sur la plante s’exerce essentiellement par l’intermédiaire de deux facteurs : humidité et teneur du sol en nitrates. Citons aussi les études de Geslin 1331 sur la croissance

du grain de blé, qui ont montré que les fortes chaleurs peuvent arrêter cette croissance quand elles agissent à un stade physiologique bien déterminé, ce qui éclaire la question, restée jusque-là très confuse, de l’échaudage des céréales. Des résultats plus importants encore ont été obtenus

en travaiUant en climat artificiel. Citons enfin la décou- verte du photopériodisme par Garnet et Allard, aux États-Unis, celle du thermopériodisme par Blaaun aux Pays-Bas, les découvertes relatives à l’action du froid et à la vernalisation, aux phénomènes de dormance et d’inhibition, etc. L’ensemble de ces travaux constitue une base solide,

et l’action des facteurs climatiques est infiniment mieux cornue aujourd’hui qu’il y a cinquante ans. Il faut cependant reconnaître que, si le choix des méthodes culturales en fonction du climat peut se faire plus rationnellement qu’autrefois, le choix du matériel végé- tal suppose encore des essais préalables, réalisés dans le d i e u considéré. On se contente généralement d’augmenter la variabilité du matériel, en particulier par hybridation, pour ne conserver que les variétés qui, à l’essai, se seront révélées les mieux adaptées.

ÉTUDE DES CLIMATS PAR L’OBSERVATION DES PLANTES CULTIVEES

La température.

Les techniques agricoles modifient considérablement l’alimentation en eau des cultures. Par contre elles

Climatologie, compte rend= de recherches

QUELQUES EXEMPLES

VÉ GÉTATI O N SP ONTANE E

Dans une région, les associations végétales marquent avec précision sur le terrain les différences climatiques. A mesure que la surface étudiée s’étend, l’apparition ou la disparition d’espèces rend les comparaisons plus difficiles. D’après Guinochet [42]. (( Le climat n’est pas en effet le facteur déterminant de la diversification de la flore : celle-ci est avant tout conditionnée par l’histoire géologique et génétique, le climat n’intervenant que subsidiairement comme agent en quelque sorte limitant. )) La phytosociologie est d’un grand secours pour

l’étude des climats régionaux. A l’échelle mondiale, par contre, il devient difficile de caractériser le climat par la flore, celle-ci n’étant pas la même dans les diverses régions ou empires fioristiques. A cette échelle on ne peut plus comparer les climats qu’en tenant compte des formes biologiques, des formations et du comportement des plantes cultivées. L a précision est moindre et souvent inférieure à celle de la climatologie physique.

Les formations. Les phénomènes d’adaptation et de convergence entre les formes biologiques donnent au paysage végétal une physionomie qu’il est possible de mettre en relation avec les conditions de milieu. Ainsi, comme le rappelle Gaussen, la forme en cierges des Euphorbes des semi- déserts africains est physionomiquement voisine de celle des cactacées du Mexique ou des semi-déserts (d’Arizona. Non que les adaptations morphologiques ou physiologiques soient obligatoirement en rapport avec le milieu. Daubenmire, à qui nous renvoyons le lecteur, écrit : (( Il arrive que certaines des structures et des fonctions qui semblent être nettement liées à un type de milieu se rencontrent dans un milieu totalement différent ... On reconnaît actuellement que des adapta- iions fixées génétiquement survivent souvent au besoin qui les a fait naître. )) Cependant, pour prendre un exemple, on ne trouve

pas, en région aride, de plantes non adaptées à la séche- resse, et l’absence de telles plantes suffit à donner à la végétation son caractère; on ne rencontre que paillassons d’annuelles en saison sèche; buissons à feuillage réduit ou coriace, plantes grasses, etc. La présence ou l’absence d’arbres modifie totale-

ment la physionomie et le rapport entre la portion .ombragée et la portion non ombragée du sol, qui est en relation avec la transpiration végétale, indique l’importance des ressources en eau. Les arbres peuvent avoir disparu sous l’action de l’homme, des animaux cou du feu, mais parfois l’arbre est absent parce qu’il n’existe pas localement d’espèces arbustives adaptées aux conditions de milieu. Le climax dans ce cas n’est pas forestier.

100

Il paraît intéressant, tant du point de vue théorique que du point de vue pratique, de rappeler ici quelques notions sur les milieux asylvatiques en régions arides. D e telles études générales sur l’écologie des forma-

tions se heurtent à l’absence d’homogénéité dans la répartition des espèces i la surface du globe, et chaque espèce a sa biologie propre. Par exemple, en raison d’une plus grande richesse de la flore, on trouvera plus facilement des espèces arbustives adaptées à la séche- resse ou supportant mieux la salure ou la submersion dans les pays chauds que dans les pays froids. En particulier, dans le centre tunisien, le milieu est naturellement peu favorable aux espèces arbustives, et les spectres de Raunkiser font apparaître la pauvreté de la flore en phanérophytes. Cependant, les quelques espèces existantes forment des forêts, discontinues il est vrai, l’amplitude écologique des espèces arbustives ne permettant pas l’occupation de tous les types de sol. Si ces quelques espèces n’existaient pas dans la flore locale, le climax serait steppique au lieu d’être forestier. L’étude générale se heurte, d’autre part, à la diffi-

culté de déterminer le climax dans les régions arides. Malgré une étude soigneuse de la végétation, il paraît hasardeux d’aifirmer, en l’absence totale d’espèces arbustives, que le climax est forestier. La steppe est en effet souvent créée par destruction

complète des arbres du fait de l’homme ou du feu; on risque de confondre des steppes ou des prairies vraies avec des steppes ou des prairies secondaires. L’absence d’arbres peut être naturelle et due au ter-

rain : terrains salés, terres mouvantes où l’arbre ne peut se fixer, ou à des facteurs climatiques : froid, absence d’humidité dans les couches profondes du sol. Klages, rappelant la documentation, précise que la répartition saisonnière des pluies n’a pas grande importance pour le développement des arbres : le point essentiel est la présence d’humidité dans le sol et le sous-sol. Les arbres qui croissent sous des climats à été sec vivent de l’eau accumulée dans le sol pendant l’hiver et le début du printemps. Pour prendre un exemple, nous constatons que dans les régions de Tunisie à climat forestier, l’olivier se développe en présence d’une végé- tation herbacée, mais produit peu. Dans la région sfaxienne à 200 mm de pluviométrie, et sur des sables où il enfonce normalement ses racines à plus de sept mètres de profondeur, l’olivier ne se développe pas en présence de chiendent, car l’eau est alors utilisée avant de pouvoir pénétrer en profondeur. Il est vrai que les formations denses, surtout celles

d’arbres à feuilles larges, ne se rencontrent que dans les zones à pluviosité élevée et régulière. L’humidité atmosphérique leur est favorable. Tel est particulièrement le cas dans la cuvette congo-

laise où, d’après les chercheurs belges [9], la forêt ombrophile vivrait à peu près en cycle fermé, l’eau transpirée au cours de la journée (évaluée à 1 O00 nvla par an) étant restituée au sol dans l’après-mid’ 1 sous


waite indiquées dans des publications américaines, françaises et tunisiennes par Thornthwaite, Arlery et Preciozi. Aux États-Unis, le long du 4de parallèle, la forêt

dense se rencontre dans les régions à fort excès d’eau et très faible déficit. Dans les régions à très fort déficit dominent généralement les espèces ligneuses. La prairie des graminées se trouve dans les régions à faible déficit (hautes herbes) et à faible excès d’eau (herbes courtes). En Europe occidentale on peut faire des constata-

tions du m ê m e ordre, mais à la place de la prairie nous trouvons la forêt. Il est intéressant de remarquer que les régions sans excès et sans déficit d’humi- dité ont des types de sol (sols noirs, sols bruns) peu différents aux Etats-Unis et en Europe occidentale. Par contre, il paraît difficile de comparer sous le rapport de la végétation le climat doux du bassin Pari- sien et le climat extrême de la Prairie américaine. Notons que savanes et prairies sont plus étendues

320: FORT-LAMY 280 -

WEST POINT. K Y

BESANÇON (FI ERIE. Pa.

PAU (F)

DAVENPORT, Iowa

LYON (F) STRASBOURG (FI

LINCOLN, Nebr.

CLERMONT-FERRAND (FI

PARIS (F)

ORLtANS (F)

TOULOUSE (F)

AKRON, Colo. f

ZINDER

Foré, médiicrranéenne MARSEILLE (F)

EUREKA, Cril.

AïN DRAHAM (T)

TUNIS (TJ

. I n d e x d’aridite I n d e i d ’ h u m id i 10

FIG. 1. Indices d’aridité et d’humidité de Thornthwaite (États-Unis, France, Tunisie).

forme de pluies de convection. La tension de vapeur d’eau de l’air est très élevée (19,6 au milieu de la journée à Yangamhi). Au nord et au sud cette forêt fait place à une forêt moins dense puis à des savanes sillonnées de forêts galeries. Pour Klages [52], la savane aurait un climat inter-

médiaire entre celui de la forêt et celui de la vraie prairie et du chuparull desert des latitudes plus basses.

,

~ Dans les régions tempérées, on passe de la vraie forêt à la forêt parc à sols moins lessivés et plus fer- tiles. La prairie correspond à un climat défavorable aux

arbres soit en raison de la faible humidité du sol, soit en raison des vents froids d’hiver. L a vraie prairie, formation fermée, nécessite des précipitations qui, bien que faibles, soient suffisamment régulières pour maintenir la surface du sol humide jusqu’au début de l’été; la fin de l’été est chaude et sèche, les vents d’hiver

Pluviosité en mm 30. 340 - 320 - 300 - ABIDJAN 280 - 260 - 240 - 220 -

J A S O N D J F M A M J J

NGAOUNDÉIÉ

101

Climat et vGg6’Etation

par suite de forts excès et de forts déficits d’humidité. Bien que cet équilibre entre évapotranspiration p et pluviosité soit sans doute favorable à la prairie, il semble que celle-ci soit souvent la conséquence d’autres facteurs.

qu’elles ne le seraient naturellement sans l’action de l’homme, des animaux et surtout du feu. Dans la zone intertropicale, d’après Jacques Félix,

on trouve successivement, en partant des régions les plus pluvieuses : la savane à hautes herbes créée par destruction de la forêt climatique, dont la reconstitution est empêchée par les incendies violents qui se produisent pendant les courtes saisons sèches (Abidjan, zone subéquatoriale) ; la savane de hautes graminées parmi les arbres d’une forêt sèche, parsemée de clai- rières pour la même raison (Ngaoundéié, zone gui- néenne); les herbages clirnaciques arborés où les élé- ments ligneux sont constitués surtout d’épineux et peuvent être absents en raison de conditions édaphi- ques défavorables. Le feu n’a plus d‘action (Bamako, zone soudanienne; Zinder, zone sahélienne). L a figure 2 reproduit les climstogrammes Gaussen des

régions considérées. fitant donné la constance de la température, l’évapotranspiration (p Thornthwaite) serait tous les mois voisine de 100 mm; nous avons

L’étude détaillée de la végétation.

L’étude détaillée de la végétation naturelle et de ses rapports avec les climats a été poussée très avant dans beaucoup de pays et nous ne pouvons que renvoyer le lecteur à des ouvrages généraux tels que ceux d'Eilenberg ou de Gaussen. En effet, les études sont généralement dispersées

dans de nombreuses revues qui ne nous étaient; pas toujours accessibles; d’autre part, beaucoup de travaux importants sont restés inédits. Aussi croyons- nous qu’il serait préférable que chaque pays en pré- sente lui-même un aperqu. Il faut cependant noter que, en ce qui concerne la

Étages méditerranéens

Pluvioméirie cn mm Pluviométrie en mm

Série du chêne Zeen Quercus faginea Lamk 1500 Olea europea - Pistacia lentiscus Série du chêne-liège Quercus suber L. 1500-800 Callitris quadrivalvis

Série du chêne kermès Quercus cocci,fra L. > 500 131 Pinus halepensis

Série du chêne vert QU~TCUS Ilex L. >500 w d Juniperus phœnicea

Série de l’olivier

Série du thuya 400-600

Série du pin d’Alep 400-600

Série du genévrier de Phénicie

Steppes méditerranéennes (arides 200-400 mm)

Steppes d’alfa de terre légère (Stipa tenacissima) I‘”‘+‘+) (Peganum harmala)

Steppes d’alfa de terre lourde ml Steppes arénicoles du centre (Echiochilon fruticosum ; Ziziphus lotus ; Artemisia campestris)

Steppes limoneuses des hautes plaines

Steppes urides présahariennes (100-200 mm)

Steppes arénicoles littorales du sud fm Steppes arénicoles (Aristida obtusa) (Rhantherium suaveolens; Stipa lagascae)

Steppes de croupes (Gymnocarpos decander; Steppes limoneuses (Artemisia herbu alba; Anthyllis hemoniana) ml aaloxylon tamariscgolium)

Steppes sahariennes (< 100 mm)

Végétation gypsophile FI Végétation halophile ****n

103

FIG. 44. Garaet el-Mabtouha. Carte phytosociologique établie par Noekoff et Thiault et publiée, sous la direclion du Service de la carte des groupements végétaux de la France (c.N.R.s.), par 1’Ecole snpérieure d’agriculture de Tunis.

Climat et végéiation

1. Association à Sphenopus divaricatus et Spergula salina (Guinochet) - Novikoff. (Sols salins alcalins sur tout le profil, avec horizon à salure et sodium échangeable à teneur suivant les sous-associations.)

Sous-association à Halocnemurn strobilaceum Sous-association à Sueda frutisoca

Sous-association typique Sous-association typique en mosaïque avec espèces plus hygrophiles et moins salées

II. Association à Salicornia radicans et Statice boitardii Novikoff. (Sols salins alcalins à nappe phréatique proche de la surface.)

)W;j < I . .

III. Association à Juncus subulatus et Cressa cretica Guinochet. (Sols alcalins à tendance saline en été, non salins alcalins en hiver, à nappe phréatique à O pendant cinq mois de l’année.)

Sous-association typique Fm Sous-association à Arthrocnemo-Salicornietosum

Sous-association typique faciès à ~rankenia Sous-association à Arthrocnemo glaucum levis ml Sous-association à Salieornia arabica

IV. Association à Beta vulgaris et Oenanthe globulosa Novikoff. (Sols hydromorphes.)

V. Association à Scorzonera laciniata et: Medicago ciliaris Novikoff. (Sols non salins non alcalins en surface, à tendance saline et parfois alcaline en profondeur.)

r=l WZ Sous-association à Ranunculus philonotis et Geranium disseetum en mosaïque avec espèces de l’association à Juncus subulatus et Cressa crctica

Sous-association à Horcleum maritimum en mosaïque avec espèces plus hygrophiles

ml Sous-association à Hordeum maritirnum b\m Sous-association typique.

VI. Association à Gaudinia fragilis et Trifolium isthmocarpum var. Jaminianum Guinochet. (Sols non salins non alcalins en surface, salins et alcalins ou non en profondeur suivant les sous-associations.)

L-1 Sous-association à Juncus maritirnus R G ] Sous-association à Sueda fruticosa

VIL Groupe non encore étudié.

‘rj Peuplement à Atriplex halimus =$$ Peuplement mixte à Juncus maritirnus et Juncus acutus m Peuplement à Festuca elatior var. Arundinacae Zone défrichée

Association à Suedafruticosa et Lygeum spartum Novikoff.

zone aride, l’Afrique du Sud, la France, Israël, la Tunisie et l’U.R.S.S. semblent seules à avoir un programme d’étude détaillée de la végétation, coordonné à l’échelle nationale. En Afrique du Sud, dès 1938, Pentz pose que : (( Pour édifier sur une base permanente l’exploitation agricole en Afrique du Sud, la seule

méthode valable serait d7appliquer des systèmes de culture appropriés spécifiquement aux différents types de végétation, ce qui ne peut être fait que si une étude détaillée de la région a été effectuée et si une corres- pondance a été établie entre les types de végétation et les systèmes de cdture. N Les publications du Bota-

105

Climatologie, compte rendu de reclwr ches

nical Survcy of South Africa, orientées surtout vers la lutte contre l’érosion et vers I’amélioraLion des pâturages, sont très nombreuses. En France, la carte de la végétation au 1 /ZOO O00 établie sous la direction de Gaussen et la carte des groupements végétaux au 1/20 O00 établie sous la direction d’Emberger ont permis déjà d’accomplir un travail très important, encore en grande partie inédit.

Ces travaux s’étendent également à l’.&&rie, au Maroc et à la Tunisie. L a Tunisie s’est engagée dans une étude générale du territoire. Les travaux, souvent extrêmFment importants, poursuivis dans les autres pays (E.-U. A., Australie), sont envisagés, semble-t-il, soit dans un sens plus utilitaire (range management), soit sans plan général. Des échanges d’informations sur les buts, les méthodes et la coordination des recherches dans les différents pays seraient certainement extrêmement profitables à tous.

Représentation Gaussen.

Gaussen a mis au point un mode de représentation des séries. Ce mode de représentation, pouvant être étendu à l’échelle mondiale, doit être rappelé ici : L a couleur indique l’écologie qui seule peut présenter

un caractère universel. Température : la forte chaleur est représentée par le

Humidité : la forte humidité est rep

Lumière : la forte lumière est représentée par le rose;

représentées par un système de hachures, de points et de signes. On se trouve ici en présence de cartes phytogéogra-

phiques qui sont en fait des cartes de climats et devraient être discutées avant tout sous cet angle.

Une fois admis que la végétation est représentée écologiquement, les cartes sont semblables quelle que soit la méthode utilisée pour l’étude de la végétation. C’est ainsi qu’en Tunisie Gaussen a établi suivant ses principes une carte phytogéographique, à partir des documents fournis par les phytosociologues travaillant SOUS la direction d’Emberger. (Une espuisse de cette carte est représentée dans la figure 3.)

rouge, le froid par le gris.

bleu, la sécheresse par le jaune.

Représentation à grande échelle.

Les divergences entre les représentations des études de synthèse et celles des études de détail, lesquelles ont une grande portée pratique, sont très grandes. Par exemple la carte ne porte qu’une teinte pour la série du pin d’Alep qui, dans son ensemble, caractérise un climat continental. Mais les études détaillées de Schoenenberger permettent de faire apparaître de nombreuses nuances : on trouve les premiers éléments très dispersés au cap Bon dans des conditions qui tendent nettement vers la continentalité (cuvettes,

dépressions, exposition sud, etc.). Ce n’est qu7& partir du Zaghouan, en dehors de la zone du Callitris quadrivalvis, que l’association type du pin d‘Alep (Rosmarinus, Erica multiflora) prend une grande extension. Cettc association type exige des précipitations comprises entre 500 et 600 mm. Une pluviosité moindre amène déjà une sous-association à Juaiperus phoenicea. Plus à l’intérieur, 17association, accusant un continentalisme progressif, se transforme et prend l’allure d’un groupement à Erinocea pungens (région Kessera-Bargou). Avec 600 mm de pluie c’est la Eous-association à Quercus ilex qui se développe dans ces mêmes régions. Dans la région de Thala, nouvelle transformation.

Le sous-bois s’appauvrit considérablement, Erica multiflora, Pistacia lentiscus disparaissent; il ne reste guère que le romarin et certains cistes. Plus au sud, en altitude, où la tranche pluviométrique peut atteindre 600 mm, le chêne vert est sporadique et paraît être en partie remplacé par le Retama spaerocarpa. Du nord-est au sud-ouest du pays, on constate

toute une gradation des associations essentiellement conditionnée par la pluviosité et l’humidité relative. Au sud de la dorsale, l’aridité augmente rapidement,

la nature du substratum (sol peu évolué) intervient plus nettement. Les terres sablonneuses peuvent seules porter une végétation arbustive; elles peuvent être plantées et constituent alors de bons pâturages. Elles sont écologiquement plus humides que les terres limoneuses et doivent pouvoir en être distinguées, au moins schématiquement. Les associations végétales indiquées dans les cartes

au 1/200 O00 de Long [59], Thiault et Le Houérou (non encore publiées) ont donc été groujpées en fonction de leur écologie. L a formation étudiée est une steppe très dégradée, où il est généralement impossible de remonter au climax; on se contente donc de faire suivre l’indication écologique du nom des espèces caractéristiques des associations les plus importantes.

imites climatiques peuvent, en raison de l’imbri- cation des limites de terrains, ne pas apparaître nettement sur la carte. Telle est, par exemple, d’après Le Houérou, la limite entre l’étage méditerranéen aride et l’étage méditerranéen saharien dans le Sud tunisien. Cette limite est importante du point de vue pratique

puisqu’en deçà l’olivier peut encore être cultivé sans irrigation alors qu’au-delà les palmiers-dattiers, qui produisent les dattes exportables, peuvent encore mûrir leurs fruits (Degla). L’humidité atmosphérique et les pluies d’automne détruiraient d’ailleurs la récolte de l’autre côté de cette limite, qui doit correspondre à peu près à l’isohyète de 100 mm. Les associations végétales de l’étage aride sont les

suivantes : Rhantherium suaveolens et Stipa lagascae L.H. ; Artemisio herbu alba et Haloxylon articulatum L.H. ; Anarrhinum brevifolium et Zygophyllum album L.H. ; Ziziphus lotus et Artemisia campestris Long. Les associations végétales de l’étage saharien sont :

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à celui du sud, plus xérique. Il semble difficile d‘imputer à la salure seule’ de telles différences. )) Nous constatons bien qu’à l’échelle de la Tunisie,

la flore, même dans les cas les plus défavorables, reflète les différences climatiques. Cependant, surtout en régions arides, les conditions édaphiques prennent le pas sur les conditions climatiques.

Calligonurn comosum et Aristida pungens L.H. ; Anthyllys henoniana et Cyrnnocarpos decander L.H. ; Euphorbia guyoniana et Henophyton deserti Guinochet. La précision d’une carte au 1 /l O00 O00 ou au 1 /500 O00

est nécessairement limitée. L’essentiel est qu’elle permette au lecteur de se reporter sans difficulté aux études plus détaillées et de distinguer les aires de végétation ou les grandes régions climatiques. Les études à grande échelle (1/200 O00 et au-dessous), portent sur des régions d’étendue limitée où, en général, les contrastes climatiques sont peu accusés. La répartition des associations dépend donc surtout de la nature des sols et de la topographie, sauf dans les cas où une discon- tinuité (rivage, chaîne de montagnes) provoque un changement brutal de conditions climatiques. Comme la couleur indique l’écologie des associations,

des rapprochements peuvent être faits entre les pédo- climats, même si, en raison du mode d’utilisation du sol, les associations sont différentes. A titre d’exemple, la figure 4 représente la carte

phytosociologique de détail (sous presse) établie par G. Novikoff d’une cuvette salée dont la mise en valeur est en cours. Étant donné l’échelle et l’action puissante des facteurs salure et excès d’eau, le facteur climat n’intervient pas dans la répartition des associations. Cependant, à l’échelle de la Tunisie, Novikoff d ‘us- tate que, malgré l’action puissante des facteurs eda- phiques, les associations des terrains salés changent avec le climat. Voici à titre d’exemple un extrait de ses notes : (( L’étude des types morphologiques des halophytes

nous permet de distinguer au moins deux grands groupes : )) Les halophytes à axes succulents et à feuilles réduites

à l’état de gaine : Halocnemum strobilaceum, Arthroc- nemurn glaucum, Salicornia fruticosa.

)) Les halophytes à feuilles plus ou moins succulentes: Suaeda verrniculata, Limoniastrurn guyonianum, Limo- niastrurn monopetalum, Salsola vermiculata, Salsola tetrandra.

n Le comportement de ces deux groupes est différent au nord et au sud. En effet, les plantes à axes SUCCU- lents (premier groupe) se localisent toujours dans des sols très salés et sodiques où la nappe phréatique est située assez près de la surface, alors que le second groupe peut dans certains cas (Salsola vermiculata, Salsola tetrandra) se développer sur des sols à nappe phréatique plus profonde. On remarque que Limoniastrurn guyonianum, qui dans le centre tunisien caractérise les stations très salées [59], se retrouve au sud dans toutes les associations halophiles et peut même exister sur certains types de sols gypseux. Suaeda vermiculata, par contre, dont la localisation dans le centre coïncide avec celle de Limoniastrum, n’apparaît au sud que dans les stations gypseuses et faiblement salées. Il en est de même pour Salsola cruciata. Toutes les espèces du second groupe montrent donc dans leur répartition des diffé- rences écologiques quand on passe du climat du centre

CULTURES

Nous nous contenterons ici de renvoyer le lecteur aux différents traités d’agriculture. Par exemple, pour l’Afrique du Nord, Rivière [69], ancien directeur du jardin d’essais d’Alger, indique le résultat des essais d’introduction. D’une façon générale, nous constatons que le comporte-

ment des cultures se calque assez bien sur celui de la végétation spontanée. Par exemple, dans le nord de la Tunisie à climax forestier, les cultures arbustives réussissent sur beaucoup de terrains; le climat a une influence prépondérante. Dans les régions arides, par contre, les cultures arbustives ne sont généralement possibles que là où poussent naturellement des espèces ligneuses : sables profonds, coulées où se rassemblent les eaux de ruissellement. L’influence du sol devient prépondérante. La densité de plantation est elle-même en rapport avec la densité des peuplements spontanés. L’action du sol modifie celle du climat. Alors qu’en

régions pluvieuses les sables sont considérés comme secs du point de vue pluviologique, ils sont néanmoins physiologiquement humides en régions arides. Dans ce dernier cas nous constatons en effet que les pluies sont beaucoup plus efficaces sur sol de sable que sur sol de limon, permettant aux plantes vivaces de vivre avec des précipitations extrêmement faibles. Ainsi dans une propriété de la région sfaxienne en

Tunisie, les oliviers ont résisté au cours d’une période de sécheresse extrême : 1943-1944,145 mm; 1944-1945, 89 mm; 1945-1946, 67 mm; 1946-1947, 50 mm. Aucun arbre n’avait visiblement souffert; le sol était

de sable grossier et profond. Dans cette région où P = 200 mm, on ne doit planter que des terres contenant moins de 8 à 10 y. d’argile dans l’horizon de surface. Dans les régions où P = 380 mm, d’excellentes terres à planter titrent jusqu’à 16 y. d’argile. Là où P = 4r50 mm, l’olivier se développe bien dans des terres qui titrent 24 y’ d’argile. Dans les régions arides, le sol constitue un réservoir

d’eau que les précipitations n’arrivent pas à remplir chaque année. Si le sol est profond, la capacité du réser- voir est d’autant plus grande et des compensations peuvent se produire d’une année à l’autre. Enfin si le ruissellement permet au réservoir de se remplir pério- diquement, les réserves seront suffisantes et la végé- tation plus dense. C’est pourquoi les arbres se localisent souvent dans les vallons et dans les fentes de rocher, alors que dans des régions pluvieuses ils peuvent se

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développer sur les marnes à forte pente où les préci- pitations sont pourtant peu efficaces. ’ Les sables sont chimiquement pauvres. En année

pluvieuse, ou en période pluvieuse, ils ne permettent pas le développement d’une végétation luxuriante. Le couvert végétal étant faible, I’évapotranspiration est réduite d’autant et la réserve d’eau peut être uti- lisée plus longtemps. Alors que sur limons le paillasson s’établit dès le

début de l’été, la végétation sur sable reste verte toute l’année. Les éléments fertilisants sont plus ou moins rapide-

ment et plus ou moins régulièrement libérés et aussi plus ou moins facilement lessivés, selon les conditions d’humidité et de température. Du point de vue chimique et microbiologique comme du point de vue physique, le climat agit en grande partie par l’inter- médiaire du sol. La structure du sol et son pro6.l reflè- tent d‘autre part le climat. On peut donc parler d’un

équilibre climat-sol, non seulement parce que le climat modifie le sol mais aussi parce que le sol modifie le bioclimat. &tant donné la multiplicité des facteurs qui entrent

en jeu, une seule plante ne peut être indicatrice des conditions convenant à une culture, la plante spon- tanée et la plante cultivée n’ayant probablement pas exactement les mêmes exigences. Par exemple l’olivier réussit généralement bien là où

le Ziziphus lotus formait des peuplements denses. Cependant Long a pu mettre en évidence que la plante spontanée résistait à une concentration en chlorures, dans les couches profondes, qui serait préjudiciable à l’olivier. L’association végétale marque bien d’ailleurs la présence de sel. Un des grands mérites d’Emberger a été d’attirer

notre attention sur la nécessité de faire effectuer en Tunisie une étude complète de la végétation en vue dé déterminer la valeur agricole des terrains.

CONCLUSION

Dans l’étude des rapports entre le climat et la végé- tation, nous avons mis l’accent davantage sur les diffi- cultés rencontrées que sur l’intérêt même des recherches. Bien que climatologie, pédologie et géographie bota-

nique présentent de nombreux points de contact, chaque discipline garde son individualité. Cependant, l’étude du milieu porte dans son ensemble

à la fois sur le climat, le sol et la végétation. La nature du substratum physique intervenant dans les rapports entre climat et végétation, il n’est pas possible de négliger ces interactions quand on envisage les appli; cations pratiques. D e m ê m e il serait inconcevable que l’on étudiât ou cartographiât les sols sans connaître la végétation qu’ils portent ou peuvent porter. Donc, les trois disciplines s’appuient et se complètent. A l’échelle mondiale on ne peut représenter que de

grands ensembles de végétation; aires de végétation ou formations. Mais il est possible, grâce à la connaissance physique des climats, de comparer les groupements végétaux de pays éloignés, floristiquement différents mais écologiquement homologues. Il est cependant nécessaire pour cela que les caractéristiques physiques soient choisies en fonction de leur importance écologique.

A l’échelle régionale, l’étude de la flore permet de différencier et de comparer entre eux les climats locaux et les microclimats. Mais la nature des sols prenant à cette échelle une importance prépondérante, il ne paraît pas toujours indispensable de considérer séparément les différentes parties de la biosphère. La phytosociologie est alors particulièrement utile puisque les associations végétales sont le reflet des conditions de milieu. Il paraît cependant recommandable d’analyser les

conditions climatiques et édaphiques où se développent les différentes associations végétales, afin d’établir des comparaisons entre elles, et de les comparer avec celles d’une station de référence et, par la suite, avec celles qui existent dans d’autres régions du globe. Cette analyse est d‘autant pIus utile qu’en agriculture

nous ne pouvons intervenir rationnellement que si nous connaissons la nature des terres que nous aurons à travailler. L’étude de la végétation simplifie dans une certaine

mesure la tâche du climatologiste et du pédologue, mais rend d‘autre part plus nécessaires les recherches de ces derniers.

108


BIBLIOGRAPHIE

1.

2.

3.

4.

5.

6.

7. 8.

9.

IO.

11.

12.

13.

14,.

15.

16.

17.

18.

19.

20.

21.

22.

23.

24.

ACOCKS, J. P. H., Veldtypes of South Africa, 1953, 190 pages. (Botanical survey of South Africa, no 28.) AICHINGER, E., (( Static and dynamic considerations in phytosociological work », 8e Cong. intern. Bot., Paris, 1954, sections 7-8, p. 87-92. ARLERY, R., (( Application de la méthode des courbes de régression de R. A. Fischer à la recherche d’une relation entre les rendements agricoles et certains facteurs météo- rologiques )), Météorologie, no 37,1955, p. 19-27.

méthodes de Thornthwaite à l’esquisse d’une description agronomique du climat de la France )), Météorologie,

AZZI, G., Le climat du blé dans le monde, Institut international d’agriculture, Rome, 1927, 1161 pages. - , Ecologia agraria, Turin, Nuova Enciclopedia Agra- ria, 1928, 237 pages. - , &ologie agricole, Paris, Bailliere et as, 1955. BAGNOULS, F.; GAUSSEN, H., (( Les pays arides froids D, C.R. Soc. Biogéogr., no 267,1954, p. 12-15. BERNARD, E., Le climat écologique de la cuvette centrale du Congo belge, Bruxelles, Inst. nat. étude agro. du Congo belge (I.N.E.A.c.), 1945. BONNER; GALSTON, A. W., Principles of plant physio- Zogy; San Francisco, W. H. Freeman & Co., 1952, 499 pages. BOYKO, H., (( On the role of plants as quantitative climate indicators and the geoecological law of distribution », J. Ecol., vol. 35, no 1-2,1947, p. 138-157. BRAUN-BLANQUET, J., Les groupements végétaux de la France méditerranéenne, Paris, Centre national de la recherche scientifique, 1951, 297 pages. -, Pflanzensoziologie, 2e éd., Vienne, Springer, 1951, 631 pages. CAIN, S. A.,« The climax and its complexities », Amer. Midl. Nat., vol. 21, 1939, p. 146-181. CLEMENTS, F. E., (( Nature and structure of the climax », Ihlogie, vol. 24, no 1,1936. CRETERRET, S.; GRUMBACH, M., (( Le sisal au Kenya et au Tanganyika », Cot. et Fibr. trop., vol. 3, no 2, 1949. CZEKANOWSKI, J., (( Zur Differential-diagnose der Nean- derthalgruppe )), KorrespBl. dtsch. Ges. Anthrop., no 6-7,

DANSEREAU, P., L’efficacité du climat et les inhibitions édaphiques )), Be Cong. intern. Bot., Paris, 1954, sections 7- 8, p. 100. DAUBENMIRE, R. F., Plants and environment, New York, John Wiley & Sons Inc., 1953,424 pages. DUCHAUFOUR, P., Recherches écologiques sur la chênaie atlantique, 1948, 232 pages. (Annales de l’I?cole nationale des eaux et forêts, Nancy.) DUVIGNEAUD, P., (( Les savanes du Bas-Congo, essai de phytosociologie topographique », Lejeunia, Liége, déc. 1949, p. 5-192. (Mémoires, no IO.) -, La variabilité des associations végétales », Bull. Soc. Roy. Belg., vol. 78, 1946, p. 107-134. ELLENBERG, H., Unkrautgemeinschaften als Zeiger für Klima und Boden, Ludwigsburg, E. Uimer, 1950, 141 pages. -, Naturgemüsse Anbauplanung Melioration und Lan- despflegs, Ludwigsburg, E. Ulmer, 1954,119 pages.

-. , GARNIER, M.; LANGLOIS, R., (( Application des

1954, p. 345-367.

1909, p. 44-47.

25.

26.

27.

28.

29.

30.

31.

32.

33.

34,.

35.

36.

37.

38.

39.

40.

41.

42.

43.

44.

-, (( Kausalanalyse der Beziehungen zwischen Acke- runkraut Gesellschaften und Boden », 8e Cong. intern. Bot., Paris, 1954~, section 7-8, p. 39-40. EMBERGER, L., Aperçu général sur la végétation du Maroc (commentaire de la carte phytogéographique au 11500 OOO), Soc. Sci. nat. Maroc, 1938. -, (( Une classification biogéographique des climats », Recueil des travaux des laboratoires de botanique, géologie et zoologie de la faculté des sciences de l’Université de Montpellier, 1955, p. 3-45. (Série botanique, no 7.) EMBERGER, L.; GAUSSEN, H.; REY, P., Service de la Carte phytogéographique, Centre national de la recherche scientifique, 1955,79 pages. FISHER, R. A., (( The influence of rainfall on the yield of wheat at Rothamsted », Philosophical Tram. Roy. Soc., London, 1924, section B, 213, p. 89-142. GAUSSEN, H., (( Théorie et classification des climats et des microclimats D, Be Congr. intern. Bot., Pans, 1954~, section 7. - , Géographie des plantes, Paris, A. Colin, 1954, Ze éd., 224 pages. -, (( Lacartedutapisvégétalaul/l O00 000~,8e Congrès intern. Bot., Paris, 1954, sections 7-8, p. 113-115. GESLIN, H., *tude des lois de croissance d’une plante en fonction des facteurs du milieu (température et radiation solaire) ; contribution à l’étude du climat du blé, Versailles, 1944. (Monographie de Centre national de la recherche agronomique.) -, (( La caractérisation des climats locaux », C. R. Congr. Intern. Pédo. méditerr., Montpellier-Alger, mai

-; SERVY, J., (( Pluies, humidité du sol et climat du point de vue agronomique », Ann. agron., no 7, Ver- sailles, 1937, p. 85-101. GODARD, M., (( Le climat de la plante », Ann. agron., no 14, Versailles, 1944, p. 200-214. GOOD, R., The geography of the flowering plants, Londres, Longmans, Green & Co., 1947,403 pages. GOODAL, D. W., (( Vegetational classification and vegetational continua », Festschrqt für Erwin aichinger, vol. 1, 1954, p. 168-182. -, (( Objective methods for the classification of vegetation », Aust. J. Bot., 1953, vol. 1, no 1, p. 39-63, no 3, p. 4q34-456; 1954, vol. 1, no 3, p. 304-324. GOUNOT, M., (( A propos de l’homogénéité et du choix des surfaces de relevé », Bulletin du Service de la Carte phyto- géographique, Série B : Carte des groupements végétaux au 1 / 20 000, Paris, Centre national de larecherche scientifique, 1956, vol. 1, no 1 (sous presse.) GUILLAUME, A., (( Infiuence du climat sur les limites de végétation, 8e Congr. intern. Botan., Paris, 1954, sections 7-8, p. 131-133. GUINOCHET, M., Logique et dynamique du peuplement végétal, Paris, Masson, 1955, 143 pages. -. , LEMÉE, G., N Contribution à la connaissance des races biologiques de Molina Caerulea (L) Moench )), Rev. gén. Bot., 1950, p. 565-593. HALKTAS, N. A.; VEIHDIEYER, F.; HENDRICKSON, A. H., (( Determining water needs for crops from climatic data », Hilgardia, vol. 24, no 9, Berkeley, University of California, 1955, p. 207-233.

109

1947, p. 37-84.


45. HALLAIBE, (( L’évapotranspiration réelle. Mesure et inter- prétation dans les conditions naturelles », Météorologie, no 36,1954, p. 379-401.

4g6. HENIN, S.; TURC, L., (( Comparaison entre diverses formules reliant l’écoulement et les précipitations )), C. R. Acad. Sci. Paris, vol. 221,1945, p. 760-762. HODGSON, W., L a culture Jruitière en Tunisie, Direction générale de l’agriculture, du commerce O. E. V. A., 1931, 193 pages. KILLIAN, Ch., (c Développement, biologie et répartition de 1’Ambrosinia Bassi L. », Bull. Soc. Hist. nat. Afr. N.,

49. -, (( La pression osmotique des végétaux du Sud algérien; ses rapports avec les facteurs édaphiques et climatiques n, Annales de physiologie, vol. 12, no 5, 1936. -, (< Études sur la biologie des sols des hauts-plateaux algériens », Ann. agron,, vol. 6, 1936, p. 595-614, 702- 722. - , (( La biologie des sols argileux des environs d’Alger et la question des plantes indicatrices, essai de micro- pédologie )), Ann. agron., vol. 9,1939, p. 93. KLAGES, K. H. W., Ecological crop geography, New York, Macmillan Co., 1954,615 pages. KUCHLER, A. W., (( Physiognomic classification of vegetation I), Ann. Assoe. Amer. Geogr., vol. 39, no 3,1949. -, (( Vegetation maps at the scales from 1/200 O00 to 1/1 O00 O00 )), 8e Congrès intern. Bot. Paris, 1954, sections 7-8, p. 107-110. KUNEOLTZ-LORDAT, G., L a cartographie parcellaire de la végétation, 1. N. R. A., nov. 1949. - , Les dunes du goEfe du Lion, Paris, 1923. (Essai de géographie botanique.) KULCZYNSEI, (( Die Pflanzenassociazionen der Pieninen », Bull. Acad. Polon. Sci. et lettres (B), 1928, p. 2. LEMÉE, G., (( Phytosociologie et pédologie », 8e Congrès intern. Botan., Paris, 1954, sections 7-8, p. 33-38. LONG, G., Contribution à l’étude de la végétation de la Tunisie centrale, Annales Service bot. agron. Tunisie, 1954’, 388 pages, 3 cartes,

60. MARTONNE, E. de, (c Une nouvelle fonction climatologique : l’indice d’aridité n, Météorologie, 1926, p. 449-459.

61. MOORE, C. W. E., (( The vegetation of the South Eastern Riverina New South Wales )), Austr. J. Bot., vol. 3, 1953, p. 485-567. NOVIKOFB, G., Contribution ci l’étude de la végétation hnlo- phile du nord-est de la Tunisie. Application à la mise en valeur de la garâa el-Mabtouha, Ann. Serv. bot. Tunis., 1956 (sous presse).

63. OOSTING, H. J., The studies of plant CO Francisco, W. H. lileeman & Co., 1948.

64. PALLMAN, Pédologie et phytosociologie )), C. R. Congrès Intern. Pédol. Méditer. Montpellier, Alger, 1947, p. 3-36.

65. PAPADAKIS, J. S., Écologie agricole, Gembloux, Belgique, 1958, 312 pages.

66. PBEZIOSI, P. C., Le climat de la Tunisie, Tunis, Service météorologique de Tunisie, Météorologie nationale, 1955, 13 pages. PAVILLARD, J., &lérnenis de sociologie végétale, Paris, Hermann, 1935,102 pages. POORE, N., (( The use of phytosociological methods inves-

47.

84.

1933, p. 259-294.

50.

51.

52,

55.

56.

57.

58.

59.

62.

67.

68.

tigations )), J. Ecol., vol. 4t3, no 1, 1955, p. 226-244, 24#5-

RIVIERE, Ch., Traité pratique d’agriculture pour l’Afrique du Nord, Paris, Société d’éditions géographiques maritimes et coloniales, 1928, 662 pages. SCHOFIELD, R. K., u Soil moisture and evaporation )), 4th International Congress Soil Sci., Groningue, Amster- dam, 1950, compte rendu no 2, p. 20-28. SORENSEN, T., (( A method of establishing groups of equal amplitude in plant sociology based on similarity of species content and its application to analyses of the vegetation on Danish commons », Det Kongelige danske videnskabernes selskab, Biologiske skrifter., vol. 5, no 4, 1948, p. 3-34. SOTCECAVA, Y. B., N Les principes et les problèmes de la cartographie géobotanique )), Essais de botanique, vol. 1, MOSCOU, Leningrad, 1954, p. 273-288. SUKATSCHEV, W. N., (( über einige Grundbegriffe der Phytosoziologie)), Ber. dtsch. bot. Ges., 1929-1947,~.296-312, - , (( Quelques problèmes théoriques de la phytocéno- logie )), Essais de botanique, vol. 1, Moscou, Leningrad,

THORNTWAITE, C. W., (c The climates of North America according to a new classification », Geogr. Rev.,

-, u An approach toward a rational classification of climate »,-Geogr. Rev., vol. 38, no 1, 1948, p. 55-94. - , (( Grassland climates », Proc. 6th. Intern. Grassland Congress, vol. 1, Pennsylvania State College, 1952, p. 667- 675. TAKTCHENKO, B., (( Écologie de l’ananas dans le Sud indo- chinois D, Fruits d’outre-mer, vol. 2, no 7-8, 1947. TURESSON, G., K The plant species in relation to habitat and climate contributions to the knowledge of geûeco- logical units )), Hereditas, vol. 6, 1925, p. 447-236. VAN VIJK WR.; DE VRIES D. A., (( Evapotranspiration », Netherlands J. agr. Sci., mai 1954, p. 105-219. VERNET, A., (( Les pertes d’eau du sol par évaporation dans le Languedoc méditerranéen », C. R. Acad. Agr.,

-, N Principes de culture sèche en Tunisie ni C. R. Congrès cihquantenaire, vol. 1, Tunis, Ecole coloniale d’agriculture, 1950, p. 1-39. - , (( La production de l’olivier en Tunisie », Oléagineux, no 7, 1953, p. 433-440. - , Notice explicative. Carte des précipitations en Tunisie, Tunis, Direction des travaux publics, 1954, série II, no 2, 20 pages. WARMING, E., Ecology ofplants, Londres, Oxford Univer- sity Pres3, 1929, 422 pages. WEAVER J. E.; CLEMENTS, P., Plant ecology, New York, McGraw-Hill, 1929, 520 pages. WHYTE, C. N. L., Les légumineuses en agriculture, Rome,, 1955, 4~29 pages (Études agricoles F.A.O., série 12, no 21.) YANKOVITCH, L.; BERTHELOT, P., x Étude sur l’enracine- ment de l’olivier », Ann. Serv. bot. Tunis., vol. 20, Tunis, 1948, p. 109-176. -’ , NOVIKOPP, V.; MICHEL, R., (( Cases de végétation et cases lysimétriques - six années d’observations )), Ann. Serv. bot. Tunis., vol. 16-27, 1941, p. 180-24.2.

269, 606-651. 69.

70.

71.

72.

73,

74.

1954, p. 310-330. 75.

oct. 1931, p. 634-655. 76.

77.

78.

79.

O.

81.

1945, p. 532-537. 82.

83.

84%

85.

86.

87.

88.

89.

110

PROPRIOCLIMATS DE L ~ H O M M E ET DES ANIMAUX DOMESTIQUES

Par DOUGLAS 13. K. LEE

Division de la recherche, Intendance générule, Wushington, É. - U.A.

INTRODUCTION

Le terme (( microclimat )) est souvent entendu en des sens très différents. Au cours de trois réunions successives, nous avons noté son emploi dans trois acceptions impliquant respectivement une variation par rapport à l’altitude, une variation par rapport au terrain, et une variation dans le pelage ou le plumage d’un animal. Dans aucun de ces cas, on ne pouvait dire que le mot était employé à tort; mais son sens ne peut être limité à aucun de ces emplois. Aussi, en vue d‘éviter toute ambiguïté et tout reproche d’emploi abusif, l’avons-nous remplacé dans la présente étude par le mot (( proprioclimat », pour désigner le contexte climatique où se situe un individu à un certain moment. Ce contexte peut varier en fonction de l’altitude ou de l’emplacement ; mais nous nous occuperons plutôt des conditions existant en fait que de leur origine ou de leurs rapports avec celles qui peuvent exister en d’autres points de l’espace. Certains souhaiteront peut-être qu’on distingue dans le proprioclimat plusieurs composantes : 1’ (( extéroclimat 1) pour les conditions qui, comme le rayonnement, agissent à distance; 1’ (( entéroclimat )) pour les conditions qui règnent à la surface de la peau; et le (( mésoclimat 1) pour les conditions ambiantes qui, comme la tension de vapeur d‘eau de l’air, se trouvent à l’extérieur du système de revêtement de l’animal, mais qui agissent directement sur ce système. Nous n’infligerons pas, quant à nous, cette épreuve au lecteur. Il est très important de bien se rendre compte, au

départ, de la grande variabilité que présente le proprioclimat. Tout d’abord, les animaux domestiques et les hommes occupent la fraction de l’atmosphère terrestre la plus sujette aux variations. Des profils de tempé- rature relevés depuis le niveau du sol jusqu’à une hauteur de 1,80 m font normalement apparaître des gradients de température très accentués, et parfois extraordinaires. Les profils de tension de vapeur peu-

vent être presque aussi accentués. La vitesse du vent elle-même varie, à moins d’un mètre de distance, d’une valeur pratiquement égale à O à une valeur proche de celle de l’atmosphère libre. D e surcroît, l’individu influe sur le climat de son environnement immédiat, comme le montre bien cette légère brume qui annonce la pré- sence des troupeaux de bœufs musqués errant dans les étendues glacées du Nord. Un faible mouvement du corps, et la vitesse effective du vent sur les parties exposées peut être accrue de 50 m/mn. Un déplace- ment de quelques centaines de pas peut faire passer l’individu d’un flanc de coteau ensoleillé à un vallon humide, et il lui suffit d’un effort encore plus réduit pour quitter un abri et s’exposer à la bourrasque glacée. C’est pour des raisons de ce genre que l’utilité des cartes climatiques, si bien faites soient-elles, se limite à la considération de réactions moyennes dans des conditions moyennes. Autour de chaque moyenne, il faut tenir compte d’une zone de variabilité, parfois considérable, dans laquelle peut évoluer l’individu. On n’a guère encore cherché à définir les paramètres de cette variabilité, et il ne faut guère compter pouvoir mesurer ou exprimer convenablement l’étendue de celle-ci tant qu’un tel travail n’aura pas été fait. Le fait d’avoir inclus dans le programme du colloque

en vue duquel cette étude a été écrite, outre l’homme, les animaux domestiques, et outre le vêtement, le logement, est plus rationnel que le désir, bien naturel, des organisateurs de maintenir ce programme dans certaines limites. Les réactions de l’être humain à un effort d’adaptation qui lui est imposé, surtout lorsque la sélection génétique a eu chance de s’exercer, ne peuvent être saisies dans leur véritable perspective que si l’on étudie en m ê m e temps les réactions du même ordre, qui se sont manifestées précédemment dans d’autres formes de la vie animale. Par exemple, les réactions de

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l’homme à la chaleur pour ce qui est des sécrétions endocrines et de la reproduction sont trop faibles pour pouvoir être analysées facilement; mais lorsque ces réactions sont étudiées en fonction des connaissances qu’on possède sur celles des animaux, il devient plus aisé de distinguer le significatif de l’accidentel. Le vêtement et le pelage ou le plumage influent de façon très voisine sur les échanges de chaleur avec le milieu; l’habitation et le vêtement diffèrent entre eux surtout par les dimensions, les matériaux et l’utilisation indi- viduelle ou collective. Bien que ces questions soient étudiées sous des rubriques distinctes dans les pages qui vont suivre, nous passerons sans hésitation de l’une à l’autre, selon les besoins de l’exposé. C’est à la fois la force et la faiblesse de la bioclimatologie que d’avoir à faire appel à tant de disciplines systé- matiques, pures ou appliquées. Nous montrerons que l’on a réalisé un progrès consi-

dérable en déterminant les domaines de recherche ci- après : aquations fondamentales des échanges thermiques entre le corps et son milieu.

Processus physiologiques influant sur les termes qui représentent le corps dans ces équations.

Principaux facteurs mésologiques influant sur les échanges.

Méthodes approximatives permettant d’évaluer l’effort d’adaptation de l’organisme exposé à une perturbation d’un certain ordre de l’équilihre entre la production de chaleur et la perte de chaleur.

Effets particuliers de certains facteurs mésologiques, par exemple les effets photochimiques de la lumière solaire.

Reconnaissance d’une structure chronologique des réactions, et importance de la durée et de la nature des conditions prévalant dans les intervalles entre l’exposition aux facteurs considérés.

Effets physiques du vêtement sur les échanges thermiques, rapport entre ces effets et les propriétés du matériau employé ainsi que la forme du vêtement.

Application des mêmes principes généraux aux proprioclimats des animaux domestiques, à leur pelage ou plumage et à leurs abris.

Il semble que l’on soit fondé à revendiquer pour ce domaine de recherches une certaine cohérence et une certaine individualité, si l’on peut s’exprimer ainsi. Cette prétention apparaîtra plus justifiée encore, si l’on veut bien se souvenir que le rassemblement d‘idées éparses en un ensemble plus ou moins systématique n’a été effectué qu’au cours de la seconde guerre mondiale, et que relativement peu de personnes travaillent dans ce domaine tandis que de faibles crédits ont été consacrés à son étude. Mais cette satisfaction légitime doit être tempérée

par la conscience du fait que la plupart des notions actuelles ne s’appliquent qu’à des conditions idéales, et que la quasi-totalité des formules quantitatives qui ont été établies doivent être modifiées ou interprétées

très largement pour qu’il soit possible de les appliquer aux problèmes réels et concrets. Ces notions et ces équa- tions sont bien utilisées, et nous aident à résoudre des questions pratiques; mais nous n’en devons pas moins souvent (( lire entre les lignes )) ou mê m e parfois nous prononcer au jugé.

La place dont nous disposons ici ne nous permet pas de passer méthodiquement en revue les problèmes qui se posent aux chercheurs en ce domaine; mais le résumé des besoins manifestes qui seront évoqués au cours des pages suivantes indiquera clairement l’éten- due des recherches à entreprendre : Mise au point d’une méthode permettant de mesurer directement l’humidité de la peau.

Définition des propriétés convectives des courants aériens turbulents se produisant naturellement, en fonction de la grandeur et de la surface d’un corps interposé.

finumération précise des facteurs qui déterminent la charge thermique nette résultant du rayonnement thermique et solaire incident.

Codification des propriétés radiatives du ciel, du sol, des arbres et des bâtiments, par rapport à un type.

Mise au point d’un système permettant d‘obtenir un indice de l’effort d’adaptation thermique résultant de l’action simultanée de plusieurs variables.

Codification de la résistance opposée à la locomotion par différents types de sol.

Élucidation de l’effet cancérigène de la lumière solaire. Détermination du rapport entre la vitesse du vent et la résistance opposée à la locomotion.

Analyse de la structure chronologique des réactions physiologiques à des modifications de l’effort d’adaptation imposé par le milieu.

Analyse des effets d‘intervalle sur les réactions à l’effort d’adaptation imposé par le milieu.

Détermination des répercussions physiologiques et psychologiques de la variabilité des conditions du milieu.

Élucidation de l’effet des changements de temps sur les fonctions organiques.

Détermination de I’évolution chronologique des mocli- fications dans le transfert thermique consécutives à une modification de la protection fournie par le vêtement.

fitude physique précise du transfert thermique à travers un vêtement humide.

Élaboration d’expressions quantitatives de l’effet produit sur le transfert thermique par le passage d’air à travers de grandes ouvertures.

Détermination du rapport entre la porosité et les transferts de vapeur d’eau dans les tissus en fibres synthétiques.

atablissement d’équations exprimant l’effet total des modifications du vêtement sur les transferts thermiques, y compris les interactions entre les effets pio- duits sur des voies de transfert différentes.

Détermination de l’efficacité du refroidissement en

112

Proprioclimats de l’homme et des animaux domestiques

A mesure que seront résolus ces problèmes et codifiées les informations nécessaires à l’emploi des équations du transfert thermique, de nouveaux besoins apparaî- tront et de nouveaux problèmes se poseront. Mais il est évident que des réponses beaucoup plus satisfaisantes pourront êtxe données à un grand nombre des questions pratiques les plus urgentes à mesure que l’on résoudra les problèmes fondamentaux. La nature des exigences optimums en matière de vêtement et de logement, la productivité à attendre de l’homme et de l’animal dans des circonstances données, et les possi- bilités d’utilisation du sol passeront progressivement du domaine de la conjecture à celui du calcul précis. Seuls le manque de temps, de personnel et d’argent peut retarder l’obtention de ces résultats.

fonction de la vitesse du mouvement de l’air, pour différents systèmes de vêtements et différentes conditions ambiantes.

Détermination des rapports entre les propriétés du pelage ou plumage des animaux et le taux du transfert thermique.

Étude physique précise de la distribution de la sueur dans le pelage ou plumage des animaux du point de vue de l’efficacité du refroidissement.

Mise au point d’un système simple, efficace et robuste de refroidissement par évaporation, notamment pour les toits.

Codification des propriétés thermiques des matériaux de construction.

Perfectionnement des calculatrices analogiques pour les problèmes de transfert thermique.

ACTION DES FACTEURS MZSOLOGIQUES

L a distinction habituelle entre les (( facteurs 1) et les (( éléments 1) du climat, fondée sur leurs relations cau- sales, ne servirait ici qu’à embrouiller la question, alors qu’il s’agit surtout de l’ampleur et de l’effet d’un nombre limité de conditions dans les situations complexes où elles interviennent. Le mot (( facteur 1)

sera employé ici pour désigner chaque élément spéci- fique du proprioclimat, quels que soient son origine ou ses rapports avec les autres éléments. Les différents facteurs seront examinés par groupes, selon l’effet qu’ils exercent sur l’organisme; certains d’entre eux pourront ainsi être examinés plusieurs fois.

FACTEURS THERMIQUES

Quatre facteurs climatiques (la température, l’humi- dité, le mouvement de l’air et l’énergie radiante) influent, isolément ou en combinaison, sur un seul et même phénomène organique : l’équilibre thermique du corps. Pour tout animal à sang chaud, il existe une marge particulière et assez étroite de variation thermique dans laquelle la température profonde du corps peut varier sans affecter le déroulement normal des nombreux processus extrêmement délicats qui produisent la vie. Lorsque la température profonde dépasse les limites de cette tolérance, la variation, les processus organiques sont perturbés; dans les cas extrêmes, il en résulte des troubles graves et même la mort. Le gain de chaleur doit donc, sur une durée tant soit peu longue, être minutieusement compensé

par une perte correspondante. Le tableau 1 montre comment les quatre facteurs climatiques interviennent dans cet équilibre.

LA TEMPÉRATURE

Évidemment, la température influe sur l’équilibre thermique par l’effet qu’elle exerce sur le phénomène physique de la conduction, en vertu duquel la chaleur

9’[ L- 4

Ë d 5- . - ‘L

c aJ v

MOUVEMENT DE L’AIR (en cm./sec.) FIG. 1. Rapport entre la déperdition thermique et le mouvement de l’air. (B : d’après Buettner; Hill : d‘après deux formules de Hill; s, : d’après la deuxième formule de Siple; RI : d’après la première formule de Lehmann; P : d’après Plummer.) Cité par Court [8] l.

1. Les numéros entre crochets renvoient à la bibliographie on fin d’article.

113


TABLEAU 1. Équilibre thermique du corps [20] 1.

Gains Pertes

1. Production de chaleur par : u) Les processus fondamentaux. b) L’activité. c) Les phénomènes de digestion,

d) La contraction des muscles et

2. Absorption d’énergie radiante pro-

etc.

les frissons.

venant : u) Du soleil :

Directe. Réfléchie.

b) D e radiateurs incandescents. c) D’objets chauds non incandes-

3. Conduction de chaleur vers le corps :

cents.

D e l’air à la température supérieure 5 celle de la peau l.

4. Condensation occasionnelle de I’hu- midité atmosphérique.

Rayonnement vers l’extérieur : a) Vers le (( ciel n. b) Vers le milieu plus

froid.

Conduction de chaleur du corps vers l’extérieur : u) Vers l’air à une

température infé- rieure à celle de la peau l.

b) Par contact avec des objets plus froids.

Évaporation : u) Par l’appareil res-

piratoire. b) Par la peau :

Transpiration. Sudation. Applicationd’eau.

1. Accélérée par le mouvement de l’air (convection).

d’un objet chaud passe dans tout objet relativement plus froid se trouvant en contact avec lui. En vertu de ce principe, de la chaleur est ajoutée au corps humain lorsque l’air est plus chaud que lui, et de la chaleur lui est enlevée lorsque l’air est plus froid. Dans un air calme, la vitesse de ce transfert est très faible; elle peut m ê m e être négligeable sauf si la diffé- rence de température est très grande. En revanche, le mouvement de l’air accélère le transfert. L’augmentation est à peu près proportionnelle à la racine carrée du mouvement de l’air, en sorte que l’effet produit par l’accroissement du mouvement de l’air est parti- culièrement sensible aux faibles vitesses, tandis qu’il le devienl moins aux vitesses élevées (fig. 1).

Puisque le transfert de chaleur par conduction est influencé ii ce point par le mouvement de l’air, il est commode d’appeler l’ensemble du phénomène la G conduction-con~ection D. Lorsqu’on calcule un transfert de chaleur, il est plus facile de considérer la quan-

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tité réciproque, la résistance de l’air au transfert de chaleur par conduction, ou sa valeur isolante. A cette quantité, on peut ajouter la résistance offerte par le plumage ou pelage, ou par le vêtement, au transfert. de chaleur par conduction. En partant de ces considérations, on a établi l’équa-

tion ci-après [7, 291 qui exprime l’échange de chaleur par conduction-convection entre l’homme et l’air ambiant :

où H,, représente le taux de déperdition thermique de la peau par unité de surface sous l’effet de la conduction-convection; Kc, une constante dont la valeur dépend des unités employées (voir appendice 1, p. 137); t, la température de la surface de la peau; ta la tempé- rature de l’air ambiant; 1, la résistivité de l’air ambiant au passage de la chaleur vers l’extérieur; 1, la résisti- vité du pelage ou plumage ou bien du vêtement au passage de la chaleur vers l’extérieur. Si l’on prend un h o m m e idéal placé dans une atmo-

sphere idéale, cette équation peut suffire; mais si l’on considère un microclimat, sa valeur est nettement limitée. En effet, la température de la peau (tc) peut varier d‘un point à un autre, surtout en milieu froid. Il en est de même, nous l’avons vu, de la température de l’air. L a valeur isolante de l’air (1,) peut également varier beaucoup d’un point à un autre, non seulement par suite des variations du mouvement de l’air, mais aussi par suite des variations de courbure de la surface, facteur qui joue un rôle important dans le rapport entre le mouvement et la valeur isolante de l’air. Il est également très improbable que le pelage ou le plumage ou bien le vêtement soit réparti égale- ment sur l’ensemble de la surface. On peut néanmoins étudier des situations typiques en mesurant les valeurs en de nombreux points de la surface du corps de l’homme ou de l’animal considéré, et l’effet total obtenu à partir d’une moyenne convenablement pon- dérée [29]. L a respiration constitue une forme spéciale de

conduction-convection, car l’air inspiré est réchauffé ou refroidi à la température des voies respiratoires, puis expulsé. Le réchauffement ou refroidissement de la nourriture et du liquide absorbés constitue un cas analogue. Lorsque l’air est à une pression barométrique autre

que la normale, et dans le cas d’autres gaz que l’air, des valeurs spéciales de la constante de conductivité (Kcs dans l’équation 1) peuvent être nécessaires. L’échange de chaleur entre la peau et un corps

solide est un phénomène plus complexe, où la densité et la chaleur spécifique du corps solide, airisi que sa conductibilité et sa tempéralure, jouent un rôle important. Cette propriété complexe du corps solide est appelée digusivité thermique; on la calcule en divi- sant la conductance du corps solide par sa chaleur

Proprioclimats de Z’homme et des animaux domestiyues

Toutes les limitations d’ordre microclimatique qui ont été énumérées pour l’équation conduction-convec- iion s’appliquent également aux équations données pour la déperdition thermique par évaporation-convection. Nous rencontrerons ultérieurement d’autres limitations, ou plutôt d’autres complications, des équations d’évaporation-convection, en étudiant de façon plus poussée l’influence du pelage ou plumage et du vêtement.

L a respiration constitue une forme particulière d’évaporation-convection, puisque l’air inspiré s’humidifie au contact des surfaces entièrement mouillées des voies respiratoires. Le sens de ce processus peut également être inversé; mais le dépôt d’eau dans les petites bronches peut rapidement mettre l’organisme en danger, ce qui ôte toute signification proprement physiologique au phénomène. On peut étudier de même l’évaporation de fluides

autres que l’eau; mais la valeur de la constante d’évapo- ration (Kes) sera différente, et la pression de vapeur correspondante dans l’air ambiant sera probablement très faible.

spécifique et sa densité (Klpc). Ce calcul s’effectue assez simplement si l’on peut admettre que la tempé- rature de la peau reste constante, la chaleur qui passe dans le solide étant remplacée par de la chaleur venue du reste du corps (ou inversement); mais si la tempé- rature de la peau varie, le calcul est compliqué d’autant. L’échange de chaleur avec un milieu liquide associe

les particularités de l’échange avec l’air et celles de l’échange avec les corps solides, étant donné que les courants de convection et les facteurs de diffusivité sont suffisamment grands pour devoir être considérés.

L’HUMIDITÉ

Le taux de l’évaporation à partir d’une surface dépend de la différence existant entre la tension de vapeur de cette surface et la tension de vapeur de l’air en contact avec elle. L a chaleur ainsi perdue par évapo- ration s’ajoute donc à celle qui est perdue par convection; elle est également fonction du mouvement de l’air. L’ensemble du processus peut être appelé 1’ (( éva- poration-convection ni comme dans le cas précédent, il peut être représenté par une équation [29].

où H,, représente le taux de déperdition par unité de surface de la peau, sous l’effet de l’évaporation- convection; K,, une constante dont la chaleur dépend des unités employées (voir appendice 1, p. 137); pc la tension de vapeur de la surface de la peau; pu la tension de vapeur de l’air ambiant; r, la résistivité de l’air ambiant au passage de la vapeur d’eau vers l’exté- rieur; r, la résistivité du pelage ou plumage ou bien du vêtement au passage de la vapeur d’eau vers l’exté- rieur. La tension de vapeur de la peau (pc) dépend elle-

m ê m e de la température de la peau et de la continuité de la pellicule d’eau que la peau présente à l’air. Cette équation s’écrit donc ordinairement [SS, 411 de l’une des deux manières suivantes :

ou

(3)

R étant l’humidité relative de la surface de la peau; Po la tension de vapeur saturante à la température de la peau (tJ; w l’humidité de la peau exprimée en unités. Le processus inverse de I’évaporation, c’est-à-dire

la condensation, peut également se produire. Il y a alors un transfert net d’eau de l’état gazeux, dans l’air, à l’état liquide, sur la peau, avec addition correspondante de chaleur au corps; mais il s’agit là d’un processus peu courant et d’ampleur limitée.

LE M O U V E M E N T DE L’AIR

On peut penser que le facteur mouvement de l’air a été pris en considération puisqu’il en a été tenu compte dans la détermination de la résistance de l’air tant au passage de la chaleur vers l’extérieur (Iu) qu’au passage de la vapeur d’eau vers l’extérieur (r). Toute- fois, en ce qui concerne cette détermination, un pro- blème a été laissé de côté. Le rapport entre le mouvement de l’air et ses propriétés convectives, dont on s’est servi dans les équations ci-dessus, ne vaut que dans le cas précis où l’air se déplace de façon parfaitement linéaire au-dessus d’un cylindre de 7,6Lm (3 pouces) de diamètre [38]. (Ce diamètre a été choisi parce que la courbure correspondante représente la courbure moyenne de la surface du corps humain.) La valeur probable des constantes convectives pour d’autres courbures pourrait, au besoin, être calculée à partir de lois physiques connues; mais l’effet de rafales ou, pis encore, l’effet de turbulence dans l’écoulement aérien serait très difficile à calculer. En pratique, on détermine l’effet convectif d’un

mouvement d’air irrégulier en mesurant la vitesse de la déperdition thermique qu’il provoque dans un objet donné; le résdtat est exprimé en fonction de l’écoulement linéaire régulier qui produirait la même vitesse de déperdition dans cet objet. Or des objets de forme et de dimensions différentes peuvent donner des résultats différents; et c’est à coup sûr aller très loin que d’admettre que l’effet convectif d’un écoule- ment irrégulier d’air mesuré au moyen d’.un petit fil métallique très chaud ou d’un catatheimomètre permettra d’évaluer, m ê m e de façon relative, la perte de chaleur subie par un objet de grandes dimensions comme le corps humain.

115

Clirnaiologie. compte rendu de recherches

L’ÉNERGIE RADIANTE

Une étude détaillée des échanges d’énergie radiante entre un organisme et son milieu représenterait une entreprise extrêmement complexe, et la détermina- tion précise des ordres de grandeur, une tâche hercu- léenne. En pratique, d’ailleurs, on accepte plusieurs approximations, et on limite les calculs à certaines situations typiques. Pour abréger ici la discussion nous admettrons que le rapport entre la température superficielle, d’une part, et l’intensité et la longueur d’onde du rayonnement émis, d’autre part, est connu du lecteur.

Milieux uniformes.

Le cas le plus simple se présente lorsque le corps de l’homme ou de l’animal peut être considéré comme environné par des surfaces se trouvant à la tempéra- ture d’un corps uniformément noir; par exemple, lorsqu’il est dans une chambre dépourvue de tout dispositif de rayonnement. L’équation applicable ressemble alors au rapport de Stefan-Blo%mann :

(4) Ht, =z K, (TO - T:) H, représentant la vitesse du gain de chaleur par unité de surface exposée; K, une constante dont la valeur dépend des unités employées (voir appendice 1, p. 137) T, la température absolue du corps noir des surfaces environnantes; Ta la température absolue de Yak. On admet que, pour le rayonnement infrarouge de grande longueur d’onde qui intervient ici, la surface du corps humain ou animal se comporte essentiellement comme un corps noir. (On fait état de la tempé- rature de l’air, et non de la température superficielle d’un pelage ou plumage ou bien d’un vêtement, parce qu’il a été effectivement tenu compte de tout gain réalisé ou de toute perte subie par les surfaces environnantes à la température de 17air, dans la détermi- nation de la constante convective K,, de l’équation (1). La position de l’homme ou de l’animal par rapport aux surfaces environnantes est sans importance dans ce cas simple. Lorsque la température des surfaces environnantes

ne diffère guère de celle de l’air, on peut employer une forme approximative plus simple de l’équation (4) :

Ht, = K‘, (to - ta) (5)

où K’, représente une constante beaucoup plus grande (voir appendice 1, p. 137), to et ta étant mesurés suivant la graduation classique.

Milieux considérés comme deux hémisphères.

Un ho m m e se tenant debout sur une plaine décou- verte, sous un ciel dégagé, peut être considéré, du point de vue de ses échanges en infra-rouges de grande

116

longueur d’onde, comme se trouvant au centre de deux hémisphères, dont chacun se trouve à une tem- pérature de corps noir approximativement uniforme. L’équation applicable dans ce cas sera la suivante :

II,, = - (T: - Ti) + (Th - T;)] 7[ T, représente la température absolue de corps noir du sol; T, la température absolue de corps noir du ciel. La situation n’est pas différente dans le cas d’un

homme couché dans un hamac en filet, ou d’un animal dont les longues pattes maintiennent le corps loin du sol. Mais que cet h o m m e ou cet animal se couche sur le sol, et la zone asymétriquement exclue du rayonnement vient compliquer le calcul. On peut utiliser la forme linéaire de l’équation, avec la constante K’ modifiée, si les températures du sol et du ciel ne sont pas très différentes de celles de l’air.

Segment rayonnant particulier.

Lorsque la température de corps noir d‘un segment du milieu est nettement différente de la température du reste du milieu, et que le rapport géométrique entre la surface du corps et ce segment particulier est sensiblement modifié par un changement de position, le calcul de l’échange radiatif devient très com- pliqué. Tel serait le cas, par exemple, de personnes travaillant près d’une chaudliere très chaude. Pour des travaux sommaires, on peut établir des approximations; mais de telles méthodes ne sont pas recom- mandées lorsqu’il faut être tant soit peu précis. On pourra obtenir avec moins de peine des résultats plus satisfaisants en effectuant sur le terrain une série de mesures avec un radiomètre approprié.

Rayonnement solaire direct.

Le moyen le plus facile de mesurer le rayonnement solaire qui atteint un homme est de mesurer la surface de son ombre projetée sur une surface horizontale, et de multiplier le résultat obtenu par l’intensité du rayonnement solaire mesuré au pyrhéliomètre sur une surface horizontale. (Un procédé commode pour mesurer la surface de l’ombre consiste à en tracer le contour alors que le sujet se tient sur une feuille de papier fort, à découper la silhouette ainsi dessinée, à la peser, et à comparer le poids obtenu à celui d’une unité de surface du m ê m e papier.) Pour les calculs théoriques, l’homme peut être

assimilé à un cylindre de 1,80 m de hauteur et de 0’30 m de diamètre. Le rayonnement solaire qui le frappe est alors donné par l’équation suivante :

(7) où Rivd représente la quantité d’énergie solaire tombant sur l’ensemble du corps de cet homme; s, l’inten-

Rzvd = S, (0’07 sin u + 0,54 cos u)


sité du rayonnement solaire sur un plan normal au soleil; a la hauteur du soleil. La charge thermique que reçoit l’individu est infé-

rieure à celle que reçoit sa surface, d’abord en raison du pouvoir réfléchissant de la peau, du pelage ou plumage, ou bien du vêtement, et ensuite parce qu’une partie de l’énergie radiante absorbée, après avoir été transformée en chaleur, est entraînée au loin par les courants de l’air ambiant. La charge nette peut être évaluée au moyen de l’équation ci-après, si 1’011 admet que la totalité de l’absorption se produit dans la partie la plus superficielle du corps :

une correction établie en fonction des données sur le degré de celle-ci ou sur les (( heures d’insolation )) [12].

Sans doute les méthodes d’évaluation c et d sont-elles approximatives, les facteurs qu’elles utilisent reposant sur des données insuffisantes; mais elles permettent de se faire une idée des conditions existant probablement dans les cas où l’on ne dispose d’aucun relevé direct. C o m m e le pyrhéliomètre permet de mesurer également le rayonnement solaire réfléchi du ciel, il convient de faire les corrections nécessaires (voir ci-dessous) si l’on désire obtenir des chiffres précis.

Ru& = (1 -f) S, (0,07 sin a + 0,54 cos u) --&..- 1, + 1, (8) Rayonnement solaire réjléchi.

f étant le pouvoir réfléchissant de la surface externe. Pour évaluer le rayonnement solaire tombant sur

des corps qui ne sauraient être considérés comme des cylindres ou des sphères, on peut employer deux méthodes. Une méthode directe consiste à établir sur un héliodon [21] un modèle de l’objet à une certaine échelle et à mesurer le total du rayonnement inter- cepté, ou à employer l’un des calculateurs solaires décrits par ûlgyay [31]. L’autre possibilité consiste à calculer séparément par des méthodes trigonomé- triques le rayonnement tombant sur le plan horizontal et SUI quatre surfaces verticales (N, S, E, W). On a

(9) (10) (11) (12) (13)

z étant la direction du soleil mesurée à paitir du point culminant nord. L’influence proprioclimatique du rayonnement solaire

absorbé est, de toute évidence, répartie irrégulière- ment sur la surface du corps. Le côté à l’ombre ne reçoit aucun rayonnement, et l’intensité du rayonnement sur le côté ensoleillé varie avec l’orientation de la zone considérée. La situation locale variera d’autant plus que le mouvement de l’air et l’isolement fourni par le vêtement diffèrent d’un point à l’autre. Il est toutefois assez facile d‘obtenir des approximations, soit par le calcul, soit par l’examen de modèles appropriés. La valeur de l’intensité du rayonnement solaire

sur uq plan normal au soleil (S,) peut être obtenue de plusieurs manières : u) par mesure directe sur un pyrhéliomètre ; b) par lecture d’un pyrhéliomètre monté horizontalement, et en tenant compte de la

‘ hauteur du soleil; c) par évaluation à partir de la constante solaire et de l’absorption atmosphérique correspondant à la hauteur du soleil, à la teneur de l’air en vapeur d’eau, en poussière pour un ciel clair, etc. [19]; d) par évaluation comme dans c, mais en introduisant, pour tenir compte de la nébulosité,

~ ‘ pour l’hémisphère sud :

S, = S, sin a s, = s, cos u cos z S, = S, cos a sin z Sw = S, cos a sin -z ss = s, cos a cos -2

En dehors des cas où il se trouve réfléchi par l’eau ou par une roche polie, agissant comme un miroir, le rayonnement solaire peut être considéré comme réfléchi de façon diffuse tant par le sol que par le ciel. L a proportion du rayonnement incident ainsi réfléchi est très variable. Le tableau II donne des valeurs typiques pour le sol. Pour le ciel, la réflexion peut varier d’une très petite proportion du rayonnement solaire incident, lorsque le ciel est clair, à la moitié - ou même davantage - de l’incidence totale sur un un pyrhéliomètre, lorsque le ciel est couvert.

TABLEAU II. Pourcentage du rayonnement solaire incident réfléchi de façon diffuse [14, 361.

Nature de Ia surface Énaiuation du pourcentage réfléchi

Solnu et sec . . . . . Solnuetmouillé . . . . Sol sec. . . . . . . Sablemouillé. . . . . Terre végétale, noire et sèche. _.

Terre végétale, noire et mouillée. Roche. . . . . . . Herbe sèche . . . , . Champsverts. . . . . Feuillagevert. . . . . Forêt sombre. . . . . Desert. . . . . . . Étendues de sel. . . . . Briques, selon la couleur . . Asphalte. . . . . . Surfaceurbaine. . . , .

.. .

. .

. .

. .

. .

. .

. .

. .

. .

10-25 8- 9 18-30 9-18 14 8

12-15 32

3-15 25-32

5 24-28

42 23-48

15 10

L’intensité du rayonnement solaire réfléchi par le sol et par le ciel peut être déterminée directement au moyen d’un radiomètre, que l’on protège par un filtre en verre contre les échanges infrarouges de grande longueur d’onde. L’intensité probable du rayonnement solaire réfléchi par le sol peut être calculée lorsque l’on connaît l’intensité du rayonnement primaire sur le sol ou la réflectivité (de celui-ci. L’intensité du rayonnement réfléchi de façon diffuse par le sol, et frappant

117


une surface horizontale suspendue au-dessus du sol, est donnée par la formule suivante :

(140 où f représente la réflectivité du sol par diffusion pour le rayonnement solaire. Sur une surface verticale tournée vers le terrain

considéré, l’intensité est la moitié de celle qui vient d’être indiquée [LE]. L’intensité du rayonnement sur la surface verticale d’un h o m m e debout, assimilé à un cylindre des dimensions citées plus haut (1,80 m de haut sur 0,30 m de diamètre) est donnée par la formule : 0’85 fS, sin a. Les données publiées sont trop insuffisantes pour qu’il y ait beaucoup de chances de pouvoir procéder à des évaluations analogues de la réflectivité du ciel en fonction du type et de la répartition des nuages. Ces méthodes suffisent pour une détermination

d’ensemble ou une détermination moyenne; mais l’intensité réelle du rayonnement solaire réfléchi sur une zone donnée du corps humain varie, dans un milieu non uniforme, avec la réflectivité des divers segments de ce milieu. D e toute façon, l’apport net à la charge thermique de l’individu est inférieur à l’inten- sité du rayonnement dans la mesure où une autre réflexion se produit à la surface de l’individu, et où la chaleur absorbée est entraînée au loin par un mouvement convectif de l’air (voir ci-dessus).

Svrh = f S, sin a

EFFET DES FACTEURS THERMIQUES SUR L’HOMME

Pour toute combinaison d’activité et de vêtement, on peut concevoir un certain nombre de combinaisons de température, d’humidité, de mouvement de l’air et d’énergie radiante qui assureront un équilibre entre la perte de chaleur et le gain de chaleur sans que le corps ait à s’adapter. Si cet équilibre est troublé par des modifications du gain ou de la perte de chaleur, le corps devra procéder à quelque ajustement, ou l’on enregistrera une variation de sa température. Les réactions du corps à une modification des conditions ayant pour effet de l’éloigner du (( point neutre )) théo- rique sont de trois sortes : 10 réactions thermorégula- trices, tendant au rétablissement de l’équilibre thermique; 20 perturbations des fonctions organiques résultant des activités thermorégulatrices ; 30 perturbations des fonctions organiques résultant de l’inca- pacité du corps à maintenir un équilibre thermique. L’étude de ces perturbations constitue un chapitre

long et complexe de la physiologie humaine; certaines d’entre elles sont traitées dans des travaux bien connus L7, 29, 381 ; il su&a ici de rappeler brièvement (tableau III) les réactions les plus importantes dans chacune de ces trois catégories, afin de pouvoir en reconnaître l’importance et les caractéristiques lorsque nous examinerons certaines questions pratiques concernant le vêtement et le logement.

118

TABLEAU III. Réactions humaines 2 l’effort d’adaptation thermique qui lui est demandé.

A la cltaleur AU froid

Réactions thermorégulatrices

Contraction des vaisseaux sanguins de la peau.

Concentration du sang. Flexion des membres pour réduire la surface exposée.

Accroissement du tonus mus- culaire.

Frissons. Tendance à une activité accrue.

(?) Dépôt de graisse dans la peau.

(?) Augmentation de I’acti- vité thyroïdienne.

Troubles résultants

Accroissement du volume de l’urine.

Risque d’un afflux insuffisant de sang vers la peau des doigts, des orteils et des parties exposées et, par là, de gelures.

Malaise aboutissant à des névroses.

Faim accrue.

Cessation de la régulation

Chute de la température du

Somnolence. corps.

Arrêt des battements du cœur et de la respiration.

Dilatation des vaisseaux sanguins de la peau.

Dilution du sang. Extension des membres pour accroître la surface exposée.

Diminution du tonus mus- culaire.

Sudation. Tendance à une activité moindre.

Diminution du volume de

Mobilisation du fluide tissu-

Soif et déshydratation. Difficulté d’assurer l’irrigation sanguine du cerveau : d’où étourdissements, nau- sées, évanouissement (épui- sement dû à la chaleur).

Difficulté d’assurer l’équilibre chloruré : d’où crampes provoquées par la chaleur.

Malaise aboutissant à des névroses.

Diminution de l’appétit.

l’urine.

laire.

Élévation de la température du corps.

Dérèglement des fonctions cellulaires.

Altération du centre de régu- lation thermique.

Cessation de la régulation nerveuse, entraînant l’arrêt de la respiration.

-

Comme les quatre facteurs que sont la température, l’humidité, le mouvement de l’air et l’énergie radiante influent sur le corps par l’intermédiaire d’un m ê m e processus, à savoir l’équilibre Lhermiyue du corps, il semblerait raisonnable de supposer que l’effet global de n’importe quelle combinaison de leurs valeurs puisse être exprimé par une quantité unique, Les thermophysiologistes admettent depuis quelque temps cette possibilité; de fait, on peut arriver assez ,facile-


transfert de chaleur décrits plus haut, et en partie sur des observations portant sur les divers signes de tension donnés par le corps humain à mesure que la chaleur ambiante s’accroît. Plusieurs auteurs, employant différents moyens permettant de mesurer les réactions du corps, ont établi le tracé des combinaisons de tem- pérature et de pression de vapeur qui semblent pro- -duire des effets analogues. Si l’on porte ces lignes sur un tableau psychrométrique (fig. 2)’ un certain ordre apparaît; les lignes s’infléchissent à partir d’une orientation proche de la pente de la ligne du thermomètre sec (verticale), dans des conditions (( neutres », pour se rapprocher de la pente de la ligne du thermomètre mouillé, dans des conditions de chaleur extrême. Il paraît raisonnable d’établir un rapport entre ce changement de pente d’une part, et, d‘autre part, la production de sueur, qui mouille de plus en plus la peau à mesure que l’équilibre thermique se trouve menacé et que l’évaporation dans l’air ambiant devient difficile.

ment à mesurer l’effort d’adaptation qu’impose à l’organisme une combinaison donnée. Sous l’effet du froid, le seul moyen notable de compensation calorique qu’emploie le corps consiste à accroître la vitesse du métabolisme; cette vitesse peut être mesurée et exprimée dans des termes semblables, de sorte que les valeurs de l’effort déployé sont peut-être significatives. Mais sous l’effet de la chaleur, les animaux à sang chaud recourent à des mécanismes compensatoires - sudation, activation de la respiration - lesquels ne peuvent être exprimés directement dans des unités analogues. Au surplus ces moyens de défense (sudation et respiration) exigent de l’organisme d’autres ajustements. Ce qu’a nous faut donc ici, c’est une mesure de l’effort résultant dans l’organisme plutôt qu’une évaluation de l’effort qui lui est demandé. D e nombreuses tentatives ont été faites pour résoudre

cette difficulté. Nous avons proposé récemment une formule [24] fondée en partie sur les mécanismes de

r E

a w a > w O z 0 w a

TEMPËRATURE DU THERMDMETRE SEC OC O 10 20 30 40 50

DIAGRAWAE TEMPERATURE - PRESSION DE VAPEUR 45 -

M = TAUX DU IAÉTABOLISME kco1/2,h. w = IAOUVEI~IENT DE L’AIR pieddrnin.

60 70 80 40 100 110 120 130 140 - 150 TEMPERATURE DU THERMOPAETRE SEC O F

40

--.-..‘\-‘-’ \-‘“\‘--‘ \.---\--- ’ \- ‘‘. \-. 35 40 45 50 55 60 65 70 TEMPERATURE DU THERMOMETRE MOUILLE O F

85

30

75

FIG. 2. Tolérance pour des hommes vêtus légèrement et pour des hommes vêtus normalement. Chaque ligne repré- sente des combinaisons de température et de pression de vapeur qui produisent sur I’homme un même effet pour un vêtement, un mouvement d’air et un degré d’activité donnés. La signification des lignes est donnée dans les cartouches. Ce tableau peut être utilisé 2 deux fins : 10 en vue de déter-

miner les conditions les plus chaudes dans lesquelles une acti-

vité donnée peut être exercée sans dépasser les limites de Ia tolérance; 20 en vue de déterminer quelle activité peut être exercée dans des conditions données. Pour des conditions non représentées sur ce tableau, on procédera au juger. Les numéros entourés d’un cercle qui se trouvent à côté des

cartouches indiquent la source des données : 1 : [2]; 2 : [38], donnée rectifiée pour le vêtement au moyen des équations de Burton [7] ; 3 : [l] ; 4 : d’après des indications figurant dans [33].

119

Climatologie, compte rendu dc recherches

En se fondant sur ces considérations, on a établi le rapport suivant :

O 10 20 30 40 50 60

EN FONCTION DE L A TEMPERATURE ET DE LA PRESSION 45 45 DE VAPEUR D’EAU DE L‘ATMDSPHCRE

40

35

. I.

5 55U4 1) “(46-p) la t Ic 3000

Oh W) - I - -

POUR LES COEIOITIONS SUIVANTES.

40

35 M 125 kcal/m2.h w 15 kcol/m2,h.

r E 30 3 0 E ,

ci

w a

V 1250 I/h Homws occlimoifs oi

a w 2 25 25 9 w O 0 ,

0 z 5 . 20 2 20

a n m . a

- . 15 15

10 10

5

O o . 130 i 40 19 40 50 60 70 80 90 100 110 120

TEMPCRATURE DU THERMOMETRE SEC O F

\“‘-. 1.L‘ ‘ \\ . .. ,.,-. . . .\- . . .. 1. 35 40 45 ”‘YI‘ -.“ 55 ’ . 60 65 70

(M-W) - 5355(34-3 -0,00033V(46-p)

~- c-P 2, + rc

où G représente l’effort imposé à l’organisme; M le taux de libération d’énergie (taux du métabolisme) ; W l’énergie dépensée par le travail extérieur; V le volume d‘air respiré; a, c, et cl, des constantes; et les

G = u [ -~~~ 1, + 1, +15)

LL

u _1

‘100 3 9 w m w O 2

:95 ; 3

.. g i- 4

\90 g z + ,

:*5

‘80

.

> 75

autres symboles ayant la même signification que dans les équations (1) et (2) ci-dessus. Cette formule présente les avantages suivants :

a) sur un diagramme psychométrique, elle se traduit par un infléchissement des lignes d’pffori: analogue à celui qu’on a observé dans la grande majorité des expériences décrites; b) la pente correspond à un terme qui a une signification sur le plan physiologique; c) tous les facteurs qui interviennent dans l’équilibre thermique sont représentés dans l’équation ou peuvent y être incorporés (voir ci-dessous).

TEMPgRATURE OU THERMOMËTRE SEC OC

Les valeurs des constantes peuvent être détermi- nées d’après un étalonnage fondé sur les observations fournies par les expériences. Pour les unités de mesure employées (“C; mmg; lwal; m; h; 1; clo; c m d’équiva- lent d’air [cmsa] immobile), et pour une échelle d’efforts allant de zéro lorsque la tension imposée (numérateur) est égale à zéro, jusqu’à 200 lorsque la pente devient égale à celle de la ligne du thermomètre humide, on a, à titre d’essai, donné aux constantes les valeurs suivantes : a = 2’5; c = 70; d = 2. L a figure 3 représente une série de lignes d’effort pour les valeurs de M, W, 1,, 1,’ T, et rc7 V correspondant au volume d’air respiré par un ho m m e Fi fournit un travail modéré, dans un mouvement d’air modéré et qui est vêtu normalement. Ce diagramme permet de lire, exprimée par un coefficient de l’effort, la signification qu’à pour cet homme toute combinaison de tempéra- ture et d’humidité. Pour chaque taxe, on a établi des graticules d’ajustement qui permettent d’utiliser également le même tableau pour d’autres valeurs des caractéristiques de travail, de vêtement et de mouvement d’air. Il n’a pas été tenu compte de l’énergie radiante

dans l’équation, le rapport entre le rayonnement incident et la charge thermique nette étant encore à l’étude. Mais lorsque ce rapport aura été établi, il sera facile d’ajouter l’énergie radiante aux éléments du numéra- teur.

DIFFÉRENCES ENTRE LES RÉACTIONS DE L’HOMME ET CELLES DE L’ANIMAL

L’homme est un animal hautement différencié, dont les réactions physiologiques et psychologiques à une situation donnée diffèrent souvent sensiblement de celles des animaux moins avancés dans l’échelle de l’évolution. L’homme ne peut toutefois prétendre à une supériorité incontestée en matière de tolérance climatique. Nombre d’animaux domestiques peuvent supporter le froid sec beaucoup mieux qu’un ho m m e qui serait privé de ses moyens culturels et techniques. Non seulement le bétail peut se garder de (( mourir de froid », même à 400 au-dessous de zéro; mais il peut également éviter les gelures. Par contre, peu d’animaux peuvent, comme l’homme, vivre en conservant une grande partie de leur activité par une très grande chaleur. Cet ordre de considérations représente un autre

chapitre, long et extrêmement intéressant, de la physiologie climatique; à l’exception d’un seul texte [6], ce qui a été écrit sur le sujet Be réduit à des mémoires séparés et de brefs comptes rendus [13, 251. NOUS nous contenterons ici d’indiquer les principales diffé- rences entre les réactions à l’effort d’adaptation thermique observées chez les animaux domestiques et celles observées chez l’homme (voir tableau IV).


TABLEAU IV. Principales différences des réactions animales par rapport aux réactions humaines à l’effet d’adaptation thermique.

Au froid A la chalcur

Modifications prononcées des caractères du pelage ou du plumage se traduisant par un accroissement des pro- priétés isolantes.

Le sang se porte vers les couches profondes de la peau.

La circulation sanguine dans les extrémités reste suffisante pour empêcher la gelure (si l’animal est accli- maté).

Net accroissement de l’acti- vité thyroïdienne.

L’inanition précède généra- lement l’hypothermie.

Modifications prononcées des caractères du pelage ou du plumage se traduisant par une diminution des pro- priétés isolantes.

Accroissement sensible de la respiration.

Tendance 5 un excès d’alca- linité du sang (alcalose).

La réaction par sudation varie selon l’animal, mais elle atteint rarement le degré d’efficacité observé chez l’homme.

Apparemment peu de modifications de la circulation cutanée.

Ordinairement peu de modifications des battements du cœur.

L e coup de chaleur est fré- quent; l’épuisement par la chaleur est rare.

L’équilibre salin a moins d’importance.

FACTEURS SPÉCIFIQUES

Un certain nombre de facteurs climatiques semblent avoir des effets spécifiques sur l’organisme de l’homme ou de l’animal. Dans certains cas, ces effets viennent s’ajouter aux effets intéressant l’équilibre thermique qui ont été décrits plus haut.

EFFETS PHOTOCHIMIQUES D U R A Y O N N E m E N T SOLAIRE

Le rayonnement solaire accroît le mouvement molé- culaire général en se transformant en chaleur; mais il peut aussi, par ses radiations de petite longueur d‘onde, contribuer à activer des réactions chimiques spécifi- ques dans les tissus Vivants qui lui sont exposés. Blum [SI expose très clairement les phénomènes

qui résultent de l’exposition de la peau de l’homme au rayonnement solaire, pour autant que ces phéno- mènes soient actuellement connus ; Rothman, dans

121


son excellente analyse de la physiologie de la peau [34], n’a pas grand-chose à ajouter à cet exposé. Le principal effet des rayons ultraviolets du rayonnement solaire se produit au niveau des cellules épidermiques de la couche de Malpighi. L’effet maximum correspond à des longueurs d7~ndes d’environ 0,3 micron, non parce que les cellules sont plus sensibles aux ondes de cette longueur, mais parce que les ondes plus courtes sont absorbées par les couches lcératinisées insensibles de l’épiderme avant d’atteindre la couche de Malpighi. L’effet produit sur la couche de Malpighi déclenche plusieurs phénomènes. Le premier qu’on observe est un rougissement de la peau (érythème), qui se produit en moins d’une heure; il est apparemment causé par une substance vaso-dilatatrice provenant des cellules de Malpighi lésées, qui se diffuse dans les capillaires superficiels sous-jacents du derme. Si les cellules de la couche de Malpighi sont lésées gravement, la couche cornée qui les recouvre a tendance à se séparer des cellules épidermiques inférieures, et un liquide provenant probablement des capillaires dermiques dilatés s’amasse entre les deux couches pour former une boursouflure. Au bout d’un certain temps, allant de quelques heures à quelques jours, le rougissement est progressivement remplacé par une couleur d’un brun clair (le hâle). Cette couleur semble due à une concentration accrue du pigment brun foncé appelé mélanine, concentration apparemment stimulée par le même processus que celui qui a provoqué l’érythème. Mais si le tissu est très gravement lésé, la formation de ce hâle peut être empêchée ou gênée; il se formera alors des zones de couleur claire ou marquées de taches de rousseur au d i e u d’une peau normalement hâlée. Un autre effet qui suit la première exposition au

rayonnement solaire est l’épaississement de la couche cornée de la peau; mais le mécanisme qui le produit est mal connu. Cet épaississement est important, car il diminue considérablement la quantité de rayons ultraviolets qui pourront parvenir aux cellules sensibles de la couche de Malpighi lors d’expositions ulté- rieures. D e fait, il semble constituer le facteur le plus important dans l’acquisition de l’immunité au coup de soleil. Le hâle, que l’on considère ordinairement comme le mécanisme protecteur, ne peut guère avoir d’efficacité, tout au moins chez les races blondes, étant donné que la plus grande partie des pigments se trouvent à un niveau inférieur à celui de la couche de Malpighi; le hâle peut donc difficilement protéger ces cellules. Chez les races à peau foncée, en revanche, le pigment naturel est réparti dans la plupart des couches de l’épiderme; c’est pourquoi il peut contribuer à protéger ces races contre les brûlures du soleil [37]. Un hâle secondaire s’observe chez les personnes

qui ont déjà réagi au rayonnement solaire. Ce hâle secondaire est produit par la partie visible du spectre, l’effet maximum se situant entre les longueurs d’onde de 0,485 et de 0’49 micron; il est attribué à l’oxydation d’une forme incolore de mélanine. Une lampe à vapeur

122

de mercure ne permet guère d’obtenir ce hâle supplé- mentaire, les longueurs d7onde de 0,4,5 à 0’4~9 micron étant médiocrement représentées dans son rayonnement. Une sensibilité exceptionnelle aux rayons ultra-

violets peut se révéler simplement sous la forme d’un coup de soleil particulièrement intense, ou bien le sujet se plaindra de ne pas pouvoir s’adapter. Ce sont généralement les personnes à peau claire et à cheveux blonds qui se plaignent de non-adaptation; la cause leur en paraît être l’impossibilité de brunir; mais, compte tenu des phénomènes qui viennent d’être décrits, l’explication semble être que, dans le cas de ces personnes, la couche cornée absorbe moins les rayons ultraviolets, ou bien est plus lente à s’épaissir. Cette insufisance pourrait fort bien être liée généti- quement à d’autres caractères de la peau, comme la faible pigmentation. L e plus souvent, ces personnes peuvent s’adapter si elles prennent soin de s’exposer progressivement au soleil et d’éviter les graves réac- tions qui contrarient une adaptation normale. Blum [5] classe en cinq catégories les observations

relatives au rôle étiologique de la lumière solaire dans la production du basolome ou cancer à cellules squa- meuses de la peau : 10 production de tumeurs malignes chez le rat et la souris soumis au rayonnement solaire ou à la radiation d’un arc à mercure; 20 fréquence accrue de ces tumeurs chez l’homme vivant aux basses latitudes; 30 apparition de ces tumeurs surtout sur les parties exposées; 40 rareté de leur apparition chez les noirs; 50 fréquence peut-être plus grande chez les personnes travaillant au dehors. Les observations auxquelles nous avons nous-même procédé en Australie confirment la véracité des points 2 et 3. D’autres observations dans le m ê m e sens ont été faites aux États-Unis [3]. L’apparition de la tumeur maligne est habituellement précédée par un développement corné excessif de la peau (hyperkératose). Les excrois- sances malignes apparaissent ordinairement autour des yeux et des naseaux du bétail, surtout lorsque ces régions sont privées de pigments. Blum emploie le terme d’urticaria solare pour dési-

gner les réactions urticariennes que la partie visible du spectre solaire produit sur la peau découverte. Il serait partisan de limiter son application aux cas (( idiopathiques )) où ne peut être démontrée l’intervention d’aucun mécanisme photosensibilisateur; il indique que des personnes différentes semblent réagir à des longueurs d’onde différentes.

Chez les animaux, on a décrit de nombreuses maladies où les porphyrines et autres pigments photo- sensibilisateurs du courant sanguin rendent le sujet extrêmement sensible aux effets de la lumière solaire. Ces substances photosensibilisatrices peuvent provenir de l’ingestion de certaines plantes ou être le résultat d’un mauvais métabolisme. Blum [5] estime que chez l’homme des cas de ce genre se produisent rarement, pour ne pas dire jamais; mais il ajoute que I’applica-

Propnoclimats de l’homme et des animaux domestiques

Une tempête de sable déchaînée est quelque chose que personne n’affrontera volontairement. Il peut arriver qu’un voyageur égaré dans le désert meure ainsi étouffé; mais on réduira suffisamment ce risque en s’enveloppant le visage d’un pan de vêtement et en s’asseyant le dos au vent. A peu près n’importe quel genre d’abri sera suffisant, mais la situation peut se révéler extrêmement désagréable, et les gens être amenés à se réfugier dans des endroits peu sûrs, ou à réduire dangereusement l’aération; leurs caractères peuvent alors se gâter, et même devenir violents.

Une tempête de poussière même modérée a sur certaines personnes des effets particulièrement irritants. Dans certaines régions les vents chauds, secs et chargés de poussière passent pour rendre fous les gens pr6dis- posés. L’existence de telles croyances, T’elles soient ou non fondées, interdit de nier, a priort, le caractère excitant des tempêtes de poussière.

tion externe de quelque agent sensibilisateur peut provoquer des réactions cutanées au rayonnement solaire d’un caractère quelque peu différent. On a rendu responsables de ces réactions les composés furocoumarins de diverses plantes ; des substances inconnues se trouvant dans les navets, les figues, et certaines autres plantes ; ou certaines huiles essentielles comme les huiles de bergamote, de citron et de limette. Les teintures à la fluorescéine et certains produits à base de goudron de houille peuvent agir de même. Les réactions ainsi produites ressemblent à un fort coup de soleil avec boursouflures et hémorragies sous- cutanées ; mais elles sont localisées aux régions atteintes.

LA POUSSIÈRE

Le mot (( poussière )) peut s’appliquer à toute substance solide finement divisée se trouvant en suspension dans l’air. La poussière peut provenix du sol (comme suite à des phénomènes naturels ou artificiels), de fumées naturelles ou artificielles, ou de matières vivantes. Seule la prédominance accrue de particules en provenance du sol caractérise le problème de la poussière en climats chauds et secs : différence importante, à vrai dire, car elle peut se traduire par un très net effort d’adaptation climatique.

La prédominance des poussières d’origine minérale s’explique par deux facteurs : l’existence de fines particules sur une surface exposée, et l’action d’une force de dispersion. L a sécheresse favorise l’effet du premier facteur; le vent et les mouvements des hommes, des animaux ou des véhicules constituent le second. L a taille des particules minérales ainsi dispersées dans l’air varie de celle de grains visibles à l’ojil nu, à celle de particules microscopiques; toutefois, la taille de ces dernières est rarement inférieure à 5 microns. Les particules lourdes ne se rencontrent guère que par vent très fort; mais les particules légères peuvent rester un certain temps en suspension et parcourir ainsi de longues distances. Nous nous souvenons d’une tempête de poussière qui s’est produite dans l’Australie orientale et Fi, après avoir traversé une étendue de mer de près de 2 O00 km, a atteint la Nouvelle- Zélande. La suspension des particules est favorisée par des charges électrostatiques, qui tendent à persister dans un air sec. L a poussière entraînée par le vent peut ronger les

parties exposées du corps; elle peut irriter les muqueuses du nez, de la gorge et du larynx. L a sinusite passe pour être plus fréquente dans les régions poussiéreuses; il en va de même pour les pinguéculas conjonctivales. L a poussière provenant de sols alcalins peut ajouter une légère irritation chimique à l’irritation mécanique. Dans le cas de poussières minérales naturelles, les particules sont rarement assez petites pour pénétrer dans les alvéoles pulmonaires, de sorte que le risque d’effets silicotiques est très faible.

LES PRÉCIPITATIONS

L a pluie ou la neige peut influer sur l’équilibre thermique en accroissant l’évaporation de la surface cutanée, ou en diminuant la valeur isolante du vêtement et du pelage ou plumage; mais les précipitations peuvent avoir deux autres effets plus spécifiques. Tout d’abord, en aveuglant et en désorientant un individu, elles peuvent l’empêcher de trouver son chemin ou d’éviter les dangers; en second lieu, les précipitations accroissent l’effort et diminuent l’efficacité de la progression en terrain lourd et glissant. Les données publiées sur le degré de gêne ainsi occasionnée, notamment chez les animaux, semblent insuffisantes. Enfin, il peut être nécessaire parfois de tenir compte des dangers mécaniques de la grêle.

LE VENT

Les mouvements de l’air nettement supérieurs à 45 m Imn causent du désordre dans les bureaux en faisant envoler les papiers. A partir de 150 m/mn les vases de fleurs sont renversés. Nombre de gens considèrent les mouvements de l’air réguliers et localisés comme de désa- gréables (( courants d’air )) ; ils leur reprochent, à tort ou à raison, de provoquer divers troubles (( rhumatis- maux 1)’ des rhumes ou pis que cela. Ces effets limitent les possibilités d’utilisation du mouvement de l’air pour refroidir un milieu chaud et humide. Un vent violent peut gêner la marche; mais, ici encore, les données publiées sur l’étendue de l’effet produit sont rares.

LA PRESSION BAROMETRIQUE

La diminution de la pression barométrique avec l’altitude, et l’importance physiologique de la chute de

123


la tension d’oxygène qui en résulte, sont des phéno- mènes trop connus pour appeler beaucoup de commen- taires. La vitesse de la diminution est progressive, de sorte que les effets produits sur l’homme et sur les animaux s’accroissent rapidement avec l’altitude. Le tableau V indique quels sont ces effets. L’homme, la plupart des mamifères domestiques

et la plupart des oiseaux semblent être essentiellement des animaux de basses altitudes. L’adaptation à des alLitudes relativement élevées peut être réalisée indivi- duellement ; mais cette adaptation se perd facilement, et elle ne se transmet pas aux descendants. Cependant, les animaux qui habitent les hauts plateaux andins, comme le lama, l’alpaga et la vigogne, présentent des signes biochimiques d’adaptabilité génétique à la haute altitude, et ils conservent ce caractère au niveau de la mer. Une question se pose au sujet des populations indiennes qui ont vécu, semble-t-il, sans interruption à de hautes altitudes depuis les temps précolombiens. Les études qu’effectuent actuellement Hurtade et ses collègues contribueront peut-être à éclaircir ce point[l5].

TABLEAU V. Effets de l’altitude sur l’homme et sur les animaux domestiques.

Effets Aliitude Tension d’oxygène

On signale de légères modifications dans le sang des moutons [IO].

Léger essoufflement chez l’homme non acclimaté.

Fort essoufflement au moment d’un effort chez l’homme non acclimaté.

Le bétail est sujet au (( mal de poitrine ».

Changements perceptibles chez l’homme adapté.

Limite des cultures (Tibet) [18]. Établissement humain permanent le plus élevé (150 personnes) [18, 281.

Établissement humain temporaire (Andes) [18].

Mules harassées (Andes) [18]. Mines exploitées de jour, les mineurs retournant le soir 2 une altitude inférieure (Andes) [18].

Les lichens poussent encore (Andes) [18].

On rencontre dans l’Himalaya des oiseaux jusqu’5 [18]

Point le plus élevé atteint sans oxygène [18].

m

1070

1525

2 750

3 050

3 650 4 600

5 335

5 640 5 730

5 800

6 100

7 900

8 534

mm/hg

146

133

114

110

101 89

81

79 78

76

73

57

52

On croit assez communément que les variations de la pression barométrique qui se produisent au niveau de la mer influent au moins sur l’impression de bien- être. Il est très difficile de trouver la moindre explica-

124

tion physiologique de ce fait, et il ne semble pas que des expériences directes aient été effectuées à ce sujet. Les données statistiques que l’on possède .touchant les rapports entre les variations de la pression baro- métrique et le comportement ou les sensations de l’être humain suggèrent d’autres interprétations plus accepta- bles (voir ci-dessous).

INFLUENCE DU CHANGEMENT D’EXPOSITION

Pour un système de forces donné, l’état stable est toujours plus simple à étudier qu’un état mouvant; c’est donc tout naturellement par le premier que l’on commence. Dans la réaction aux conditions climatiques de l’animal à sang chaud, deux sortes de variations caractérisent l’expérience naturelle : les fluctuations du milieu auxquelles l’animal est exposé, et une certaine distribution dans le temps des réactions de l’organisme à chaque changement du milieu. Le deuxième type de variations a fait l’objet de certaines études quantitatives, mais les répercussions physiologiques du premier n’ont fait l’objet que d’observations superficielles.

STRUCTURE CHRONOLOGIQUE DES RÉACTIONS A U N E MODIFICATION D U MILIEU

Machle [26] s’est appliqué à déterminer la tendance des réactions probables d’un organisme soumis à un effort d’adaptation thermique. Tant que les réactions restent dans les limites de la résistance physiologique, la courbe résultante devrait être progressive. Mais cet auteur a souvent observé que la courbe chronologique des réactions présente une bosse; il est convaincu 1231 que ce type de réaction, loin d’être surprenant, s’explique tout naturellement si les réactions sont considérées comme étant de deux sortes : 10 des phé- nomènes d’adaptation passive (yield) où la fonction d’adaptation (( cède n devant l’effort imposé; 20 des phénomènes de compensation, qui viennent contre- balancer les premiers. Cette hypothèse permet d’expliquer, non seulement la réaction (( en bosse N qui se produit dans les limites de la résistance physiologique, mais aussi la modification que l’on constate dans la forme de la courbe chronologique des réactions, lorsque la limite de compensation est dépassée (fig. 4). David Goldman, de 1’U. S. Naval Medical Research

Institute, nous a signalé que la forme générale des courbes de réactions observées pouvait très bien être exprimée par des équations de la forme suivante :

y étant la réaction observée; t le temps; s l’effort d’adaptation déployé; a, b, p et q des constantes.


exigé dans cet intervalle est encore trop grand, la deuxième réaction pourra fort bien être plus forte que la première. Ces résultats ordinairement observés sont explicables par la relation : adaptation passive - compensation, exposée ci-dessus, si on note entre la disparition des réactions et celle des phénomènes compensatoires un décalage analogue à celui que l’on a admis en ce qui concerne leur apparition (fig. 5). Si les conditions régnant dans l’intervalle contras tent

par trop avec celles qui régnaient pendant la période d’exposition, au point que l’organisme doive faire un effort d’adaptation inverse (par exemple, lorsque le froid succède au chaud), il est possible, là encore, que la deuxième réaction soit plus forte que la première.

___ Phénomène;

+ _- .El O:

Temps d‘exposition

‘1:-_:i--- c

9 - y1

Temps d‘exposition

FIG. 4. Réaction observable sous la forme d’une différence entre l’adaptation passive (yield) et la compensation. Les phénomènes de compensation se produisent avec un décalage; ils sont moins accentués que les phénomènes d’adaptation passive dans la phase montante, et n’excèdent pas un certain plafond. Lorsque l’effort demandé est faible les phénomènes compen-

satoires tendent à rattraper les phénomènes d’adaptation passive. La réaction observable, qui est la différence non compensée entre les deux catégories de phénomènes, s’élève jusqu’à un maximum, puis retombe à des valeurs moindres (courbes marquées 1). Lorsque l’effort exigé est sdisamment grand, le phénomène

de compensation atteint son plafond, et la réaction observable : a) passe par un maximum; b) puis par un minimum; c) pour remonter ensuite (courbes marquées 2). Lorsque l’effort exigé est encore plus grand, le maximum

initial et le minimum qui lui succède dans la réaction observable tendent à se confondre (courbes marquées 3).

Des équations de ce genre impliquent deux hypo- thèses : 10 que la demande d’un effort d’adaptation provoque un déplacement, lequel à son tour provoque une compensation à ce déplacement; 20 que non seulement le processus de rétablissement s’affaiblit à mesure que s’accroît l’effort demandé, mais qu’il devient lui-même une autre cause de déplacement lorsqu’une certaine valeur critique est dépassée. Nos postulats primitifs pourraient très bien être modifiés légèrement pour tenir compte de ces hypothèses.

SIGNIFICATION DES CONDITIONS INTERMÉDIAIRES

L a durée de l’intervalle - et les conditions mésolo- giques régnant dans cet intervalle - entre les réactions successives à un effort d’adaptation climatique influent sur l’ampleur de la deuxième réaction. Si l’intervalle est suffisamment long et si les conditions qui y règnent sont simplement satisfaisantes, la deuxième réaction sera généralement moindre que la première. Mais si l’intervalle est trop court, ou si l’effort d’adaptation

TEMPS

TEMPS FIG. 5. Influence des conditions intermédiaires sur la réaction à la deuxième exposition. Si l’intervalle est suffisamment long et si les phénomènes compensatoires sont, ici encore, décalés, l’individu aborde une deuxième exposition avec une compensation résiduelle, qui se déduira de la réaction observable à la deuxième exposition. C’est ce que l’on appelle habituellement l’acclimatation (courbes du haut). Si l’intervalle est trop bref, l’individu abordera une deuxième

exposition avec une insuffisance résiduelle de compensation, qui s’ajoutera à la réaction observable à la deuxième exposition (courbes du bas). On observera un résultat analogue si les conditions inter-

médiaires imposent à l’individu un trop grand effort d’adaptation continue, ou si la différence entre l’adaptation passive et la compensation à la fin de la première exposition est très grande.

125

Climatologie’ compte rendu. de recherches

SIGNIFICATION PSYCHOLOGIQUE DE LA VARIABILITD On a longtemps admis, dans les traités de climatologie humaine, que la variabilité du milieu est une condition essentielle du bien-être. Sans doute est-il parfaitement concevable que cette variabilité puisse être une néces- sité psychologique conditionnée pour les individus formés dans les climats éminemment variables des latitudes septentrionales. On peut certainement admettre que les progrès de la civilisation dans le passé aient été liés à la nécessité de tenir tête à une nature capricieuse et d’accumuler pendant la bonne saison une réserve de nourriture en prévision de la mauvaise saison. Nous sommes en outre de ceux qui estiment qu’à une époque aussi peu stable que la nôtre, l’individu doit conserver le pouvoir de s’adapter à un milieu hostile, m ê m e lorsqu’il possède l’équipement technique qui lui permettrait de s’en dispenser. Mais il faut bien reconnaître qu’il n’existe aucune preuve certaine que la vaTiabilité autour d’une moyenne n’impliquant pas d’effort d’adaptation soit physiologiquement nécessaire - ou même souhaitable - pour l’individu, sauf en vue de le préparer à d’autres expériences. Néanmoins, un biologiste ne peut s’empêcher de croire qu’un accord complet entre l’individu et le milieu où il vit, si désirable que cet accord puisse paraître à l’individu, signifierait, du point de vue de l’évolution, la disparition de l’espèce.

INFLUENCE DES TYPES DE TEMPS

On a beaucoup étudié les corrélations qui peuvent exister entre certains phénomènes météorologiques et le bien-être humain, et longuement épilogué sur les cas où une corrélation positive était constatée. Ce genre d’études caractérise les premiers stades de tout nouveau domaine de recherches, où les rapports de cause à effet sont encore vagues et où l’observation de phénomènes naturels semble le moyen le plus profi- table de faire progresser la connaissance. Mais les rapports ainsi établis ne peuvent avoir qu’une valeur d’indication, sauf s’ils sont étayés par des preuves plus directes de relation causale. L’intervention de facteurs inconnus, mais actifs, une méconnaissance de la nature véritable des variables citées, des perturbations résultant d’interactions, et un concours insoup- çonné de circonstances, peuvent troubler l’imagination et fausser le jugement dans un domaine où l’on raisonne sur des probabilités, et non sur des preuves. Tant que l’on ne disposera pas de preuves expéri-

mentales, ou que la vraisemblance de rapports de cause à effet ne sera pas étayée par d’autres données, l’influence exercée sur la pâthologie humaine par les fronts, les dépressions barométriques, les conditions électro- statiques et m ê m e l’humidité devra être considérée comme matière à d’intéressantes suggestions, sur lcs- quelles on ne devra pas trop faire fond pour la @e de décisions pratiques. Il se peut même que les cas où de tels rapports ont pu êtrc observés doivent être cxpli-

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qués par des associations de phénomènes atmosphériques plutôt que par un changement de l’un quelconque des éléments de ces associations.

FACTEURS AGISSANT INDIRECTEMENT

Il est superflu de rappeler aux spécialistes des pro- blèmes des régions arides et semi-arides que les facteurs climatiques, par l’influence qu’ils exercent sur les pâtu- rages et sur les cultures fourragères, peuvent avoir de profondes répercussions sur la vie des animaux et, par là-même, sur celle de l’homme. Ces spécialistes n’ignorent pas non plus le rôle important que jouent les facteurs climatiques en réglant le cycle vital de nombreux parasites et vecteurs d’agents infectieux. S’il est difficile de prouver que telle ou telle maladie est nécessairement limitée aux régions tropicales, il n’est pas douteux que certaines maladies sont plus fréquentes sous les tropiques qu’ailleurs. L’extension de nombreuses maladies est certainement favorisée par un climat chaud et humide, surtout lorsque ces maladies sont transmises par des insectes vecteurs. D’ailleurs, ceux-ci ne sont nullement inconnus dans les climats chauds et secs, où ils peuvent tout aussi activement répandre la typhoïde, la dysenterie, et même le paludisme. En ce qui concerne les animaux, l’anaplasmose, la piroplasmose, le ngana, le surra, la douve du foie, le kyste hydatique, le N fly strike 1) et l’helminthiase sont là pour nous rappeler l’étendue et l’importance des maladies qui sévissent dans les régions chaudes de la terre. Écologiquement, la zone tropicale humide est caractérisée par la multiplicité des espèces, par une concurrence incessante et par une évolution continue. Dans un tel milieu, toutes les conditions sont réunies pour qu’apparaisse quelque agent ennemi chaque fois qu’une nouvelle espèce ou une nouvelle race d’animaux domestiques est introduite. Le proprioclimat de l’individu-hôte est souvent décisif dans un complexe de ce genre. Qu’elles résultent du milieu extérieur ou des processus organiques de l’animal, la température et l’humidité de la toison, par exemple, contribuent largement à attirer les lucilies en leur permettant de pondre et en faisant éclore les œufs. 11 est fort possible que des facteurs analogues infiuent sur l’adhérence des tiques à la peau du bétail, et sur la fréquence des infections à dermatobies. Chez l’homme, les dermatomycoses sont considérées comme associées en partie à la température et à l’hmidité habituelles de la surface de la peau; il est certain qu’une humidité continue est associée à cette catégorie d’affections cutanées que 1,011 appelle assez approximativement dermatoses tropicaleB. Dans de telles conditions, nous observons une interaction du milieu et de l’individu, un effet direct et un effet indirect, assez nettement pour que nous nous gardions une fois pour toutes de prendre au pied de la lettre les distinctions que nous opérons, pour simplifier, en vue d’étudier scientifiquement des problèmes biologiques.


MODIFICATIONS PRODUITES P A R LE VETEMENT ET L’ABRI

Jusqu’ici nous avons résumé l’action des &vers facteurs mésologiques sur l’homme et sur les animaux en ne faisant que de brèves allusions aux modifications produites par le vêtement ou par le pelage et le plumage; nous n’avons à peu près rien dit du rôle que peuvent jouer l’abri et le logement. Nous allons maintenant étudier l’influence de ces facteurs, en nous attachant particulièrement à considérer les situations qui se rencontrent dans les climats arides et semi-arides.

INFLUENCE DU VgTEMENT

Si la protection contre les intempéries était la seule ou même la principale considération qui intervienne dans le choix de la forme à donner au vêtement, l’homme aurait depuis longtemps déterminé les formes fondamentales gui lui procureraient la sécurité recherchée. Lorsque les intempéries sont particulièrement rigou- reuses, on constate que le vêtement utilise en grande partie le pouvoir protecteur que peuvent offrir les maté- riaux dont l’homme dispose dans son cadre culturel; mais lorsque les conditions du milieu se traduisent pour lui par une gêne plutôt que par un danger, l’homme a tendance à céder aux forces bien supérieures de la tradition et du conformisme. Cependant, si l’on veut que toutes les possibilités de l’homme soient réalisées dans de tels milieux, il ne faut pas que le vêtement vienne inutilement aggraver les difficultés naturelles. Or l’utilisation optimale du vêtement en fonction du milieu ne peut être déterminée que si l’on tient dûment compte des principes physiques et physiologiques Su; interviennent ici [17, 281. r

MODIFICATIONS DES ÉCHANGEÇ PAR CONDUCTION-CONVECTION

L’application d’un vêtement sur la peau nue a pour effet immédiat de remplacer l’air ambiant qui était en contact avec la peau par une certaine épaisseur d’air pratiquement immobile. Il en résulte nécessairement une diminution du taux des échanges thermiques par conduction-convection, quelle que soit la direction dans laquelle ces échanges s’effectuaient, sauf dans les cas où l’air ambiant était pratiquement immobile. Puis vient une période au cours de laquelle les couches de vêtement sont portées à des températures intermé- diaires entre celle de la peau, d’une part, et celle de l’air ambiant d’autre part. ( On admet, pour simpli-

fier, qu’il n’y a pas d’échange radiatif particulier entre la peau et le milieu.) Lorsque l’équilibre a été établi, la vitesse du transfert thermique dépend de la vitesse à laquelle la chaleur peut être transportée à travers l’espace compris entre la peau et le vêtement, puis à travers l’obstacle que représente le vêtement. Si l’on veut que le vêtement soit rationnellement utilisé, il convient d’examiner les possibilités de transfert de chaleur dans ces conditions assez complexes. Le transfert de chaleur à travers l’espace compris

entre la peau et le vêtement dépend en partie de la largeur de cet espace, et en partie de la vitesse des mouvements d’air qui s’y produisent. Lorsque le vête- ment touche la peau, ce transfert est évidemment très rapide. Tel sera probablement le cas lorsque le vête- ment sera pressé contre la peau par le contact d’un objet solide, par le vent ou par la retombée m ê m e du vêtement. Lorsqu’il ne colle pas à la peau et que le mouvement de Yair dans l’espace intermédiaire est réduit au minimum, le transfert de chaleux s’effectue lentement. Il y a toutefois une limite à l’épaisseur utile de l’espace intermédiaire, car les courants de convection thermique, qui transportent la chaleur d’un côté à l’autre, ne se produisent pas dans les espaces très petits. Une règle pratique approximative consiste à considérer comme isolant un espace intermédiaire maximum de 7 mm [29]. Les mouvements du corps réduisent également beaucoup la valeur isolante de l’espace intermédiaire en agitant l’air qu’il renferme. Les transferts de chaleur à travers les vêtements

peuvent se produire : Par c o n d k o n à travers la substance des fibres qui constituent les tissus, encore que la conductibilité de la plupart des fibres classiquement employées soit si basse qu’elle ne diffère pas sensiblement de celle d’un air à peu près immobile. Mais si une certaine quantité de fibres très conductrices, comme des fils métalliques, est incorporée au tissu, la conduc- tibilité de celui-ci doit faire l’objet d’un examen particulier . Par conduction à travers l’air immobile emprisonné dans les interstices des fibres. Lorsque aucun autre facteur ne vient compliquer la situation, le transfert de chaleur peut être considéré comme se produisant simplement à travers une couche d’air immobile d’me épaisseur équivalant à celle du tissu, ou de l’ensemble des vêtements lorsqu’il y a plusieurs couches de tissu. Les espaces d’air entre les couches de tissu, et l’espace entre la peau et le vêtement, réalisent cette situation idéale qui permet de les assimiler à de l’air immobile, pourvu que l’épaisseur d’aucun de ces espaces ne dépasse 7 mm. L’épaisseur

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Climatologie, compte rendu da recherches

efficace de l’ensemble peut être réduite si un fort vent pénètre dans les couches superficielles, créant des mouvements convectifs dans les interstices. Cet effet du vent peut être atténué si l’on recouvre la surface du vêtement d’une pellicule continue, ou même d’un tissu très serré.

3. Par conduction à travers l’eau contenue dans le tissu. Lorsque le tissu est simplement humide, c’est-à-dire lorsque le contenu en eau des fibres est accru sans que le volume de l’air interstitiel en soit beaucoup modifié, sa conductibilité ne semble pas très sensiblement augmentée; toutefois, cette humidité peut favoriser les transferts de chaleur vers une atmosphère voisine de la saturation par un phénomène complexe comparable à celui qui se passe dans une mèche [39,40]. Mais si l’eau remplace une grande partie de l’air immobile qui se trouvait dans les interstices, la conductibilité thermique du tissu est accrue très fortement. (Cette humidité peut également accroître sensiblement la perte de chaleur par évaporation.)

4. A travers de petites ouvertures. Le rôle des minuscules ouvertures (« cellules )) ou ((pores D) existant dans l’étoffe est assez complexe. Au-dessous d’une certaine taille, ces ouvertures se comportent à peu près comme les interstices ordinaires, c’est-à-dire comme si elles emprisonnaient de l’air immobile, sauf lorsqu’un vent assez violent se fait sentir ou lorsque d’énergiques mouvements du corps produisent un fort effet de soufflet. Ce fait peut souvent être la conséquence du caractère duveteux des fibres situées au bord des ouvertures. Une {autre raison de l’efficacité limitée des minuscules ouvertures que présentent certaines étoffes est l’épaisseur de tissu qu’elles impliquent. Dans ce cas, ce qui est gagné pour la convection à travers ces ouvertures est perdu du fait de l’épaisseur du tissu nécessaire pour les maintenir. Ce problème ne présente pas la même importance lorsque certaines fibres synthé- tiques sont employées, car ces fibres sont assez résistantes pour que les ouvertures puissent être maintenues sans qu’un aussi grand accroissement de l’épaisseur du tissu soit nécessaire.

5. A travers de grandes ouvertures. Les grandes ouvertures, notamment celles par lesquelles passent certaines parties du corps, comme le cou, les bras et les jambes, offrent d’excellentes voies d’échange entre l’air ambiant et l’air emprisonné. Les mouvements du corps favorisent ces échanges; mais dans ce cas les effets les plus grands résultent probablement du vent. L’effet produit peut s’étendre, avec une ampleur décroissante, à une certaine distance de l’ouverture. Si celle-ci est faite de manière à ne pas gêner la ventilation, les échanges thermiques en seront grandement accrus.

L’équation (1) qui a été donnée plus haut constitue l’expression fondamentale de l’effet final du vêtement sur l’échange thermique par conduction-convection;

mais elle ne permet pas de calculer directement l’effet dû au passage de l’air ambiant par les ouvertures les plus grandes. Ce phénomène ne semble pas avoir été étudié quantitativement. Il ne devrait pas être difficile de trouver une méthode permettant d’évaluer cette forme d’échanges au moyen d’éléments (( traceurs )), que l’on pourrait mesurer par des procédés chimiques ou ioniques.

~WODIFICATION DE LA PERTE PAR ÉVAPORATION- CONVECTION

Le port d’un vêtement a pour premier effet de réduire le taux de l’évaporation cutanée, la peau se trouvant en contact avec de l’air pratiquement immobile, alors que l’air ambiant est généralement plus ou moins agité. 11 en résulte nécessairement une accumulation d’eau non évaporée et une extension de la pellicule d’eau, avec rétablissement dans une certaine mesure du taux d’évaporation. Cela n’est généralement pas très souhaitable, car tout accroissement sensible de l’humidité de la peau se traduit par une sensation de malaise et par le risque de troubles dermiques tels que le lichen vésiculaire [30, 351. L’état antérieur n’est d’ailleurs pas complètement rétabli, l’étendue de la pellicule d’eau ne pouvant plus s’accroître lorsque la peau est complète- ment mouillée, et toute nouvelle accumulation d’eau ne pouvant qu’entraîner une perte de sueur sans refroidissement correspondant par évaporation. Il est donc généralement très souhaitable’ lorsque

l’organisme se trouve dans un air chaud ou très chaud, que l’obstacle à l’évaporation que constitue le vête- ment soit réduit au minimum. Cette situation peut être étudiée à peu près de la même façon que dans le cas des obstacles opposés à la conduction-convection, les deux séries de phénomènes étant comparables sur de nombreux points. Il existe toutefois entre eux certaines différences importantes, qu’il est bon de rappeler. Le transfert de vapeur d‘eau à travers l’espace compris

entre la peau et le vêtement s’effectue à peu près de la même manière que le transfert d’air chauffé. L’épais- seur de cet espace intermédiaire, et les mouvements que la convection thermique ou les mouvements du corps produisent dans l’air qui y est emprisonné, jouent le même rôle. Mais la situation se complique si le vêtement entre en contact avec la peau sur laquelle de l’eau libre s’est accumulée. Une partie de cette eau, plus ou moins grande selon le pouvoir absorbant du tissu, passe dans l’étoffe du vêtement. A partir du point d’absorption, l’eau peut circuler le long des fibres, ou même à travers les interstices, pour aller s’évaporer en quelque endroit éloigné de la peau. L’effet refroidis- sant pour celle-ci est alors inférieur à celui qu’aurait produit une évaporation s’effectuant à la surface m ê m e de la peau. La vapeur d‘eau qui a traversé l’espace compris

entre la peau et le vêtement peut trouver une issue

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II O DI F I c AT I O N DE s 6 c HA N GE s RAD I AT I F s

L’interposition d’un vêtement entre la peau et le milieu ambiant a pour effet immédiat de mettre la peau en présence d’une nouvelle surface, avec laquelle elle échangera désormais un rayonnement de grande longueur d’onde (rayonnement thermique), suivant les tempgratures relatives des deux surfaces. Si le rayonnement émis vers l’intérieur par le vêtement est moins intense que celui que la peau recevait auparavant du milieu ambiant, la peau gagne moins (ou perd davantage) de chaleur par rayonnement; il en résulte un refroidissement relatif. Mais cet effet immédiat ne persistera pas indéfiniment. C’est désormais la surface extérieure du vêtement, et non plus la peau, qui se trouve au contact du milieu extérieur; il s’établit entre elle et ce milieu un échange de rayonnement analogue à celui qui existait entre ce milieu et la peau. Si cet échange se traduit par un gain de chaleur pour la peau, le gain persistera probablement dans le cas du vêtement. A mesure que le vêtement s’échauffera, une partie de cette chaleur sera rayonnée de nouveau et conduite de la surface intérieure du vêtement vers la peau, ce qui réduira d’autant l’économie initiale. Le résultat final et l’économie permanente qui sera réalisée dépendront de plusieurs facteurs, dont les plus importants sont la réflectivité du vêtement par rapport à celle de la peau et le pouvoir isolant du vêtement à l’égard du transfert vers l’intérieur de l’énergie radiante absorbée par l’étoffe. Une réflectivité élevée de la surface extérieure du vêtement et une valeur isolante Blevée accroîtront l’économie qui sera finalement réalisée. L a durée nécessaire à l’établissement de cet équilibre, et par conséquent le temps que durera la protection initiale, dépendront, entre autres choses, de la capacité thermique du vêtement. Pour de courtes expositions, des vêtements relativement peu épais suffiront; mais pour des expositions prolongées, une plus grande épaisseur de vêtements sera généralement souhaitable. L’équation (8) donnée plus haut représente I’expres-

sion fondamentale de l’effet final du vêtement sur la perte de chaleur par rayonnement. Les expressions relatives à la phase transitoire deviennent très complexes; mais les tendances ci-après peuvent être déga- gées d’équations approximatives : 10 au moment où est mis le vêtement, il se produit une diminution de la vitesse antérieure du transfert; 20 peu à peu, cette différence s’efface, au point de changer finalement de signe; 30 des valeurs élevées de chaleur spécifique, de masse ou de pouvoir isolant du vêtement accroissent et prolongent la différence; 40 des valeurs élevées de la réflectivité du vêtement ou des valeurs peu élevées de la réflectivité de la peau accroissent la différence si le sens primitif de l’échange net allait de l’extérieur vers l’intérieur; 50 des valeurs élevées de température de la peau accroissent la différence.

vers l’air ambiant par les mêmes voies que celles suivies par l’air échauffé; mais il y a toutefois entre les deux phénomènes d’importantes différences quantitatives. 1. A travers les fibres : la vapeur d‘eau peut pénétrer

dans les fibres et se diffuser dans toute leur longueur, pour finir par s’échapper dans l’air ambiant à la surface extérieure du vêtement. Toutefois, les fibres diffèrent beaucoup plus par leur comportement à l’égard de la vapeur que par leur comportement à l’égard de la conduction thermique [17]. Certaines, comme les fibres du coton, ont un grand pouvoir absorbant et ne constituent pas un obstacle plus grand que l’air immobile. D’autres, comme les fibres de nylon, sont beaucoup plus résistantes et s’opposent au passage de l’eau. Les étoffes consti- tuées de fibres non absorbantes offrent au passage de la vapeur d’eau une résistance plus grande que ne le ferait supposer leur épaisseur. Ces étoffes diminuent également l’effet de mèche qui attire vers l’extérieur l’eau libre; la plus grande partie de la sueur reste alors sur la peau, sans grand avantage si les possibilités d’évaporation cutanée sont très limitées.

2. A travers les interstices : la vapeur d’eau peut se diffuser à travers l’air immobile contenu dails les interstices du tissu. Lorsque aucune autre circons- tance ne vient compliquer la situation, ce transfert à travers une étoffe de coton ou de laine peut être considéré comme se produisant simplement à travers une couche d’air immobile dont l’épaisseur équivaut à celle du tissu, ou à celle de l’ensemble des tissus lorsqu’il y en a plusieurs couches.

3. A travers les petites ouvertures : les ouvertures très petites offrent au passage de la vapeur d‘eau une résistance analogue à celle qu’elles offrent au passage de l’air échauffé. Si les mouvements du corps produisent dans le vêtement un fort effet de soufflet, ou si un vent violent agite dans ces ouvertures l’air qui autrement y serait immobile, un accroissement important des échanges peut se produire à travers lesdites ouvei-tures. Si aucune force exté- rieure n’intervient les échanges thermiques demeurent limités.

4. A travers les grandes ouvertures : les grandes ouvertures favorisent autant les échanges de vapeur que les échanges d’air échauffé entre l’air ambiant et l’air emprisonné; placées dans des endroits judicieusement choisis, elles peuvent être extrêmement efficaces.

L’équation (2) qui a été donnée plus haiit, représente l’expression fondamentale de l’effet final du vêtement sur les pertes de chaleur par évaporation-convection; mais, ici encore, elle ne permet pas de calculer directement l’effet dû au passage de l’air à travers les ouvertures les plus grandes.

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INTERACTIONS ENTRE LES EFFETS PRINCIPES A APPLIQUER POUR ADAPTER LE VÊTEMENT A U N CLIMAT CHAUD ET SEC

Nous avons pris soin de dire que les trois équations (1)’ (2) et (8) constituent les expressions fondamentales de l’effet h a 1 du vêtement sur les échanges de chaleur. Ces équations peuvent être employées directement si l’on admet qu’aucun changement dans la tempé- rature ou la pression de vapeur de la peau ne se produit à la suite de l’addition de vêtement. Bien entendu, une telle hypothèse n’est pas rigoureusement fondée; ce sl.; complique davantage encore la situation, c’est quc les trois sortes d’effets produits par le vêtement réagissent les uns sur les autres par les modifications qu’ils provoquent clans l’état de la peau. Nul n’a encore tenté d‘établir une sorte de relation de rétroaction (feed-back) entre les trois équations fondamentales. On peux penser que la résolution d’un système de ce genre ne serait pas simple. Pour le moment, il faut donc se contenter soit d’admettre l’hypothèse mentionnée ci- dessus, soit d’apporter des modifications numériques aux valeurs de la température et de la pression de vapeur cutanée en fonction des indications fournies par l’expérience, si l’on désire déterminer la modification nette réelle de la perte de chaleur résultant de l’addition d’un vêtement.

EFFETS MÉTABOLIQUES

Non seulement le vêtement fait obstacle aux échanges de chaleur entre le corps et le milieu environnant, mais il peut accroître la vitesse de production de chaleur, d’abord par son poids et ensuite par la gêne qu’il apporte aux mouvements. L’influence du poids est sensiblement accrue si le vêtement est placé à un endroit du corps particulièrement défavorable du point de vue mécanique. On a calculé, par exemple, qu’un supplément d’une livre (environ 450 g), dans le poids de la chaussure, c’est-à-dire au bout du bras de levier assez long que constitue la jambe, équivaut à une charge supplémentaire de 4 livres (environ 1800 g) sur le dos [30]. Par contre, les charges dont la pesanteur s’exerce verticalement en passant par le centre de gravité ont un effet minimum. D e ce point de vue, les épaules et, en second lieu, les hanches constituent les points d’appui les plus satisfaisants.

Le vêtement peut gêner Ies mouvements par son manque de souplesse; il nécessite alors un plus grand effort, lequel produit davantage de chaleur qu’il ne serait nécessaire. Lorsque les poches, les boutons, etc., sont mal placés, il peut également en résulter un effort accru, aggravé par un état d’irritation et d’impatience lui-même générateur de chaleur.

Dans un milieu naturellement chaud et sec, les tempé- ratures de l’air dépassent souvent la température de la peau; mais l’air renferme peu de vapeur d’eau et l’eau libre est extrêmement rare. Dans ces conditions, il se trouve peu de nuages pour faire écran contre les rayons du soleil; le rayonnement solaire direct atteint donc avec presque toute sa force le sol nu et sec, qui devient brûlant. Le sol contribue à son tour à échauffer l’air; il reflète le rayonnement solaise vers l’individu, dont il. accroît encore les difficultés par son rayonnement infrarouge de grande longueur d’onde. Dans cette situation caractérisée par des températures élevées de l’air, par l’intense rayonnement solaire direct, par un rayonnement solaire réfléchi par le sol et par une émission thermique du sol, il n’y a que deux facteurs favorables : l’air est sec, ce qui facilite l’évaporation; et le ciel est clair, ce gui permet au rayonnement infrarouge de grande longueur d’onde de se perdre vers un K ciel 1) plus frais.

Très souvent, m ê m e au cœur de l’été, des nuits fraîches succèdent à des journées brûlantes et sèches. Dans une certaine mesure, un vêtement bien conçu pour la grande chaleur sèche - large surface couvrante, étofFe assez isolante, ventilation réglable - servira aussi bien à protéger le corps contre un froid modéré. Si la valeur isolante du vêtement doit être renforcée, ce résultat peut être facilement obtenu par l’adjonction d’une couche de tissu supplémentaire : veste, pull-over ou pardessus léger. Si la surface extérieure de ce vête- ment supplémentaire est imperméable au vent, on obtiendra des résultats très satisfaisants dans la plupart des conditions qui peuvent se rencontrer les nuits d’été. Le vêtement peut répondre à des besoins très divers;

on devra toujours établir un compromis entre des exigences souvent contradictoires. L a protection contre les éléments thermiques peut devoir être conciliée avec la protection contre d’autres risques; la protection et la durée doivent être 6valuées en fonction de leur coût. E t toujours il y aura à l’arrière-plan une inconnue menaçante : Une forme théoriquement satisfaisante, étant trouvée, sera-t-elle acceptée par le porteur du vêtement? Néanmoins, il est absolument nécessaire de partir de cette base solide que constitue la néces- sité de protéger l’individu et de ne céder à d’autres exigences que dans la mesure où elles sont fondées et où elles ne compromettront pas cette indispensable protection.

PELAGE O U PLUMAGE DES ANIMAUX

Le pelage ou plumage de l’animal influe sur les échanges thermiques avec le milieu à peu près de la même manière que le vêtement humain; toutefois, certaines différences de détail doivent être mentionnées. Dans un pelage

130


On croit de plus en plus que de nombreux animaux domestiques transpirent (probablement tous les véri- tables mammifères autres que les rongeus) [9, 11, 281. Toutefois, le liquide secrété par la glande sudoripare sort à proximité immédiate du folliculc pileux et des glandes sébac6es qui l’accompagnent. Ce mélange de sueur et de sébum a toute facilité pour monter par capillarité le long de la tige du poil, de sorte que le pelage s’humidifie plus vite que le vêtement; mais dans cette mesure m ê m e l’évaporation, bien que favo- risée, refroidit d’autant moins la peau.

ou un plumage, il ne se trouve pas d’cspaces d’air entre des couches successives, comme c’est généralement le cas pour le vêtement humain; les fibres qui constituent le pelage ou le plumage sont, les unes à l’égard des autres, dans des rapports plus variés que les fibres de la plupart des tissus classiques de vêtement. Dans ie cas du pelage ou du plumage, l’isolement et la résis- tance au passage de la vapeur d’eau sont encore très largement déterminés par la quantité d’air immobile emprisonné par les fibres; mais cette quantité est fonction de toutes sortes de facteurs, dont un grand nombre n’ont pas été suffisamment étudiés. Les propriétés physiques du pelage ou du plumage

dépendent essentiellement de la longueur, du diamètre, de la forme, de la densité et de l’élasticité des fibres; mais dans la mesure où il s’agit de l’effet produit sur le transfert thermique, ces propriétés physiques peuvent être considérées comme se combinant pour produire deux caractéristiques reconnaissables et mesurables : l’épaisseur du pelage ou du plumage, et sa cohésion. Lorsque les mouvements de l’air ambiant sont faibles, la résistance du pelage ou du plumage équivaut simplement à celle d’une couche d’air immobile de même épaisseur; à cette résistance, on peut ajouter celle de l’air ambiant, afin d’obtenir le dénomi- nateur des équations de transfert pour la conduction et l’évaporation (équations (1) et (2) mentionnées plus haut). Mais en présence de mouvements d’air ascendants, les fibres seront de plus en plus dérangées et la résistance du pelage ou du plumage sera réduite, dans une proportion qui dépendra de l’agencement intime et de la nature des fibres. On a là l’équivalent de l’éro- sion éolienne qui a été décrite dans le cas du vêtement; mais ce phénomène se produit plus facilement dans le cas de nombreux pelages ou plumages que dans celui des étoffes ordinaires. Pour mesurer l’épaisseur du pelage [22] des animaux

à longs poils, on plonge dans le pelage et perpendiculairement à sa surface une sonde, et l’on mesure la longueur de la partie qui s’y est enfoncée. Toutefois, dans le cas d’animaux à poils ras, un plus grand degré de précision peut être souhaitable; à cette fin, nous avons employé un micromètre-jauge de profondeur pour mécanicien. La cohésion du pelage peut être mesurée avec un mesureur de séparation; il s’agit d’un instrument métallique en forme de V faisant ressort, et que l’on introduit, après avoir fermé les branches du V, dans le pelage perpendiculairement à sa surface. L’écart plus ou moins grand qui se produit entre les deux branches du V lorsqu’on les relâche mesure la facilité relative avec laquelle les poils se séparent (la plus ou moins grande cohésion du pelage). Mais on n’a encore fait aucune étude quantitative qui permettrait d’établir un rapport entre cette caractéristique et la vitesse de mouvement de l’air ambiant, et par consé- quent avec la diminution de résistance qui devrait être incluse dans les calculs de transfert thermique au travers de pelages ou de plumages différents.

INFLUENCE DE L’ABRI ET DU LOGEMENT

Comme le vêtement, l’abri modifie les effets que peuvent avoir sur l’homme les quatre facteurs thermiques du milieu, à savoir la température, l’humidité, le mouvement de l’air et l’énergie radiante. L’abri tend à restreindre la convection, et par conséquent le taux de déperdition thermique du corps par conduction et par évaporation. Cette limitation s’exerce à la fois dans l’atmosphère qui environne l’individu, et dans le système de couverture par vêtement, pelage ou plumage. A de nombreux égards, l’abri peut être consi- déré simplement comme une couche supplémentaire de vêtements; mais il est séparé des vêtements proprement dits par un espace dana lequel le mouvement de l‘air peut varier très sensiblement. Cette influence de l’abri se traduit par une élévation de la température et de la pression de vapeur d’eau dans l’air de l’abri par rapport à la température et à la pression qui règnent dans l’air extérieur. L a température intérieure moyenne des maisons qui ne sont ni chauffées, ni rafraîchies tend à être supérieure d’environ 3% à la température extérieure moyenne. D e m ê m e que le vêtement, l’abri fait obstacle aux échanges de rayonnement.

PRINCIPES DE L’AMÉNAGEMENT DE L’HABITATION DESTINÉ A PROTÉGER DU F R O I D

Pour qu’elle assure une bonne protection contre le froid, l’habitation doit être évidemment conque de manière à réduire les pertes de chaleur par conduction- convection de l’intérieur vers l’extérieur. Pour cela il suffit que deux conditions fondamentales soient remplies : la ventilation, c’est-à-dire les échanges d’air avec l’extérieur, doit y être strictement réglée, et l’isolation doit être assurée. Dans la pratique, cependant, on se heurte à d’autres problèmes, dont certains étaient considérés il y a peu de temps encore c o m m e plus ou moins inévitables; mais ils peuvent être réduits au minimum, sinon supprimés, si l’on veille à certains détails très simples. Pour obtenir les meilleurs résultats on vérifiera chacun des points de la liste suivante :

131


Étanchéité parfaite des poi-tes, fenêtres et autres ouvertures.

Placement des arrivées d’air tout près des bouches d’évacuation forcée, telles que cheminées et ventilateurs d’aération, afin que l’air froid qui eiitre ne tombe pas sur les occupants.

Isolation convenable (type résistance) des murs, des plafonds supérieurs et du toit.

Protection de l’isolation contre la condensation, par recouvrement de la surface intérieure avec un maté- riau faisant obstacle à la vapeur.

Évacuation de la vapeur de cuisine, de la buanderie et de la salle de bains par des ventilateurs d’aération (voir ci-dessus).

Adoption du système des doubles fenêtres, afin de réduire les courants de convection produits par le refroidissement de l’air au contact des vitres froides, et d’accroître l’isolation.

Recherche de la forme cubique (ou sphérique), afin de réduire au minimum la surface proportionnelle exposée au milieu extérieur froid.

Concentration des fenêtres (doubles comme il est dit ci-dessus) du côté exposé au midi, afin d’emmagasiner le rayonnement solaire, si celui-ci peut être supporté par les occupants.

LE PROBLÈME DU RAYO E N T SOLAIRE D A N S U N CLIBZAT C H A U D S E C [21]

Non seulement l’abri réduit les échanges thermiques qui se produisent entre l’individu et le milieu par conduction-convection et par évaporation-convection, mais il limite également les échanges thermiques par rayonnement. Il semblerait donc qu’il soit simple de concevoir un abri protégeant ses occupants de l’intense rayonnement solaire, direct et réfléchi, qui caractérise un milieu brûlant et sec. D e fait, ce résultat peut être facilement obtenu si l’on se contente d’un abri très simple : un cône tronqué fait en un matériau opaque, d’une hauteur suffisante et orienté face au midi, proté- gera à très peu de frais l’individu contre tout le rayonnement solaire direct et contre la moitié du rayonnement solaire réfléchi. Des variantes un peu plus compliquées, mais encore assez simples, de ce dispositif ont été recommandées par Ittner et Kelly [16] pour le bétail; elles sont aujourd’hui largement utilisées, et avec de bons résultats, dans la Vallée impériale de Californie (elles ont également été adoptées en Arizona). Toute- fois, l’homme demande davantage; il veut être protégé contre l’autre moitié du rayonnement réfléchi, contre l’air brûlant, contre la poussière et, surtout, contre les regards indiscrets. Pour y arriver, il pourra dépenser beaucoup d’argent sans être assuré du succès.

L a difficulté vient surtout de la recherche de la clôture totale. Un local entièrement clos constitue effectivement un écran contre tout le rayonnement solaire réfléchi aussi bien que contre le rayonnement

132

solaire direct, et il empêche 6galement d’entrer l’air brûlant et chargé de poussière; mais il supprime égale- ment toute posiiibilité de perdre le rayonnement infrarouge à grande longueur d’onde en direction du (( ciel )) plus frais; et surtout un local complètement clos risque de constituer un exceHent (( piège 1) pour la chaleur. En interceptant le rayonnement solaire, le matériau qui fait écran s’échauffe lui-même; cette chaleur pénètre dans sa masse et finit par atteindre la surface interne. Si cette surface interne n’est pas en contact avec de l’air circulant librement, dans un sens tel que la chaleur soit conduite vers l’extérieur sans se mélanger à l’air intérieur, la température de celui-ci s’élèvera néces- sairement. En outre, Yoccupant gagnera encore de la chaleur par rayonnement secondaire à partir de la surface interne surchauffée. En voulant se construire un logement entièrement

clos, l’homme s’est attaqué à un triple problème : 10 réduction au minimum de l’échauffement de la surface externe de l’écran; 20 lutte contre le passage de la chaleur à travers la masse de l’écran; 30 évacua- tion de la chaleur parvenue à la surface interne de l’écran. Les questions 2 et 3 ne se posent que dans la mesure où la question 1 n’a pas été résolue.

au minimum de l’échauffement extérieur.

L e moyen le plus évident consiste à ombrager la surface externe, mais à une distance telle que la chaleur interceptée par l’écran soit transmise à l’air amhiant. Malheureusement, les arbres sont rares; mais on peut disposer devant les côtés est et ouest, qui reçoivent le rayonnement solaire sous une inclinaison proche de l’horizontale, des buissons, des arbustes ou des écrans artificiels. On pourra également, en alignant les habitations dans le sens est-ouest, leur assurer une protection mutuelle par leur ombre. Aux deux extrémités, des pièces non occupées ajouteront à cet effet protecteur. Une saillie du toit ou du mur ombragera une grande partie du mur se trouvant au-dessous, notamment du côté du midi. Ces avancées sont particulière- ment efficaces au-dessus de fenêtres vitrées qui, autrement, constitueraient des (( pièges )) pour le rayonnement. Quant aux stores, jalousies et persiennes, ils sont beaucoup plus efficaces contre l’échauffement solaire lorsqu’on les dispose à l’extérieur des vitres que lorsqu’on les place à l’intérieur. Plus la projection offerte au soleil sera petite, plus

faible sera la charge thermique totale reçue par Pa maison. Dans la saison chaude, ce sont les immeubles hauts et allongés dans l’axe est-ouest qui recevront proportionnellement le moins de rayonnement solaire. Ce type d’immeuble a en outre l’avantage, aux latitudes moyennes, de présenter au soleil pendant l’hiver, c’est-à-dire lorsque l’échauffement solaire peut constituer un avantage, une projection relativement grande. Un bâtiment élevé de section carrée reçoit également peu de rayonnement solaire dans la saison chaude,


profonde; cette auge, qui repose sur des solives, com- munique avec un réservoir, dans lequel un clapet sphérique maintient l’eau au niveau voulu au-dessous de la surface supérieure des tuiles; lorsque le soir tombe, ou durant l’hiver, on coupe la communication avec le réservoir et on laisse sécher les tuiles.

qnelle que soit son orientation. Un bâtiment à un seul étage, qu’il soit carré ou rectangulaire, reçoit en été UT). rayonnement solaire maximum pour une surface couverte donnée; mais l’hiver il ne reçoit pas la même proportion de rayonnement solaire, alors que ce rayonnement serait le bienvenu. Dans les régions tropicales, où le soleil est très haut pendant la plus grande partie du jour, l’inclinaison du toit n’a guère d’effet sur la charge solaire reçue [20]. Une réflectivité élevée du rayonnement solaire inci-

dent, associée à un pouvoir élevé de rayonnement des infrarouges de grande longueur d‘onde vers le (( ciel N plus frais, est évidemment souhaitable. Cette combinaison est fournie par la plupart des surfaces blanches. Du fait de son faible pouvoir rayonnant, le métal poli est moins intéressant pour le recouvrement des toits dans un milieu très chaud et sec. Plus la circulation de l’air est facilitée au-dessus de

la surface, plus la chaleur produite par le rayonnement absorbé a des chances d’être emportée vers l’air ambiant. 11 est donc souhaitable d’exposer au vent la surface, sans la garnir d’inutiles saillies ou autres ornements architecturaux. L’évaporation d’une eau que l’on a pulvérisée ou

répandue sur la surface exposée peut largement contribuer à réduire la pénétration de la chaleur dans le bâtiment. Pour refroidir par évaporation un toit sous lequel on habite directement, nous avons proposé un système de tuiles poreuses placées dans une auge peu

Moyen d’empêcher lu pénétration de Eu chaleur dans un immeuble.

L e caractère oscillatoire de la charge thermique résul- tant du rayonnement solaire quotidien pose un pro- blème particulier en raison de la nécessité, dans les climats très chauds et secs, d’isoler contre la conduction thermique le toit et les murs des bâtiments. Lorsque la chaleur se propage toujours dans un m ê m e sens, comme c’est le cas dans les climats froids, la seule propriété qu’il importe de considérer est la résistance du matériau au passage de la chaleur, c’est-à-dire la conductivité thermique de ce matériau. Une faible conductivité, ou une forte isolation, est souhaitable lorsqu’il s’agit de retarder la pénétration de la chaleur. L a température de la surface la plus éloignée peut être ainsi maintenue à un niveau sensiblement inférieur à celui de la surface la plus rapprochée. Mais lorsque la propagation de la chaleur se fait tantôt vers l’intérieur et tantôt vers l’extérieur, il convient de tenir compte de deux différences importantes. Tout d’abord, la température moyenne de la surface la plus éloignée

TABLEAU VI. Propriétés isolatrices de certains matériaux typiques.

Malériau Chaleur

Densiti spécifique DiffuriuiiB x densité

Chaleur spécijïques Conductivité 1

Air . . . Liège . . . Bois , . . Papier. . . Caoutchouc. . Amiante . . Béton léger (30 kg) Verre . . . Eau (20%). . Brique (50 kg) . Argile sèche. . Glace . . . Terre tassée. . Béton (68 kg) . Granit. . . Marbre . . . Acier . . . Aluminium . Cuivre. . .

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geal, c m cm2, sec., OC, 10s’ gcal g7 OC

1. Dimension :

2. Dimension : -a

. . 6 0,25

. . 7-13 0,42

. . 9-30 0,42

. . 30 0,37

. . 45 0,45

. . 19-40 0,20

. . 59 032

. . 100-250 0,12-0,20

. . 143 1,oo

. . 195 0,20

. . 200 0,22

. . 220-500 0,53

. . 347 0,22

. . 347 0,22

. . 526 0,19

. . 700 0,21

. . 10-20000 0,11

. . 50 O00 0,21

. . 100 O00 0,lO

dcma 0,00115 0,24 0,40 ’

1,oo 1,lO 2,40 1,17 2,80 1,oo 2,oo 2,60 0,92 3,43 2,67 2,70 2,80 7,80 2,70 8,90

0,0003 0,1010 0,168 0,370 0,495 0,468 0,256 0,448 1,000 0,398 0,570 0,488 0,755 0,588 0,518 0,588 0,860 0,578 0,819

cm‘lsec

0,2000 0,0013 0,0018 0,0008 0,0009 0,0007 0,0023 0,0056 0,0015 0,0049 0,0035 0,0102 0,0046 0,0059 0,0102 0,0119 0,1282 0,865 1,221

133


sera égale à la température moyenne de la surface la plus proche; le seul effet de l’isolation sera de réduire les oscillations autour de cette température moyenne, et de retarder dans le temps l’apparition des valeurs maximums et minimums; l’isolation s’oppose à la propagation vers l’extérieur autant qu’à la propagation vers l’intérieur. En second lieu, deux autres propriétés du matériau, la chaleur spécifique et la densité, eontri- buent comme la conductivité à déterminer l’effet d’amortissement et de retard. L a propriété résultante, c’est-à-dire le quotient de la conductivité par le produit de la chaleur spécifique et de la densité, est appelée la diffusivité thermique. On trouvera dans le tableau VI les valeurs de ces propriétés pour les matériaux ordinaires. Lorsque les propriétés ne sont pas connues, leur valeur probable peut être déterminée au moyen des équations données par Mackey et Wright [27], que l’on trouvera au tableau VIL L a conductivité s’élève plus ou moins régulièrement avec la densité; mais la diffusivité présente un minimum pour les matériaux d’origine végétale ayant une densité un peu basse.

TABLEAU VII. Tendance générale des propriétés thermiques par rapport à la densité [25].

5-20 Végétal 0,0137ro*a 5-20 Minéral 0,0137r033 20-60 Végétal 0,00118r1J2 20-60 Minéral 0,00118r1*12 Plus de 60 Végétal et (r/143)2,5

1. En livres par pied cube. Unité thermique britannique, pied

pied2, h, OF 2. Unité thermique britannique

livre, OF. 3.

minéral

0,328 0,0418r-0,7 0,197 0,0695r-0s7 0,330 0,00358r0*12 0,203 0,00580r0J2 0,198 0,0000207r135

pieda 4. En -* h

Les corps de très faible densité ont une diffusivité plus élevée. Le type modifié d’isolation que l’on peut opposer à une charge thermique oscillante peut être appelé isolation (( de capacité », par opposition à l’isolation N de résistance )) que l’on oppose à une charge thermique régulière. Il convient de rappeler que l’isolation (( de capacité )) ne fait rien d’autre, devant une charge thermique oscillante, qu’amortir le degré de l’oscillation et retarder le moment de l’apparition des températures maximums et minimums. Une fois obtenues, ces propriétés de l’isolation (( de

capacité 1) peuvent être utilisées pour ramener I’oscillation des températures de l’intérieur du plafond et des murs à l’amplitude souhaitée, et pour faire en sorte que les maximums apparaissent aux moments oppor- tuns. En disposant convenablement les matériaux sur

134

X - a

x O E cn \ cn

FfG. 6. Effet de retard et d’amortissement produit par les matériaux sur la charge thermique solaire. La caractéristique

X décisive du matériau est la quantité -; x étant la profondeur en c m et - a étant ‘k

OC ,- - où k est la conductivité thermique en gcal, cm/cm2, sec, OC; p la densité en g/cm3; c la chaleur spécifique en gcal/g, OC. La ligne droite indique au bout de combien de temps après

l’insolation maximum (midi pour les surfaces horizontales ou parallèles à l’équateur) la température maximale parvient sur la face interne du matériau. La courbe indique l’amplitude proportionnelle des oscilla-

tions thermiques de la face interne par rapport à celle de la face externe.

des épaisseurs appropriées, on peut faire apparaître simultanément les maximums sur tous les murs et plafonds. Pour une banque, il pourra sufie de retarder l’apparition du maximum jusqu’à six heures du soir; mais pour des chambres à coucher, dix ou onze heures du soir constitueront un moment plus acceptable, car alors il y aura probablement un air extérieur plus frais pour chasser la chaleur. L e rapport entre l’effet d’amortissement et de retard, d’une part, la diffusivité et l’épaisseur, d’autre part, est donné par la figure 6. Le calcul précis de la propagation de la chaleur

oscillante à travers un bâtiment épais peut devenir très compliqué. Pour un travail approximatif, nous nous servons d’un tableau numérique que l’on trouvera à l’appendice 2.


très chaud et sec met donc en jeu un bilan complexe. D e façon générale, à une situation donnée correspond un taux optimum de ventilation. Un taux supérieur amènerait trop d’air chaud et accroîtrait le contenu thermique total; un taux inférieur laisserait la chaleur s’accumuler et se traduirait également par un accroissement du contenu thermique total. Il convient toutefois de noter que le bien-être de l’homme et des animaux sera toujours accru par des dispositifs de refroidissement par évaporation, même si ces dispositifs ont pour effet d’ajouter à la composante vapeur d’eau de la chaleur totale une quantité d’énergie supérieure à celle qu’ils enlèvent à la composante sensible - et pourvu que le système adopté ne réduise pas la vitesse des mouvements de l’air sur la peau. Si ces systèmes de refroidissement sont disposés à l’endroit où pénètre le courant d’air, on tirera un parti encore meilleur de la ventilation.

DISPOSITIONS A PRENDRE D A N S U N MILIEU C H A U D ET H U M I D E

Élimination de la chaleur parvenue à la surface interne.

Lorsque les températures de la surface interne deviennent trop élevées, on peut éliminer de la chaleur en faisant circuler sur cette surface des courants d’un air plus frais, qui sera ensuite évacué vers l’extérieur avant de s’être mélangé avec le reste de l’air de la pièce. La nuit, il n’est généralement pas difficile de trouver de l’air frais; mais l’après-midi, la température de l’air esérieur peut être trop élevée pour pouvoir refroidir autre chose que de minces obstacles très chauds, comme par exemple un toit en tôle métallique. (Cela montre l’importance que revêt le choix de l’isolation (( de capa- cité n pour régler le moment de l’apparition du maximum thermique.) La surface interne peut être recouverte d’une substance à faible pouvoir émissif, par exemple d’une feuille d’aluminium poli, qui réduit le rayonnement infrarouge de grande longueur d’onde dans la pièce, mais ce dispositif n’en devra pas moins être associé à une régularisation de la convexion, sinon la chaleur non émise s’accumulerait et annulerait en grande partie l’avantage initialement obtenu.

RÉGULARISATION DE LA VENTILATION DANS UN MILIEU TRES CHAUD ET SEC

Le contenu thermique sensible, et par conséquent la température de l’air d’une pièce est la résultante momen- tanée des gains thermiques et des pertes thermiques. Les gains de chaleur proviennent des rentrées d’air extérieur, du métabolisme des occupants, des appareils qui dégagent de la chaleur, et des murs chauds. Les pertes résultent des sorties d’air, des murs plus froids et des appareils qui absorbent de la chaleur. Le volume d’air à renouveler pour empêcher que la température de l’air ne dépasse un certain chiffre dépend du bilan entre les gains et les pertes, et de la température de l’air extérieur. L a façon la plus efficace d’utiliser l’air extérieur consiste à le faire passer sur les principales sources de chaleur, puis à l’évacuer à l’extérieur sans le laisser se mélanger à l’air intérieur. Il est évident qu’un air extérieur d’une température excédant la valeur recherchée ne pourra jamais abaisser l’air inté- rieur au chiffre voulu; mais il peut servir à enlever de la chaleur des surfaces portées à une température encore plus haute, et à réduire ainsi la différence entre la température de ces surfaces et la température inté- rieure. D e même, la pression de vapeur de l’air d’une pièce

est la résultante momentanée des gains et des pertes de vapeur. En milieu sec, les gains résultant des entrées d’air sont généralement assez faibles pour qu’on ait intérêt à introduire de l’air extérieur chaque fois que les occupants ou certaines activités domestiques libè- rent dans la pièce une quantité appréciable de vapeur d’eau. Le total des besoins en ventilation dans un milieu

D’un point de vue strictement thermique, on peut se passer aussi bien de logement que de vêtements lorsqu’on se trouve dans un climat chaud et humide. Mais, de même que pour les vêtements, les nécessités de l’existence rendent un abri nécessaire. Il faut un toit quelconque pour se protéger de la pluie. S’il n’y a pas d’ombrage naturel, un toit ayant des propriétés isolantes s’impose. Pour assurer une protection à la fois contre la pluie, les insectes, les serpents, etc., il faut un abri fermé par des murs. Mais comme une construction d’un genre ou de l’autre a pour effet d’empêcher les mouvements naturels de l’air d’évacuer la chaleur et la vapeur d’eau dégagées et d’activer l’évaporation cutanée, des moyens artificiels doivent être prévus pour assurer la ventilation et produire une turbulence de l’air. Le dosage exact à établir entre la simplicité primitive et les raffinements de la civilisation est une question d’ordre socio-économique, qui ne relève pas de la thermophysiologie.

APPLICATIONS D E S PRINCIPES

Les applications les plus importantes des principes qui ont été énoncés ci-dessus pour un milieu très chaud et sec et pour un milieu chaud et humide, également typiques, sont résumés dans le tableau VIII. Toute- fois, l’habitation pouvant difficilement, comme le vête- ment, être changée selon la saison, des aménagements doivent être prévus pour faire face aux variations du milieu. Certaines considérations dont il importe de tenir compte à ce sujet sont indiquées dans le tableau IX.

135


TABLEAU VIII. Principes thermiques à appliquer en matière d’habitation.

Objectifs Principes Application

Dans un milieu très chaud et sec.

Réduire la Réduire au minimum production de les gains de chaleur chaleur. et de vapeur résul-

tant de la cuisson des aliments et d’autres opérations. Commodité fonctionnelle.

Réduire les gains résul- tant du rayonnement et favoriser les pertes.

Réduire au minimum la projection solaire.

Ombre.

Réflexion élevée du rayonnement de courte longueur d’onde, mais émis- sion de rayonnement de grande longueur d’onde.

Convection sur les surfaces chauffées

Rechercher le meilleur rendement des appareils de cuisine et autres appareils dégageant de la chaleur. Écarter la chaleur naturelle extérieure en recourant à I’isolation ou 5 l’évacua- tion par conduction- convexion.

Plan et installations permettant d’écono- miser le travail humain.

Forme générale cubique. Arbres, buissons convenablement placés.

Avant-toits et pare- soleil sur les murs

par le rayonnement. exposés au soleil.

Isolation. Peinture blanche sur les surfaces exposées au soleil.

Isolation contre I’accumulation de la chaleur dans le toit et les murs exposés au soleil.

Réduire les Isolation. gains par conduction.

Empêcher le vent Favoriser la eircula- d’entrer. tion de l’air sur les

surfaces exposées au soleil.

Refroidissement par Utilisation de venti- l’air. lateurs à aspiration.

Ouvertures murales pouvant être fermées pendant les jours très chauds et ouver- tes pendant les nuits fraîches.

Favoriser Mouiller. l’évaporation.

Maintenir une convection suffisante au- dessus de la surface d’évaporation.

Dans un milieu chaud et humide. Réduire la Réduire au mini- productionde mum les gains de chaleur. chaleur et de vapeur

résultant de la cuisson des aliments ou d’autres opérations. Commodité fonctionnelle.

Réduire les Ombre. gains résul- tantdurayon- nement.

Réflexion élevée du rayonnement de courte longueur d’onde. Convection sur les surfaces exposées au soleil. Isolation des surfaces exposées an soleil.

Favoriser Mouvement de l’air. l’évaporation.

Assèchement. de l’air.

Dispositifs de refroidissement par évapo- ration. Refroidissement de l’air par réfrigéra- tion ou au moyen d’une thermopompe reliée à la terre.

Rechercher le meilleur rendement des appareils de cuisine et autres appareils dégageant de la chaleur et de la vapeur. Écarter la chaleur et la vapeur naturelles extérieures en recourant à l’isolation on à l’évacuation par conduction - convection. Plan et digpositifs permettant d’écono- miser le travail humain. Arbres, buissons convenablement placés.

Avant-toits, pare- soleil, vérandas sur les côtés exposés au soleil. Peinture blanche sur les surfaces exposées au soleil. Isolation contre I’accumulation de chaleur ou isolation par ventilation du toit. Favoriser la circulation de l’air sur les surfaces exposées au soleil; utilisation de ventilateurs à aspiration. Larges ouvertures murales, sauf si l’on a recours à l’asçèche- ment de l’air. Ventilateurs ou autres moyens de produire de la turbulence. Assèchement de l’air par réfrigération ou par absorption dans les espaces clos.

136

Réduction de la production de chaleur par l’homme.

Sans importance. Encore importante.

Ombre extérieure.

Réduction du rayonnement du sol.

Ombre donnée par des avant-toits,

stores. persiennes ou

Refroidissement par l’eau.

Projection solaire minimum. Réflectivité élevée.

TABLEAU IX. Valeur des principes applicables dans un milieu très chaud et sec dans deux contextes différents.

Applicuiion en milieu Principes

fempérd frais chaud el humide

Émissivité secondaire élevée.

Pas Souhaitable. Encore importante.

Pas souhaitable. Encore importante.

Effet minimum Encore impor- utile. tante.

Pas souhaitable. Efficace sur le toit.

Nécessité d’une Encore impor- projection accrue tante. Pas souhaitable. Encore impor-

tante.

Pas souhaitable. Négligeable.


Convection externe

Isolation.

Convection interne

Faible émissivité interne.

Ventilation régla- ble.

Ventilation sous le toit.

Refroidissement par le sol.

Refroidissement par évaporation.

Refroidissement par réfrigération. Réduction de la libération de chaleur.

Pas souhaitable. Encore impor-

Souhaitable con- Encore impor- tre la propaga- tante pour le toit. tion thermique Sans importance en sens inverse. pour les murs.

Pas souhaitable. Encore souhai-

tante.

table.

Souhaitable. Négligeable.

En local clos. En local grand

En local clos. En local ouvert. ouvert.

Principe actuelle- Inapplicable. ment appliqué pour le chauffage.

Pas nécessaire. Relativement inefficace.

Pas nécessaire. Pour l’assèche- ment.

D e la chaleur Encore impor- peut être néces- tante. saire.

APPENDICE I

QUELQUES VALEURS IMPORTANTES

Constante de conduction-convexion K,, dans l’équation (1). 5,55 pour kcal/m2, h; t étant exprimé en O C et 1 en unités (( cl0 D. 3,11 pour kcal/m2, h; t étant exprimé en OF et 1 cn unités (( clo ». 1,15 pour BTU1/pied carré, h; t étant exprimé en OF et 1 en unités (( clo ».

5 pour kcal/m2, h; p étant exprimé en m m H g et r en c m

127 pour kcal/m2, h; p étant exprimé en pouces-Hg, et r

47,pour BTU/pied carré, h; p étant exprimé en pouces-Hg,

Constante d’évuporation-convection K,, dans l’équation (2).

d’équivalent d’air immobile.

en c m d’équivalent d’air immobile.

et r en pouces d’équivalent d’air immobile. Constante de rayonnement K, dans l’équation (4).

_-

493 x 10-8 pour kcal/m2, h; T étant exprimé en oK. 4,71 X 10-9 pour kcal/m2, h; T étant exprimé en OF abs. 1,73 x 10-8 pour BTU/pied carré, h; T étant exprimé en

Constante de rayonnement linéaire (moyenne 310 “K) K’, dans OF abs.

l’équation (5). 4 8 pour kcal/m2, h; t étant exprimé en OC. 2,7 pour keal/m2, h; t étant exprimé en OF.

1,0 pour BTU/pied carré, h; t étant exprimé en OF. Rapport entre la résistivité thermique de l’air et la uélocité 1, dans l’équation (1). 1, = 1 /(0,61 + O,l94i), 1, étant exprimé en unités clo II,

v en cm/s. 1, = 1/(0,61 + 0,144;), 1, étant exprimé en unités (( CIO »,

v en pieds/mn. 1, = 1 /(0,61 + 1,274;)’ 1, étant exprimé en unités (( clo II,

v en mille/h. Rapport entre la résistivité et le passage de la vapeur d’eau (ra dans l’équation 2).

Il est donné à peu près par la même formule lorsque r, est exprimé en centimètres d’équivalent d’air immobile.

Hauteur du soleil a dans les êquations (7), (8), (9-13) et (14). sin. a = sin. L sin. d + cos. L cos. d cos. h; L étant la latitude, d la déclinaison, et h l’angle horaire.

tg d = 0,42 sin. (0,968 t) approx.; t étant le nombre de jours entre le moment de l’observation et l’épuinoxe le plus rapproché.

24 heures). h = 15 (T - 12); T étant l’heure solaire (cadran de

1. BTU : British thermal unit (unité thermique britannique).

137


APPENDICE II

SCHÉMA POUR LA DÉTERMINATION APPROXIMATIVE DU RÉGIME DES TEMPÉRATURES SUR LA SURFACE INTERNE DE MURS HOMOGÈNES

1. Heure de la journée (H) 6. Température de l’air au soleil G o )

4,. Rayonnement réfléchi par le sol (pour les murs seu- (ti)

b f ta + $3, 4- ZS3 - L 2. Température de l’air OF 3. Rayonnement solaire sur la surface (BTU /pied carré h) (Sa)

7. Température intérieure résultante

lement)

b f 5. Rayonnement absorbé -(Sa 4- -Sn) 2

II”

8. Temps correspondant

Notes

fréflectivité du sol; S h rayonnement solaire sur une surface horizontale; b absorptivité du rayonnement solaire par la surface; c coefficient de la pellicule d’air extérieure (ASHVE Guide, 1955, chap. 9). L perte par rayonnement infrarouge de grande longueur d’onde vers le cicl; O / û m facteur de réduction d’après la figure 6; to teinpérature moyenne de l’air au soleil pendant vingt-quatre heures; D effet de retard chronologique d’après la figure 6.

BIBLIOGRAPHIE

1. AMERICAN PUBLIC I-IEALTH.ASSOCIATION, Committee on Atmospheric Comfort, (( Thermal standards in industry )), Amer. J pub. Hlth, Year Book, part. 2, 19439-1950,

2. AMERICAN SOCIETY OF MEATING AND VENTILATING ENGINEERS, Heating, wentilating, air conditioning guide, New York, American Society of Heating Ventilation Engineers, 1950, 1456 pages.

3. AUERBACH, H., Geographic3ncidence of skin tumors », Quarterly Report, Biological and Medical Research Divi- sion, Argonne National Laboratory, oct. 1955, p. 5-7. BLUBI, H. F., (( The solar heat load; its relationship to total heat load and its relative importance in the design of clothing », J. clin. Invest., vol. 24-, 1945, p. 712-721. -, (( Radiation; non-ionizing ; photophysiology and photopathology », Medical Physics (éd. O. Glasser), vol. II, Chicago, Year Book Publishers, 1950, p. 753-766. BRODY, S., Bioenergetics and growth, New York, Reinhold Publishing Company, 1945, 1023 pages. BURTON, A. C.; EDHOLM, O. G., M a n in a cold enwiron- ment, Baltimore, Williams and Wilkins, 1955, 273 pages. COURT, A., (( Wind chiIl», Bull. Amer met. Soc., vol. 29, 1948, p. 487-493. DOWLING, D. F.; FERGUSON, K. A., cité dans Report of Meeting on livestock production under tropical and sub- tropical conditions, Brisbane, 22-27 août 1955, Rome, F.A.O., 1955 (Meeting Rpt. 1955 119.)

10. FÉD~RATION EUROP~ENNE DE ZOOTECHNIE, Quatrième réunion d’études, Lucerne, 1954 (notes personnelles).

11. FERGUSON, K. A.; DOWLING, D. F., (( The function of cattle sweat glands », Aust. J. agric. Xes., vol. 6,

FRITZ, 5., (( Transmission of solar energy throngh the earth’s clear and cloudy atmosphere n, Conference on Solar Energy (tirage préliminaire), Tucson, 1955,ll pages. HAMMOND, J., (éd.), Progress in the physiology of farm aizimals, Londres, Butterworth’s Scientific Publications, VOL 1,1954,; VOX. 2, 1955. HODGMAN, C. D., HaiidOook of chemistry and physics,

p. 131-143.

4.

5.

6.

7.

8.

9.

1945, p. 640-64m4,. 12.

13.

14%.

138

15.

16.

17.

18.

19.

20.

21.

22.

23.

24.

25.

26.

27.

28.

31e éd. Cleveland, Chemical Rubber Publishing Co., 1949, 2 737 pages. HURTADO, A., (( El hombre en las grandes alturas habita- das », Conferencia de Ciencias Antropologicas, Universidad Nacional Mayor de San Marcos, Lima, 1951, p. 24-31. ITTNER, N. R.; KELLY, C. F., c( Cattle shades », J. Anirn. Sci., vol. 10, 1951, p. 184-194. KASWELC, E. R., Textile $bers, yarns, and fabrics, New York, Reinhold Publishing Company, 1953, 552 pages. KEYS, A., (( The physiology of life at high altitudes. The International High Altitude Expedition to Chile, 1935 I), Sci. Mon., N. Y., vol. 43,1936, p. 289-312. KLEIN, W. H., (( Calculation of solar radiation intensity and the solar heat load on man at the earth’s surface and aloft », J. Met., vol. 5, 1948, p. 119-129. LEE, D. H. K., (( Thoughts on housing for the humid tropics », Geogr. Rev., vol. 41, 1951, p. 124-147. ---, Physiological objectives in hot weather hozising, Washington, Superintendent of Documents, 1953, 79 pages. -, Manual of field studies on the heat toleranee ofdomes- tic animals, Rome, F.A.O., 1953. (FA0 Dewelopinent Paper, no 38 : Agriculture.) -, (( Adaptation versus deterioration in response to continued stress », Abstracts, Nineteenth International Physiological Congress, Montréal, 1953, p. 549-550. - , Nomographic assessment os thermal strain in man, rapport présenté au Twentieth International Physiolog- ical Congress, Bruxelles, 1956.

of livestock to climatic stress », J. Anim Sci., vol. 7, 1948, p. 391-425. MACHLE, W., (( Human tolerance to heat », Heating, piping, air conditioning, vol. 19, no 2, 194t7, p. 109-110. MACKEY, C. O.; WRIGHT, L. T., (( Periodic heat flow- composite walls or roofs », Heating, piping, air conditioning, vol. 18, no 6, 194’6, p. 107-110. MCDOWELL, R. E.; LEE, D. H. K.; Z’OHRMAN, M. H., (( The measurement of water evaporation from limited

-0 , PHILLIPS, R. W., (( Assessment of the adaptability


SNITHSONIAN INSTITUTION, Meteorological tables, Wash- ington, 1951. THOMSON, M. L., (( Relative efficiency of pigment and horny layer thickness in protecting the skin of Europeans and Africans against solar ultra-violet radiation », J. Physiol., vol. 127, 1955, p. 236-246. WINSLOW, C.-E. A.; HERRINGTON, L. P., Temperature and human life, Princeton, Princeton University Press, 1949, 272 pages. WOODCOCK, A. H., (( Wet-cold II. A theoretical interpretation of the sensation of damp cold experienced by clothed man », Environmental Protection Branch, Report no 199, Washington, Office of Quartermaster General, 1953,40 pages. -- , DEE, T. E., (( Wet-cold 1. Effect of moisture on transfer of heat through insulating materials )), Environ- mental Protection Branch, Report no 170, Washington, Office of Quartermaster General, 1950, 20 pages. -- , PRATT, R. L.; BRECKENRIDGE, J. R., K A theoretical method for assessing heat exchange between man and a hot environment )), Environmental Protection Branch, Report no 183, Washington, Office of Quartermaster General, 1952, 40 pages.

36.

37.

38.

39.

40.

4d.

aeras of normal body surface », J. Anin. Sci., vol. 13,

NBWBURGH, L. H. (ed.), Physiology ofheat regulation and the science of clothing, Philadelphia, Saunders, 1949, 457 pages. O’BRIEN, J. P., (( A study of miliria rubra, tropical anhidrosis, and anhidrotic asthenia », Brit. J. Derm., vol. 59, 1947, p. 125-158. OLGYAY, V. G., (( The temperate house )), Architect. forum, 1951, p. 180-194. ROBINSON, S.; TRUELL, E. S., (( The effects of variations in the weight of shoes on man’s efficiency in walking in the heat n, Clinical Investigation Report, no 30, Washing- ton, Committee on Medical Research, Office of Scientific Research and Development, 19493, 3 pages.

33. -; -; GZRKING, S. (( The effects of hot environment on men 1)) Clinical Investigation Report, no 49, Washington, Committee on Medical .Research, Office of Scientific Research and Development, 194,4!, 15 pages. ROTHMAN, S., Physiology and biochemistry of the skin, Chicago, Chicago University Press, 1954, 741 pages. SHELLEY, W. E.; HORVATH, S. N.; PILLÇBURY, D. M., (( Anhidrosis : an etiologic interpretation », Medicine,

1954,, p. 4sO5-416. 29.

30.

31.

32.

34,.

35.

VOL 29, 1950, p. 195-224.

139

L A MODIFICATION DES MICROCLIMATS Par

E. M. F O U R N I E R D’ALBE Mission d’assistance technique de 1’ Unesco Institut des sciences appliquées, Mexico

Le premier homme que je vis était d’aspect chétyavec de la suie à la figure et aux mains, la barbe et les cheveux longs, des vêtements dépenaillés et roussis par endroits. Vêtements, chemise et peau étaient de la même couleur. Depuis huit ans il travaillait à un grand projet : extraire de concombres des rayons de soleil, les mettre en jioles hermétiquement bouchées et les libérer pour réchauffer l’air en cas d’été

trop inclément. Il ne doutait pas, me dit-il, que dans huig autres années il serait en mesure de fournir du soleil aux jardins du gouvernement pour un prix raisonnable; mais il se plaignait que son approvisionnementfût bien maigre ...

J. SWIFT, Voyages de Gulliver : A Laputa, G. Faulkner, Dublin, 1735.

ELEMENTS ET FACTEURS D U MICROCLIMAT

Pour les besoins de cet article, on entendra par le mot (( microclimat )) l’ensemble des propriétés physiques du milieu atmosphérique dans lequel vivent les plantes et les animaux. Selon cette définition, la microclimatologie est l’étude des propriétés de l’air dans une zone limitée en haut par le niveau atteint par les plantes les plus hautes et en bas par le sol, ou par le niveau des plus profondes cavernes où l’air pénètre. Sur le plan horizontal, les zones microclimatiques sont définies par les accidents du terrain et par les variations de la couche végétale. Dans cette étude on limitera la discussion à celles-ci, puisque l’homme n’a pas encore réussi à déplacer des montagnes. Dans ce contexte, l’emploi du préfixe K micro )) se justifie effectivement par l’extrême petitesse des dimensions des plantes et des animaux, comparées à celles de l’atmosphère entière. Les plantes et les animaux sont le plus directe-

ment sensibles aux propriétés suivantes du milieu atmosphérique.

Intensité et composition spectrale du rayonnement solaire. Bien qu’elles ne constituent pas, à proprement parler, des propriétés de l’atmosphère, l’intensité et la composi-

1480

tion spectrale du rayonnement solaire dépendent beaucoup de l’opacité de l’atmosphère et, bien entendu, de la présence ou de l’absence de nuages.

Le rayonnement solaire joue UR rôle essentiel dans la photosynthèse, mais une proportion beaucoup plus grande de l’énergie reçue par les plantes est transformée en chaleur latente par l’évaporation de l’eau. Ce phéno- mène sera examiné en détail plus tard; il convient seulement de remarquer ici que l’ombrage porté sur une plante par d’autres plantes ou par quelque construction artificielle représente le seul moyen dont nous disposions pour en modifier les données.

Mouvement de l’air. L e mouvement turbulent de l’air fournit le mécanisme par lequel se transmettent à l’atmosphère la chaleur sensible et latente et la vapeur d’eau à partis de leur source principale, à savoir la surface de la terre. L a conductibilité thermique ainsi que la diffusivité turbulente dans la basse atmosphère dépendent de la structure verticale du vent, qui est donc un facteur important du microclimat. En plus de tels effets indirects, le vent exerce une

L a modijication des microclimats

vers les stomates dépend de la différence de la tension de la vapeur à l’intérieur et à l’extérieur de la feuille. On peut supposer qu’à l’intérieur l’air est saturé et que la tension de vapeur y est une fonction unique de la température de la feuille. A l’extérieur la tension de vapeur dans l’air ambiant est déterminée par : 10 les macropropriétés de la masse d’air; 20 la présence de sources locales de vapeur d‘eau, telles qu’un sol mouillé, une couche de végétation ou une surface d’eau; 30 la vitesse du transport vertical de la vapeur d’eau dans la basse atmosphère, laquelle dépend h son tour : de la vitesse du vent, du profil vertical de densité et de la tension de la vapeur d’eau, et de la rugosité de la surface. Comme dans le cas de la température, on n’essaie pas

en général de modifier directement l’humidité de l’air; on cherche plutôt à l’influencer par l’intermédiaire d’un des facteurs mentionnés ci-dessus.

Approvisionnement en eau.

Toutes les plantes, sauf les xérophytes, doivent remplacer rapidement l’eau perdue par transpiration. Sinon, elles ne peuvent pas maintenir la turgescence dans les feuilles, de sorte que les stomates se ferment, empêchant ainsi la pénétration du bioxyde de carbone et mettant fin à la croissance. Normalement toute cette eau vient du sol, d’où elle

est extraite par les racines des plantes. Dans les zones arides certaines plantes semblent pouvoir utiliser la rosée, quoique le processus reste encore mal connu. En particulier, on n’a pas encore déterminé dans quelle mesure les plantes peuvent absorber l’eau de la rosée par les feuilles et la transmettre au sol par les racines (voir section (( Approvisionnement en eau », p. 145). Avant l’intervention de l’homme, la pluie était la seule

source d’eau pour la végétation, sauf dans le voisinage immédiat des lacs et des cours d’eau. L’histoire de la civilisation humaine est intimement liée à celle des techniques de l’irrigation. Dès les premiers temps, 0x1 a dévié les eaux de surface à des fins agriculturales. Toutes les civilisations qui ont fleuri avant le ve siècle, et beaucoup d‘autres depuis, étaient fondées sur l’agriculture d’irrigation. A notre époque, on exploite aussiles eaux souterraines.

D e nouvelles méthodes ont été employées pour conduire l’eau du réservoir jusque dans les champs. Le problème le plus pressant est celui de déterminer à l’avance la quantité d’eau qui permettra d’assurer aux cultures une croissance maximum. Cette question sera discutée en détail dans la section (( L’estimation des besoins en eau n, p. 156. Bien longtemps avant d’inventer l’irrigation, I’hollline

avait cherché à provoquer la pluie. L a plupart des techniques employées dans ce but ne sauraient être mentiou- nées dans un article qui se veut scientifique. Néanmoins, au cours des dernières années on a commencé à aborder ce problème d’une manière plus rationnelle. On peut

141

pression mécanique directe ii laquelle les plantes sont particulièrement sensibles. Dans les zones arides, le vent peut aussi devenir un puissant facteur d’érosion. L a vitesse du vent à un point donné dans la basse

atmosphère est généralement déterminée par : 10 la vitesse et la direction du vent géostrophique aux niveaux supérieurs, qui dépendent du gradient horizontal de la pression atmosphérique; 20 la distribution verticale de la densité de l’air dans la basse atmosphère; 30 la rugosité de la surface du sol. La topographie a souvent une influence très marquée

sur la vitesse et la direction du vent, surtout dans les régions où les vents géostrophiques sont faibles. L’exemple le plus typique est celui des vents de vallée, qui soufflent vers les cimes pendant la journée et vers le bas pendant la nuit. Le vent étant ainsi un des facteurs primordiaux du

microclimat, il est naturel qu’on ait étudié de manière approfondie les moyens de le maîtriser. On a essayé surtout de modifier la rugosité de la surface en utilisant des plantes ou des constructions artificielles. Nous retrouve- rons ce problème, dans la section, (( L a modification du mouvement de l’air )), p. 149.

Température de l’air et du sol.

La température de l’air et du sol détermine la vitesse des réactions chimiques dans la photosynthèse et la croissance des plantes. La température de l’air est un facteur qui commande celle des surfaces mouillées à l’intérieur des feuilles, et donc le taux de transpiration; elle influe sur la température corporelle des insectes et sur celle de la peau des animaux à sang chaud. Pendant le jour, la température de l’air au voisinage

du sol et dans les couches supérieures de celui-ci dépend des facteurs suivants : 10 les macropropriétés de la masse d’air; 20 le flux net de la radiation à la surface, ainsi que l’albedo de celle-ci; 30 la vitesse du transfert vertical de chaleur sensible et latente par convection et turbulence dans les couches inférieures à l’atmosphère; 40 la chaleur spécifique et la conductibilité thermique des couches supérieures du sol. A part certaines opérations destinées à prévenir la

gelée (voir section (( Modification de l’équilibre radiatif et thermique pendant la nuit )), p. 151), on ne cherche pas, en général, à modifier directement la température de l’atmosphere, préférant agir sur un ou plusieurs des facteurs que nous venons d’énumérer.

Humidité de l’air.

La photosynthèse dans les plantes exige la présence d’eau dans les cellules des feuilles mais aussi la pénétra- tion dans les feuilles de gaz carbonique. Les stomates, gui permettent cette pénétration quand ils s’ouvrent sous l’influence du rayonnement solaire, laissent en même temps échapper de la vapeur d’eau dans I’atmo- sphère. La vitesse de diffusion de la vapeur d’eau à tra-

Climutologie, compte rendu de recherches

désormais espérer qu’il sera possible, dans certaines régions, et dans des conditions météorologiques bien définies, d’accroltre sensiblement la pluviosité. L a sec- lion (( L a pluie provoquée », p. 153, donne un résumé de l’état actuel des recherches. Le problème ne relève pas à proprement parler de la microclimatologie, mais l’importance qu’il présente pour l’agriculture dans les zones arides semble justifier qu’on en traite ici. L a croissance et la reproduction des plantes sont

déterminées par des facteurs climatiques et microclima-

tiques, à tel point que dans maintes régions la végétation est encore le meilleur indice du climat, malgré l’amélio- ration des réseaux d’observatoires météorologiques réa- lisée au cours des dernières années. Pourtant, cette influence n’est pas à sens unique. Les plantes elles- mêmes ont un effet très marqué sur leur propre microclimat. Une autre communication présentée à ce coUo- que traite de ces rapports, mais, vu leur importance, nous les récapitulerons brièvement ici.

INFLUENCES NATURELLES

LA VÉGÉTATION ET LE MICROCLIMAT

L’apparition de la végétation sur une surface terrestre provoque immédiatement des changements radicaux dans le microclimat.

L’ÉQUILIBRE RADIATIF

Pendant le jour, une partie du rayonnement solaire est interceptée par les surfaces des plantes. Geiger [3911 donne un résumé de quelques-unes des mesures qui ont été prises de l’illumination diurne dans les champs et les forêts. Dans les forêts denses, il arrive que moins de 0,l y. de la lumière incidente atteigne le sol; une couche de hautes herbes peut réduire l’insolation à 20 %. La distribution dans la verticale des surfaces absorbantes dépend naturellement de la nature et de la densité de la végétation. Talcechi et Kikuchi [116] ont mesuré l’insolation au niveau du sol dans deux vergers de citriques de différente densité. Dans le plus dense, elle représen- tait seulement 63 y. de celle que l’on observait dans l’autre, la plus grande partie du rayonnement incident étant absorbé au niveau des cimes. La .végétation détermine le niveau auquel est absorbé

le rayonnement solaire, mais aussi, par son influence sur l’albedo, la quantité absorbée. En général, elle a tendance à diminuer l’albedo. Il y a pourtant des divergences assez importantes entre les mesures individuelles : Landsberg [58] et Berry, Bollay et Beers [8], estiment à 13-18 y. l’albedo des surfaces sablonneuses, et à 7-9 % celui de la végétation, tandis que Geiger, résu- mant les travaux antérieurs, donne les chiffres de 10- 25 % pour le sable, 15-30 % pour les champs et 5-10 y. pour les forêts,

L’albedo de la végétation vivante varie considérable- ment selon la longueur d’onde du rayonnement, avec un minimum au milieu du spectre visible et un maximum dans le proche infrarouge. Dans l’extrême infrarouge, où se trouve le rayonnement thermique de la terre et de l’atmosphère, il retombe presque à zéro,

142

comme d’ailleurs celui de la surface du sol. L’action de la végétation sur le rayonnement thermique est donc limitée à une redistribution verticale des surfaces absorbantes et émettrices. En dehors de son influence indirecte sur les gradients

de température, ce atrage du rayonnement solaire a deux conséquences directes pour les plantes qui vivent dans les couches inférieures de la zone végétale, Il ralentit en premier lieu la photosynthèse, et en second lieu la transpiration, et cela indépendamment de la température de l’air.

Konis [53] a mesuré la transpiration de feuilles de différentes espèces de plantes exposées horizontalement et verticalement au soleil. 11 a trouvé que la tempéra- ture des feuilles exposées verticalement excédait celle de l’air ambiant de 0’70 à 2,lo C, tandis que celle des feuilles exposées horizontalement l’excédait de 4’20 à 8’70 C; et que la transpiration des feuilles horizontales, exprimée en pourcentage de celle des mêmes feuilles en position verticale, variait de 130 y. pour une diffé- rence de températuye de 3’50 C, à 333 y. pouï une diffé- rence de 7,30 C.

Rosendo Chamorro [94] a observé que la transpiration de cacaoyers au soleil était supérieure d‘environ 50 y. à celle d’arbres semblables SOUS 90 Y0 d’ombre. Il en a déduit que les conditions les plus favorables pour le cacaoyer sont réalisées sous un ombrage de 25 y. à 50 %, la photosynthèse se ralentissant quand le degré de l’ombrage est supérieur à 50 %. Lemée [61] a mesuré la transpiration de cacaoyers

en Côte-d’Ivoire et a observé qu’elle était quatre fois plus rapide en plein soleil que sous un ciel couvert, au cours de la même journée. Il a observé aussi un ralen- tissement très net dans la respiration lorsque l’illumination totale tombait à moins de 25 y. de la normale.

Quant à l’effet de l’ombrage sur la croissance des jeunes arbres dans les forêts de chênes et de pins, il a été étudié par Koglowski [52].

1. Les numéros entre crochets renvoient b la bibliographie en fin d’article.

La modijîcation des microclimats

Bien que la valeur de z, reste toujours inférieure à la hauteur de la couche végétale, il est évident que la première équation ne saurait être valable à l’intérieur de cette couche. zo et cD sont indépendantes de zï, sauf pour l’herbe longue. En ce cas la courbure des tiges et l’apla- nissement des feuilles entraînent une diminution de ces constantes quand le vent devient plus fort. Cette équation s’applique seulement aux surfaces

sans végétation ou couvertes de plantes courtes telles que les herbes. L a présence de plantes plus hautes comme les arbres rend extrêmement difficile la représen- tation mathématique de la structure du vent; on peut néanmoins aborder le problème en écrivant :

zz 1 ln (2-d) uI - kX _ -

20

MOUVEMENT DE L’AIR

Dans l’atmosphère libre, c’est-à-dire à plus de 1 O00 m de la surface de la terre, la vitesse et la direction du vent dépendent uniquement de deux facteurs : le gradient horizontal de pression et la force de Coriolis due à la rotation de la terre. On appelle (( vent géostrophique )) celui que l’on déduit à partir d’une simple relation entre ces deux facteurs. L a couche atmosphérique entre 1 O00 et 100 m au-

dessus de la surface a reçu le n o m de (( couche de friction planétaire ». Ici la vitesse et la direction du vent sont influencées, à un degré qui dépend du gradient vertical de densité de l’air, par la force de frottement contre la surface du sol. L a couche comprise entre O et 100 m au-dessus du sol

est dite (( couche de friction superficielle ». Ici les effets du frottement et des variations locales de densité peuvent être plus importants que les forces qui déterminent le vent géostrophique. Dans cet article nous allons subdiviser cette couche et considérer l’effet de la végétation sur le mouvement de l’air, d’abord dans la région située immédiatement au-dessus de la zone végétale et ensuite à l’intérieur de cette zone elle-même. D’après Sutton [114], on peut exprimer la structure

verticale du vent dans la couche de friction superficielle, quand l’air est en équilibre neutre, par l’équation sui-

z x - 1 vante :

u’ k x In zo

dans laquelle ii représente la vitesse moyenne du vent à distance z de la surface; U une constante nommée (( vitesse de frottement )) qni dépend du coefficient de frottement de la surface; k, la constante de von Kar- man; et z, une constante nommée (( distance de frottement )) qui dépend aussi de la nature de la surface. La constante u’ est liée au coefficient de frottement par l’éuuation :

-- U --

Des observations expérimentales ont montré que pour une surface donnée u‘/ü (et donc cD) est virtuellement indépendant de la vitesse du vent quand celle-ci reste inférieure à 5 m/s. Dans le tableau 1, on a réuni des valeurs typiques pour les trois constantes z,, u’ et cD.

Type de surface’

Très lisse (plages de boue, glace) Gazon de moins de 1 cm de hauteur Herbes éparses de moins de 10 c m , Herbes denses de moins de 10 c m Herbes éparses de moins de 50 c m Herbes denses de moins de 50 c m

1. Pour ü = 5 m/s à z = 200 cm.

Z.

cm

0,001 021 097 293 5 9

u’ D

cm/s

16 0,002 26 0,005 36 0,010 45 0,016 55 0,023 63 0,032

où d représente le (( déplacement du plan du zéro ». Par exemple, Calder [21] étudie la diffusion de la fumée au- dessus de l’herbe de 60-70 c m de hauteur et dérive les valeurs suivantes des constantes, dans le cas de z? = 5 m /s àz = 200 cm: 6 = 50cm/s;z, = 3 cm;d = 30 cm. Une analyse d’une telle rigueur n’est possible que

lorsqu’il s’agit d’une surface nue ou couverte unifor- mément de végétation, ce qui arrive très rarement dans la nature. En général les méthodes sont beaucoup plus empiriques. Particulièrement intéressante est l’étude de la circu-

lation de l’air à travers et au-dessus d’obstacles, tels qu’une haie, ou un rideau d’arbres, sur un terrain décou- vert. Rider [90] a mesuré les variations de la vitesse du vent sur le plan horizontal des deux côtés d’une haie dense qui séparait deux grands champs, quand le vent venait d’une direction normale à la haie. L a vitesse du vent se réduisait à moins de 50 de sa vitesse loin de tout obstacle, dans une zone s’étendant de la haie, sous le vent, à dix fois sa hauteur; et à moins de 75 dans une zone s’étendant à vingt fois sa hauteur. Au vent de la haie Rider a observé également une diminution de vitesse, quoique moins accusée. On a procédé à la plupart des recherches sur l’effet de tels obstacles en utilisant des barrières artificielles ou des rideaux d’arbres. Nous reviendrons en détail sur cette question dans la section ((Brise-vent et rideaux d’arbres », p. 149. On n’a pas encore considéré le mouvement de l’air

à l’intérieur de la zone végétale. Ceci dépend évidem- ment de la hauteur et de la densité de la végétation. Geiger [39] cite quelques observations typiques. Durant une période de huit jours la vitesse moyenne du vent au- dessus d‘une forêt de sapins de 15 m de hauteur était de 1,6 m/s; à la limite supérieure du feuillage à 13’7 m du sol, cette moyenne était de 0,90 m /s ; tandis qu’entre le sol et 11 m elle était seulement de 0’60 à 0’70 m/s, soit moins de 50 % de sa valeur hors de la forêt. Quand il s’agit de végétation plus courte mais plus dense ces différences sont encore plus marquées. Geiger cite quelques observations de Stocker sur la vitesse du vent dans une lande d’arbustes Calluna : à l’air libre elle était de 9,3 m/s; parmi les hautes branches, à 50 c m du sol, elle

143

~~

Climatologie, compte rendu de reclierches

était de 3’7 m/s; tandis qu’à 10 c m du sol parmi les arbustes la moyenne était seulement de 1’0 m/s. Après loeaucoup d’observations semblables, Stocker estima qu’en Allemagne (( la plupart des mauvaises herbes ne sont jamais soumises à des vents de plus de 1 m/s - au contraire, le vent n’excède que très rarement 0’1 m /s 1). Waterhouse [127] a étudié récemment le microclimat

dans une prairie de 50 c m de hauteur, en Écosse, pendant une année entière. La vitesse moyenne du vent diminuait rapidement dans les 30 c m au-dessous de la surface de l’herbe. Des profils typiques indiquent un vent de 3’6 m/s au-dessus de l’herbe tandis qu’il n’est que de 0,3 m/s à 15 c m du sol. Cette réduction radicale du mouvement de l’air, jointe

à l’effet de l’ombrage, est d’une grande importance pour les plantes et les insectes qui vivent dans les couches inférieures de la végétation.

TEMPÉRATURE DE L’AIR ET DU SOL

L’équilibre thermique de l’air superficiel et du sol est influencé d’une manière très complexe par la présence de la végétation. Considérons d’abord la situation pendant le jour. L’énergie libérée par l’absorption du rayonnement

solaire, au lieu d’être concentrée au niveau du sol, est maintenant répartie à travers la zone végétale d’une façon qui dépend de la densité de la végétation à chaque niveau. La température du sol et le gradient vertical de la température de l’air en subissent immédiatement l’in- fluente. Geiger cite beaucoup d’exemples de ce fait. Parmi les travaux plus récents on peut citer l’étude de Waterhouse [127]. On observe généralement la tempé- rature maximum de l’air au niveau où se trouve le maximum d’absorption du rayonnement incident. Sous une couche de végétation la température du sol est générale- ment plus basse et l’amplitude de la variation diurne se trouve nettement réduite,

D e la restriction du mouvement de l’air par la végéta- tion résulte une diminution du transfert vers le haut de la chaleur sensible et latente, Ceci entraînerait une hausse des températures au voisinage du sol, n’était l’influence de l’ombrage et de l’évaporation. Mais dans les espaces découverts au milieu de la végétation, tels qu’une clairière dans une forêt, on note souvent [39] des variations diurnes extrêmes; de tels endroits sont à l’abri du vent mais restent exposés aux flux de rayonnement. L’évaporation de l’eau par les plantes utilise une par-

tie de l’énergie solaire qui, sans cela, serait disponible pour l’échauffement de l’air. Il en résulte que la tempéra- ture de l’air’ tant au-dessus qu’à l’intérieur de la zone végétale, reste inférieure à celle observée au-dessus du sol nu, dans les mêmes conditions météorologiques. Les travaux de Rider et Robinson [92] sont importants à cet égard, et seront résumés dans la section suivante. Pas- quill [80] a observé qu’en Angleterre, par un jour enso- leillé du mois de mars, l’évapotranspiration à midi

absorbait 0,126 cal /cm2 /nm, tandis que la chaleur sensible communiquée à l’atmosphère représentait environ 30 y. de l’énergie solaire reçue. Neumann [77] a estimé qu’entre 5 y. et 10 % de l’énergie reçue chaque année par une surface couverte de végétation est transmise à l’atmosphère sous forme de chaleur sensible. Un autre facteur, qui ne semble pas avoir retenu

l’attention jusqu’à présent, peut retarder et amortir la variation diurne de la température : c’est la capacité thermique de la végétation. Insignifiante là où la couche végétale est éparse, elle peut prendre de l’importance là où la terre est boisée. Une forêt d’une densité de 500 tonnes par hectare et de 25 m de hauteur a une capa- cité thermique d’environ 2 cal P C /cm2, tandis que celle de l’air parmi les arbres est de l’orclre de 0,5 cal /OC /cm2. La faible conductibilité thermique du bois permet à la chaleur d’être lentement absorbée pendant le jour, pour être libérée durant la nuit. Les courants d’air ascendants, si souvent observés au-dessus des bois, le soir, par des pilotes de planeurs, sont peut-être dus à ce phé- nomène plutôt qu’à l’emmagasinage d‘air chaud. La transpiration cesse pendant la nuit, mais la végé-

tation continue à modifier le flux de rayonnement et le mouvement de l’air dans les couches inférieures. Le flux de rayonnement du sol vers le haut est inter-

rompu par les plantes de la même manière que le rayonnement solaire l’est pendant le jour. Les surfaces absorbantes, la nuit venue, deviennent des surfaces émettri- ces. MaiR l’influence sur le gradient vertical de tempéra- ture est moindre la nuit, à cause de la tendance à un gradient instable. Ainsi, la végétation protège moins bien contre le refroidissement nocturne que contre I’échauf- fement pendant le jour. Néanmoins, la capacité thermique de la végétation et le fait que la perte de chaleur soit distribuée dans un plus grand volume d’air ont tendance à maintenir la température nocturne de l’air et du sol à un degré plus élevé que s’il n’y avait. pas de végé- tation. Le mécanisme dm refroidissement nocturne de l’air

superficiel au voisinage du sol nu est très complexe. Ramanathan et Ramdas [86], et plus récemment Lake [57], ont observé la température minimum non à la surface même, mais à quelques centimètres au-dessus. Ils en déduisent que par des nuits calmes le transfert de chaleur par rayonnement dans les couches très basseü peut être aussi important que celui par conduction turbulente. Il faudrait cependant encore expliquer comment un gradient vertical de température tellement instable peut persister assez longtemps pour être observé. Sprague et ses collegues [110] ont étudié le gradient vertical de température nocturne au-dessus d’un gazon, mais n’ont jamais trouvé le minimum ailleurs qu’à la surface. Il est à souhaiter que se poursuivent les recherches concernant ce phénomène. Une couche dense de végétation a tendance à proté-

ger le sol contre le refroidissement nocturne. Par contre, Gloyne [40] a observé des températures minima, près du sol à la surface d’un gazon, inférieures de 1-30 C à

144

Lu modification des microclimats

Hendrickson [126] ont étudié l’extraction de l’eau par les plantes à diverses profondeurs entre la surface et le niveau des plus profondes racines. L’effet des variations de l’humidité du sol sur la trans-

piration reste encore à éclaircir. Beaucoup de chercheurs estiment qu’entre l’humidité équivalente et le Bétrisse- ment permanent le degré d‘humidité du sol n’exerce aucune influence sur la vitesse de transpiration. Hen- drickson et Veihmeyer [45] ont résumé récemment les arguments en faveur de cette thèse. Par contre, Rowe et Colman [96], Kramer [54], Richards et Wadleigh [89] et Lemée [61] considèrent que la transpiration dépend en fait toujours de l’humidité du sol. Selon Russell [98], la croissance de quelques plantes se ressent immédiate- ment d’une baisse de l’humidité au-dessous de l’équiva- lence, tandis que d’autres peuvent supporter une telle baisse sans en être affectées. Grâce à la végétation, une plus grande proportion de

l’énergie solaire est utilisée pour l’évaporation et une moindre partie pour l’échauffement du sol, de la végé- tation et de l’air. Il en résulte un changement dans le rapport entre les quantités de chaleur sensible et latente transmises à l’atmosphère. Bowen [13] a été le premier à signaler combien il était important de connaître ce rapport, qui porte désormais son nom. Sur les grandes surfaces d’eau, telles que les océans, le rapport est bas, indiquant que la plus grande partie de l’énergie com- muniquée à l’atmosphère l’est sous forme de chaleur latente. Sverdrup et al. [115] donnent pour les mers tropicales des valeurs comprises entre 0’1 et 0’3. Pour un sol sec, avec peu ou pas d’évaporation, le rapport doit être très élevé. On prévoit des valeurs intermédiaires pour la végétation vivante. Par exemple, Rider et Robinson [92] ont trouvé des valeurs de 0’6 à 1’7 au-dessus d’un gazon en Angleterre, les valeurs plus élevées étant observées en été. Dans des conditions déterminées de rayonnement et

de vent, la température de l’air est plus basse et son humidité spécifique plus élevée au-dessus de la végéta- tion qu’au-dessus du sol nu. Ainsi, les plantes tendent à créer des conditions climatiques plus favorables pour elles, car l’évapotranspiration d’une plante entourée d’autres plantes est moindre que celle d’une plante iso- lée. Cette remarque s’applique aux conditions qu’on rencontre au-dessus de la couche végétale. Elle s’applique-encore mieux à l’intérieur de cette couche, où la conservation d’eau est facilitée par l’ombrage et par la protection contre le vent.

APPROVISIONNEMENT E N E A U

celles qu’il a trouvées sur une surface proche du sol nu. Il semble possible que le gazon, en restreignant le mouvement d‘air près du sol, ralentisse ainsi le transfert de chaleur de l’air au sol.

EFFETS DE LA TRANSPIRATION

L a transmission de la vapeur d’eau d’une surface terrestre à l’atmosphère est fortement influencée par la nature et la densité de la végétation.

L’évaporation d’un sol inondé est très voisine de celle d’une surface d’eau, mais aussitôt que l’humidité des couches supérieures du sol diminue un peu, la vitesse d’évaporation d’un sol nu s’abaisse brusquement. Ramdas [87], étudiant les effets du type de sol et de la profondeur de la nappe phréatique, a trouvé une relation E, = E, x~O-“”; E, représentant l’évaporation quandla nappe phréatique se trouve à la surface, et aune constante qui dépend de la diffusivité du sol et qui varie entre 0,008 et 0,015 pour les divers sols étudiés. L a structure du sol et les dimensions des particules

qui le constituent ont une influence sur la vitesse d’éva- poration. Des mesures faites par Burov [18] indiquent que l’évaporation est minimum pour les sols dont les particules ont des diamètres entre 0’5 et 3 mm. Dans un sol plus fin le mouvement capillaire de l’eau est facilité, tandis que dans un sol plus grossier l’air atteint plus facilement les surfaces d’évaporation. Veihmeyer et Brooks El241 ont observé la diminution

avec le temps de l’évaporation à partir d’un sol nu, en l’absence de pluie ou d’irrigation. Sous les conditions climatiques de la Californie, l’évaporation diminuait très rapidement et cessait pratiquement au bout d’une semaine. Une étude du rapport entre l’évaporation et: la profondeur de la nappe phréatique a donné des résultats semblables à ceux de Ramdas. L’évaporation à partir d’une nappe phréatique pro-

fonde est un processus complexe qui comprend non seulement la transmission de l’eau de la surface du sol à l’atmosphère, mais aussi sa diffusion à l’état liquide ou à l’état de vapeur à travers le sol. Lorsqu’il s’agit de couches très minces, où le second facteur ne joue pas, elle est indépendante du degré d’humidité du sol, d’après les expériences de laboratoire de Veihmeyer et Hendrickson 11251, au moins dans les limites de l’humidité équivalente du sol et du point de flétrissement permanent. La première conséquence de la présence d’une couche

de végétation est de réduire l’évaporation directe du sol [18] par l’ombrage et par la limitation du mouvement de l’air. Par contre, les plantes doivent maintenir la turgescence de leurs feuilles pour que la photosynthese puisse se poursuivre durant le jour. Ceci entraîne une perte rapide d’eau par transpiration. Pour la remplacer, elles doivent extraire l’eau du sol à un taux supérieur à celui auquel l’eau se diffuse normalement vers la surface. C’est par les racines que cet approvisionnement en eau est assuré. Plusieurs chercheurs, dont Veihmeyer et

.La présence de la végétation affecte de deux manières la quantité d’eau pluviale qui s’infiltre dans le sol et qui devient ainsi accessible aux plantes. D’une part, m e partie de la précipitation est interceptée et renvoyée à l’atmosphère par évaporation; d‘autre part, la présence des plantes modifie la structure du sol de sorte qu’une

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plus grande partie de la pluie qui arrive effectivement jusqu’au 801 pénèLre celui-ci et peut être ainsi utilisée par les plantes. On a mesuré l’interception de la précipitation surtout

dans des forêts, sans doute parce que lorsp’on a affaire à des plantes plus petites que les arbres les difficultés sont plus grandes. Le ccefficielit d’interception varie selon la densité de la végétation, mais dépend aussi de la durée et de l’intensité de la pluie ou de la chute de neige. Pour arriver à des conclusions valables une période d’observation assez longue est donc indispensable. C’est Hoppe [47] qui a écrit l’œuvre classique sur ce

problème. Parmi les travaux plus récents on peut citer ceux de Rowe et Hendrix [97] et de Hoover, Olsen et Green [46], tous réalisés dans des forêts de sapins. Ces chercheurs sont d’accord sur le cœfficient d‘interception (ils obtiennent respectivement 12 y. et 14 Y. mais leurs résultats divergent quant à la quantité d’eau qui est transmise au sol par écoulement le long des tiges. Les premiers auteurs donnent comme chiffres 4 y. de la pluie incidente, tandis que Hoover et ses collègues donnent environ 17 %. Ce dernier chiffre concorde avec les observations de Hoppe. Une étude intéressante de l’interception par un seul

arbre est due à Linskenç [63], qui installa 30 pluviomè- tres sous le feuillage d’un pommier de 6 m de diamètre. Trois autres pluviomètres enregistraient la pluie aux environs. Les observations se déroulèrent durant une année entière et montrèrent comment l’interception dépendait de l’état du feuillage de l’arbre. En plein feuillage l’arbre ressemblait à un parapluie : le pourcentage de pluie atteignant le sol allait de $0 y. près du tronc jusqu’à 105 y. aux bords du feuillage, par rapport à celle qui tombait à découvert. Il semble que l’écoulement le long de la tige n’ait pas été enregistré.

Le eœfficient d’interception par des arbres est en général plus élevé pour la neige que pour la pluie. Ceci est dû non seulement à la facilité avec laquelle la neige adhère aux surfaces solides, mais aussi au fait que les flocons de neige s’agglomèrent facilement, leurs eris- taux s’enchevêtrant. Kittredge [51] a observé des cœffi- cients d’interception atteignant 27 y. pour la neige dans des forêts de conifères en Californie. Par contre, la végétation est susceptible, dans cer-

tains cas, d’augmenter la précipitation. Dans les régions où les brouillards sont fréquents, ou dans des montagnes assez hautes pour se trouver souvent dans les nuages, les feuilles et les brindilles peuvent capter des gouttelettes de brouillard ou de nuages. L’eau qui s’accumule tombe directement au sol ou bien s’écoule le long des tiges. Geiger [39] a résumé les premières études portant sur ce phénomène, mais dans les dernières années il semble qu’on y ait attaché relativement peu d‘importance.

L’interception de la pluie par la végétation réduit la quantité d’eau qui atteint le sol; maifi elle a aussi des effets plus favorables. Ekern [30], dans une étude expé- rimentale de la réaction d’un sol nu à l’arrosage, a trouvé

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que la masse de terre arrachée à la surîace est proportionnelle à la quantité d’eau qui tombe sur un mètre carré, mais qu’elle dépend aussi d’un facteur qui repré- sente l’énergie cinétique de chaque goutte. L a végéta- tion, en interrompant la chute des gouttes de pluie, protège donc la tei-re contre l’érosion.

L a végétation présente un obstacle à l’écoulement de l’eau sur un terrain en pente. Ses racines rendent la surface du sol plus perméable. Ces effets sont importants surtout dans les régions montagneuses où les pentes sont raides et où l’écoulement superficiel prend parfois des proportions catastrophiques. Rowe [95] a étudié l’influence de la litière d’une forêt

sur l’infiltration et l’écoulement superficiel. La litière augmente l’infiltration en même temps qu’elle protège la surface du sol contre le vent et réduit les pertes d’eau par évaporation. En somme, l’action de la végétation sur la quantité

d’eau qui pénètre dans le sol dépend de la nature et de la densité de la couche végétale, de la structure du sol et de la pente du terrain. E énéral, la végétation tend à accroître son propre approvisionnement en eau. Enfin les plantes peuvent peut être modifier la pro-

vision d’eau du sol par l’intermédiaire de la rosée. On connait et on étudie ce phénomène depuis la plus haute antiquité. Les principes physiques qui gouvernent sa formation sont connus depuis les travaux de Leray [62] au XVIII~ siècle, et de Wells [130] au début du XIX~ siè- cle. Ce qui nous intéresse ici n’est pas le mécanisme de sa formation, mais plutôt la question de savoir si les plantes peuvent utiliser d’une manière quelconque la rosée qui apparaît à la surface des feuilles. Un excellent résumé des études sur la rosée a été

publié récemment par Masson [69]. Il semble hors de doute que la rosée retarde le commencement de la transpiration après le lever du soleil et réduit ainsi les pertes d‘eau par les plantes. L’eau qui est parfois exsudée SOUS forme de gouttes par les feuilles pendant la nuit, peut jouer le même rôle; mais, comme l’a remarqué Long 11641, cette eau doit être distinguée de l’eau de rosée. D e toutes façons, il reste à savoir si les plantes peuvent absorber l’eau de rosée pour la transmettre ensuite au sol par leurs racines. Cette question a soulevé bien des controverses au cours des dernières années. En Afrique occidentale, Masson [68] a observé que la

quantité d’eau prise à la rosée chaque nuit par un sol sablonneux représentait moins de 0,3 y. de la masse du sol (le pourcentage de fanaison permanente de ce sol étant de 2 %). Des expériences destinées à découvrir si les feuilles pouvaient ou non absorber directement l’eau de rosée ne donnèrent pas de résultats concluants. Pourtant Went [131] affirme que ce phénomène peut effectivement se produire et que l’eau absorbée peut être transmise au sol par les racines des plantes. Quelques expériences de laboratoire ont donné des

résultats qui semblent indiquer une absorption d’eau par des feuilles enfermées dans une atmosphère saturée ou brumeuse : parmi elles, celles de Haines [43] et de

La modification des microclimats

Breazeale et McGeorge [15]. Ces derniers cultivèrent des tomates dans des vases hermétiquement clos, les feuilles étant maintenues constamment dans de l’air saturé. La pression hydrostatique dans les vases est montée jusqu’à 120 c m d’eau en douze jours; on attribua cette hausse de pression à une absorption d’eau par les feuilles et à son exsudation par les racines. Wiersma et Veihmeyer [132], qui ont rejeté cette conclusion, ont attribué la hausse de pression à une décomposition des racines et démontré que le même phénomène se produit avec des plantes effeuillées. Janes [49] a obtenu des résultats comparables. Il cultiva des plantes dans une atmosphère brumeuse, mais en variant l’humidité du sol dans les différents vases. Les plantes poussaient plus rapidement dans les sols humides que dans les sols secs, et dans le premier cas la teneur en eau des sols baissait de l’humidité équi- valente jusqu’au point de fanaison permanente en dix- huit jours. Il n’observa aucun transfert d’humidité de l’air brumeux aux sols secs.

Ces expériences de laboratoire n’ont pas reproduit exactement les conditions naturelles : dans la nature, la température des feuilles, par des nuits de forte rosée, peut être légèrement plus basse que celle de l’air. Elles servent néanmoins à mettre en évidence la complexité du problème. Il est évidemment souhaitable que les observations du phénomène naturel se poursuivent dans des conditions bien contrôlées.

LA VEGÉTATION CONSIDÉRÉE COMME MILIEU BIOCLIMATIQUE

Jusqu’ici nous avons considéré l’action de la végétation sur le microclimat, laquelle présente de l’importance surtout pour les plantes elles-mêmes. Elle en a aussi pour les myriades d‘insectes, d’oiseaux et d’animaux qui vivent dans la couche végétale. Beaucoup d’entre eux, et surtout les insectes, affectent la végétation en l’atta- quant directement ou en lui transmettant des maladies. Pendant ces dernières années, de nouvelles méthodes

permettant de mesurer les éléments climatiques dans de petits espaces ont permis à une plus grande activité de se développer dans le domaine jusyu’ici anonyme de l’ultramicroclimatologie. Dans la vie des insectes et des petits animaux, la végétation joue le rôle de modérateur des extrêmes de température et de rayonnement, et de protecteur contre le vent et la pluie. D’autre part, les grandes variations du microclimat que l’on trouve parmi la végétation permettent à chaque animal et à chaque insecte de trouver sans trop se déplacer les conditions pi lui conviennent le mieux. L’espace nous manque, malheureusement, pour pro-

céder à une étude plus approfondie de ce sujet passion- nant.

LES P L A N T E S , LES ANIMAUX ET LE MICROCLIMAT

Dans la section précédente nous avons passé en revue les façons diverses dont la végétation influence son propre microclimat. Les animaux, de par leur mobilité, subissent leur milieu atmosphérique mais ne l’influen- cent en aucune manière. On peut parler de la micro- météorologie de l’espace autour d’une chèvre au pâtu- rage, mais pas de son microclimat. Par contre, les ani- .maux peuvent. exercer et exercent en fait une influence énorme par leur action sur la végétation. Le passage d’un troupeau de chèvres dans un pâturage entraîne souvent des changements du microclimat qui persiste- ront pendant plusieurs années. L’histoire naturelle de la terre est celle d’une lutte constante entre les plantes et les animaux : nous allons souligner ici quelques aspects de cette lutte. Dans ce contexte on considérera l’homme comme un animal dans la mesure où il agit, et continue d’agir, sans tenir compte des conséquences microclimatiques de ses actions. L a première apparition de végétation terrestre vers la

fin de l’époque silurienne a amorcé un changement radical dans la composition de l’atmosphère, par suite de la production rapide d’oxygène. Avant cette époque, l’unique source importante d‘oxygène était la photolyse de l’eau par le rayonnement solaire dans la haute atmosphère. Selon Kuiper [56], cette réaction produit environ 0’38 mg d’oxygène par cm2 de la surface terrestre par an. Par contre, Hutchinson [48] estime que la photosynthèse produit actuellement entre 30 et 122 mg par cm2 par an. Il en conclut que la plus grande partie de l’oxygène dans l’actuelle atmosphère terrestre doit être d’origine photosynthétique. Les plantes ont aussi modifié le régime d’écoulement

et d’évaporation de la surface des terres. En général, il en a résulté une augmentation dans la proportion de la pluie renvoyée directement dans l’atmosphère par la surface des continents. On peut se demander si cette modification du cycle hydrologique, tendant à augmenter la nébulosité au-dessus des continents, n’a pas entraîné une hausse sensible de I’albedo global de la terre.

La colonisation des continents par les plantes a rendu possible l’adaptation d’autres formes de vie aux conditions terrestres. Les premiers animaux étaient strictement végétariens. L’apparition de carnivores à l’époque jurassique pourrait être le résultat d’une lutte croissante pour se procurer la nourriture végétale, peut-être à cause d’une disette provoquée par un excès de consommation. Depuis cette époque, il est probable qu’une sorte

d’équilibre s’est établi entre la population animale et la population végétale de la planète, bien qu’il semble difficile de dire quel a été son degré de stabilité. En tout cas, le déséquilibre croissant dont nous sommes les témoins, et qui commença il y a cinq mille ans avec

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l’invention de l’agriculture, est probablement plus important qu’une fluctuation antérieure quelconque. Heim de Balsac [44], dans un excellent résumé des

effets de l’action que l’homme exerce sur le milieu naturel, a écrit : (( Le feu, l’outil, l’arme et la chèvre sont les moyens les plus efficaces et les plus destructeurs que l’homme, depuis toujours, utilise. )) Heim donne quelques exemples de la destruction de

la végétation par l’homme. L’aspect actuel des plateaux d’Espagne est en grande partie dû au déboisement effectué pendant le règne des rois catholiques, qui vou- laient à tout prix augmenter la population des moutons mérinos afin de profiter du marché européen de la laine, alors très favorable. L a construction de l’invincible armada contribua aussi au déboisement du pays. En Afrique du Nord, on estime qu’entre 1830 et nos jours le feu a réduit l’étendue des forêts de 5 millions à 2 millions et demi d’hectares. L a destruction a été encore plus rapide à Madagascar, où la forêt, qui occupait 25 millions d’hectares il y a cent ans, n’en couvre à présent pas plus de 1 d i o n et demi. Pour bien d’autres pays on pourrait citer des chiffres semblables. Shantz [104] a estimé que, des 12 570000 milles carrés de prairie dans le monde, 8 280 O00 pourraient redevenir forêt s’ils étaient mis à l’abri de toute déprédation par l’homme ou les animaux. Des 21 970 O00 milles carrés que couvrent actuellement les forêts, 10 270 O00 milles carrés sont susceptibles d’être réduits en prairie par les activités de l’homme. 11 semble donc que nous sommes en train de réduire l’étendue mondiale des forêts, poten- tiellement 30 millions de milles carrés, à environ 12 millions, c’est-à-dire, de 58 % à 23 % de la surface terrestre du globe.

La destruction des forêts et des autres plantes entraîne des changements radicaux du microclimat, surtout dans la vitesse du vent, et dans la température et l’humidité de l’air près du sol. Le microclimat devient moins favorable pour les plantes qui restent, et la recolonisation plus difficile. Pourtant, des expériences entreprises dans divers pays ont montré que ce processus est réversible, dans une période de quelques années ou de quelques lustres, si la destruction est arrêtée. Mais ceci est vrai seulement là où l’érosion du sol n’a pas été grave. Avec la disparition de la couche végétale le sol est

exposé à la pleine force du vent et de la pluie. Très souvent, et surtout quand le terrain est en pente, l’érosion commence rapidement. Une fois le sol enlevé, que ce soit en totalité ou en partie, le processus de désertification n’est plus reversible sinon à l’échelle de siècles voire de millénaires. La destruction de la couche végétale réduit l’impor-

tance des pertes d’eau par évaporation, mais par contre elle accroît l’écoulement superficiel. Il en résulte qu’une moindre quantité d’eau s’infiltre dans le sol pour alimenter la nappe phréatique. On observe souvent une baisse du niveau de cette nappe après le déboisement. Elle est due à une redistribution de l’eau pluviale plutôt qu’à une influence directe de la végétaton sur la pluvio-

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sité, laquelle ne s’exercerait que sur une très grande échelle d’espace et de temps. Dans la vallée de Quetta, au Pakistan, le niveau de la nappe phréatique a baissé continuellement durant les cinquante dernières années. La consommation d’eau n’a pas augmenté suffisamment pour expliquer cette baisse, et les archives météorolo- giques ne révèlent aucune tendance à une diminution de la pluviosité - au contraire. Mais pendant ce temps on a presque entièrement déboisé les montanges avoi- sinantes, de sorte que l’écoulement additionnel peut expliquer la baisse du niveau phréatique. L’urbanisation entraîne des changements encore plus

frappants dans le microclimat. L’installation d’égouts accélère l’infiltration de l’eau de pluie, tandis que l’évaporation se trouve réduite presque à zéro quand une couche d’asphalte ou de béton recouvre la terre, Les bâtiments restreignent le mouvement de l’air. Il en résulte que dans les grandes vaes l’amplitude de la variation diurne de température est plus grande qu’à la campagne, et l’humidité relative plus basse. Un facteur additionnel est la libération de chaleur par la combustion, dans les foyers domestiques aussi bien qu’industriels. On estime que ceci explique, au moins en partie, la hausse de température observée depuis le début de ce siècle dans la plupart des grandes villes européennes et américaines. Les d e s sont des sources importantes de fumée et de

poussière. La pollution de l’air peut réduire considéra- blement l’intensité du rayonnement solaire qui arrive au sol. En Angleterre des observations de longue durée montrent que l’insolation annuelle des grandes villes représente souvent moins de 70 % de celle de la campagne avoisinante, tandis que l’insolation mensuelle se trouve parfois réduite à moins de 30 y0 11031. M ê m é à Mexico, où il y a relativement peu d’usines, on a observé des réductions de l’intensité du rayonnement direct à moins de 40 % de celui enregistré en dehors de la ville. L’influence microclimatique des villes n’est pas limitée

à leurs environs immédiats. Schaefer (communication personnelle) a observé, à bord d’un avion, le panache de smog émanant de Los Angeles, jusqu’au nord de 1’Gtat d’Idaho, soit sur une distance de plus de 1 200 km. L’auteur de cet article a observé la brume industrielle de Mexico d’un avion à plus de 200 km de la ville, sous le vent. La pollution de l’atmosphère urbaine nuit parfois

à la végétation. Le Stanford Research Institute [lll] a réalisé une étude à Los Angeles, d’où il apparaît que les dommages causés aux plantes sont dus à la présence simultanée dans l’air d’ozone et d’hydrocarbones non saturés. La vapeur d’eau libérée par combustion dans les

villes est parfois suffisante pour augmenter sensiblement l’humidité relative de la basse atmosphère. Robertson [93] a démontré qu’on peut attribuer pour cause à certains brouillards observés à l’aéroport d’Edmonton au Canada la combustion du gaz naturel dans la ville.

~


tions de vêtement et de logement, bien qu’elles repré- sentent pour l’homme les moyens les plus efficaces d‘amélioration du microclimat, celles-ci ayant déjà été traitées au chapitre v du présent ouvrage.

Jusqu’à présent, nous avons considéré seulement les influences accidentelles de l’homme sur le microclimat. Dans la seconde partie de cette étude, nous passerons en revue les modifications conscientes et délibérées du milieu climatique. Nous laisserons de côté les ques-

INFLUENCES ARTIFICIELLES

LA MODIFICATION DU MOUVEMENT DE L’AIR

BRISE-VENT ET RIDEAUX D’ARBRES

Bien que la réduction du taux d’évapotranspiration soit probablement la‘ conséquence la plus importante de la restriction du mouvement de l’air par la végéta- tion, c’est parce que l’agriculture ae trouvait menacée par l’érosion aérienne qu’on s’est efforcé de contre- carrer les effets néfastes du vent. Les États-Unis et l’Union soviétique se sentirent particulièrement mena- cés, mais m ê m e un pays relativement humide comme l’Angleterre n’est pas complètement à l’abri de cette menace, comme en témoignent les travaux de Sneesby [IO81 et de Spence [log]. La structure du sol, les dimensions et la force d’adhé-

rence des particules qui le constituent sont des facteurs qui déterminent son érodibilité par le vent. On a cherché par toutes sortes de moyens à le rendre moins érodible. Par exemple, Chepil [24] a étudié récemment les effets d’une couverture de paille de blé. Il a trouvé que pendant la première phase de décomposition cette couverture a provoqué l’agglomération des particules et a tendu à réduire l’érodibilité, mais qu’après trois ou quatre ans elle avait perdu son efficacité. Dernièrement on a plutôt cherché à diminuer la force

du vent. Bagnold [5] a démontré que le taux d’érosion du sable est proportionnel au cube de la vitesse du vent, à condition que celle-ci dépasse une valeur critique. Une légère diminution de la vitesse du vent peut donc réduire beaucoup sa force d’érosion. Le sujet a été traité en détail par Caborn [ZO] et

par Gloyne [4~1,42]. Ceux-ci soulignent l’importance d’un contrôle de la perméabilité d’une barriEre végétale. Une barrière très dense est moins efficace qu’une barrière de densité moyenne, à cause de la turbulence violente qui s’établit sous le vent de la barrière, où le flux d’air doit descendre brusquement de nouveau vers le sol. Une barrière qui a 50 % d’espace libre laisse passer à travers elle un courant d‘air qui protege le sol contre cette turbulence. Selon des chiffres cités par Gloyne [42], la vitesse du vent se trouve réduite à moins de 80 y.

de sa valeur au découvert jusqu’à une distance de 12 hauteurs sous le vent d’une barrière de 30 % de densité; jusqu’à 27 hauteurs d’une barrière de 50 y. de densité; mais jusqu’à 15 hauteurs seulement d’une barrière de 100 y0 de densité. Lawrence [60] a tiré des conclusions analogues en analysant une série d’observations faites en 1937 sur un brise-vent artificiel de 15 m de haut sur 500 m de long, construit en lattes de bois. La surface protégée par un brise-vent prend la forme

d’un triangle obtus dont l’apex se déplace selon la direction du vent. A chaque extrémité de la barrière se trouve une petite région où le vent est plus fort à cause de la déviation latérale du flux d’air autour de l’obstacle. Les résultats de ces études ont déterminé la largeur

et l’espacement des rideaux d’arbres, là où on les a plantés en série afin de protéger les récoltes. L’intervalle entre les rideaux est généralement de ,vingt-cinq à trente fois la hauteur des arbres. Aux Etats-Unis, selon Woodruff et Zingg [137], chaque rideau a normalement 27 m de large. En U.R.S.S. ils ont plus souvent 15 m , quoique dans la région de Stalingrad [138] on ait planté une série de rideaux de 50 m de large séparés par des espaces libres de 300 m. La diminution de la vitesse du vent observée entre

des rideaux d‘arbres entraîne des changements d’autres éléments du microclimat. L’amplitude de la variation diurne de température devient plus importante, par suite de la réduction de la diffusion turbulente. On s’attendrait aussi à une baisse de l’évaporation, et celle-ci a été observée en effet par Tsuboi et Izumi [IX] et par ICreuts [55] pour les surfaces d’eau. L a transpiration réagit d’une manière plus complexe, car la hausse des températures diurnes s’oppose aux effets de la réduction du mouvement de 17air. Ni Alisov [l] ni Staple et Lehane [Il21 n’ont noté de changement significatif du taux d’évapotranspiration entre des rideaux d’arbres. Ces derniers auteurs ont étudié aussi un effet des

rideaux d’arbres qui a son importance dans les climats arides et froids : une plus grande accumulation de neige se produit grâce à la protection contre le vent. La pluie est moins affectée par le vent, mais la présence de la végétation modifie sensiblement le régime d’in-

149

Climutologie, compte rendu de recherches

filtration et d’écoulement dc l’eau. Sukharev [Il31 a estimé, après avoir analysé une longue série d’obscrva- tions faites en Russie, que le coefficient d’écoulement de la pluie de printemps (probablement des averses) est de 60 Y. dans les steppes, tandis qu’il atteint 16 y0 seulement dans une région où il y a 18 % de forêts. C’est probablement cette infiltration accrue qui cxpli- que que l’humidité du sol soit généralement plus élevée près des rideaux d‘arbres qu’ailleurs. On considère parfois l’omhre projetée par les arbres

comme un désavantage, sauf dans les régions arides. Ce qui peut-être plus grave, c’est que les rideaux d’arbres abritent des vecteurs de maladies. Schrodtcr [IOI, 1021 a trouvé que les concentrations de spores dans l’air sont souvent beaucoup plus élevées sous le vent d’un brise-vent qu’à découvert, peut-être pour la m ê m e raison qui fait que la neige s’y accumule. Les rosées plus importantes que l’on observe entre les rideaux d’arbres offrent elles aussi des conditions plus favorables pour la propagation des maladies. Par contre, les insectes pollinisateurs sont protégés contre le vent, et l’ombre des arbres sert aux animaux domestiques. Bien qu’il faille encore étudier en détail les effets

microclimatiques des brise-vent et des rideaux d’arbres, leurs effets favorables sur les récoltes ne semblent pas laisser de doute. En général, on s’attend à des récoltes supérieures de 20 Y. à celles des champs non protégés, bien qu’on ait signalé de temps en temps des augmen- tations beaucoup plus importantes. Même si l’on tient compte de la superficie occupée par les arbres, ceci représente un bénéfice net d’au moins 15 %, selon Andersen [2].

COUCHES ET SERRES

Parmi les études effectuées au cours de ces dernières années on trouve peu d’allusions au problème du microclimat des couches ou des serres. Il se peut qu’avec les techniques modernes de climatisation, leur climat soit si rigoureusement contrôlé qu’il a cessé de poser des problèmes. On profitera quand même de cette occasion pour

faire quelques remarques sur le mécanisme par lequel une simple couche ou serre influence le microclimat. On rapproche assez souvent ce fait de ce qu’on appelle

1’ (( effet de serre », c’est-à-dire la propriété que pré- sente le verre d’être transparent aux rayons visibles, mais opaque aux rayons infrarouges. On explique que cette propriété permet au rayonnement solaire de péné- trer à l’intérieur de la serre, tout en empêchant le passage vers l’extérieur du rayonnement infrarouge provenant du sol. Comme explication des hautes Lem- pératures observées à l’intérieur des serres, ce raisonnc- ment est évidemment faux, car il ne ticnt pas compte du rayonnement de la surface extérieure du verre. Le toit de verre réduit en effet le flux de rayonne-

ment thermique vers le haut, mais seulement dans une

proportion qui correspond à la différence de tempé- rature des surfaces intérieure et extérieure du verre. Cette différence de température dépend çculcrnent de l’épaisseur et de la conductibilité thermique du verre. Même après cette réduction, il est probable que le flux de rayonnement infrarouge émis par le toit de la serre sera supérieur à celui émis par la surface du sol aux environs, à cause de l’absence d’évaporation de la surface du verre. Les serres protègent donc non pas contre la perte

de chaleur par rayonnement, mais plutôt contre la perte par convection. Le flux de rayonnement n’est pas modifié sensiblement; par contre, le transfert de chaleur et de vapeur d’eau du sol à l’atmosphère est complètement supprimé et remplacé par la seule conduction thermique à travers les parois et le toit de la serre.

MODIFICATION DE L’aQUILIBRE RADIATIF ET THERMIQUE PENDANT LE JOUR

Vers l’an 1130, William de Malmesbury a constaté l’importance des vignobles dans le comté de Gloucester en Angleterre et a a&mé : (( Et ne sont les vins ici mûris en aucune façon âpres ou ingrats au palais, car quant à la douceur ils valent les vins de France. )) Le lamentable déclin qui s’est produit depuis dans

l’industrie vinicole en Angleterre a peut-être un rapport, comme l’a suggéré Franklin [37], avec la supprcs- sion des monastères plutôt qu’avec un changement général du climat. Il est certain que les moines béné- dictins et cisterciens savaient très bien tirer parti des avantages microclimatiques de leurs jardins aux hauts murs. Un mur faisant face au soleil ne protège pas scule-

ment du vent, il augmente aussi le flux de rayonnement arrivant au sol devant lui, ce qui entraîne une hausse des températures de l’air et du sol. Boyko [14] a observé une hcrbc, Stipa tortilis, vivant près des murs sud et sud-ouest d’une maison à Chypre, à 500 m au-dessus de la limite normale d‘altitude de cette plante. Weger [128] a fait des recherches systématiques sur les moyens de modifier la température du sol. Parmi les méthodes qu’il a utilisées, il convient de noter l’emploi de diverses couvertures du sol, telles que le kaolin, le charbon, les feuilles d’aluminium et la fibre de verre. Il a étudié en même temps les effets de murs peints de différentes couleurs. Bensin [7] a employé en Alaska des réflecteurs d’alu-

minium, soit polis, soit noircis, pour élever la tempé- rature du sol au printemps. Le sol était couvert d’une couche de poudre de charbon. 11 a expérimenté aussi divers autres (( dispositifs pour capter le rayonnement solaire n, mais la fonction de la plupart do ceux-ci

150

L a rnodijîcation des microclimats

carboglace ou d’une substance glaçogène telle que l’iodure d’argent. D e récentes expériences effectuées par Auf dem K a m p e et Weickmann [41,129] ont démontré que l’on peut faire précipiter des nuages stratiformes par ensemencement à partir d’un avion, à condition que leur température soit inférieure à - 50 C. Dessens et Soulage [29] ont réussi à disperser un brouillard surfondu en disséminant à partir du sol une fumée d’iodure d’argent, tandis qu’Olivier [79] a obtenu des résultats analogues en laissant échapper d’une bouteille du gaz propane comprimé. La précipitation d’un brouillard ou de nuages stratus permet au rayonnement solaire d’atteindre le sol et change radicalement l’équilibre radiatif au niveau du sol. Jus qu’à présent, seules ont réussi des expériences effectuées sur une petite échelle (de l’ordre de plusieurs dizaines de kilo- mètres carrés) et seulement par vents calmes ou très faibles. Cette technique ne peut pas évidemment s’appliquer aux nuages à températures supérieures à O0 c.

semble être d’empêcher la perte de chaleur par convection plutôt que d’augmenter l’absorption de rayonnement solaire. , Dans les zones arides il est généralement pIus urgent de réduire que d’augmenter l’insolation. Nous avons déjà mentionné l’ombrage que peuvent offrir les grandes plantes aux petites, mais il semble qu’on ait un peu négligé les possibilités d’ombrage artificiel. Il vaudrait peut-être la peine d’étudier l’effet sur la température de l’air et du sol d’une série de murs ou d’écrans paral- lèles, orientés du nord au sud de manikre à donner de l’ombre d’un côté ou de l’autre durant toute la journée. La distribution entre l’air et le sol de l’énergie libé-

rée par l’absorption du rayonnement solaire pendant la journée dépend en partie de la vitesse du vent et en partie de la capacité et de la conductibilité thermiques des couches supérieures du sol. L’irrigation du sol influe sur ces propriétés. Brooks et Rhoades [16] ont observé que le flux de chaleur vers le bas pendant le joiir était deux fois plus élevé dans un sol irrigué que dans un sol sec de m ê m e nature. On peut également modifier le flux de chaleur dans

le sol en y appliquant une couverture artificielle, telle qu’une couche de paille ou des paillassons. On réduit ainsi non seulement le flux de chaleur vers le bas, mais aussi les pertes d’eau par évaporation. Selon Tsiang [31], on a l’habitude depuis des siècles, dans certaines provinces de la Chine, de couvrir les champs d’une couche de galets mélangés avec du sable, d’environ 15 c m d’épaisseur. Cette couche ne réduit pas seulement l’évaporation et l’amplitude de la variation diurne de température dans le sol, elle facilits aussi l’infiltration de l’eau de pluie, réduit les pertes par écoulement et empêche l’érosion. Cette méthode est toutefois assez laborieuse, et elle est rentable seulement s’il s’agit de cultures d’une haute valeur commerciale. On emploie plus souvent de la paille pour protéger

le sol. Neumann [78] a mesuré la température du sol à une profondeur de 15 c m dans deux champs de pommes de terre, dont l’un était couvert d’une couche de paille et l’zutre découvert. Dans le champ couvert, les températures maximums étaient plus basses que dans le champ découvert, la différence atteignant parfois 4$30 c, et l’amplitude de la variation diurne se trouvait réduite de 3-40 C. Par contre, les températures maximums de l’air étaient plus hautes et les minimums plus basses au-dessus du champ couvert. Il est évident que la couche de paille servait d’isolant thermique entre le sol et l’atmosphère. Daigo et Maruyama [26] ont obtenu des résultats semblables, en employant des paillassons spécialement préparés. Il existe une autre possibilité de modifier le flux de

rayonnement arrivant au sol. Il est peu probable qu’on pourra l’appliquer dans les zones arides, mais pour être complets, il nous faut la mentionner ici. Il s’agit de la précipitation des nuages stratiformes ou des brouillards d’eau surfondue par ensemencement de

MODIFICATION DE L’ÉQUILIBRE RADIATIF ET THERMIQUE PENDANT LA NUIT

Le flux de rayonnement au voisinage du sol pendant la nuit a deux composants : un vers le bas qui résulte de l’émission par la vapeur d’eau, le gaz carbonique et l’ozone atmosphériques; et un vers le haut qui provient de la surface du sol. Pour ce rayonnement thermique, dont la longueur

d’onde s’étend de 2 à 50 microns, l’albedo de presque toutes les surfaces solides est voisin de zéro. L e seul moyen qui nous reste de modifier le flux de rayonnement au voisinage du sol est donc de changer la distribution dans la verticale des surfaces absorbantes et émettrices. L a végétation peut servir à cela, comme nous l’avons

vu dans la section (( Température de l’air et du sol », p. 144, mais elle protège moins bien contre le refroidissement nocturne que contre l’échauffement pendant le jour. On a aussi employé des fumées pour distribuer les pertes de chaleur par rayonnement à travers une plus grande masse d’air. Ces fumées sont produites le plus souvent par la combustion incomplète du pétrole ou du kérosène, mais on a procédé également a des expériences avec des fumées de produits chimiques. Calder et Mumford [22], par exemple, ont employé la fumée du chlorure de zinc. Cette méthode présente cependant quelques désavantages, aussi a-t-on tendance à l’employer de moins en moins : sauf par nuits très calmes, la fumée est vite emportée par le vent et ne fait que gêner les voisins. Pour distribuer la perte de chaleur à travers une

plus grande masse d’air, on a employé plus couramment

151


ces dernières années des grands ventilateurs. Par nuits calmes el claires, l’air à quelques mètres au-dessus des cimes des arbres est souvent plus chaud de quelques degrés qu’au niveau du sol. Cette configuration est thermodynamiquement très stable, et l’on doit dépenser de l’énergie pour mélanger les couches d’air et pour faire descendre l’air chaud jusqu’au sol. L’installation la plus courante consiste en deux hélices montées sur un mât d’environ 10 m de hauteur, et dont l’axe forme avec l’horizontale un angle de 5 à 100. Ces hélices tournent autour de la verticale toutes les deux ou trois minutes. On a estimé [23] qu’une telle machine peut (( protéger )) jusqu’à 10 hectares de vergers contre la gelée pour une dépense en combustible d’environ 2,50 dollars par heure (en Californie). Ceci est évidemment négligeable en comparaison de la valeur de la récolte que l’on pourrait sauver, mais la dépense initiale est assez élevée. Baker [6] a essayé d’analyser théoriquement l’action de ces machines afin de déterminer la meilleure façon de les répartir et la puissance à donner à chaque unité; mais la com- plexité des mouvements de l’air est telle qu’on ne résoudra ce problCme que par l’expérimentation. L’énergie rayonnée par la surface du sol durant la

nuit provient en partie de l’air et en partie des couches supérieures du sol. Les ventilateurs, en créant de la turbulence, augmentent la conductibiiité thermique de l’air. On peut également essayer d’accroître la capa- cité thermique ou la conductibilité du sol, par exemple en l’irriguant. L a difficulté provient de ce que les sys- tèmes d’irrigation ne sont pas en général assez flexibles pour permettre l’irrigation simultanée de grandes éten- dues. Dans les pays humides, comme en Angleterre, où l’approvisionnement en eau ne présente pas de pro- blèmes, on emploie parfois l’arrosage des vergers comme moyen de lutte contre les gelées. Selon Franklin [37], 18 000 litres d’eau par hectare et par heure sous forme de rosée suffisent, en Angleterre, pour protéger un verger contre la gelée de rayonnement. La chaleur latente libérée par la congélation de l’eau sur les arbres empêche la température des feuilles et des fleurs de descendre sensiblement en dessous de O0 C. Par cette méthode on augmente en effet la capacité thermique de la végétation et aussi, jusqn’à un certain point, celle de l’air lui-dme. Toutes les méthodes que nous avons mentionnées

se fondent sur l’accroissement de la capacité thermique ou de la conductibilité de l’air ou du sol. Elles n’ajoutent rien à la quantité totale de chaleur du système air-sol; elles en changent seulement la distribution. Par contre, la méthode encore la plus couramment employée consiste à chauffer directement l’air au moyen de brûleurs. On brûle du péLrole dans les pays où il est bon marché; ailleurs c’est le charbon ou le bois qui esL utilisé. Il est intéressant de compare? le coût de cette méthode à celui des autres, et surtout à celui des ventilateurs. Selon Damario et Pascale [27], un réseau de brûleurs

qui coiisommc de 300 à 500 litres de gas-oil par heure et par hectare sufit pour élever la température de l’air de 2-30 C. Un brûleur à kérosène qui opère à haute température en diffusant la chaleur radiante au moyen d’un réflecteur circulaire a été dessiné par Farrall [32], qui prétend que cet appareil fournit le même degré de protection pour une consommation de 125 litres de kérosène par hectare et par heure. En comparaison, le chiffre de consommation cité par les fabricants de ventilateurs, soit 15 litres d’essence par hectare et par heure, est extrêmement bas. Le prix d’achat est néanmoins plus élevé. Il paraît donc que les méthodes d’échange de chaleur,

telles que l’emploi des ventilateurs, seront plus écono- miques s’il s’agit de lutter contre les gelées de rayonnement, où il y a des inversions de température considé- rables. Dans le cas des gelées causées par l’advection d’air froid, où la température est inférieure à zéro à tous les niveaux, on est évidemment obligé d’avoir recours aux brûleurs.

LA MODIFICATION DE L ’ g Q U I L I B R E EIY D R 1 Q U E

L’IRRIGATION

L’exploitation à des fins agriculturales de l’eau des rivières et des lacs naturels ou artificiels est une pratique aussi vieille que la civilisation humaine. A notre épo- que on exploite aussi les nappes d’eau souterraines et l’on s’efforce d’améliorer la technique de la distribution de l’eau. Le système classique d’irrigation par des canaux

ouverts présente deux inconvénients. Une grande proportion de l’eau, quelques fois même la moitié, se perd par évaporation entre le réservoir et les champs et au cours de son infiltration dans le sol. L’érosion et par suite l’envasement des canaux, auquel on a attribué le déclin des grandes civilisations antiques dont l’agriculture dépendait de l’irrigation, représentent un pro- blème encore plus sérieux. D e plus, l’infiltration de l’eau à traver~ le fond des canaux entraîne parfois une telle hausse du niveau phréatique dans leur voisinage que le sol se gorge d’eau ou bien devient trop salin. Au cours des dernières années on a essayé d’autres

méthodes d’irrigation, pour éviter l’érosion et les pertes d‘eau par évaporation. Une méthode consiste à amener l’eau par des tuyaux jusqu’aux champs et à la distribuer aux plantes par arrosage. Bien que la dépense d’énergie et le coût de l’installation soient assez élevés on préfère souvent cette méthode dans les pays avancés, surtout là où la nature du terrain rend difficile l’irrigation par canaux. L’eau est distribuée par des pulvé- risateurs qui, selon Wilcox et McDougald [133], cou- vent mieux le terrain quand ils forment un réseau

152

La modijication des microclimats

L’objet de tout ensemencement de nuages est d‘y introduire des particules qui puissent grossir rapidement par condensation jusqu’à servir d’éléments de coagulation, et détruire partiellement la stabilité colloï- dale du nuage. L a nature des particules employées dépend en général des températures à l’intérieur du nuage. Si le nuage se trouve entièrement ou en partie à une température inférieure à O0 C, on peut essayer d’amorcer la congélation d‘une partie des gouttelettes du nuage, qui normalement restent liquides jusqu’à - 300 ou - 400 C, selon la teneur en particules glaqogènes naturelles de l’air. Lorsqu’une gouttelette se congèle, il s’établit autour d’elle un gradient de tension de vapeur qui lui permet de grossir rapidement jusqu’à ce que sa vitesse de chute devienne beaucoup plus grande que celle de la majorité des gouttelettes. A partir de ce moment, la goutte congelée grossit de plus en PIUS rapidement par collision et coalescence avec les gouttelettes qui constituent la masse du nuage. La vitesse de croissance des petits cristaux de glace

par condensation, dans des conditions semblables à celles qu)on rencontre à l’intérieur d’un nuage, a été étudiée au laboratoire par Reynolds [&8] et par Mason [67]. Ce dernier a trouvé qu’un cristal ayant au début la masse d’une gouttelette de nuage peut atteindxe un diamètre de 50 microns au bout de 150 secondes environ. L a vitesse de croissance dépend de la température, et elle est plus grande entre - 100 et - 150 C. C’est entre ces deux températures que la différence de tension de vapeur de l’eau surfondue et de la glace est maximum. Ludlam [66] a étudié théoriquement la croissance ultérieure d’un cristal de glace par coalescence dans des nuages naturels. On a cru pendant longtemps que toute pluie natu-

relle se formait par un processus de condensation et de coagulation sur des cristaux de glace, mais l’extension d’observations contrôlées à des régions tropicales a révélé l’existence d’autres possibilités. Les observations faites en Australie par Smith [IO51 furent parmi les premières à établir sans équivoque que de fortes pluies peuvent tomber de nuages dans lesquels la tempérsture est partout supérieure à O0 C. Ces observations incitèrent Bowen en Australie et L u d a m en Angleterre à développer une théorie destinée à expliquer la formation de la pluie au sein des nuages cumuli- formes tropicaux. Chacun a déterminé sous quelles conditions une gouttelette nettement plus grande que la majorité des gouttelettes d’un nuage peut grossir simplement par coalescence jusqu’à devenir goutte de pluie. Il fallait cependant expliquer la présence dans le nuage d’une telle gouttelette. Bowen [IO] a considéré le cas d’une grosse goutte formée par la collision fortuite de deux normales, tandis que Ludlam [66] a supposé qu’une goutte anormalement grande pourrait se former par condensation sur un noyau hygroscopique (( géant )) contenarit plus de gramme de sel, si toutefois une telle particule se trouvait dans l’air nuageux.

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de carrés. Dans ce cas la perte en eau est due principalement à l’évaporation de la rosée. Selon Kalianov [50] elle peut atteindre 30 %. Mather [70] a trouvé qu’elle est d’environ 18 y0 quand il s’agit d’appareils d’arrosage fixes. Il est beaucoup plus difficile de mesurer l’évaporation à partir des pulvérisateurs giratoires installés au sol, mais Mather estime que dans ce cas la perte d’eau par évaporation est de l’ordre de 10 yo. Cependant il a constaté que le pourcentage d’eau perdue dépend de l’étendue de l’aire irriguée, l’air s’humidifiant progressivement à mesure qu’il passe à travers les rosées. Ceci implique que l’eau qui s’évapore n’est pas pour autant complètement perdue : si elle sert à réduire le déficit de saturation de l’air’ elle doit aussi diminuer en quelque sorte le taux de transpiration de la récolte. Il est évident que l’humidification de l’air près du sol représente un moyen de modifier l’équilibre hydrique. L’irrigation souterraine supprime presque entière-

ment les pertes d’eau par évaporation qui sont insé- parables des deux méthodes que nous venons de consi- dérer. Cette méthode consiste à créer une nappe phréa- tique artificielle dans le sol et à la maintenir à un niveau tel que l’eau peut atteindre les racines des plantes grâce à son mouvement capillaire. On introduit l’eau dans le sol au moyen de fossés ou de drains. Cette méthode évite la plupart des pertes d’eau, mais on ne l’emploie pas souvent parce qu’elle n’est pratique que dans des conditions pédologiques bien définies : le terrain doit être plat; il doit y avoir, immédiatement au-dessous du sol superficiel, une couche assez perméable pour permettre le passage rapide de l’eau sur le plan horizontal aussi bien F e vertical; de plus, au-dessous de cette couche, il doit en exister une autre pi soit assez imper- méable pour empêcher toutes pertes importantes d’eau par infiltration vers le bas.

LA PLUIE PROVOQUÉE

Au cours des dix dernières années on a vu le sorcier faiseur de pluie se transformer en homme d’affaires prospère. On a appris aussi à mieux comprendre comment se produit la pluie naturelle. En mê m e temps, on a jeté les bases d’une science de la modification du temps.

L’espace nous manque pour passer en revue toute la littérature, devenue volumineuse, concernant la physique des nuages. On peut se rendre compte de l’état actuel des recherches sur ce sujet en lisant les comptes rendus de trois congrès récents : celui de l’Arne- rican Geophysical Union sur la (( Physique des particules de nuages et de précipitation )), qui s’est réuni à Woods Hole en septembre 1955; celui sur la (( Physique des nuages )) qui s’est tenu à l’Imperia1 College de Londres en janvier 1956; et celui organisé par l’université de l’Arizona sur les (( Bases scientifiques des études de la modification du temps )), qui eut lieu à Tucson en avril 1956.


Ce qui complique le calcul des vitesses de croissance des gouttelettes par coalescence, c’est qu’on connaît mal le coefficient de captation des goutteleLLes d’un diamètre de 10 à 100 microns. Mais une fois formée par les processus de condensation et de coalescence, une grosse goutte peut grossir encore jusqu’à devenir instable. Elle éclate alors et se disperse en fragments qui peuvent grossir et devenir instables à leur tour. D e cette manière le nombre des gouttes de pluie dans un nuage peut croître très rapidement. Langmuir [59] a défini les limites de la teneur en eau, de la vitesse d‘ascendance, et de l’épaisseur dans la verticale du nuage, dans lesquelles peut se développer cette (( réac- tion en chaîne )). On a fondé les tentatives d’accroissement de la plu-

viosité par ensemencement de nuages sur l’une ou l’autre des deux prémisses suivantes : 10 un accroissement significatif de la teneur en noyaux glaçogènes du nuage, ou une hausse du seuil de température auquel ceux-ci deviennent actifs, augmenteront la précipitation; 20 un accroissement de la teneur du nuage en noyaux hygroscopiques augmentera la préci- pitation. Il a fallu naturellement déterminer au préa- lable en quoi consiste une hausse significative de la teneur de l’air en noyaux glaçogènes ou hygroscopiques géants.

Findeisen et Schulz [33] furent les premiers à étudier les noyaux glaçogènes atmosphériques. Ils tracèrent un (( spectre N de la concentration dans l’atmosphère des noyaux actifs à chaque température entre O0 et -350 C, que les recherches plus récentes ont générale- ment confirmé. Dans la plupart des études récentes on a plutôt cherché à mesurer la concentration des noyaux actifs à une température donnée (le plus souvent entre -100 et -ZooC), les variations de cette concentration dans le temps et dans l’espace, et ses rapports avec la situation météorologique générale. Parmi ces travaux, ceux que Schaefer a dirigés à Mount Washington [99], ceux réalisés en Australie et en Arizona par Smith, Kassander et Twomey [IO71 et ceux de Cwilong [25] au Panama présentent un intérêt particulier .

L’étude de la distribution dans l’atmosphère des gros noyaux hygroscopiques est d’origine plus récente : elle a commencé avec les mesures effectuées par Wood- cock [134-1361. On a réalisé la plupart des observations au-dessus des océans. Celles de Moore [75] et de Moore et Mason [76] ont éclairci le mécanisme de formation des gros noyaux à la surface de la mer et nous ont permis d‘estimer le taux de production. Par contre, Fournier d’Albe et ses collègues [34] ont mesuré leur’ concentration dans l’air près du sol pendant une longue période en divers points du Pakistan- Occidental. Ils en ont conclu que la surface des océans est la source principale des noyaux hygroscopiques dans l’atmosph&re, mais qu’à l’intérieur des continents il faut tenir compte d’autres sources possibles, telles que les nuages mêmes.

154

Les résultats des études portant sur les noyaux atmosphériques ont indiqué que l’ensemencement de nuages surfondus au moyen de substances glaçogènes telles que la neige carbonique ou l’iodure d’argent peut généralement augmenter le nombre des cristaux de glace dans les nuages entre les niveaux des isothermes de O0 et -2OoC. D’autre part, l’ensemencement de nuages au moyen de noyaux hygroscopiques géants, tels que des particules de sel commun, peut générale- ment entraîner une hausse de la concentration de ces noyaux, sauf dans des masses d’air qui proviennent directement de l’océan. On pouvait donc espérer que l’ensemencement de nuages au moyen de substances appropriées produirait quelque modification des processus de précipitation. Depuis que Schaefer a réalisé ses expériences histo-

riques en 1946, on a entrepris un très grand nombre d’expériences et d’opérations dans le but de provoquer la pluie. Dans la plupart des cas, on a bombardé des nuages avec de la neige carbonique à partir d‘avions, ou bien on a répandu de l’iodure d’argent sous forme de fumée au moyen de générateurs installés soit au sol, soit à bord d’avions. Mais on a attaqué aussi des nuages K chauds )) avec de l’eau envoyée d’avions [Il, 191, avec du sel en poudre apporté par des bal- lons [28] ou dispersé directement du sol [36]. En dehors des entreprises commerciales de ruin-

making, on a consacré beaucoup d’efforts à des expé- riences scientifiques d’ensemencement des nuages. II est donc décevant de constater le petit nombre des résultats concluants - qu’ils soient positifs ou néga- tifs - qu’on a pu en tirer. Les expériences de Dessens et Soulage [29] et celles

de Weickmann et ses collègues [4, 1291 ont établi sans équivoque que la neige carbonique ou l’iodure d’argent introduits directement dans des nuages stratus surfondus peuvent entraîner la précipitation de ceux-ci. Les expériences décrites par Byers [19], dans lesquelles on a arrosé d’eau des nuages cumulus tropicaux, ont donné des résultats qui sont stazisti- quement significatifs. Jusqu’à présent, ont seules donné des résultats

positifs des expériences réalisées sur une petite échelle, au cours desquelles on a pu contrôler directement les effets de l’ensemencement au moyen de la photo- graphie ou du radar. La situation est entièrement différente quand il s’agit d’expériences sur une grande échelle. Dans ce cas l’évaluation des résultats est fondée sur l’analyse des données pluviométriques. L a grande variabilité naturelle de la pluviosité, dans le temps comme dans l’espace, tend alors à masquer les effets de l’ensemencement, qu’ils soient positifs ou négatifs. Le poids de l’évaluation retombe sur les épaules des statisticiens, qui se voient souvent obligés d’analyser des données provenant d’expériences conçues sur des bases météorologiques plutôt que statistiques. C’est peut-être pour cette raison que l’analyse statistique de la plupart des expériences n’a pas donné

La modijcation des microclimats

de résultats concluants. Dans les quelques cas OU l’analyse indépendante a abouti à des conclusions positives [122], celles-ci ont été sévèrement criti- quées [17]. Dans presque toutes les expériences faites sur une

grande échelle, on a employé l’iodure d’argent, le dispersant à l’aide de générateurs installés au sol. On a introduit ainsi une complication supplémentaire, l’iodure d’argent étant susceptible de se décomposer sous l’action de la lumière visible et ultra-violette du jour. Smith, Hefferman et Seely [IO61 ont montré tout récemment que l’activité glaçogène d’une fumée d’iodure d’argent dans l’atmosphère décroît de 90 % par heure quand la fumée est produite par un brûleur à kérosène; la fumée d’un brûleur à hydrogène perd en dix minutes 90 y0 de son activité. Selon Bowen [12], cette désactivation ne se produit pas la nuit, mais pendant le jour sa vitesse est à peu près indépen- dante du degré de nébulosité. On peut donc se demander si, dans les nombreuses expériences au cours desquelles l’iodure d’argent fut dispersé à partir du sol, les parti- d e s de fumée ont jamais atteint, en état d’activité glaçogène, le niveau de l’isotherme zéro dans les nuages. On évite cette difficulté si l’on introduit la substance

directement dans les nuages à partir d’un avion, et m e expérience destinée à déterminer les effets de l’iodure d’argent dispersé de cette manière se déroule actuellement en Australie [12]. D’autre part, on cherche activement dans plusieurs laboratoires une substance qui ait les mêmes propriétés glaçogènes que l’iodure d’argent mais qui ne soit pas susceptible de photodécomposition par le soleil.

Jusqu’à présent on a réalisé très peu d’expériences d’ensemencement sur une grande échelle avec des noyaux hygroscopiques. Cette méthode s’applique seulement aux nuages d’averses du type cumulus. La pluie d’origine convective est encore plus variable que celle associée aux systèmes frontaux des hautes et moyennes latitudes, et l’évaluation statistique des résultats est, de ce fait, plus difficile. Cependant cette méthode offre l’avantage [35] que les particules disper- sées pourraient dans certains cas être décelées dans l’eau de pluie par l’analyse chimique. Une évaluation physique des effets de l’ensemencement serait alors possible.

Quelles conclusions peut-on tirer de ce qui précède? Il est à peu près certain que les méthodes d’ensemencement dont nous disposons actuellement (la neige carbonique, l’iodure d’argent, le sel) peuvent dans dertaines conditions augmenter la précipitation dans ces nuages individuels. Cependant on ne peut dire encore si la (( pluie provoquée )) entraînera jamais des changements de climat. Il faudra encore bien des années et des recherches soigneusement organisées dans diverses régions du monde pour résoudre cette question.

L’INFILTRATION ET L’ÉCOULEMENT

Les plantes trouvent dans le sol l’eau dont elles ont besoin. Elles sont donc moins sensibles à la quantité d’eau apportée à la surface du sol par la pluie ou par l’irrigation qu’à la quantité qui pénètre dans le sol et qui est retenue parmi les racines. La végétation elle-même influe sur la répartition

de l’eau de pluie entre l’infiltration, l’écoulement superficiel et le renvoi direct à l’atmosphère par évapo- ration. Là où la végétation est absente ou éparse, c’est l’état de la surface du sol qui détermine principalement la répartition de l’eau, que celle-ci soit de pluie ou d’irrigation. Un sol grossier de haute porosité, tel que le sable, permet une infiltration rapide; par contre, un sol fin, comme l’argile ou le limon, non seulement retarde l’infiltration mais peut la réduire presque à zéro si la surface se durcit. Darcy a donné l’équation suivante pour le taux

d’infiltration : k (h -r y) f = y

k étant une constante (que l’on appelle souvent le coefficient de perméabilité) qui dépend de la porosité du sol; h, l’épaisseur de la couche d’eau sur la surface; et y, la profondeur de la couche de sol saturé. Cette équation s’applique à l’état d’équilibre. Aristovskii [3] a distingué entre deux phases d’infiltration : d’une part, l’absorption d’eau par une couche du sol jusqu’à saturation; d’autre part, la transmission d’eau à travers la couche saturée vers le bas. L’équation de Darcy n’est valable que pour la seconde phase.

L a porosité d’un sol dépend principalement des dimensions et de la forme des particules. Au cours des dernieres années on a cherché à faciliter l’agglo- mération des particules au moyen de couvertures organiques ou d’agglomérants chimiques. Nous avons déjà cité les travaux de Chepil[24] à ce propos. Schiff LlOO] a publié un résumé des études récentes de la relation entre la condition du sol et le taux d’infiltration. Par exemple, un limon sablonneux nu absorbait 30 c m d’eau par jour dans des conditions expérimen- tales. Après un traitement avec des déchets des égre- neuses de coton, le taux d’infiltration s’est accru peu à peu et a atteint 175 c m par jour après quatre ans. Une couche d’herbe des Bermudes plantée dans le m ê m e sol a donné, après trois ans, un taux de 105 c m par jour. Des agglomérants chimiques ont causé une hausse immédiate allant jusqu’à 120-150 c m par jour, mais leur effet n’a duré que deux ou trois ans. Dans les terres arides les produits chimiques sem-

blent offrir quelques possibilités de diminuer l’écoule- ment superficiel, mais les essais réalisés dans des conditions contraires sont encore peu nombreux et le coût reste toujours élevé.

155 ‘


L’ESTIMATION DES BESOINS E N E A U

Pouvoir suppléer à l’insuffisance d’eau de pluie par l’irrigation ou par d’autres moyens soulève immédia- tement la question de savoir quelle quantité d’eau fournir aux cultures pour assurcr une croissance et un rendement maximums. L’idéal serait sans doute de maintenir sans cesse

le sol au degré d’humidité équivalente dans toute la zone des racines. Ceci exigerait une irrigation. continue, laquelle n’est généralement pas possible. En fait, les cultures sont irriguées de manière intermittente. Pour éviter tout gaspillage d’eau, il faut que la quan- tité fournie chaque fois soit juste suffisante pour ramener le sol à l’humidité équivalente dans toute la zone dcs racines, puisque tout excédent d’eau se perd par percolation vers le bas. Dans l’intervalle, les plantes extraient l’eau emma-

gasinée dans le sol pour remplacer celle qu’elles ont perdue par transpiration. Ce processus dure jusqu’au moment où l’humidité du sol dans la zone des racines se trouve réduite à un point où les racines ne peuvent plus extraire l’eau à un taux suffisant. Alors les cellules des feuilles perdent leur turgescence, la respiration et la croissance cessent. On appelle (( point de fanaison permanente 1) le degré d’humidité du sol auquel les plantes se fanent irrémédiablement sans que l’eau et l’obscurité puisaent les ranimer. C o m m e l’humidité équivalente, ce point est déterminé par la structure physicochimique du sol. L’humidité équivalente des sols varie d’environ

40 y. pour une argile fine à environ 8 y. pour un sol sablonneux et grossier. Les valeurs du pourcentage de fanaison permanente sont respectivement 23 % et 3 yo. Les différences entre ces deux groupes de chiffres représentent la quantité d’eau dont les plantes peuvent disposer : celle-ci varie donc de 17 y. de la masse du sol pour un sol argileux à 5 y. de la masse d ’ u ~ sol sablonneux et grossier. Une culture peut donc extraire du sol une quantité d’eau qui dépend de ce pourcentage d‘humidité disponible du sol et de la profondeur atteinte par les racines. L e laps de temps pendant lequel une culture peut survivre sans recevoir d’eau dépend de ces deux facteurs et aussi du taux d‘évapotranspiration. Ce dernier facteur est celui qui intéresse les climatologistes. A première vue, le moyen le plus simple d’estimer

le taux d’évapotranspiration est de le mesurer directement. On peut le faire là où la végétation est courte, par exemple sur le gazon, en effectuant une coupe du sol plus profonde que les racines, en la mettant dans un cylindre de plastique ou d’une autre substance non métallique, en la replaqant dans le sol et en la pesant de temps en temps. On est allé jusqu’à isoler des arbres (voir Veihmeyer [123]) et à étudier leur transpiraiion par ce moyen. Cependant, on peut critiquer cette méthode qu’implique toujours une modification des conditions naturelles. Pasquill [es] a observé

que le diamètre d’une coupe du sol semble influer sur le taux d’évapotranspiration qu’on mesure. L a résistance électrique du sol indique le degré

d’humidité, et sa mesure dérange moins les conditions naturelles. Mais ces techniques ne sont pas encore suffisamment précises et sûres. En outre, elles ne peuvent servir à déterminer l’évaporation que si l’on est certain qu’il n’y a ni pertes ni gains d’eau par le bas.

L a méthode dite (( du papier à chlorure de cobalt )), que l’on doit à Stohl, sert à estimer la transpiration de feuilles individuelles, mais elle implique également un dérangement sérieux des conditions naturelles. Milthorpe [74] a souligné que la présence du papier modifie les conditions dans la couche limitrophe à la surface de la feuille. Elle change aussi le gradient de la vapeur d‘eau entre les surfaces d’évaporation à l’intérieur de la feuille et l’air ambiant. Milthorpe considère p e la méthode peut servir, dans certaines conditions, à des mesures du coefficient de diffusion stomatale. D e telles difûcultés ont encouragé le développement

de diverses méthodes météorologiques de mesurer ou d’estimer l’évapotranspiration. La plus directe de ces méthodes implique des mesures simultanées de la vitesse du vent et de l’humidité spécifique de l’air 2 deux niveaux à moins d’un mètre du sol ou de la surface des plantes. Thornthwaite et Holzman [US] furent les premiers à employer cette méthode, qui a été perfectionnée ensuite par Pasquill [81-831, Rider et Robinson [92] et Rider [91]. On exprime l’évapo- transpiration par l’équation :

E étant le taux d’évapotranspiration; pi la densité. de l’air; k, la constante de von Karman; ul, u2, pi, q2, la vitesse du vent et l’humidité spécifique de l’air aux niveaux z1 et z2 du sol respectivement; et d, le déplacement du plan de zéro, facteur qui dépend de la hauteur et de la densité de la végétation. Cette équation est valable seulement dans des conditions d’équilibre neutre, mais Pasquill [82] a démontré que les erreurs occasionnées par son application dans des conditions d’équilibre stable ou instable n’excè- dent pas en général 10 yo, si 1’011 effectue les mesures dans une zone de 50 c m au-dessus du sol. L a validité de l’équation dépend de la constance de l’egort de cisaillement dans la verticale ei de l’identité des coefficients de diffusivité turbulente d’impulsion et de la vapeur d’eau. L’expérience confirme ces deux propo- sitions. D e toutes les méthodes dont nous disposons acLuelle-

ment pour la mesure de l’évapotranspiration, celle-ci est la plus satisfaisante du point de vue de la physique. Elle exige cependant une instrumentation complexe, et la présence d‘un physicien pour faire les observations et pour interpréter les résultats. Elle ne convient

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Le concept d’évapotranspiration potentielle s’est révélé très utile pour l’estimation des besoins en eau des plantes. Pourtant sa définition manque de préci- sion, comparée à celles des autres éléments météoro- logiques. Par exemple, qu?est-ce qu’une (( surface complètement couverte de végétation D? N e devrait- on pas définir la nature de la végétation? On peut répondre que des expériences faites avec des évapo- transpiromètres ont démontré que la nature et la densité de la couche végétale n’affectent pas beaucoup les observations [71]. Ceci peut être vrai si l’évapotranspi- ration dépend surtout de la diffusion de la vapeur d’eau vers le haut à travers les couches inférieures de l’atmosphère; mais dans les régions arides ou dans celles où on note beaucoup de vent, le facteur prédo- minant peut être la diaision de la vapeur d’eau à travers les stomates : celle-ci varie probablement d’une espèce de plantes à une autre. Dans la pratique, on s’aperçoit effectivement que les besoins en eau, pour assurer une croissance maximum, sont très diffé- rents selon les cultures.

Quoi qu’il en soit, les besoins en eau d’une couche de végétation d’une nature et d’une densité données varieront d’une région à l’autre en fonction de facteurs qui seront d’ordre climatique plutôt que physiologique. On a proposé diverses formules pour le calcul de l’évapo- transpiration potentielle à partir d’un ou de plusieurs éléments climatiques. D’une étude du bvan hydrique de quelques bassins

hydrologiques aux Etats-Unis, Thornthwaite [118] a dérivé une formule empirique qui exprime l’évapo- transpiration mensuelle en fonction de la moyenne mensuelle de la température seulement

pas pour des observations continuelles sur une longue période, de sorte qu’on ne l’a employée jusqu’à pré- sent que dans la recherche. Pour des estimations routinières l’évaporimètre,

SOUS forme d’un bac rempli d’eau dans lequel on observe chaque jour le changement du niveau de celle-ci, est, aujourd’hui encore, le plus couramment utilisé. On a souvent essayé de trouver une corrélation entre l’évaporation de tels appareils et celle des surfaces naturelles, mais les difficultés sont grandes. Le rapport entre l’évaporation à partir de la surface de l’eau dans un bac et celle du sol ou de la végétation avoisinante dépend non seulement des dimensions et du degré de ventilation du bac, mais aussi de presque tous les éléments climatiques locaux. C’est surtout pendant la nuit qu’un bac peut donner des résultats trompeurs : il n’est pas rare que l’évaporation se poursuive pendant la nuit., tandis que la rosée se condense partout ailleurs. L’évaporimètre de Thornthwaite [120] permet de

surmonter beaucoup de ces difficultés. Il consiste en un bac métallique, de 4 m2 de superficie et de 70 c m de profondeur, enterré de façon à ce que le bord supé- rieur soit au niveau de la surface du sol. On le remplit avec de la terre et de l’humus trouvés aux alentours, et on y sème les mêmes plantes. Dans le premier modèle, on maintient dans le bac une nappe d’eau à un niveau fixe (généralement à 35 c m au-dessous de la surface) et on mesure chaque jour, au moyen d’un dispositif simple, la quantité d’eau qu’on doit ajouter ou sous- traire pour maintenir l’eau au niveau choisi. Pour que I’évapotranspiration du bac soit représentative, on doit maintenir au même niveau la nappe phréa- tique dans le champ autour de l’instrument, par irrigation souterraine ou par arrosage. Mather [72] a décrit une version modifiée de I’instru-

ment, dans laquelle on ne maintient pas de nappe phréatique dans le bac : au lieu de cela, l’instrument est irrigué chaque jour avec une quantité d’eau su&- sante pour maintenir la teneur en eau du sol à un point supérieur à l’humidité équivalente. Dans ce cas, on obtient la quantité d’eau perdue chaque jour par évapotranspiration en soustrayant la quantité qui s’infiltre jusqu’au fond du bac de celle apportée à la surface par l’irrigation ou par la pluie. Bien que cet évapotranspiromètre soit technique-

ment très supérieur à l’évaporimètre standard, il est évident qu’il ne peut servir à mesurer I’évapotranspi- ration que dans des conditions assez artificielles, la teneur en eau du sol étant maintenue constamment égale ou supérieure à l’humidité équivalente. Il donne en fait une mesure, non de l’évapotranspiration sous conditions normales, mais plutôt de l’évapotranspi- ration potentielle, définie par Thornthwaite [Il&] comme la quantité d’eau qui sera perdue par une surface complètement couverte de végétation si la teneur en eau du sol est toujours suffisante pour répondre aux besoins en eau de la végétation.

e représentant l’évapotranspiration potentielle en cm; t, la moyenne mensuelle de la température en OC; 1, un (( indice de chaleur », et a, deux fonctions complexes de t. On corrige la valeur de e donnée par cette équation pour tenir compte de la latitude du lieu et de la durée moyenne du jour. Cette formule donne, pour I’évapotranspiration mensuelle, des valeurs qui sont du même ordre de grandeur que celles observées dans des évapotranspiromètres. L a différence entre les valeurs calculées et les valeurs estimées de l’évapo- transpiration annuelle n’excède pas en général 20 yo. L a formule tend cependant à exagérer l’amplitude de la variation annuelle : elle donne des valeurs trop élevées en été et trop basses en hiver [73]. Blaney et Criddle [9] ont proposé une relation sem-

blable entre la moyenne mensuelle de la température, la durée du jour et l’évapotranspiration.

Penman [84, 851 a essayé de donner aux estimations de l’évapotranspiration potentielle une base physique et plus rationnelle; il a proposé une méthode qui tient compte du bilan énergétique de la surface de la terre aussi bien que du taux de diffusion de la vapeur d’eau

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vers le haut dans les couches inférieures de l’atmo- sphère. Penman en dérive les équations suivantes pour l’évaporation d’une surface illimitée d’eau :

E (AH0 + Y%) A f Y 0 -

ou Eu = 0,35 (0,5 4- 0,01~) (eu - ~ d )

E, représentant le taux d’évaporation; A, la pente de la courbe de tension de la vapeur d’eau à la température moyenne de l’air; Ho, le flux net de radiation àla surface du sol; y, la constante psyehrométrique; u, la vitesse moyenne du vent à une hauteur de 2 m au-dessus du sol; et (e, - ed), le déficit moyen de saturation. On obtient la transpiration potentielle d’une couverture complète de végétation en multipliant E, par un facteur empirique qui dépend du lieu et de la saison. Dans le sud de l’Angleterre, ce facteur varie de 0’6 en plein hiver à 0’8 en été. En dérivant cette formule, Penman a supposé que l’énergie nécessaire à l’évapo-

ration provenait entièrement du rayonnement du soleil et de l’atmosphère, et que l’on pouvait négliger tout apport de chaleur par advection. Quelle que soit la précision de telles méthodes clima-

tologiques permetlant d’estimer l’évapotranspiration potentielle, leur application est cependant limitée. Si on voulait, par exemple, estimer les besoins en eau des cultures en vue d’établir un projet d’irrigation dans une zone désertique, il serait erroné de fonder les calculs sur les données climatiques de la région dans son état naturel. L’irrigation et l’apparition de la végétation changeraient nettement le microclimat auquel les cultures sont senBihles. Aux limites de la zone irriguée les conditions se rapprocheraient de celles du désert, mais l’intérieur de la zone serait protégé en quelque sorte par la végétation qui l’entoure. Gal’tsov [38] a observé, par exemple, que les besoins en eau des plantes diminuent lorsqu’on va des limites vers le centre d’une région irriguée dans le Kazakhstan.

CONCLUSIONS

Une grande partie des recherches mentionnées dans cette étude ont été réalisées en dehors des zones arides. Nous avons cru néanmoins utile de les citer parce que les méthodes et les techniques employées, m ê m e si elles n’ont pas encore été appliquées aux problèmes de la zone aride, le seront probablement dans l’avenir. Par définition, les problèmes microclimatiques qui

présentent la plus grande importance pour les zones arides sont ceux de la circulation de l’eau dans la terre et dans l’atmosphère, et de son utilisation par les plantes. On peut donc penser qu’à l’avenir on étu- diera de plus en plus les moyens d’améliorer l’approvisionnement en eau du sol, et aussi ceux de réduire les pertes d‘eau par la transpiration. L‘évapotranspiration potentielle dépend de l’énergie

disponible pour faire passer l’eau de l’état liquide à l’état de vapeur, et aussi de la turbulence qui assure la diffusion rapide de cette vapeur d‘eau dans l’atmo- sphère. On peut modifier le bilan énergétique par

l’ombrage, et la diffusion turbulente par des brise- vent et des rideaux d‘arbres. On n’a pas encore exploré toutes les possibilités de ces techniques. On peut envisager l’emploi de méthodes plus directes.

Une augmentation de la teneur en vapeur d’eau et en gaz carbonique de l’air dans la zone végétale pourrait diminuer le taux de transpiration tout en accélé- rant la croissance des plantes. L a culture des algues dans l’eau a suscité récemment beaucoup d’intérêt, mais, comme l’a souligné Thimann [117], les plantes supérieures peuvent encore concurrencer les algues du point de vue du rendement si on leur fournit les meilleures conditions, physiques et chimiques, pour leur croissance. L’énergie solaire - la force motrice de la photosynthèse - est abondante dans les zones arides. C’est aux spécialistes de la climatologie expéri- mentale qu’il incombe de maîtriser les autres éléments du microclimat.

BIBLIOGRAPHIE

1. ALISOV, E. P., (( Methodika i resul’taty milrroldima- 2. ANDERSEN, P. C., Lucplantnings-Bogen, Viborg, Danish ticheskikh mabliudenii 1949 g. v polezashchitnykj Heath Society, 1943. polosakh Vorone zhskoi ohlasti », Vaprosy Geogruji, 3. ARISTOVSKII, V. V., (c Infil’tratsiia atmosfernykh orad- VOL 23, 1950, p. 209-217; Met. Abstr. VOL 7, 1957, kov », Tsentral’nyi Inst. Prognozov, Trudy, vol. 12, 1949, p. 4-212. p. 34-60; ahstract Met. Abstr. vol. 4, 1953, p. 11-236.

158

La modijïcation des microclimats

-; - , (( Frost control with air circulators », Wea- therwise, vol. 1,1948, p. 105. CIIEPIL, W. S., (( Factors that infiuence clod structure and erodibility of soil by wind, V.: Organic matter at various stages of decornposition n, Soil Sci., vol. 80,

CWILONG, B. W., (( Abnormal freezing nuclei in the atmosphere », Nature, vol. 176, 1955, p. 129-140. DAIGO, Y.; MARUYAMA, E., (( Micrometeorological study on the effect of strawmatting », Agric. Met., Tokyo,

DAMARIO, E. A.; PASCALE, A. J., (( El calentamiento del aire en la lucha contra las heladas primaverales para la protection de los montes frutales en el valle del Rio Negro », Meteoros, vol. 5,1955, p. 185-206. DAVIES, D. A., (( Experiments on artificial stimulation of rain in East Africa )), Nature, vol. 174’, 1954, p. 256- 258. DESSENS, H.; SOULAGE, G., (( Nouveaux essais de préci- pitation des nuages surfondus », Bull. Obs. Puy de Dôme, avr. 1954., p. 483-52. EKERN, P. C., (( Raindrop impact as the force initiating soil erosion D, Proc. Soil. Sci. Soc. Amer., vol. 15, 1950,

F. A. O., (( Farm lands », Soil conservation, an international study, chap. 6, F. A. O., Washington, 194m8, p. 72- 109.

32. FARRALL, A. W., (( Frost protection hy radiant energy N, Weatherwise, vol. 1,1948, p. 99-100.

33. FINDEISEN W. ; SCHULZ, G., Experimentelle Untersu- chungen iiber atmosphürische Eisteilchenbildung, 1944. (Forschungs- und Ehrfahrungsberichte Reichswetterdienst A, no 27.) FOURNIER D’LBE, E. M., (( Giant hydroscopic nuclei in the atmosphere and their role in the formation of rain and hail », Archiv. Met. Geophys. A, vol. 8,1955, p. 216- 228. - , (( Some remarks on the planning and evaluation of experiments in Cloud seeding with hygroscopic particles D, Proc. Conference on Scientific Basis of Weather Modijîca- tion Studies, Tucson, 1956.

36. -; LATEEF, A. M. A.; RASOOL, S. 1.; ZDI, 1. H., (( The Cloud-seeding trials in the Central Punjab, July- Septemher 1954 », Quart. J. R. met. Soc., vol. 81,1955,

37. FRANKLIN, T. B., Climates in miniature, Londres, Faber and Faber, 1955,137 pages.

38. GAL’TSOV, A. P., (( O klimaticheskom vzaimodeiztvii oroshaemykh i neoroshaemykh ploshchadei », Akad. Nuuk SSSR, Ser. Geog., vol. 3,1953, p. 11-20. GEIGER, R., T h e climate near the ground, Cambridge, Mass., Harvard University Press, 1950,482 pages. GLOYNE, R. W., (( Radiation minimum temperature over a grass surface and over a bare-soi1 surface D, Met. Mag., vol. 82, Londres, 1953, p. 263-267. - , (( Some effects of shelter-belts upon local and micro-&mate», Forcstry, vol. 27, Oxford, 1954, p. 85-95. -, (( Some effects of shelter-breaks and wind-breaks )), Met. Mug., vol. 84, Londres, 1955, p. 272-281. HAINES, F. M., (( The absorption of water hy leaves in an atmosphere of high humidity )), J. exp. Bot., vol. 3, 1952, p. 95-98. HEIM DE BALSAC, H., (( L’action de l’homme sur le milieu naturel )1, L’année biol., vol. 31, 1954, p. 351-360.

23.

24,.

1955, p. 413-421. 25.

26.

vol. 7, 1952, p. 74-76. 27.

28.

29.

30.

p. 7-10. ,

31.

34.

35.

p. 574-581.

39.

40.

41,

42.

43.

44.

159

4. AUF DEM KAMPE, H. J.; GLLY, J. J.; WEIC- KMAIXTY, H., (( Seeding experiments on supercooled stratus type clouds )), Proc Conference on Scientijc Basis of Veather Modijîcation Studies, Tucson, 1956. BAGNOLD, 33. A,, The physics of Olown sund and desert dunes, Londres, Methuen, 1954, 265 pages. BAKER, 6. A., (( Mean airflow and heat transport patterns generated by wind machines with applications to frost protection », Trans. Amer. geophys. Un., vol. 36, 1955,

7. BENSIN, 33. M., (( The prospects for various uses for solar reflectors as a means of environmeutal control of microclimate in agriculture )), Prof. Conference on Solar Energy : T h e scientific Basis, Tucson 1955. BERRY, F. A.; BOLLAY, 33.; BEERS, N. R., Hundbook of rneteorology, New York, McGraw Hill, 1945,1068 pages. BLANEY, H. F.; CRIDDLE, W. D., Determining water requirements in irrigated areas from climatological and irrigation data, 1950. (U.S. Soil Conservation Service, Techn. Publ. no 96.)

10. BOWEN, E. G., (( The formation of rain by coalescence », Aust. J. sci. Res. A, vol. 3,1950, p. 193-213.

11. - , (( A new method of stimulating convection clouds to produce rain and hail )), Quart. J. R. met. Soc., vol. 78,

-, (( An aircraft seeding operation in the Snowy Mountains area of Australia and further experiments on silver iodide decay », Proc. Conference on Scientific Basis of Weather Modification Studies, Tucson, 1956.

13. BOWEN, 1. S., Soil conditions and plant growth, Londres, Longmans Green, 1950, 635 pages.

14. BOYKO, H., (( Facteurs climatiques, écoclimatiques et hydrologiques qui influent sur la végétation », &oZogie végétale, Actes du colloque de Montpellier, Paris, Unesco, 1955, résumé p. 47-48. (Recherches sur la zone aride.)

15. BREAZEALE, E. L.; MCGEORGE, W. T., (( Exudation pressure in roots O€ tomato plants under humid conditions ni Soil Sci., vol. 75, 1953, p. 293-298. BROOKS, F. A.; RHOADES, D. G., (( Daytime partition of irradiation and the evaporation chilling of the ground », Truns. Amer. geophys. Un., vol. 35, 1954, p. 145-152.

17. BROWNLEE, K. A., (( Statistical tests by the method of a control of the rainmaking hypothesis : some alterna- tive viewpoints )), Proc. Conference on Scientific Basis of Weather Modification Studies, Tucson, 1956. BUROV, D. I., (( Isparenie vody paruiushchei pochvoi pochvoi pod rastitel’nym pokrovom v usloviiakh Zavol- zhia )), Pochvovedenie, vol. 1, Leningrad, 1952, p. 41-52; abstract in Met. Abstr., 1953, no 1-61.

19. BYF,RS, H. R., (( Results of the University of Chicago Cloud modification experiments )), Proc. Conference on Scientijîc Basis of Weather Modijication Studies, Tucson, 1956. CABORN, J. M., (( The influence of shelter-belts on microclimate )), Quart. J. R. met. Soc., vol. 81,1955, p. 112-115. CALDER, K. L., (( Eddy diffusion and evaporation in flow over aerodynamically smooth and rough surfaces; a treatment based on laboratory laws of turbulent flow with special reference to conditions in the lower atmosphere )), Quart. J. Mech., vol. 2, 19449, p. 153-176. -; MUMFORD, S. A., Assessment of the value of zinc chloride smoke in reducing ground radiation at night, Porton (Angleterre), c.D.R.E., 1947. (Techn. paper., no 7.)

5.

6.

p. 954-962.

8.

9.

1952, p. 37-45. 12.

16.

18.

20.

21.

22.


4’5.

46.

487.

48.

439.

50.

51.

52.

53.

54.

55.

56.

57.

.58.

59.

60.

61.

62.

63.

64.

65.

66.

67.

68.

HENDRICKSON, A. H.; VEI~EYER, F. J., (( Daily use of watcr and depth of rooting of Almond trees )), Proc. Amer. Soc. hortic. Sci., vol. 65, 1955, p. 133-138. HOOVER, M. D.; OLSEN, D. F.; GREEN, G. E., (( Soi1 moisture under a young Lolloby Pine plantation )), Proc. Soil. Sci. Soc. Amer., vol. 17, 1953, p. 147-150. HOPPE, E., (( Regenmessungen unter Raumkronen )), Mitt. forstl. Yersuchsw. dst., no 21,1896. HUTCHINSON, G. E., (( Planetary atmospheres and their origin », The atmospheres of the earth and planets, Uni- versity of Chicago Press, 1949, 366 pages. JANES, B. E., (( Absorption and loss of water by tomato leaves in a saturated atmosphere », Soil Sci., vol. 78,

KALIANOV, G. S., (( Isparenie isskustvennogo dozhdia pri doshdevanii v usloviiakh Zavolsh’ia », Dostizhenie Nauki i Perodovogo Opyta v Sel’skom Khoziaistve, vol. 5, 1953, p. 66-69; abstract in Met. Abstr., vol. 5, p. 7-134, 1954. KITTREDGE, J., Forest influences, New York, McGraw Hill, 1948, 394 pages. KOGLOWSKI, T. T., (L Light and water in relation to growth and eompetition of Piedmont forest tree species », Ecol. Monogr., vol. 19, 194f9, p. 209-231. KONIS, E., (( The effect of leaf temperature on transpiration », Ecology, vol. 31,1950, p. 147-148. KRAMER, P. J., (( Plant and soil water relations on the watershed », J. Forestry, vol. 50,1952, p. 92-95. KREUTZ, W., Der Windschutz, Windschutzmethodik, Klima und Bodenertrug, Dortmund, Ardey Verl., 1952. KUIPER, G. P., The atmospheres of the earth and planets, University of Chicago Press, 1952,434 pages. LAKE, J. V., (( The temperature pro& above bare soil on clear nights », Quart. J. R. met. Soc., vol. 82, 1956,

LANDSBERG, H., Physical climutology, Penn. State College Press, 1950. LANGMUIR, I., (( The production of rain by Chain reaction in cumulus clouds at temperatures above freezing », J. Met., vol. 5, 1948, p. 175-192. LAWRENCE, E. N., (( Effects of a wind-break on the speed and direction of wind », Met. Mug., vol. 84, Londres,

LEMÉE, G., (( L’influence de l’alimentation en eau et de l’ombrage sur l’économie hydripue et la photosynthèse du cacaoyer », L’agronomie tropicale, vol. 10, 1955,

LEROY, Ch., (( Mémoire sur l’élévation et la suspension de l’eau dans l’air et sur la rosée », Histoires et mémoires, Paris, Académie des sciences, 1751. LINSKENS, H. F., (( Niederschlagsverteilung unter einem Apfelhaum im Laufe einer Vegetationsperiode 1)’ Ann. der Meteorologie, vol. 5,1952, p. 30-34. LONG, 1. F., (( Dew and guttation )), Weuther, vol. 10, Londres, 1955, p. 128. LUDLAM, F. H., (( The production of showers by the coalescence of Cloud droplets )), Quurt. J. R. met. Soc.,

- , The production of showers by the growth of ice crystals )), Quart. J. R. met. Soc., vol. 78, 1952, p. 543- 553. MASON, B. J., (( The growth of ice crystals in a supercooled water Cloud )), Quart. J. R. met. Soc.,vol. 79,1953,

MASSON, H., (( Condensations atmosphériques non enre-

1954, p. 189-197.

p. 187-197.

1955, p. 244-251.

p. 592-603.

vol. 17, 1951, p. 402-417.

p. 104-111.

gistrablcs au pluviomètre. L’eau de condensation et la végétation », Bull. Inst. franç. Afi. noire, vol. IO, 1951. -, Dew and the possibilities of using it, Unesco /NS / AZ/100, Paris, 1952,39 pages. MATHER, J. R., (( An investigation of evaporation from irrigation sprays », Agric. Engng, London, vol. 31,

-, Manual ofevupotranspiration, John Hopkins Univ., 1950. (Supplement to Interim Report, no 10.) -, (( Design and evaluation of a modified evapotrans- pirometer )), Micrometeorology on the surlace layer of the atmosphere, John Hopkins Univ., 1951. (Interim Report, no 15.) -, (( The measurement of potential evapotranspiration : summary and conclusions », John Hopkins Univ. Publ. in Climatology, vol. 7, no 1, 1954, p. 210-217.

74. MILTHORPE, F. L., (( The significance of the measurement made by the cobalt chloride paper method », J. ezp.

MOORE, D. J., (( Measurement of condensation nuclei over the North Atlantic )), Quart. J. R. met. Soc., vol. 78,1952, p. 596-602. -; MASON, B. J., (( The concentration, size distribution and production rate of large Salt nuclei over the oceans )), Quart. J. R. met. Soc., vol. 80, 1954, p. 583- 590. NEUMANN, J., (( On a relationship between evaporation and evapotranspiration », Bull. Amer. met. Soc., vol. 348,

- , (( Some microclimatological measurements in a potato .field, 1953. (Israel Met. Service misc. papers, sér. C, no 6.) OLIVIER, J., (( Essais d’atténuation artificielle du brouillard )), Bull. 06s. Puy de Dôme, janv. 19446, p. 4-6. PASQUILL, F., (( Eddy diffusion of water vapour and heat near the ground D, Proc. roy. Soc., A, vol. 198,1949,

-, (( A portable indicating apparatus for the study of temperature and humidity profiles near the ground )), Quart. J. R. met. Soc., vol. 75,1949, p. 239-248. ---, (( Some estimates of the amount and diurnal variation of evaporation from a clayland Pasture in fair spring weather )), Quurt. J. R. met. Soc., vol. 75, 1949, p. 249- 256. - , (( Some further considerations of the measurement and indirect evaluation fo natural evaporation », Quart. J. R. met. Soc., vol. 76, 1950, p. 287-301. PENMAN, H. L., (( Experiments on irrigation of sugar beet », J. agric. Sci., vol. 42, 1952, p. 286-292. -, (( Estimating evaporation », Truns. Amer. geophys. Un., vol. 37, 1956, p. 43-46. RAMANATHAN, K. R.; RAMLIAS, L. A., (( Derivation of Angstrom’s formula for atmospheric radiation and some general considerations regarding nocturnal cooling of air-layers near the ground )), Proc. Ind. Acad. Sei., VOL 1, 1935, p. 822-829. RAMDAS, L. A., (( Report on evaporation from bare soil in relation to the depth of water table or the zone of saturation D, Xrans. Internat. Assoc. Scientijîc Hydro- logy, vol. 3, Oslo, 19448, p. 16-19. REYNOLDS, S. E., (( Ice-crystal growth )), J. Met., vol. 9, 1952, p. 36-40. RICHARDS, L. A.; WADLEIGH, C. H., (( Soil water and plant growth », Agronomy, vol. 2,1952, p. 73-251.

69.

70.

1950, p. 345-34~8. 71.

72.

73.

Bot., vol. 6,1955, p. 17-19. 75.

76.

77.

1953, p. 454-457. 78.

79.

80.

p. 116-140. 81.

82.

83.

84.

85.

86.

87.

88.

89.

160

L a modijïcation des microclimats

STAPLE, W. J.; LEHANE, J. J., (( The influence of field shelter-belts on wind velocity, evaporation, soil moisture and crop yield », Canad. J. agric. Sci,, vol. 35, 1955,

SUKHAREV, 1. P., (( Vodoregulîruiushchaia rol’lesnykj polos )I, Les i Step’, vol. 10, Moscou, 1951, p. 22-31; abstract in Met. Abstr., vol. 5, p. IO-161,1954. SUTTON, O. G., Micrometeorology, New York, McGraw Hill, 1953, 333 pages. SVERDRUP, H. U.; JOENSON, M. W.; FLEMING, R. II., The Oceans, New York, Prentice Hall, 19432,l 087 pzges. TAKECHI, O.; KIKUCHI, J., (( Study on the micronieteo- rology in the citrus orchards dxerent only in tree density, part. 1 D, Agric. Met., Tokyo, vol. 9, 1954,

THIMANN, IL V., (( Solar energy utilization by higher plants », Proc. World Symposium on Applied Solar Energy, Phoenix, Arizona, 1955, p. 255-259. THORNTEWAITE, C. W., (( An approach toward a rational classification of climate D, Geogr. Rev., vol. 38, 1948,

p. 440-453.

p. 115-118.

p. 55-94,. -. , HOLZMAN, B., Measurement of evaporation from

-- , WILM, H. G., et al., (( Report of the Committee on

land and water surface, 1949. (U. S. Department of Agriculture Techn. Bull. no 817.)

Evaporation and Transpiration )if Trans. Amer. geophys. Un., vol. 27,1946, p. 721-723. TSUBOI, Y.; IZUMI, S., (( On the mechanism and effect of shelter-hedge N, J. agric. Met., vol. 7, Japon, 1952,

U. S. ADVISORY COMMITTEE ON WEATHER CONTROL, First interim report, Washington, D. C., février 1956. VEIHMEYER, F. J., (( Some factors affecting the irrigation requirements of deciduous orchards », Hilgardia, vol. 2,

-. , BROOKS, F. A., (( Measurement of cumulative evaporation from bare soil », Trans. Amer. geophys. Un.,

-. , HENDRICKSON, A. H., (( Rates of evaporation from wet and dry soils and their significance », Soil Sei.,

-. - , (( Does transpiration decrease as soil nois- ture decreases? D, Trans. Amer. geophys. Un., vol. 36,

WATERHOUSE, F. L., (( Mïcroclimatological profiles in grass cover in relation to biological problems ». Quart. J. R. met. Soc., vol. 81,1955, p. 63-71. WEGER, N., Beiiriige zur Frage der Beeinjlussung des Bestandsklimas, des Bodenklimas und der Pjlanzenent- wicklung durch Spaliermauern und Bodendebeckung (Ber. dtsch. Wetterdienstes US-Zone, no 28.) WEICKMANN, H., (( Stratus Cloud seeding in Western Germany, January and February 1956 )), Proc. Confe- rence on Scientific Basis of Weather ModiJication Studies, Tucson, 1956. WELLS, W. C., An essay on dew and several uppearances connected with it, Londres, T. Davidson, 1814, 150 pages. WENT, F. W., (( Fog, mist, dew and other sources of water N, Water, 1955, p. 103-109. (77. S. Department of Agriculture Year book.) WIERSMA, D.; VEIEMEYER, F. J., (( Absence of water exudation from roots of plants grown in an atmosphere of high humidity )), Soil Sci., vol. 78, 1954, p. 33- 36.

p. 43-4.4,.

1927, p. 125-291.

VOL 35,1954, p. 601-607.

VOL 80, 1955, p. 61-67.

1955, p. 425-428.

161

90.

91.

92.

93.

94,.

95.

96.

97.

98.

99.

100.

101.

102.

103.

104.

105.

106.

107.

108.

109.

110.

111.

RIDER, N. E., (( The effect of a hedge on the flow of air », Quart. J. R. met. Soc., vol. 78, 1952, p. 97-101. -, (( Evaporation from an oat field )), Quart. J. R. met.

-; ROBINSON, G. D., (( A study of the transfer of heat and water vapour above a surface of short grass », Quart. J. R. met. Soc., vol. 77,1951, p. 375-401. ROBERTSON, G. W., (( Low-temperature fog at Edmonton airport as influenced by moisture from the combustion of natural gas D, Quart. J. R. met. Soc., vol. 81, 1955,

KOSENDO CHAMORRO, M., i( ContribuciOn al problema del sombri0 en cacao », Acta Agronomica (Colombia),

ROWE, P. B., (( Effects O€ the forest floor on disposition of rainfall in Pine stands)), J. For., vol. 53,1955, p. 342- 348.

mountain areas in California, U. S. Department of Agriculture, 1951. (Techn. Bull., no 1048.) -; HENDRM, T. M., (( Interception of rain and snow by second-growth Ponderosa Pine », Trans. Amer. geophys. Un., vol. 32, 1951, p. 903-908. RUSSELL, E. J., Soil conditions andplant growth, Londres, Longmans Green, 1950, 635 pages. SCHAEFER, V. J., (( The concentration of ice nuclei in air passing the summit of Mt. Washington », Bull. Amer. met. Soc., vol. 35, 1954, p. 310-314. SCHIFF, L., (( The status of water-spreading for ground- water replenishment », Trans. Amer. geophys. Un., vol. 36, 1955, p. 1009-1020. SCHRODTER, H., (( Agrarmeteorologische Beitrage zu phytopathologischen Fragen mit besonderer Berück- sichtigung der Bedeutung des Mikcoklimas für Pflantzen- lsrankheiten », Met. Hidrolog. Dienst, d bhandlungen, vol. 2, no 15, 1952. -, (( Untersuchungen über die Wirkung einer Wuid- schutzplanzung auf den Sporedug und das Auftreten der Alternaria-Schwarze an Kohlsamentragern », Angewandte Met., vol. 1, 1952, p. 154-158. SHANTZ, H. L., Investigation of atmospheric pollution : five year report 1935-1940, H.M.s.o., Londres. -, (( The place of grasslands in the earth’s cover of vegetation », Ecology, vol. 35, 1954, p. 143-145. SMITH, E. J., (( Observations of rain from non-freezing clouds », Quart. !J. R. met. Soc., vol. 77, 1951, p. 33- 43.

ice-nucleating properties of silver iodide in the atmosphere D, J. Met., 1955, vol. 12, p. 379-385. SMITH; KASSANDER, A. R.; TWOMEY, S., (( Measurements of natural freezing nuclei at high altitudes )1, Nature,

SNEESBY, N. J., (( Wind erosion and the value of shelter- belts », J. Minist. Agric., vol. 60, Londres, 1953,

SPENCE, M. T., (( Wind erosion in the fens )), Met. Mag., vol. 84., Londres, 1955, p. 304-307. SPRAGUE, V. G., et al., (( Air temperature distribution in the microclimatic layer x, Agron J., vol. 4.6, 1954,,

S T M O R D RESEARCH INSTITUTE, The smog problem in Los dngeles County, Los Angeles, Western Oil and Gas ASSOC., 1954, 134 pages.

SOC., VOL 80, 1954, p. 198-211.

p. 190-197.

vol. 2, 1952, p. 23-4.8.

-. , COLEMAN, E. O., Disposition of rainfall in two

-. , HEFFERNAN, IC. J. ; SEELY, B. IL, (( The decay of

vol. 177, 1956, p. 82-83.

p. 263-271.

p. 105-108.

112.

113.

114.

115.

116.

117.

118.

119.

120.

121.

122.

123.

124.

125.

126.

127.

128.

129.

130.

131.

132.


133. WILCOX, J. C.; MCDOUGALD, J. M., (( Water dirtribu- tion patterns from rotating sprinklers )), Cunud. J. ugric. Sei., vol. 35, 1955, p. 217-228. WOODCOCIC, A. H., (( Atmosphcric salt particles and raindrops )), J. Met., vol. 9,1952, p. 200-212. - , (( Salt nuclei in marine air as a function of altitude and wind force », J. Met., vol. 10,1953, p. 362-371.

136. -' , MORDY, W. A., (( Salt nuclei, wind and daily rainfall in Hawaii )), Tellus, vol. 3, 1955, p. 291-300.

137. WOODRUPP, N. P.; ZINGG, A. W., Wind tunnel studies of shelter-helts models », J. For., vol. 51,1953,~. 173-178.

138. ---; - , (( T h e Kanyshin-Stalingrad shelter-helt, a harrier against the desert wind )), Lrig. und Power, vol. 10, New Delhi, 1953, p. 14'7-148.

134,.

135.

162

L E CLIMAT CHIMIQUE ET LES SOLS SALINS DANS LA ZONE ARIDE

par ERIK EEIICSSON~

Institut intemational de météorologie de Stockholm

INTRODUCTION

On ne s’est guère intéressé jusqu’ici à l’influence qu’exercent les éléments chimiques des précipitations atmo- sphériques sur la composition et le comportement des sols. Il est vrai qu’avec le développement de la chimie agricole moderne on a étudié l’apport que peut fournir l’atmosphère à l’alimentation des plantes ; mais les premières recherches étaient consacrées surtout aux substances azotées et se limitaient aux régions humides où les sels ne s’accumulent pas naturellement dans le sol; à cette époque, en effet, l’agriculture européenne était surtout concentrée dans des régions relativement humides. Les recherches sur les éléments chimiques des préci-

pitations avaient donc pour principal objet I’alimentation des plantes, et comme la quantité de substances nutritives fournies chaque année par les précipitations se révélait négligeable par rapport à la quantité d’engrais utilisée dans l’agriculture moderne, les agriculteurs se désintéressèrent peu à peu de la question. Par la suite, lorsque l’on découvrit que le soufre jouait un rôle important dans la croissance des plantes, de nombreuses recherches sur la teneur en soufre des précipitations furent effectuées dans divers centres des Etats-Unis d’Amérique. Depuis quelque temps, on étudie aussi, principalement dans des instituts agricoles, la teneur en chlorures des précipitations. Lorsque la géochimie a commencé à se développer,

il y a une cinquantaine d’années, il aurait été possible d’étudier le rôle de l’atmosphère dans la circulation de certains éléments naLurels. On savait déjà que les précipitations contenaient divers corps composés, et notamment des chlorures, et les données qu’on possé- dait sur la composition des roches ignées et sédimen- taires portaient à croire que les chlorures des précipi- tations et ceux des eaux douces provenaient presque exclusivement de la mer. Mais peu d’auteurs ont entrepris l’étude quantitative de la circulation des chlorures.

Seul jusqu’ici Conway a fait en ce sens un sérieux effort dans ses recherches sur la géochimie de la mer, qui font apparattre le rôle important de l’atmosphère dans le transport des sels marins vers l’intérieur des terres. Mais Coxvay ne s’est pas servi de toutes les données connues à l’époque sur la teneur en chlore des précipitations, et depuis lors on a recueilli de nouveaux renseignements qui aident à comprendre les diverses étapes du transport des sels marins de la surface de la mer dans les régions continentales. Cette remarque s’applique particulièrement au secteur de la m6téoro- logie consacré à l’étude du mécanisme des précipitations et à la physique des nuages. Il est donc possible actuellement de procéder à une étude quantitative détaillée de la circulation générale des sels marins, mais la répartition géographique des sels provenant des préci- pitations est moins connue et demande encore d’abondantes recherches. L‘étude d’ensemble récemment entreprise en Europe septentrionale et en Amérique du Nord apportera des précisions concernant la répar- tition des sels marins sur les continents et il faut espérer que cette étude sera étendue à d’autres régions du monde.

Le présent rapport a notamment pour objet l’étude du transport par l’atmosphère des sels marins dans les régions arides. C o m m e les données de mesures directes sont très rares en l’espèce, on doit se borner à conclure que ce transport a lieu, en se fondant sur la composition de l’air dans ces régions et sur la direction des courants atmosphériques. Si ce transport est

1. Les recherches de chimie atmosphérique faites à l’Institut météo- rologique international de Stockholm ont été financées par les conseils suédois des sciences exactes et naturelles et de la recherche agricole ainsi que par la Fondation Wallenberg de Stockholm. L’auteur tient à remercier ce6 organisations de l’appui qu’elles lui ont apporté.

L’auteur a bénéficié pour l’établissement de son manuscrit du précieux concours de M. Wendel1 Moray, qui a étudié avec lui diverses questions de présentation et qui a r e m attentivement le manuscrit du point de vue linguistique.

163


TABLEAU 1. Substances présentes en quantités infimes dans l’atmospvere au niveau du sol.

Titre Références colps Forniute Efat (en pgr. par rn?) Observations

H2O 10-2 Variable Eau Anhydride carbonique C O 2 Gazeux 3,3 x 10-4 Légèrement

Méthane C H 4 Gazeux 1,5 x Assez constant Kuiper [4%4] Oxyde de carbone CO Gazeux 10-6 Ordre de grandeur Kuiper [44] Protoxyde d’azote N 2 O Gazeux 5 x 10-7 Assez constant Kuiper [44] Hydrogène H 2 Gazeux 5 x 10-7 Assez constant Kuiper [4,4] Ozone 0 3 Gazeux G x 10-7 Valeur moyenne au

niveau du sol, Fairbanks, Ala.

variable

Ammoniaque Anhydride sulfureux Peroxyde d’azote Acide chlorhydrique Iode

Ion chlore Ion sulfate Ion ammoniac Ion nitrate Ion sodium Ion calcium Ion magnésium Ion potassium

H,N SO, NO,

12

c1 so4-2 H4N+ NO,- Na+ Gaz+ Mg2+ K+

HCl

Gazeux 2 x 10-9 Gazeux N 10-8

Gazeux N 10-8 Gazeux 10-9

Gazeux 2 x 10-13 Particules Particules Particules Particules Particules Particules Particules Particules

possible son importance géochimique est évidente, car dans certaines régions arides il n’y a aucun ruissellement périphérique et les eaux des précipitations s’éva- porent en laissant un dépôt de sels. On sait que les régions arides en général contiennent

des sels, soit à l’état solide, soit en solution dans l’eau. Au début, on expliquait ce phénomène par l’accumulation des produits de l’altération météorique (ou weuthering). Lorsqu’il a fallu convenir que la présence du chlore, qui entre très souvent dans la composition des sels solubles rencontrés, ne peut s’expliquer par l’altération météorique, les géologues l’ont attribuée à d’anciennes invasions marines, attestées par les ves- tiges paléontologiques que l’on trouve dans les couches géologiques de la région. Du point de vue qualitatif, cette explication est peut-être satisfaisante, mais elle présente le grave inconvénient de ne pas permettre une étude quantitative. On peut, en évaluant la quan- tité de sels contenue dans le sel d’une région aride, évaluer le volume de l’eau de mer qui a dû s’évaporer, mais ce n’est évidemment pas un argument décisif en faveur de l’hypothèse d’une invasion marine, si l’on peut prouver que les sels ont une autre origine. Au contraire, on peut évaluer la quantité de sels marins transportée par l’atmosphère dans les régions arides (bien que, faute d’observations, il s’agisse là surtout d’une hypothèse).

164

N I - 1 - 1 N 0,5 - 1 N I N 0,5 N 0,5

Variable Variable Variable Variable

Très variable Variable comme S Variable comme N Variable comme N Très variable Variable Variable Variable

Hutchinson, Kuiper [34]

LA COMPOSITION DE L’AIR ET LES PRÉ CIPITATIONS

COMPOSITION DE L’ATMOSPHÈRE

Le tableau 1 indique les quantités moyennes d’éléments secondaires en suspension dans l’atmosphère. Il a pour objet de donner une idée de l’ordre de grandeur de ces éléments, mais il n’est nullement complet, car il ne tient pas compte de divers éléments, notamment des composés organiques qui sont probablement très nombreux. Les chiffres figurant dans la dernière partie du

tableau sont des évaluations fondées en partie sur les observations faites par l’auteur lui-même, et en partie sur des données obtenues par le réseau de stations chimiques européennes décrit par Egner et Eriksson [2011 et qui a été légèrement étendu par la suite. Les principaux corps gazeux qui nous intéressent

ici sont l’anhydride sulfureux et l’acide chlorydrique. On sait depuis assez longtemps qu’il y a dans l’atmo- sphère de l’anhydride sulfureux dont la présence est attribuée en majeure partie, mais non en totalité

1. Les numéros entre crochets renvoient à la bibliographie en fin d’article.

- comme on le verra plus loin - à la combustion industrielle et domestique de charbon. La présence dans l’air de chlore à l’état gazeux a

été découverte récemment par Junge [41]; c’est une découverte très importante. Mais le chlore ne se trouve à l’état gazeux dans l’atmosphère que sous forme d’acide chlorhydrique. Le chlore, Cl,, peut en effet difficilement exister à l’état pur dans une atmosphère où il est en présence d’hydrogène à une pression partielle cinquante fois supérieure. . Ceux des éléments indiqués au tableau 1 qu’on trouve sous forme de particules sont ceux qui constituent les (( noyaux de condensation », ainsi que des substances qui doivent normalement être classées parmi les poussières. Toutes les particules indiquées peuvent se présenter sous forme de sels solubles, et, en consé- quence, elles peuvent faire partie de noyaux hygroscopiques. Mais le sodium, le potassium, le calcium et le magnésium sont aussi des éléments entrant dans la composition des minéraux ordinaires et peuvent donc provenir des poussières en suspension dans l’atmo- sphère, qui sont constituées, en majeure partie, par de très fines particules minérales. Les éléments qu’on retrouve toujours, en compo-

sition, dans les noyaux de condensation d’origine marine sont principalement le chlore, le sodium et le soufre. Ils jouent un rôle très important dans les sols salins des régions arides et semi-arides. Ces noyaux, que l’on appelle aussi noyaux de sel marin, font, depuis quelques années, l’objet d’une étude très attentive et il en sera traité plus loin en détail. Ils se présentent sous forme de particules ou de gouttelettes liquides, selon le degré d’humidité relative de l’air; leur grandeur va de 0,l p (le p ou micron est égal à 10-4 cm) jusqu’à 20 p. ail moins, et leur poids va de 10-14 g à 10-* g au moins. Leur distribution suivant la graiideur a été étudiée à diverses reprises, notamment par Wood- cock [72-75, 77, 791 qui s’est servi aussi du spectre des grandeurs pour calculer la teneur en sels marins de l’atmosphère. La distribution des noyaux suivant la longueur de rayon peut être indiquée de façon approximative, et dans des limites assez étroites, par la loi dite de fonction inverse de r3 proposée par Junge [39].

où N représente le nombre de particules de rayon égal ou supérieur au rayon r, et F, une constante. Cette formule simple suppose qu’à chaque variation du logarithme du rayon correspond une m ê m e teneur en sels marins. En somme, on peut déduire de la distribution des grandeurs que la courbe de distribution est à peu près normale lorsque la teneur est exprimée en fonction du logarithme de la grandeur (ou du poids). [Voir

L’emploi de l’expression (( noyau de sel marin )) ne signifie pas que la composition de ces noyaux corres- ponde exactement à celle de l’eau de mer. Junge 1-21

fig. 1.1

Le climat chimique et les sols salins dans la zone aride

a découvert que les grands noyaux contiennent à peu près la même proportion de sodium et de chlore que les sels marins, mais que les petits noyaux contiennent davantage de soufre. Ce phénomène, qui n’exclut pas l’origine marine de l’excédent de soufre, sera étudié

Loi de r-3 de Jungc

L

log (poids de la particule)

FIG. 1. Distribution des fréquences des aérosols par masse.

ci-après de façon plus détaillée. Pour le moment, admettons qu’une grande partie, sinon la totalité des noyaux de sel marin provient de la mer, bien que les proportions ne soient pas tout à fait les mêmes. Outre les noyaux de sel marin, il y a aussi de petits

noyaux de condensation, appelés noyaux Aitken, de grandeur inférieure à 0,l p. On ne sait presque rien de leur composition chimique, mais des expériences ont montré que des noyaux de condensation de rayon et de propriétés analogues peuvent être produits au cours de divers processus : combustion, réactions photochimiques, etc. Ils sont très concentrés dans les régions à population dense, où leur nombre s’élève générale- ment à plusieurs ‘dizaines de milliers par centimètre cube. Au-dessus de la mer et au-dessus des régions peu peuplées, ils sont généralement peu nombreux [46]. Landsberg [45] examine en détail la distribution des noyaux d’AitSen. Quantitativement, ceux-ci ne peuvent pas être aussi importants que les noyaux de sel marin, car ce sont essentiellement des produits de combustion. Un autre groupe important de particules, déjà men-

tionné, est constitué par les particules de minéraux insolubles classées par les météorologues sous le n o m de poussières atmosphériques, et dont on n’a pas tenu assez compte, supposant en général qu’elles sont d’origine locale. Leur grandeur va de 10-3 c m à 10-5 cm. Elles proviennent évidemment du sol et, chose plus importante, elles apparaissent en majorité dans les

165

--


régions arides où il n’y a presque pas de végétation. Dans les régions humides, en raison des conditions atmosphériques, ces particules ne se détachent pas facilement de la surface du sol. On possède quelques renseignements concernant les

poussières atmosphériques, mais elles n’ont pas été observées de façon méthodique. Les rapports. concernent en majeure partie les a chutes de poussières c’est-à-dire les cas où les précipitations contiennent une forte concentration de poussières. Mais, en général, il semble que la teneur des précipitations en poussières soit tout aussi forte que leur teneur en sel marin comme l’atteste l’analyse publiée par Viro [67] de flocons de neige recueillis en Finlande au cours de l’hiver dernier. D’après cette analyse, la quantité de silice (SiO,) due probablement à ces poussières est assez forte et pré- sente la m ê m e importance géochimique que les sels marins. On suppose, en se fondant sur les caractères physiques

des particules de poussières recueillies pendant de grandes chutes de poussières en Europe, qu’elles proviennent en majeure partie du désert du Sahara [29, 471. On sait déjà, pour avoir étudié la composition des sédiments recueillis sur les fonds sous-marins, que la poussière du Sahara est transportée à une certaine distance dans l’Atlantique-Nord [15].

COMPOSITION DE s P RÉ CIPITATI ONS

Il est bien connu que les gouttelettes de nuages, dont procèdent presque toutes les précipitations, se constituent autour de noyaux de condensation. Il en ressort clairement que toutes les précipitations contiendront des composés chimiques. C o m m e les composés gazeux tendent toujours vers un certain équilibre avec la forme liquide, représentée par les gouttelettes, la précipita- tion absorbera également les gaz de l’atmosphère. Ainsi, les précipitations absorbent donc à la fois les particules et les éléments gazeux de l’atmosphère. Mais cette absorption ne sera pas complète, car il y aura toujours évaporation d’une partie des gouttelettes en suspension dans un nuage. La teneur d’eau liquide en suspension dans un nuage

est de l’ordre du gramme par mètre cube (g/m3). L a teneur en gaz et en particules solubles de l’atmosphère étant de l’ordre de IJ. g/m3 d’air, il est probable que la teneur en éléments chimiques des précipitations sera de l’ordre de mg/1, comme l’indique Eriksson dans l’étude qu’il a publiée [21, 22).

LE TRANSFERT AU SOL DES ÉLI~MENTS CHIMIQUES DE L’AIR

L s:!

2-0 12

P A R PRÉCIPITATION

Si la pluviosité annuelle est de l’ordre de plusieurs centaines de millimètres (25,41 mm = 1 pouce) la quan- 166

O z Distribution des quantités annuelles de C1.

5 :

tité annuelle de pluie tombée au sol sera de l’ordre de plusieurs centaines de m g par mètre carré, ou de plusieurs kilos par hectare (1 ha = IO4 m2 M 2 acres). Eriksson [22] a été le premier à recueillir des ohser-

vations sur la teneur annuelle en chlorures et en soufre des précipitations dans les diverses régions. Ces observations ont permis d’établir des schémas de distribution de la teneur annuelle des précipitations en chlorures et en soufre (fig. 2 et 3). On verra à la figure 2 que la distribution de la teneur annuelle en chlorures est très étalée. Les chiffres les plus élevés concernent les régions côtières et les chiffres qui gravitent autour de 10 kg par hectare représentent les conditions carac- téristiques des régions continentales. On peut donc déduire de ce graphique que la moyenne annuelle est de l’ordre de 10 kg par hectare et par an. La plupart des observations concernant la teneur

en soufre des précipitations ont été faites aux États- Unis (85 y. environ). La distribution du soufre, elle aussi, est assez &talée, les maximums correspondant aux secteurs où l’air est pollué par des installations industrielles. La méthode de prélèvement employée peut influencer quelque peu le résultat en ce qui concerne le soufre : en effet, les pluviomètres en métal recueillent plus de soufre que les pluviomètres en verre [2], les premiers absorbant le SO, de l’atmosphère, qui est ensuite balayé par la pluie. Dans les secteurs industriels

t C L s:!

2-0 12

O z Distribution des quantités annuelles de C1.

5 :

rn 61

k g CI-ha-* FIG. 2. Distiihution des fréquences des quantités annuelles de chlorure contenues dans les précipitations.

?? ’Z Distribution des quantités annuelles de S. 1 1 0 E Z i K

m , u A O 20 40 60 80 IO0 i20 140 160 100 260 220’ 240

icg ha -1 FIG. 3. Distribution des fréquences des quantités aiinuélles de soufre contenues dans les pr6cipitations.

où l’air est très pollué, la quantité de soufre ainsi recueillie peut être six fois plus forte que celle qui tombe avec les précipitations. Les maximums repré- sentent donc plus que la teneur en soufre des précipi- tations. Mais la majeure partie des chiffres tendent nettement vers 10 kg par hectare et par an, et l’on peut considérer que cette formule donne la teneur en soufre caractéristique d’une atmosphère pure. On pourrait croire que la quantité de pluie qui tombe

par an influe sur le volume annuel des éléments chimiques précipités, mais ce n’est pas toujours le cas, car la quantité de pluie est déterminée par l’humidité initiale et par le degré de refroidissement de l’air. L a teneur en substances chimiques est ainsi en fonction inverse de la quantité de pluie. Ce phénomène, souvent observé, a parfois conduit à la conclusion que la pluie, au début, entraîne tous les composés chimiques en suspension dans l’air, puis dilue simplement ce qui est déjà tombé. Il n’en est pas nécessairement ainsi; les recherches sur le contenu de l’eau de pluie faites à l’Institut météorologique national de Stockholm (travaux non publiés) ont montré que la teneur de l’eau en composés chimiques varie de façon très irrégulisre au cours d‘une chute de pluie. Des recherches récentes sur la pluie à Hawaii, faites au cours de l’expérience (( Shower », ont donné des résultats analogues. Les données qui ont servi à établir les graphiques

des figures 2 et 3 sont assez dispersées dans le temps et dans l’espace. Aussi, ne peut-on guère tirer de ces graphiques des conclusions concernant la répartition géographique des substances chimiques, si ce n’est que la teneur en chlorure, qui est assez forte à proximité des côtes, décroît assez rapidement à l’intérieur des terres, pour atteindre un niveau assez constant. Le taux de diminution à l’intérieur des terres est déter- miné surtout par le relief et par la direction dominante du vent. Si le relief est peu accidenté, aux Pays-Bas par exemple, cette diminution est lentel. Lorsqu’il s’agit d’une pente assez forte et assez étendue, par exemple sur les côtes d’Hawaii, face au vent [24], la diminution est très rapide. Ce fait est facile à comprendre : dans le premier cas, l’air humide pénètre assez loin à l’intérieur des terres avant qu’il n’y ait condensation et précipitation, tandis que dans le deuxième cas, la condensation et la précipitation se produisent presque toujours à quelques kilomètres de la côte. L a teneur en soufre ne décroît pas aussi rapidement. On peut utiliser les observations annuelles faites en Scandinavie sur la teneur en sodium, en chlorures et en soufre des précipitations pendant l’année 1955, pour illustrer la répartition géographique des éléments constituant le sel marin, bien qu’elles se rapportent à des régions humides. Ces données se trouvent dans les tableaux trimestriels qui ont été publiés dans Tellus (1955, 1956); elles sont exprimées en kilogrammes par hectare. Les quantités sont indi- quées dans les figures 4, 5 et 6, où celles de m ê m e valeur sont réunies par des lignes. On peut voir que la

Le climut chimique et les sols salins dans la zone aride

70

FIG. 4. Teneur en Na des précipitations en Scandinavie (en mg/m2), pendant l’année civile 1955.

diminution de la teneur en sodium et en chlorures, lorsqu’on s’éloigne de la côte occidentale de la Suède pour aller vers l’intérieur, suit approximativement une courbe exponentielle, tandis que le soufre est réparti de façon plus égale de l’ouest à l’est. Signalons qu’en étudiant les mesures faites en Suède

de la teneur en substances chimiques des précipitations, Rossby et Egner [58] ont constaté une variation annuelle de la teneur en soufre et en chlorures, qui indique l’importance du rôle des courants atmosphériques mon- diaux dans la composition chimique de l’atmosphère d’un continent. Cette variation est très forte par rapport aux variations de la pluviosité; elle peut donc indiquer beaucoup mieux que la pluviosité les courants atmo- sphériques dominants.

1. Voir la figure 8 clans le rapport d’Eriksson [22].

167


FIG. 5, Teneur en CI des précipitations en Scandinavie (en mg/m2), pendant l’année civile 1955.

ABSORPTION DES GAZ PAR LE SOL

L a pluie ne présente pas le seul mécanisme par lequel sont apportés au sol des éléments en suspension dans l’air; le sol peut également absorber directement les composés gazeux de l’atmosphère. Thomas et Hill [63, 641 ont établi que les végétaux absorbent ainsi directement de fortes quantités d’anhydride sulfureux. Johansson [38], au cours d’expériences faites sur des plantes en pot, a constaté que la teneur en soufre d’un sol augmente au contact d’un air moyennement chargé d’anhydride sulfureux. Les végétaux et les sols doivent aussi absorber l’acide chlorhydrique, une telle absorption étant plus vraisemblable que celle d’anhydride sulfureux. On sait depuis longtemps que les sols et les végétaux absorbent de l’ammoniac. Les régions humides favorisent l’absorption davan- 1

FIG. 6. Teneur totale en S iles précipitations en Scandinavie (en mg/m2), pendant l’année civile 1955.

tage que les régions arides. Qn peut facilement prévoir l’absorption en se fondant sur les propriétés connues des gaz, une fois que l’on connaît les propriétés chimiques des sols et des végétaux. Il n’existe guère de données quantitatives concer-

nant l’absorption de l’anhydride sulfureux et de l’acide chlorhydrique par les divers sols. Le taux d’absorption dépend de plusieurs facteurs. Mais les deux gaz, comme la vapeur d’eau, doivent être transportés par l’air en turbulence. Aussi est-il possible d’évaluer la quantité transportée; si les conditions sont favorables, elle est de l’ordre d’un kilogramme par hectare et par an. Cet ordre de grandeur est le m ê m e que celui de la quantité de gaz transportée au sol par précipitation. Il ne faut donc pas négliger l’absorption des gaz par la végétation et le sol.

16%


l’interception des particules en suspension dans l’air au contact d’un obstacle. Des observations analogues ont été effectuées en Suède (résultats non publiés). On n’a pas encore étudié l’action d’autres espèces de plantes à cet égard. Il est possible p e les herbes puissent agir, mais la vitesse du vent est probablement trop faible dans ce cas pour être efficace. Les cimes des arbres sont généralement beaucoup plus exposées au vent.

INTERCEPTION DES PARTICULES PAR DES OBSTACLES

Les particules en suspension dans un courant d’air sont soumises à des forces d’inertie beaucoup plus grandes que les molécules d’air. Elles peuvent donc être arrêtées par divers petits obstacles. Il est possiblo de calculer l’effet de ce processus et on constate que 1,obstacle arrête d’autant plus de particules qu’il est plus petit et que la vitesse du vent est plus grande. Woodcock et Gifford [77] ont appliqué et mis au point ce principe dans une opération consistant à recueillir des noyaux de sels marins sur de minces plaques de verre. Les données qu’on possède permettent de dire qu’aux vitesses ordinaires du vent, tous les objets d’un millimètre environ qui se trouvent sur le trajet du courant d’air interceptent un grand nombre des particules que contient celui-ci. Eriksson [23] a déjà constaté indirectement, en com-

parant la teneur en chlorure des eaux fluviales de Suède à la quantité annuelle de précipitation, que la végétation forestière arrête des noyaux de sel marin en suspension dans l’air. En l’espèce, la quantité de particules interceptées lors du passage de l’air à travers des forêts doit avoir été égale ou supérieure à la quan- tité des particules précipitées par la pluie et la neige. Byers et d’autres chercheurs [Il] ont recueilli dans

la vallée du Mississippi des preuves plus directes de ce phénomène. En Illinois,. les particules de chlorure dites (( géantes 1) (de rayon supérieur à 1 [L) étaient très rares au ras du sol, tandis qu’elles devenaient beaucoup plus nombreuses à quelques centaines de mètres de hauteur, leur concentration étant parfois quadruple. Comme le transport de la matière dans l’atmosphère s’effectue suivant un processus voisin de celui de la diffusion, ces résultats indiquent que de très nombreuses particules sont transportées de l’air au sol, et cela très probablement, selon Byers eb wl., parce qu’elfes sont interceptées par la végétation. Une forêt de sapins ou de pins doit être particulière-

ment efficace à cet égard, en raison des dimensions et de la forme des éléments assimilateurs, ainsi que de la forme de la cime. Une forêt de ce genre doit présenter aux vents une surface très rugueuse et provoquer une forte turbulence, favorisant ainsi la captation des particules en accélérant leur transport de l’atmosphère au sol. On possède d’autres preuves directes de cette pro-

priéte des arbres. Au cours de recherches eirectuées en Afrique du Sud, Ingham [35] a constaté que les échantillons de précipitation recueillis à l’ombre des arbres contiennent beaucoup plus de substances chimiques p e celles qui sont recueillies en milieu décou- vert. 11 attribue ce phénomène au dépôt des particules en suspension dans l’air sur la surface des feuilles, les éléments ainsi déposés étant ensuite entraînés vers le sol par les précipitations. C’est là une observation très importante qui peut être partiellement rattachée à

-

LE S O L , GÉNÉRATEUR D’ÉLÉMENTS CHIMIQUES DE L’ATMOSPHfiRE

On ne s’est occupé jusqu’ici que des éléments chimiques en suspension dans l’atmosphère. Certaines de ces substances peuvent également provenir du sol, comme l’indique la présence dans l’atmosphère de particules solides, ou poussières. Il est possible aussi que certaines substances gazeuses émanent du sol. Dans des secteurs à population dense, qui sont le

siège d’une grande activité industrielle, par exemple en Europe occidentale et dans le nord-est des États- Unis, l’atmosphère est chargée de particules solides et de substances gazeuses dues à l’activité humaine. Pour ces régions, une telle pollution de l’atmosphère présente évidemment une grande importance locale ; aussi s’est-on efforcé d’évaluer le degré de la pollution. Mais s-a un plan plus général, l’importance de ces dégagements a peut-être été exagérée : si on compare la production probable de certaines de ces substances à la quantité des mêmes substances qu’on trouve dans les eaux fluviales, il apparaît immédiatement qu’elle ne presente dans l’ensemble qu’une valeur secondaire. On verra plus loin, dans la partie consacrée à la circulation annuelle de certains corps importants, qu’en fait les poussières et les émanations provenant du sol peuvent être négligées.

ORIGINE DES PARTICULES SOLIDES

On a déjà parlé des poussières atmosphériques et supposé qu’elles devaient provenir des régions arides de nos continents. Les poussières apparaissent aussi dans les précipitations et, par là, peuvent influer sur la composition de celles-ci. Mais la mesure de cette influence dépend des méthodes employées pour analyser les prélèvements de précipitations et de la nature m ê m e des poussières qui proviennent des régions arides. La composition des poussières atmosphériques reflète

sans doute celle des couches superficielles du sol des régions arides; on peut donc supposer que les substances insolubles se composent des trois minéraux les plus communs, le quartz, le feldspath et le mica, avec prédo- minance probable du quartz. L a couche supérieure du

169


sol, dans les régions arides, contient souvent du carbonate de calcium et du sulfate de calcium; ces deux corps pourraient alors se trouver dans l’atmosphère sous la forme de composés qui, sans être très solubles, existent parfois en solution. Le carbonate de calcium, qui est relativement fréquent et qui se répand sans doute plus facilement dans l’atmosphère, ne s’y maintiendrait probablement pas longtemps car l’air contient trop d’anhydride sulfureux, lequel, après oxydation, trans- formerait lentement le carbonate en sulfate. Le sulfate de calcium est relativement soluble, tout au moins dans une solution aussi diluée que l’eau de pluie. Mais il est inutile de se perdre en conjectures concernant ces deux corps, car on ne possède encore aucune preuve suffisante de leur présence dans l’atmosphère. D e vastes parties des régions arides sont couvertes

d’efflorescences salines. On pourrait croire que ces sels sont emportés dans l’air en m ê m e temps que les particules de poussière et sont ainsi transportés hors des régions arides, mais il ne semble pas que les quantités de sels très solubles ainsi transportées soient importantes. Certaines particules de sel sont peut-être emportées dans l’air, comme l’ont observé Crozier et Seely [17] au-dessus du désert de Mojave dans la région occidentale des États-Unis. Mais leur nombre est géné- ralement peu élevé par rapport au nombre de celles qu’on trouve dans les masses d’air maritime au-dessus de cette région, et il semble être en corrélation avec celui des particules de poussière. A Quetta, sur le plateau du Baloutchistan (Pakistan),

on observe souvent en été un épais nuage de poussière qui vient des déserts et se dirige vers l’ouest, où se trouvent de vastes étendues de déserts salins. Four- nier d’Albe [26] y a étudié, à cette même saison, la teneur en noyaux salins de 1 uche superficielle du sol et il n’a constaté aucu gmentation sensible du nombre des noyaux hy iques. Il pense que le sel des déserts salins se présente en surface sous forme de grains assez gros qui, soulevés par des vents forts, retombent rapidement sous l’influence de la pesanteur. Le vent n’en emporte donc pas beaucoup. Ainsi, il ne semble pas que de grosses quantités de

sels très solubles ient transportées depuis les régions arides. Le transport de minéraux insolubles depuis des

régions arides jusque dans des régions humides présente au contraire une grande importance géochimique. Les dépôts apportés par le vent, connus sous le n o m de (( Iœss », doivent avoir une telle origine. L’exemple classique de sols de ce genre est constitué par les vastes étendues de lœss de certaines régions de la Chine, que l’on croit originaires de la dépression aride de l’Asie centrale. Il n’est pas nécessaire qu’une forte quantité en soit transportée annuellement; en quelques millions d’années, se formeront d‘importants dépôts, même si les précipitations n’en apportent qu’un Irilogramme par hectare et par an. Les dépôts de lœss étant calcaires, c’est-à-dire conte-

170

nant du carbonate de calcium, il est probable que le carbonate de calcium est un élément important de la poussière atmosphérique.

ORIGINE DES COMPOSÉS GAZEUX

La surface de la terre, ou plus précisément la surface des continents, dégage souvent du soufre et du chlore sous forme de composés gazeux. Le premier se présente sous forme d’hydrogène sulfuré (H,S) et d’anhydride sulfureux (SO,), tandis que l’acide chlorhydrique (HCI) est probablement le seul composé gazeux du chlore qui puisse exister dans l’atmosphère. L‘hydrogène sulfuré provient souvent de la réduction

des sulfates par des bactéries. Ce phénomène a lieu en présence de substances organiques, et en l’absence d’oxygène; les bactéries utilisent l’oxygène des sulfates pour oxyder les matières organiques et se procurer ainsi l’énergie nécessaire à leur subsistance. Ce phéno- mène se produit le plus souvent dans des marécages, des tourbières, des sols où le niveau hydrostatique est élevé et des lacs à stratification stable. Lorsyu’il y a un nombre suffisant d’ions fer, il se forme du proto- sulfure de fer, minéral assez commun dans beaucoup de sols riches en matières organiques, formés par sédi- mentation dans l’eau (par exemple les sols gyttja en Suède). S’il n’y a pas assez d’ions fer, il se formera de l’hydrogène sulfuré (H,S) - dont la solubilité dans l’eau n’est pas très grande et qui, par là, est très volatil - lequel se diffusera peu à peu dans l’atmosphère. Il est difficile toutefois d’évaluer l’importance de ce processus dans les sols, car on ne possède pas en l’espèce de données quantitatives. C’est dans la mer Noire, dont les eaux profondes

contiennent beaucoup d’hydrogène sulfuré, qu’on trouve le meilleur exemple connu de réduction des sulfates dans l’eau. Seules les eaux superficielles ont une faible degré de salinité et contiennent de l’oxygène. Il est probable qu’une grande quantité d’hydrogène sulfuré s’échappe à travers cette couche superficielle, mais malheureusement on ne possède pas de renseignements à ce sujet. Dans les lacs des régions tropicales et subtropicales,

l’eau est souvent stratifiée de façon très stable en raison de la chaleur qui règne à la surface; les couches d’eau profondes sont ainsi privées d‘oxygène et il se forme de l’hydrogène sulfuré. Les grands lacs d’Afrique tropicale étudiés par Beauchamp [7] contiennent éton- namment peu de sulfates par rapport à leur teneur eu chlore; il est probable qu’ils dégagent de grandes quantités d’hydrogène sulfuré. D e même, Anderson [3] a constaté une insuffisance de sulfate dans certains lacs de l’Australie du Sud où il a pu déceler de l’hydro- gène sulfuré. Le seuil de perceptibilité olfactive de l’hydrogène sulfuré approchant de 20 pg au mètre cube, il doit y avoir une concentration notable dans l’atmo- sphère autour de ces lacs.

Le climut chimique et les sols salins dans la zone aride

Riffenburg [57] a signalé que les eaux souterraines deviennent alcalines par suite de la réduction des sulfates. Il a constaté que lorsque l’eau percole à travers des roches sédimentaires riches en matières organiques elle devient alcaline. Cette réaction s’accompagnant d’un dégagement d’H,S, une partie au moins, sinon la majeure partie de ce gaz doit se répandre dans l’atmo- sphère et s’oxyder pour former SO,, puis SO,, qui revient au sol. L’acide Chlorhydrique (HC1) ne peut se dégager du

sol que dans des régions arides, avec l’aide de l’anhydride sulfurique. Celui-ci est très hygroscopique. Il forme de l’acide sulfurique, qui est très peu volatil. Aussi SO, et H,SO, peuvent-ils rapidement disparaître de l’atmosphère ou s’intégrer aux noyaux de condensation. Dans les déserts salins riches en chIorure de sodium, la présence de SO, dans l’air amènera toujours une perte de HCI. Dès que SO, se forme, il réagit en présence de NaCl et de l’eau, pour former du sulfate de sodium et de l’acide cJdorhydrique. Cette réaction est à la base du procédé utilisé couramment dans l’industrie pour fabriquer l’acide chlorhydrique. Il est difficile de déterminer l’importance qu’il faut

accorder à ce processus dans la nature. Il est possible que la très forte teneur de l’air en chlorure au nord de la mer Noire [IO] soit due à cette réaction; autrement dit, SO, provient de H,S qui se dégage de la mer Noire. Burkser a constaté que la teneur totale en C1 de l’air est la suivante : au-dessous de 460 de latitude N., 531’8 pglm3; entre 460 et 470 de latitude N., 311’4 I-Lg /m3 ; au-dessus de 470 de latitude N., 146’8 pg /m3. La région où ont été faits les prélèvements est une

région de steppes et de steppes boisées, et il est peu probable que ces quantités de chlore aient été produites sous forme de particules de chlorures, il est difficile aussi de croire qu’elles aient pu être apportées de la mer Noire sous forme de particules salines.

CIRCULATION ANNUELLE DU CHLORE ET DU SOUFRE ENTRE LES CONTINENTS ET LES 0CÉ;ANS

Avant d’étudier quels sont les éléments chimiques de l’atmosphère qui proviennent de la mer, il importe d’examiner les échanges chimiques qui se produisent en une année entre la mer et les continents. On ne pos- sède au sujet de ces échanges que des indices indirects fondés principalement sur la quantité approximative de substances chimiques déversée en une année par les cours d’eau et sur le principe de l’équilibre géochimi- que des océans. Les sels qui se trouvent dans les océans se sont probablement accumulés peu à peu au cours des ères géologiques, mais la quantité de certains éléments que déversent en une seule année les cours d’eau est si grande qu’elle ne peut représenter le véritable taux d’accumulation. Une partie de ces corps doit donc reve-

nir vers la terre. Parmi ces corps, appelés sels cycliques », on étudiera CI et S. On a vu que Conway [14] a le premier entrepris l’étude

de l’équilibre salin de l’eau de mer, en se fondant surtout sur les observations de Clarke [13]. Depuis, d’autres évaluations de l’importance totale de l’altération météo- rique [59] ont été effectuées, mais les écarts manifestement négligeables entre les différents chiffres ne modifient pas nos conclusions. Les calculs donnés ici ne sont que provisoires, mais ils fourniront une indication géné- rale de la quantité de chlorure et de soufre apportée sur les continents.

PRODUCTION VOLCANIQUE

Le chlore existant sous forme de composés naturels se trouve dans la mer en majeure partie; il ne provient presque jamais de roches ignées. Il en est de m ê m e à cet égard du soufre. Le chlore et le soufre appartiennent apparemment au groupe d’éléments que Rubey [59] a appelés (( corps volatils en excédent », indiquant ainsi que leur origine, comme celle de l’eau, est essentiellement volcanique. D’après les théories de la chimie physique moderne sur l’évolution de la terre [66], ces corps volatils se sont répandus peu à peu dans l’atmosphère, où ils sont restés en majeure partie durant toutes les ères géologi- ques. En se fondant sur cette conception de l’évolution, on peut évaluer la quantité moyenne annuelle de chlore et de soufre à l’état naissant dégagée par les volcans.

Producfion volcanigue annuelle focale

CI = 1010 kg

CI = 3 x IO9 kg

S = 7,3 x 10’ kg Producfion volcanique annuelle au-dessus des terres

S = 2,2 x 10’ kg En supposant que ces dernières quantités sont précipi- tées sur les 1’5 x 1010 hectares, on obtient les quantités annuelles suivantes :

Production volcanique par hectare et par an

C1 = 0,2 S = 0,015 Le chiffre de 1010 kg pour la production totale ne semble pas exagéré. On a calculé [16] que la production volcanique de chlore dans la vallée des Dix-Mille-Fumées repré- sente 13 % de cette quantité.

PRODUITS D E L’ALTÉRATION MÉTÉORIQUE DE ROCHES IGNÉES ET SÉDIMENTAIRES

La teneur en soufre et en chlore des roches est indiquée au tableau II. Ces chiffres sont empruntés à Clarke [13] pour le soufre et à Behne [8] pour le chlore.

TABLEAU II.

Roches Chlore Soufre

% % Ignées . . . . . . . . 0,015 0,05 Sédimentaires . . . . . . . 0,015 0,20

171

Climatologie. compte rendu de recherches

Ces chiffres représentent des moyennes pondérées en fonction de la quantité totale des deux espèces de roches. D’après Conway [l4], le rapport entre l’altération

météorique des roches ignées et celle des roches sédi- mentaires est de 25 à 100. L a quantité moyenne annuelle de solides entraînés par les eaux de ruissellement étant de 273 kg par hectare et par an, la quantité de roches ignées altérées doit être de 55 kg par hectare et par an, et celle des roches sédimentaires de 218 kg par hectare et par an (compte non tenu des sels cycliques et autres apports extérieurs qu’il faut, évidemment, déduire). L’apport des roches est donc donné par les équations

suivantes : Chlore

Soufre ,

‘yo5 55 + ‘7” 218 = 0,44 kg/hallanl 100 100

PRODUCTION DUE A L’ACTIVITÉ HUMAINE (pollution)

Conway [14] estime à 0,9 x 1010 kg par an la production totale de sels due à l’activité humaine. Ce chiffre semble trop faible lorsqu’on l’évalue, en fonction de la production industrielle totale de NaCl (35 x 10, tonnes par an), à environ 2 x 106 tonnes par an, ce qui représente 2,3 x 1010 kg de chlore par an environ, c’est-à-dire bien plus que le chiffre de Conway. L a production totale de soufre est actuellement, par an, d’environ 10 x 106 tonnes, soit 1010 kg par an. Naturellement, ces quantités n e se retrouvent pas dans l’atmosphère. L a combustion de carbone fossile produit également

chlore et soufre. L a production annuelle de charbon est actuellement de 1,2 x 109 tonnes environ. L a teneur en chlore du charbon est faible (0,15 environ), comparable à celle des roches sédimentaires. Sa teneur en soufre est I~eaticoup plus forte, allant jusqu’à 2 % ; on peu?. la fixer en moyenne à 1 %, selon l’estimation du Eeaver Com- mittee for British Coal [4]. En se fondant sur ces données, on obtient les chiffres

suivants : chlore par combustion, 0,018 x 101o kg ; soufre par combustion, 1,2 x 1010 kg. En supposant que 50 y. au moins du chlore et du sou-

fre dégagés par combustion sont précipités sur la mer, et que le reste est précipité sur les régions drainées de la périphhrie des continents (1010 ha) l’apport moyen par hectare et par an atteint :

Chlore par production de sel, 2,3 kg par ha eL par an. Chlore par combustion, 0,Ol kg par ha et par an. Soufre par production de sel, 1,0 kg par ha et par an. Soufre par combustion, 0,6 kg par ha et par an.

CHLORE ET SOUFRE N O N CYCLIQUES DANS LES E A U X FLUVIALES

Le tableau III indique la quantité de chlore et de soufre qui doit être charriée hors des terres par les eaux fluviales.

TABLEAU III.

Chlore Soufre

kglha kdha Activité humaine Production . . . . . . . 2,3 130 Combustion . . . . . . . 0,Ol 0,6

Altération météorique des roches . . . 0,04 0,44 Production volcanique (chlore et soufre à l’état naissant) . . . . . . 0,2 0,02 Totalestimé . . . . . . 2,6 291

QUANTITÉ DE CHLORE ET DE SOUFRE CHARRIÉE PAR LES COURS D’EAU

D’après les observations de Clarke [13], la quantité annuelle de chlore et de soufre charriée vers la mer est de 15,5 x 1010 et de 11,l x 1010 kg respectivement, soit 15,5 et 11,l kg par hectare respectivement.

SELS CYCLIQUES

En faisant la différence entre les résultats des calculs et ceux des obseiwxtions concernant la teneur en chlore et en soufre des eaux fluviales on peut évaluer la quantité de sels cycliques comme indiqué au tableau IV. TABLEAU IV.

Chlore Soufre

kg/ha kg/ha Observations . . . . . . . 15,5 11,1

-2,l Calculs . . . . . . . . -2,6 Sels cycliques . . . . . . . 12,Y y,o

__ -

Cette méthode n’est pas tout à fait celle qu’emploie Conway. Le chiffre auquel il évalue la quantité de chlore due à l’altération météorique des roches sédimentaires est plus élevé de 1,5 Bg parce qu’il compte parmi les sels des roches sédimentaires une quantité de sel gemme représentant 2 % de la teneur en sels des océans. En revanche, son évaluation de la quantité de chlore due à la production humaine est sensiblement inférieure. Le chiffre de 0,015 % auquel Behne [8] (voir Goldschmidt [31]) évalue la teneur en chlore des roches sédimentaires est calculée en tenant compte du sel gemme dont l’importance lui paraît négligeable. Conway n’indique pas quel procédé il a employé pour évaluer la quanlité de,

172


surface de la terre subit toujours, au cours de ces intervalles, de iégers ébranlements qui, probablement, relient par intermittence la région en question avec la mer, de sorte que les sels accumulés seraient balayés. Ainsi, les invasions marines joueraient un rôle entièrement inverse de leur rôle habituel, c’est-à-dire qu’au lieu de déposer des sels, la mer lessiverait les sels marins provenant de l’atmosphère. Cet exemple démontre I’importance géo- chimique des sels marins transportés par l’atmosphère, qu’il ne faut donc pas négliger. Il reste un certain nombre d‘autres points intéressants

à examiner. L’un d’eux concerne le (( soufre cyclique )) qui, selon certains calculs, représente problabement 10 kg environ par hectare et par an (voir fig. 3). Reste à savoir comment il est transporté de la mer dans I’at- mosphère. Le rapport soufre-chlore dans l’eau de mer n’étant que de 0,0465 et le chlore provenant sans doute exclusivement de l’écume, on s’attendrait à trouver beaucoup moins de soufre cyclique, peut-être 0,0465 x 12,6 = 0’6 kg seulement par hectare et par an. Conway [14] a été le premier à signaler cet écart et à émettre une hypothèse qui mérite de retenir l’attention. Il fait observer que les seuils continentaux et les vastes étendues de la pente, qu’il évalue à 16 y. de la superficie totale de l’océan, sont recouverts d’une (( boue bleue », sédi- ment de couleur foncée riche en matières organiques. En raison de la présence de matières organiques en décomposition ces sédiments manquent d‘oxygène. En conséquence, l’oxydation des substances organiques s’effectue au prix d‘une réduction des sulfates, qui produit de l’hydrogène sulfuré; ce dernier se dégage des sédiments et pourrait, selon Conway, lorsque les eaux ne sont pas trop profondes, atteindre la surface avant de s’oxyder et s’échapper dans l’atmosphère. Mais Conway se demande comment s’opère cette diffusion, car la diffusion moléculaire est assez lente. Si, toutefois, on envisage la diffusion turbulente, celle-ci peut accélé- rer la vitesse de transport vers la surface, qui dépend dans une large mesure des courants de marée et de la stabilité de la masse d’eau. On peut démontrer que lorsque la diffusivité tourbillonnaire est d’un centimètre carré à la seconde seulement, il ne sera pas nécessaire, étant donné un transport constant, que la différence de concentration excède 20 pg par litre à travers une profondeur de 100 m pour produire toute la quantité voulue. Cette évaluation vaut pour la superficie du plateau continental qui représente 8 y. environ de la superficie totale des océans. Malheureusement on ne connaît pas la teneur en

H,S des eaux superficielles, probablement parce que les méthodes habituelles d’analyse ne permettent pas de la déterminer. En supposant même qu’une grande partie de cet hydrogène sulfuré s’oxyde avant d’atteindre la surface, il suffit, pour expliquer la présence du soufre, qu’il en reste une faible quantité, bien inférieure à celle qui peut être décelée par l’odorat. On peut donc consi- dérer que la mer est une des principales sources de gaz à base de soufre, comme le montrent d’ailleurs les ana-

sel gemme. Deux pour cent de la teneur en sels des océans représentent une quantité considérable; pour l’obtenir, il faudrait faire évaporer une masse d’eau égale à sept fois la Méditerranée et la mer Noire réunies. Ce sel couvrirait la surface de la terre d’une croûte d‘un mètre d’épaisseur; si on l’étendait seulement sur les continents l’épaisseur de cette croûte serait de plus de trois mètres. Une telle estimation semhle exagérée mais, m ê m e si l’on en tenait compte, elle ne modifierait pas sensiblement le total de sels cycliques indiqué plus haut.

OBSERVATIONS GÉNÉRALES

Le taux de 12,6 par kg et par an pour le chlorure cyclique représente la quantité nette transportée à partir de la mer, par l’atmosphere et les précipitations, vers les régions continentales qui elles-mêmes sont drainées vers la mer. On a dit déjà (voir fig. 2) que la quantité annuelle de chlore précipité dans les régions de l’intérieur est d’environ 10 kg par hectare et par an. Ces deux évalua- tions concordent très étroitement. Conway [14] dans une étude analogue de la circulation des chlorures évalue de faqon ingénieuse la teneur en chlorures de l’atmo- sphère des continents, en se servant d’observations effectuées sur des eaux de pluie non polluées en Nouvelle- Angleterre (voir Jackson [36]). A partir de la distribution de la teneur en chlore de l’air au-dessus des terres, il calcule la quantité de chlore transportée vers les continents par unité de longueur de ligne côtière. En multipliant ce chiffre par la longueur approximative de l’ensemble des côtes, il obtient le chiffre de 6,9 kg par hectare et par an. Mais cette évaluation est évidemment trop faible, car elle ne vaut que pour une côte orientale située à une latitude où domine le vent d’ouest. On a déjà vu [22] que la distribution à l’intérieur des terres sur la côte occidentale de l’Europe laisse penser que la quantité de sels transportée vers l’intérieur est beaucoup plus élevée. Comme il a été dit plus haut, les deux tiers seulement

des régions continentales sont drainées vers la mer. Le tiers restant se compose de dépressions (( closes )) ou de déserts où il n’y a pas de ruissellement. Il doit y avoir dans ces régions une accumulation de chlorures, dont la majeure partie provient de la mer et est trans- portée par l’atmosphère. Cette accumulation a sans doute une importance géologique si les dépressions n’ont pas subi de changements pendant assez longtemps. En effet, supposons que la quantité annuelle de chlorure précipité dans ces dépressions soit seulement de 1 kg par bectare et par an, ce Su; est probablement en dessous de la réalité. Comme il s’agit d’une superficie de 0,5 x 1010 hectares, la quantité annuelle de chlorures accu- mulée serait de 0,5 par 1010 kg. Si la région en question n’a subi aucun bouleversement géologique pendant 200 millions d’années - intervalle qui sépare deux grandes périodes orogéniques - la quantité totale de chlorures accumulée serait de 101* kg, soit 4 y. environ de tous les chlorures contenus dans la mer. En fait, la

173


lyses d’eau de pluie qui ont été effectuées en Scandinavie. On a constaté que le pH de cette eau est très faible [617 ce qui s’expliyuc sans doute par la présence de SO, ou de SO, i l’état gazeux. On a noté également que l’eau de pluie recueillie près des côtes d‘Hawaii, face au vent, a un p H très faible, ce qui peut s’expliquer par le fait que le rapport soufre-sodium y est plus élevé que dans l’eau de mer. Cet excédent de soufre a été constaté en d’autres points par Gray [32] d’abord, dans l’eau de pluie recueillie sur une péninsule de la Nouvelle-Zélande, puis par Boss [SI., dans de l’eau provenant du brouillard, recueillie sur la côte qui borde le désert du Namib en Afrique du Sud-Ouest, où le brouillard ne peut avoir d’autre origine que la mer. D’autres encore (voir Goldschmidt [31]) ont observé qu’à WoIvis Bay, non loin du point où Boss a recueilli ses observations, leo sédiments des fonds sous- marins dégagent beaucoup de H,S, qui remonte périodi- quement vers les eaux superficielles en telle quantité qu’il est très nuisible à la flore et à la faune marines. Le processus.imaginé par Conway mérite donc une

étude plus poussée.

LA M E R , GÉNÉRATRICE DE CHLORE ET DE SOUFRE

Il semble résulter de ce qui précède que le chlore et le soufre sont essentiellement d’origine marine. Mais leur diffusion dans l’atmosphère ne s’effectue pas de la même façon; le chlore provient de la désintégration mécanique de la couche superficielle de la mer en petits fragments, tandis que le soufre se dégûge probablement surtout sous forme gazeuse. En outre, si l’on ûdmet avec Conway

t des seuils continentaux, on a alors rocessus et à d’autres régions d’ori-

gine. On étudiera donc séparément ces deux corps.

ORIGINE DES EMBRUNS

On sait depuis longtemps que les chlorures de l’atmo- sphère sont en majeure partie d’origine marine, mais on pensait qu’ils provenaient surtout du bord des côtes, manifestement à cause de l’impression que donne le ressac. L a quantité de noyaux salins produits sous l’effet du ressac est évidemment très forte, mais si on la consi-

174

dère par rapport à l’ensemble, comme il s’agit d’une source linéaire, elle ne peut guère présenter une grande importance. A marée basse, lorsque la plage sèche, il se produit un grand nombre de noyaux d’Aitlren alors qu’il y en a relativement peu en hautc mer; on en a donc conclu que ces plages périodiquement sèches jouent un rôle important. Mais le nombre de noyaux d’Aitken n’est nullement en corrélation avec la téneur en grands noyaux salins de l’air au-dessus de la haute mer.

Il y a quelques années seulement qu’on a reconnu le rôle général de la surface de la mer dans la production des

particules salines de l’atmosphère, principalement grâce aux travaux de Woodcock, Kientzler, Arons et Blan- chard [78], qui ont découvert que l’éclatement des bulles, produit de grands noyaux en projetant dans l’air des gouttelettes d’eau de mer. Il est probable d’ailleurs que ce processus n’explique pas la présence de tous les noyaux salins de l’atmosphère. il est possible aussi, comme Facy [25] l’a indiqué, que l’éclatement des lames minces des plaques d’écume joue un certain rôle dans la production des noyaux.

Il existe donc des mécanismes par lesquels on peut expliquer de façon satisfaisante le transport dans l’air de l’eau de mer désintégrée. Une fois dans l’air’ ces gouttelettes subissent l’action de la pesanteur; d’autres facteurs interviennent alors, notamment les remous de l’air’ exprimés par la diffusivité turbulente verticale et le taux d’évaporation. L a diffusivité tourbillonnaire verticale est due à la

turbulence de l’air’ qui provoque un mouvement vertical aléatoire de parcelles d‘air de dimensions verticales. Cette turbulence cause un flux de n’importe quelle grandeur conservative de particules dans la direction d’en- tropie croissante, détruisant le gradient de concentration, comme dans le cas de la diffusion moléculaire. Un tel Aux turbulent produit gén6ralement un rapport de mélange constant (en gramnie par kilogramme d’air) des gaz atmosphériques, mais dans le cas des particules, la pesanteur joue un rôle important. Si on désigne par V la vitesse de chute d’une particule,

la condition d’établissement d’un état stationnaire est donnée par la formule suivante :

3a - K - + qV = O a2 où M représente la diffusivité tourbillonnaire (en centi- mètres carrés à la seconde), g le rapport de mélange des particules de vitesse de chute V, et z la coordonnée verticale. L’état stationnaire, qui nécessite une source constante

de particules pour z = O, peut être représenté par une courbe exponentielle qui décroît en fonction de la hauteur, K étant constant. La valeur de K est fonction à la fois de la stabilité thermique de l’air et de Ia force du vent. Elle augmente en raison inverse de la stabilité et en raison directe de la vitesse du vent. L a décroissance exponentielle en fonction de la hau-

teur dépend de - v et, V étant proportionnel au carré du K

rayon, la masse de la particule joue en l’espèce un rôle important. Aussi, afin de maintenir un flux suffisant de noyaux de sel marin dans l’atmosphère, est-il nécessaire que les gouttelettes d’eau de mer s’évaporent aussi rapidement que possible. Si elles s’évaporent dans une atmosphère dont l’humidité relative est supérieure à 75 yo, elles perdent 97 y. environ de leur masse; leur rayon se trouve ainsi réduit quatre à cinq fois et leur vitesse de chute une vingtaine de fois. Les facteurs qui favorisent l’accroissement de la pro-


duction de sel marin au-dessus de la haute mer sont donc les suivants : 10 vents forts (agitation de la surface de la mer et grande diffusivité tourbillonnaire) ; 20 instabilité thermiyue; 30 humidité relative faible. Ce dernier facteur augmente évidemment lcs chances

qu’à une grosse goutte d’eau de mer de se transformer en particule de sel marin, à la fois en accélérant l’éva- poration et en réduisant les dimensions d’équilibre de la particule de sel marin concentré. La lzzasse d’équilibre relatif peut être calculée approxi-

mativement en égalant le degré hygroscopique à la fraction moléculaire d’eau contenue dans la gouttelette d’eau de mer. On obtiendra ainsi : Hiimidit6 relative (pourcentage) 99 98 97 96 95 94% 93 90 80

Poids relatif 99 49 32,3 24, 19 1.57 13,3 9 4.

Le taux initial de décroissance du rayon de la goutte sera directement proportionnel au déficit de la densité de vapeur et inversement proportionnel au rayon. Il s’ensuit évidemment que les chances d’évaporation d’une grosse goutte d’eau sont très limitées m ê m e si le noyau de sel correspondant était capable de suspension.

il est rare qu’on ait, à la fois, instabilité thermique et faible humidité relative au-dessus de la mer, tout au moins dans les régions où la production de particules de sel marin est considérable. En outre, la stabilité thermique ne joue pas un rôle aussi important que la force du vent et l’humidité relative. Les facteurs ci-dessus jouent également un rôle

important dans le transporx de la vapeur d’eau de la surface de la mer dans l’atmosphère, car ce transport dépend à la fois du taux d’évaporation et du mélange vertical. M ê m e si ces deux processus - évaporation de l’eau et formation de particules salines par évaporation des embruns - ne sont pas en relation linéaire, il doit y rivoir entre eux une relation fonctionnelle.

Il faut donc chercher l’origine des particules d’eau de mer dans les régions où il y a évaporation. Ces régions sont assez bien connues. On peut prévoir comment la production de particules salines variera suivant la latitude en étudiant les variations des propriétés de l’eau de mer en fonction de la latitude. Les variations du taux d’évaporation, fournies par Wüst [80] sont indi- quées la figure 7. Ces variations en fonction de la latitude concordent avec la carte d’humidité relative empruntée à Szhva-Kovhts [61] (Gg. 8 et 9) et à Tan- nehill (fig. 10). L’évaporation s’effectuant surtout dans la région des alizés, la plupart des particules salines doivent êire produites dans cette région. Heureusement, c’est. également dans cette région qu’on a procédé aux observations les plus complètes concernant les particules salines. Les résultats de ces observations seront exami- nés plus loin. On sait qu’une grande quantité de vapeur d‘eau est

transportée vers les pôles, apportant la chaleur latente des régions subtropicales dans les zones tempérées. D e même, de grandes quantités de particules salines origi-

naires de la mer doivent être transportées de ces mêmes régions vers les pôles. Il est probable que les chlorures précipités dans les zones tempérées proviennent en majeure partie des zones subtropicales, ainsi yue l’indiquent les analyses d’eau de brouillard cpctu6es par Cunningham [19] sur la côte nord-est des Etats-Unis. 11 a constaté que la teneur en chlorures de l’eau de brouillard est beaucoup plus forte dans les masses d’air d‘origine tropicale que dans celles qui viennent des pôles. Certaines particules de sel marin sont, bien entendu, produites aussi dans les zones tempérées, notamment sur le trajet du front des cyclones; mais on peut se demander si l’humidité est favorable à l’évaporation des embruns. L’évaporation étant relativement faible sous ces latitudes, on peut supposer que les conditions ne sont pas très favorables à la production de particules salines. On ne possède aucun renseignement précis permettant

de tracer une courbe des variations de la production de particules salines en fonction de la latitude; on en trouvera cependant une, très approximative, à la figure 11.

1 i

FIG. 7. Variations de l’évaporation de l’eau de mer en fonction de la latitude (d’après Wüst [SOI).

LE SOUFRE

Si l’on admet la théorie de Conway concernant l’origine du soufre, on connaît également les régions d’où provient le soufre à l’état gazeux. Son taux de production est déterminé par des facteurs extrinsèques, à savoir le taux de production de l’hydrogène sulfuré au fond des seuils continentaux et le mélange vei-tical. Ce dernier facteur est évidemment influencé par les vents, et probablement aussi par les courants de marée et la stabilité de la masse d’eau. On peul donc s’attendre à des variations saisonnières. Mais il est nécessaire d’étudier plus attentivement ces questions. Les travaux de Cunningham [19] dont il a été question

plus haut font apparaître clairement que le soufre et le chlore proviennent derégions très différentes. Dans ce cas,

175


m * $ 5 b.’& s a . a

8C

6û

4C

20

O

2c

4c

6C

MO 120 roo ao 60 40 20 O 20 40 60 1

I 1 I I l l I l I 1 I

740 120 100 80 60 40 20 O 20 40 60 I = aride &W semi-aride

7 100 120 140 760

FIG. 10. Régions arides (désertiques) et semi-arides du monde. Les flèches noires indiquent les courants marins froids (d’après - ,

Tannehill [&]).

WG. 11. Courbe approximative de la production annuelle de particules salines atmosphériques d‘origine marine, en fonction de la latitude.

DISTRIBUTION VERTICALE DES

DE LA MER PARTICULES SALINES AU-DESSUS

Prespue toutes les recherches se rattachant à la physique des nuages, qui ont été faites sur la distribution verticale des particdes salines ont eu pour théâtre la région des alizés de l’hémisphère nord, et les renseignements de loin les plus détaillés sont ceux que A. H. Wood- coclr a fournis dans plusieurs publications. Lodge [49], a également publié, à Porto Rico, des études importantes.

HAWAII

Les mesures faîtes par Woodcock à Hawaii [75, 761, qui sont indiquées à la figure 12, montrent que la teneur de l’air en sels marins est, dans divers cas, fonction de l’altitude. Les concentrations déduites des mesures faites en 1954#, au cours de l’expérience (( Shower )) ont été calculées à partir des observations originales de Wood- cock, et la plupart des données dont on dispose provien-

177

Y O a .s .il a 2:

20

15

10

05

1


a 0 Force du vent en 1953, 3 bution verticale moyenne des sels, en groupant les 6 ,> ,> >> >> »,4-5 données et en calculant la teneur moyennéde certaines

couches. Le résultat apparaît dans la figure 13; il per- 69 >> >> >> >> n , 5 8 ~ x p . u Showcr », 18 oct. 1954

,, , 26 ODt. 1954 met de déterminer la teneur en sels d’une colonne verti- e ” a ” >> , I nov. 1954 cale d’air, obtenue par intégration; cette teneur est en ’J 9 2 ~ 1954 moyenne de 13 mg de sels marins pour 2 m2 environ.

Les observations faites par Woodcock et Mordy [79] 8 ” O ”

n montrent que la vitesse moyenne du vent à la base des n nuages au cours d’une période assez longue est de l’ordre de 9 m à la seconde. La masse de sels marins transportée dans la direction du vent doit représenter dans cette

n , 14 nov. 1954 x , 22 nov. 1954 ,) , 24 nov. 1954 >, , 25 nov. 1954 ” t 26 no“. 1954 >> , 30 nov. 1954 /

x , 1cr rlh, 1954 ,> , 2 a6c. 1954 ,> 3 aée. 1954

région 120 m g environ par mètre et par seconde, soit de 4 à 4,5 tonnes par mètre et par an, ce qui est certainement une quantité notable.

FIG. 12. Teneur en sels de l’air, en fonction de l’altitude au- dessus d’Hawaii face au vent.

nent de ses recherches. Cette distribution fait apparaître de très fortes variations journalières ; les minimums reflétaient probablement un balayage des particules par les précipitations. Les premières recherches ont été effectuées en totalité à des altitudes égales ou supé- rieures à celles de la base des nuages. Cette distribution semble indiquer que la décroissance verticale de la masse totale des sels est linéaire, ce gui est facile à comprendre dans les régions supérieures, car la couche d’inversion. ou couche stable, située à une altitude de 1 à 2 Irm, joue très efficacement le rôle d’un couvercle, empêchant le transport des particules à une altitude supérieure, en raison de la forte décroissance du mélange vertical à mesure que l’on pénètre dans les couches stables de l’atmosphère. Les observations faites au cours de l’expérience

(( Shower )) montrent que la distribution des sels marins à des altitudes inférieures peut être assez irrégulière; tantôt elle est presque constante, ce qui indique un brassage intense, tantôt elle augmente à mesure que l’on descend, témoignant de l’action de la pesanteur sur les noyaux. Parfois m ê m e la concentration est moins forte à faible altitude qu’à grande altitude, de sorte qu’il se forme une couche ayant une teneur maximum en sel. On trouve ces maximums dans les données provenant de l’expérience (( Shower », pendant quelques jours à la fin de novembre et au début de décembre, au cours d’une tempête (( Kona », perturbation météorologique de carac- tère tropical, caractérisée par des pluies générales et parfois très fortes ou un temps chaud et humide. Il est possible de se faire, à l’aide des données indi-

quées sur la figure, une idée approximative de la distri-

FLORIDE

En Floride, Woodcock [74] a obtenu les distributions verticales indiquées à la figure 14. Deux de ces séries de mesures ont été effectuées sur le passage des alizés, à

25

20

15

10

05

O

FIG. 13. Distribution vertuale des particules salines à Hawaii (moyenne).


1 AU large de la chte de la

Floride face au vent. A 110 km & l’intérieur des

terres en Floride. v Au large de la côte de

de trois expéditions aériennes au-dessus de la côte de Floride face au vent.

Au large de la côte de la l’île face au vent, et d’une quatrième à 90 km environ au nord de l’île [Il] sont indiqués dans la figure 15. ampleur des variations, même au cours d’une sede journée, est frappante. Lodge signale qu’à diverses reprises il a constaté que le nombre des particules augmentait et tendait vers un maximum à mesure qu’on s’élevait au- dessus du niveau de la mer, parfois jusqu’à une altitude de 300 m. La même observation s’applique à leur distribution par masse. Lodge émet l’opinion que la surface de la mer joue un rôle de drainage pour les particules salines dès que leur taux de production décroît. L a production des particules de sel est concentrée surtout dans les zones de perturbation, où dominent des vents forts - ainsi que le confirme leur distribution verticale par masse indiquée à la figure 15 - ce qui explique aussi les distributions verticales observées à Hawaii (voir fig. 13).

indiquées à la figure 15 devient de 50 mg par m2, soit beaucoup plus que la moyenne observée à Hawaii. On peut en déduire que les perturbations sont beaucoup plus fréquentes dans la région du golfe du Mexique que dans la région du Pacifique voisine d‘Hawaii. Les météo- rologues confirmeront probablement cette déduction. On peut donc accepter le chiffre de 50 m g par m2 comme une moyenne possible.

A

1’Austrnlio - Méridionale face au vent.

b O 5 . 10 15 20 La valeur moyenne des distributions verticales salines

FIG. 14. Teneur en sels marins de l’atmosphere en fonction de l’altitude au-dessus de l’Atlantique-Ouest et du Pacifique- Siid.

. l’est de la côte de Floride; la troisième l’a 6th au-dessus des Everglades, à 110 km environ 2 l’intérieur des terres. L a diminution de la concentration dans la couche inférieure de l’air est sensiblement moins forte. Une des courbes de distribution des particules au-dessus de la mer comporte également un maximum, comme à PACIFIQUE-SUD Hawaii. L a décroissance en fonction de l’altitude est assez forte. La distribution verticale au-dessus des terres semble traverser une couche beaucoup plus épaisse qu’au-dessus de la mer, ce que Woodcock attribue i?i une turbulence plus grande. Il y a également un maximum

l’interception des particules salines par la végéta- tion. Lorsque 1’011 combine ces trois distributions régionales

de manière à obtenir les mesures relatives à la colonne d’ah totale, on obtient un chiffre égal ou peut-être légè- rement supérieur à la moyenne obtenue 2 Hawaii. Assu- rément, on ne peut pas obté& une moyenne exacte à partir de trois séries de mesures seulement, mais il est significatif qu’on ait à peu près le même chiffre qu’à Hawaii.

Woodcock [75] a mesuré la distribution verticale des noyaux contre le vent le long de la côte sud-ouest de l’Australie; les résultats de ces mesures sont indiqués à la

à une certaine hauteur au-dessus du sol, dû peut être à avril 1954 Teneur du matin 108 mglrn?

2wo

PORTO RICO

Lodge [49] a étudié la distribution verticale des particules de chlorure dans le voisinage de Porto Rico, en se servant d’un filtre spécial (millipore Jilter) [48] pour prélever des échantillons et les identifier. En se fondant sur des graphiques, on a calculé la teneur en particules d’échantillons de différentes dimensions et, sur la base de ces chiffres, on a évalué la teneur en sels par la méthode indiquée à la section (( Distribution des particules salines au-dessus des continents )), p. 180. Les résultats

sco

/u g m-3

j porto FIG. 15. Distribution verticale des ECO.

179

Climatologie, compte renùu de recherches

figure 14. En se fondant sur cette distribution, on évalue la teneur de l’air en noyaux à 9,4 m g par m2. Il s’agit évidemment d‘une seule série de mesures, mais il se peut qu’ellc représente une situation normale.

CONCLUSIONS GENÉRALEÇ

Il est difficile de déterminer avec précision la quantité de sels marins en suspension dans l’air des régions tropicales, car elle peut varier d’une région à l’autre; on peut admettre qu’elle est de 13 mg par m2 dans la région du Pacifique qui entoure Hawaii, et évaluer à 20 mg par m2 - en restant probablement bien au-dessous de la réalité - la quantité de sel marin transporté vers les régions continentales, dans la zone tropicale et suhtropi- cale pour laquelle on ne possède aucun renseignement.

Les mesures effectuées dans le Pacifique-Sud offrent les seules données que l’on possède pour les régions tempérées; le chiffre de 10 m g par m2 représente proba- hlement un minimum. Il est évident qu’il faudrait procéder à beaucoup

d’autres mesures du genre de celles qui ont été effec- tuées par Woodcock et Lodge.

sphère, en raison du brassage violent et du mouvement vertical de l’air. Une partie des sels est évidem- ,

ment renvoyée à la mer par les précipitations, mais le brassage doit être suffisant pour que les couches supé- rieures sèches de l’air se chargent d’une grosse quantité de particules. Dans le cas du ressac normal, les particules ne dépassent pas une altitude assez faible, et la plupart des grosses gouttes d‘embruns ne tardent pas à retomber. Riehl [56] cstimc que l’air superficiel aspiré par un

cyclone tropical peut être circonscrit dans un carré de 12 à 13 degrés de dimensions latérales, c’est-à-dire représentant une surface de plus de 106 km2. A supposer qu’il contienne 15 mg de sels par mètre carré, la quan- tité totale de sels qui est brassée par un cyclone tropical doit s’élever à quinze mille tonnes au moins. En fait, étant donné les grands vents qui se trouvent au centre du cyclone, cette quantité est beaucoup plus forte. On ne possède aucune mesure de la distribution ver-

ticale des particules salines dans les cyclones tropicaux, mais elle est sans doute assez uniforme. La quantité totale de sel en suspension dans l’air s’élève alors probablement à 500 mg par mètre carré au moins, sur une assez vaste étendue, si l’on en juge d’après la concentration observée dans la couche superficielle.

-TTION DES PARTICULES CONCENTRATIONS DE SELS MARINS DANS LES CYCLONES TROPICAUX

ùAL+lïbs AU-DESSUS DES CONTINENTS

Les cyclones tropicaux sont assez fréquents dans les régions subtropicales et lorsqu’ils acquièrent une grande force, ils pénètrent très souvent dans les régions tem- pérées. Ils représentent des perturbations très profondes, avec de grands vents, intéressant de vastes .étendues. Lorsqu’ils passent au-dessus de la mer, la .surface de l’eau devient très agitée et produit par conséquent une grande quantité de particules salines. Les grands vents provoquent aussi des remous violents, qui favorisent le transport des particdes de la surface de la mer dans l’atmosphère. En outre, en raison de la structure même des cyclones, le mouvement vertical transporte à la fois de la vapeur d’eau et des sels dans les hautes régions de l’atmosphère, oh ils sont sans doute largement diffusés. Woodcock [73] a mesuré en Floride la quantité de

sels marins contenus dans la couche superficielle d’un cyclone tropical. Il a observé que l’agitation de la surface de la mer était si forte qu’il était impossible de distinguer la zone du ressac du reste de la mer, et les concentrations qu’il a constatées sont comparables à celles qui ont été observées par Jacobs [37] sur la côte californienne. On peut donc considérer que le taux de production est du même ordre que dans le cas du ressac normal. D’autre part, lors d’un cyclone, les sels sont effectivement transportés dans l’atmo-

Divers chercheurs ont étudié récemment la distribution verticale des noyaux salins au-dessus des terres, notamment Woodcock [73] au-dessus des Everglades, en Floride, et Squires et Twomey [60] au-dessus de la passe du Saddle, entre les massifs élevés du Mauna Kee et du Mauna Loa (Hawaii). Cette passe se trouve dans une situation assez exceptionnelle à près de 2 O00 m d’altitude et les observations avaient pour objet de déterminer si une quantité appréciable de sel était transportée au-dessus d’elle. On a également procédé, en avion, à des recherches

intéressantes sur la teneut en particuIcs salines des hautes régions de l’atmosphère. Quoiqu’elles aient essentiellement un caractère qualitatif, ces recherches présentent un certain intérêt pour la présente étude.

Une de ces recherches a été effectuée au-dessus des États-Unis par Crozier, Seely et Wheeler [lû], au cours d‘un vol transcontinental à une altitude de 3000 m. Leur méthode de prélèvement laissait peut-être à désirer, comme l’a signalé Lodge qui en a employé m e plus efficace, mais le nombre de particules salines qu’ils ont observées est très probablement proportionnel au nombre total de particules en suspension dans l’air.

Partis d’Albuquerque (Nouveau-Mexique), ils se sont dirigés vers l’ouest. Pendant la première partie du vol, ils ont survolé le bord du golfe du Mexique, dans des

180

La climat chimique et les sols salins dans la zone aride

L a (( langue d’air n provenant d’une perturbation tropicale, riche en particules de chlorures, est un phéno- mène important du fait qu’elle existe semble-t-il sous forme de couches dans les régions supérieures de I’atmo- sphère. Ces couches ont été recherchées par Crozier et Seely [17], qui ont observé pendant deux semaines l’atmosphère à l’ouest du Nouveau-Mexique. Au cours de cette étude, ils ont encore rencontré une <( langue d‘air N riche en particules de chlorures au-dessus du désert de Mohave dans la vallée de la Mort; elle provenait d’une perturbation ayant son siége au large de la Basse-Californie. Le nombre des particules atteignait 10 O00 au mètre cube, et l’air semblait former, à une altitude allant de 1800 à 3 O00 m , une couche épaisse qui s’étendait jusqu’au-dessus de la mer. On ne saurait trop souligner l’importance de cette découverte, car elle prouve que l’air tropical, riche en sels marins provenant de perturbations tropicales, peut être trans- porté vers le pôle sous forme de couches épaisses à grande altitude. Le transport des sels au-dessus des continents ne serait donc pas entravé par les chaînes de montagnes qui, lorsqu’il s’agit de couches humides très basses, provoquent des pluies chargées de sels marins sur les pentes montagneuses. Les couches supé- rieures peuvent conserver à la fois leur humidité et leurs sels. Une fois qu’elles se trouvent au-dessus des continents, la convection et le mélange avec des masses d‘air plus froid provoquent une précipitation de l’humi- dité et des sels, même au-dessus de régions d’altitude éle- vée. Ce mécanisme pourrait sans doute expliquer l’accumulation très lente de sels dans la dépression de l’Utah. Twomey [65] a également étudié, dans le sud-est de

l’Australie, le transport de sels marins dans des régions continentales par des courants d’air maritime. A trois reprises, il a suivi des courants d’air venus du sud- ouest et étudié les variations de la distribution verticale qui se produisent pendant leur trajet d’un millier de kilomètres à l’intérieur des terres. Deux conclusions importantes se dégagent de cette étude. C’est d’abord que la distribution verticale varie sensiblement lorsque l’air arrive au-dessus du continent, en raison de l’augmentation de la turbulence; des sels marins sont donc transportés de la couche superficielle vers le haut, de sorte que la teneur en sels des couches supérieures diminue plus lentement mais qu’en revanche la teneus en sels de la couche superficielle devient moindre. D’autre part Twomey a signalé que s’il ne se produit pas de précipitation ou de formation de nuages pas convection, on n’enregistrera aucune réduction sensible du nombre des noyaux au cours de ce long trajet; il a constaté néanmoins - ce + n’a rien d’étonnant - que les précipitations contribuent effectivement à décharger l’air des particules salines. Les recherches qui ont été entreprises en relation

avec la physique des nuages par Byers 1 et ai. [Il] (voir 1. Je dois de vifs remerciements au professeur H. Byers, de 1’Univer-

sité de Chicago, qui m’a communiqué ses notes avant leur publication.

courants d’alizés qui pénètrent souvent sur le continent nord-américain. Ils ont observé une teneur en particules chlorurées de l’ordre de 500 par mètre cube. Au-dessus de la Californie, ils ont traversé une (( langue d’air N projetée vraisemblablement par une perturbation tropicale ayant son siège au large de la côte sud-ouest du Mexique, et qui s’était dissipée deux jours auparavant. Au centre de cette K langue d’air )) le nombre de particules de chlorures était de 3 O00 à 4 O00 environ par mètre cube. Au-dessus du Pacifique, ils sont entrés dans une couche descendante d’air stable venant du large, caractéristique presque permanente de la région. Cet air provient de régions élevées de l’atmosphère, et dans le cas considéré, il contenait de 100 à 200 particules de chlorures au mètre cube. Au retour, suivant une direction nord-est, ils sont rentrés dans la (( langue d’air )) tropical, où ils ont constaté une teneur en particules de chlorures allant jusqu’à 4 500 au mètre cube. En allant vers le nord, ils observaient que le nombre de particules diminuait lentement au fur et à mesure que l’air se mélangeait, apparemment, avec le courant descendant en provenance des régions de haute pression surplombant l’est du Pacifique. C’est ainsi qu’au- dessus du Nevada, la concentration passait de 3 500 à 1 500 au mètre cube, et au-dessus de l’Utah, à 1.800 au mètre cube. Après avoir dépassé Ogden, dans l’Utah, les observateuxs ont constaté une diminution rapide du nombre de particules, la concentration de celles- ci n’étant plus que de 0,5 au mètre cube lorsqu’ils se sont trouvés en plein dans le courant d’air descendant. En atteignant l’Iowa, ils ont pénétré dans une zone

où l’air venant du golfe du Mexique se mêlait à de l’air polaire continental, et la concentration des particules s’est alors élevée jusqu’à près de 1 O00 au mètre cube. Ils n’ont: quitté cette zone que pour passer au- dessus de l’est de l’Illinois, où ils ont rencontré un air polaire continental ne contenant presque pas de particules de chlorures. L’identification des masses d’air s’effectuait à l’aide

de cartes météorologiques ordinaires. On note ici deux éléments importants, à savoir la

présence en Illinois, c’est-à-dke très loin au nord, de fortes concentrations de particules de chlorures dans un air provenant du golfe du Mexique, et la grande (( langue d’air 1) provenant d’une perturbation tropicale, très riche en particules de chlorures. Le courant d’air venu du golfe du Mexique atteint fréquemment les Grands Lacs, au nord, en traversant la vallée du Mississippi, basse et large. Ce transport d’air peut durer plusieurs jours de suite en raiaon des hautes pressions qui existent dans l’est des Etats-Unis. Le pays est peu élevé et il n’y a pas d’obstacles dus au relief, de sorte que l’humidité et les sels marins peuvent être transportés très loin au nord. Eriksson [23] avait déjà indiqué la possibilité de ce transport de sels marins, en se fondant sur la quantité annuelle de chlorures obseyée dans les cours d’eau de la moitié orientale des Etats-Unis.

181

- 1 v>

Teneur en particules de chlorures par ma

FIG. 16. Distribution des particules de chlorures en Illinois le 10 novembre 1954 (Byers et al. [ll]).

182

I 2 6 ‘ - - * . ’ I 1 - ~ ~ ~ i ~ t 1 1 1 “‘-rt

ExpEdition effectuée dans un petit avion le 10 novembre 1954 dans le voisinage de Champaign (Illinois).

I r i l 1 1 1 i l ’ ’ ’ ~ J ” ~ l ’ ‘ J J , J ’ l ’ l J ! rrim Eup. 110.11 juin 1954. Prélévements effectuks dans le

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IO 1 oz 1 O’ 1 o4 IO’

FIG. 17. Distribution des particules de chlorures en Illinois le 11 juin 1954.

assez à la distribution des particules d’autres dimensions, tandis que dans le premier cas elle est sensiblement différente des trois autres distributions qui ont une direction analogue. On peut en conclure que si toutes les particules de dimensions > 3p sont d’origine maritime, l’air venu du nord a été sensiblement modifié au cours de son trajet à l’intérieur des terres, par l’addition d’un grand nombre de particules de dimensions < 3p. L a source exacte de ces particules reste à déterminer,

mais la masse de chlorures qu’elles apportent est en général très faible, comme on le verra plus loin. L a distribution verticale des particules par masse

s’évalue par la méthode suivante. Soit w le poids de chaque particule et N le nombre de particules >w; la masse dm dans un intervalle dN sera :

dm = w x dN = wNd (log. N) = 2,3 wNd (log. N)

m = 2,3 J-+wwwNd (log. N)

Si on trace la courbe de wN en fonction de log. N, l’aire inscrite sous cette courbe, multipliée par 2,3, donne la masse totale m des particules. La masse de particules contenues dans un intervalle N, - NI peut être évaluée de la m ê m e façon. En général, la courbe de w N en fonction de log. N est analogue à une courbe normale de distribution de fréquences. Dans le cas des données fournies par Byers et al., il

faut fixer une limite raisonnable aux dimensions des particules pour distribution u totale ». Une limite de 0,8 p est certainement trop élevée et donne une importance excessive aux particules < 31~~. 11 est évident toutefois qu’il n’est ni facile ni satis-

faisant de tracer une courbe de distribution lorsque quatre points seulement sont donnés, surtout si tous

Teneur en particules de chlorures par ma

et


a 10 nov. 1954 O,W mglm2 jusqu’à 3 000 m

0 ~ 5 nov. 1954 ?,O9 mglm2 jusqu’à 3 000 m

ces points se situent à droite ou à gauche du maximum, comme c’est le cas pour les résultats des observations effectuées dans l’Illinois. Il n’en est pas de même, à cet égard, des données recueillies à Porto Rico, qui semblent représenter la partie la plus importante de la courbe, comme l’indiquent les chiffres du tableau V. TABLEAU V.

Dimensions des pQrtiCuh

1. 1Op 2 61.4 3p 2 0,8p (tota2)

Porto Rico : wN 1,lO 25,30 19,12 1,OO 15 a d 1954, log. N 3,02 5,05 5,83 648 à 300 m d’altitude

Illinois : 11 juin wN 0,189 0,120 0,079 0,005 1954, à 300 m log. N 2,26 2,12 3,45 3,98 d’altitude.

w a été calculé à l’aide des diamètres indiqués, en se fondant sur une densité de 2p. Dans le tableau w N est exprimé en f~ g au mètre cube. On voit clairement la différence qu’il y a entre les distributions, ainsi que le peu d’importance relative que présente le choix du minimum. Si on le fixe à moins de 0’8 p, w N deviendra encore plus petit. En supposant que la distribution de wN soit normale,

on peut néanmoins évaluer assez approximativement les concentrations de masse dans les mesures effectuées en Illinois, mais peut-être avec une exactitude de 20 y. seulement dans certains cas. On a tracé ainsi la courbe de distribution verticale des masses de particules de chlorure (fig. 18) à l’aide des données des figures 16 et 17, ainsi que des observations faites au cours d’une expédition aérienne le 5 novembre 1954, dans une masse d’air venant du nord. La figure 18 indique que les concentrations sont

généralement assez faibles. Dans la masse d’air septentrional, on peut probablement considérer qu’elles repré- sentent un résidu de chlorures de masses d‘air maritime d’origine occidentale et ayant franchi des montagnes. L’atmosphère du golfe est légèrement plus riche, m ê m e dans ses couches inférieures et présente à grande altitude m e couche remarquablement épaisse d’air relativement riche en chlorures - d’une teneur allant jusqu’à 2 pg au ma et supérieure, sur toute sa hauteur, à 5 mg au m2, par opposition aux deux masses d’air venues du nord dont la concentration est de 1 pg au m3 environ. 11 est possible que le transport des particules salines à travers la vallée du Mississippi par l’air du golfe ait été facilité également par l’épaisseur de ces masses d’air. Byers et al. ont étudié aussi la distribution horizon-

tale des particules de chlorures au cours de deux expé- ditions aériennes allant de l’Illinois vers le golfe du Mexique. Ces expéditions ont eu lieu les 6 et 9 juin 19544. De l’Illinois au golfe, des prélèvements ont été faits

1,90 mg/m2 jusqu’à 3 O00 m 3,67 mg/m2 jusqu’h 4 O00 m

A 11 juin 1954 {

1.0 390 w-m3

FIG. 18. Teneur en particules de chlorures dans l’Illinois.

à 1 650 m (5 O00 pieds); au retour ils l’ont été à 820 m (2 500 pieds). Lors de ces deux expéditions, les prélè- vements ont été opérés sur une masse d’air venue du golfe du Mexique. On a utilisé ces distributions des dimensions des particules pour évaluer la concentration des masses de particules de chlorures en appliquant les mêmes méthodes que ci-dessus, et sous réserve de la m ê m e incertitude. Des prélèvements ont été faits par intervalles au cours du trajet et les concentrations de masse sont indiquées ci-dessous en lJ,g au m3.

Illinois - Golfe du Mexique 6 juin, 1650 m 0,23 0,80 1,65 1,03 0,85 0,52 0,09 0,25 2,04

Illinois f--- Golfe du M e x i p e 9 juin, 820 m 0,11 0,35 0,71 0,97 0,90 0,95 0,97 5,75 1,52

Le 6 juin, les observateurs rencontrèrent un maximum à mi-chemin du golfe du Mexique et un minimum très bas avant d’entrer dans le golfe. Au retour, l’augmentation soudaine qu’ils ont constatée après avoir quitté le golfe est due peut-être à un accroissement de la turbulence, distribuant les particules sur une plus grande hauteur. Après avoir dépassé le maximum le chiffre reste assez constant sur une certaine distance, puis en emegistre une diminution assez forte. Etant donné la

183


variabilité des distributions verticales à Porto Rico (fig. 15) et au large de la côte de Floride (fig. 14) la distribution horizontale varie probablement de même. Le sel marin représente sans doute dans cet air un élément beaucoup plus variable que la vapeur d’eau, car sa concentration dépend largement de la vitesse du vent, comme l’a signalé Woodcock [?SI. Le transport vers l’intérieur des terres peut donc affecter la forme de vastes (( nuages )) provenant de perturbations d’ampleur variable qui ont leur siège au-dessus de la mer. Au retour, on a remarqué en traçant la courbe wN

en fonction de log. N, qu’il semble y avoir dans tous les échantillons deux distributions normales de wN qui se recoupent bien qu’elles soient assez distinctes. L’origine des particules de chlorures ne fait donc guère de doute.

INTERACTION ENTRE LES COMPOSÉS ’ DU CHLORE ET DU SOUFRE DANS L’ATMOSPHÈRE

On a vu plus haut que le chlore se trouve également à l’état gazeux dans l’atmosphère, p;obablement sous forme d’acide chlorhydrique. Cet acide chlorhydrique doit évidemment se dégager des particules de sel marin, car il ne peut guère y avoir dégagement de chlore à l’état gazeux de la surface de la mer. On a vu aussi gue son origine est due probablement à la transformation par l’oxydation du SO, de l’atmosphère en SO,, que les particules de sel marin absorbent pour former des sulfates par remplacement des ions chlore. Avant d’examiner en détail ce processus, signalons

que Cauer [12] en a indiqué un autre : l’ozone oxyde les ions chlore à la surface de la mer, de manière à produire un dégagement de chlore gui, au contact de l’eau, forme de l’acide Chlorhydrique (et de l’acide hypochloreux). Il est exact que l’ozone peut oxyder les ions chlore, cette opération se décomposant en trois phases (Yeats et Taube [81]) :

(1) puis

(2) et enfin

I €ICI + HClO = H,O + CI, (3)

Mais le pH de l’eau est 8 environ, de sorte que la réac- tion (3) est peu probable, car il ne peut pas s’établir une pression de Cl,. En outre, C10- en solution est rapidement détruit par la lumière solaire. Enfin, le rythme de la première réaction est trop lent. L’eau de pluie qui tombe sur les côtes se distingue

par son faible pH, dû apparemment au fait qu’elle contient plus de sulfate que l’eau de mer. Dans une particule saline humide, le p H serait encore plus faible,

184

O, + CI- = O, + c10-

CIO- + Hf = HClO

ce qui favoriserait les réactions (2) et (3). Mais le rythme constant de (1) est bas, de sorte que, étant donné la concentration normale de l’ozone dans l’atmo- sphère, la production de CIO- dans ces particules salines est beaucoup trop faible pour expliquer la quantité d’HC1 qu’on trouve dans l’atmosphère. Le processus le plus probable fait intervenir des

composés du soufre. L’anhydride sulfureux de l’atmo- sphère s’oxyde à un rythme assez lent de l’ordre de 0’1 y. par heure à la lumière du jour [27] ; dans l’obscu- rité, le taux d‘oxydation est très faible. Chose curieuse, l’ozone ne paraît pas l’oxyder dans une proportion mesurable. L’anhychide sulfurique gui se forme est une substance très hygroscopique, et on peut démontrer qu’en équilibre avec la vapeur d’eau, à une pression de l’ordre de celle qui existe dans l’atmosphère, la réaction

SO, + H, O = H,SO, (4) est pratiquement complète. Cette réaction se produira à la surface de n’importe

quelle particule, de sorte que les particules salines s’enri- chiront progressivement en H,SO,. A une humidité relative > 75 yo7 les particules de sel marin seront concen- trées, mais humides. A mesure qu’elles s’enrichissent en acide sulfurique, leur pH diminue. Ensuite il s’établit un autre état d’équilibre, à savoir

HCI (aqueux) = HCI (gazeux) (5) la condition d’équilibre étant la suivante :

(6) où P,,, est la pression partielle de HC1 dans l’air’ K la constante d’équilibre, aaOl l’activité de HCl (m le titre moléculaire), uH+ l’activité des ions d’hydro- gène (= 10-PH) et a,- l’activité des ions chlore (W le titre moléculaire des ions chlore). K peut être calculé à l’aide de données thermodynamiques, et devient 10-6,3 à 250 C. Un exemple permettra de comprendre l’effet de cette condition d’équilibre. Supposons que le pH de l’eau de pluie soit 4’5. Si la teneur en sels d‘une goutte d’eau de pluie est de 30 m g par litre, elle correspond à une solution d’eau de mer à un pour mille. Les sels ayant probablement existé sous forme de particules salines, la concentration a dû être plus de dix fois supérieure à celle de l’eau de mer, Par consé- quent, le p H des particules salines humides a dû être environ égal à 1. La teneur en chlorures de la goutte a dû être d’une molécule au moins. A l’état d‘équi- libre,

PBCl = lO-0,3 x 10-1 x 1 = 10-7.3 atm. c’est-à-dire une pression considérable. Comme on est en présence d’une pression de l’ordre de 10-s atmo- sphères, on voit que cette explication, qui concorde qualitativement avec les résultats des observations concernant le pH et d’excédent en sulfate des précipi- tations est satisfaisante aussi du point de vue quantitatif. A une humidité relative inférieure à 75 %, ce mécanisme ne serait pas moins efficace.

P,,, = K X a,, = K X UH+ Uci-


à être entraînées au sol par la pluie. Il est donc probable que le rapport CI/Na, qui sera presque égal ou légèrement inférieur à 1’8 près de la côte, diminuera à l’intérieur des terres, à condition que rien n’empêche le dégagement du chlore à l’état gazeux; sinon il augmentera. Il faut se garder de tirer des conclusions trop hâtives

des valeurs du rapport CI/Na, car il se peut que le sodium ait une autre origine que la mer. II y a toujours dans l’atmosphère des particules minérales d’origine terrestre, qui collectent le H,SO, formé à partir de SO, et de H,O et qui sont fortement attaquées par cet acide puissant. Ces particules minérales contiennent notamment du calcium, du magnésium, du potassium et du sodium : il doit donc y avoir dans les précipi- tations du sodium en excédent de NaCI. Si, comme on l’a observé, la quantité de chlore précipitée à I’inté- rieur des terres diminue rapidement, le sodium marin doit diminuer à peu près dans la même proportion, tandis que la quantité de sodium terrestre doit rester assez constante. C’est probablement ce qui cause la constante diminution du rapport Cl/Na, observée par ’

Rossby et Egner en Suède [58], à l’intérieur des terres dans les régions où souffle un vent d’ouest. Au départ de la côte, ce rapport serait légèrement inférieur à ce qu’il est dans l’eau de mer, en raison surtout des pertes de chlore des noyaux salins, mais il diminuerait, à mesure que l’on s’avance à l’intérieur des terres, sous l’effet d’une augmentation relative de la quantité de sodium terrestre. A Hawaii, les observations n’indiquant pas d‘influence continentale, on peut prévoir les modifications du rapport Cl/Na à mesure que l’on s’élève dans les montagnes. Rossby et Egner, étudiant la distribution des valeurs

mensuelles du rapport Cl/Na, en particulier dans ses rapports avec le vent dominant, ont trouvé des valeurs très élevées au sud de la Suède au cours d’un mois pendant lequel le vent du sud dominait. En ce cas, il est possible qu’il y ait eu précipitation de chlore à l’état gazeux provenant des couches supérieures de l’atmosphère. Pendant un autre mois, au cours duquel soufflait un vent du nord-est, le rapport CI/Na était extrêmement faible, ce qui s’explique peut-être par la présence d’une quantité excessive de sodium terrestre ou d‘une très faible quantité de chlore marin, ou encore par l’oxydation du chlore à l’état gazeux par l’ozone; cette oxydation transforme HCl en HC10, lui-même assez instable à la lumière du jour mais susceptible, dans l’obscurité et en milieu alcalin (par exemple s’il est absorbé par des particules de carbonate de calcium), d’être transformé par une série de réactions en perchlorate CIO,; ce perchlorate est un composé relativement stable qui se trouve en petites quantités dans les dépôts de sels naturels du Chili, phénomène qui peut présenter une certaine importance. Il est intéressant aussi de noter que le rapport CI/Na était très bas en hiver, par vent du nord, lorsque la quantité de lumière du jour est limitée dans les régions septen-

185

Il peut y avoir séparation verticale, due apparemment à la constante relative du rapport de mélange de gaz, par opposition à la décroissance du nombre des particules en fonction de la hauteur. Le chlore devrait donc se présenter surtout sous forme de particules à faible altitude et à l’état gazeux en haute altitude. On ne possède aucune preuve de cette hypothèse, mais les variations du rapport C1 /Na des précipitations recueillies les 20 et 21 octobre sur les pentes exposées au vent des îles Hawaii semblent la confirmer. La série de chiffres ci-après (Eriksson [24]), indique que le rapport est légèrement inférieur à 1,8 sur la côte et Iégè- rement supérieur à 1,X en altitude. Altitude moyenne (en mètres) 9 495 800 1245 1625 C1 /Na 1,77 1,81 2,21 2,54 2,8

Les 19 et 20 octobre, ces rapports étaient variables, mais les concentrations étaient beaucoup plus faibles. Les observations effectuées par Junge sur le chlore

à l’état gazeux au-dessus de la couche d’inversion de Mauna Kea à Hawaii confirment également cette conclusion. s’il n’y avait pas séparation verticale, la composi-

tion des précipitations n’en serait guère modifiée, car les gouttelettes des nuages absorberaient en se conden- sant presque tout le gaz HCI. L’explication ci-dessus est encore confimée par le

fait que les petites particules salines de l’air contiennent proportionnellement plus de sulfate que les grandes, même à Hawaii, ainsi que le montre Junge [42]. Si le taux de production de SO, est constant, il se répartira entre les particules de sel de la manière suivante : Avec Ap comme densité de SO,, le taux d’augmentation de la teneur en SO, d’une particule saline quelconque sera donné par la formule suivante

où D est la constante de diffusion et r le rayon des particules. Le taux d’augmentation de la teneur en sulfate sera donné par cette autre formule :

il sera donc inversement proportionnel au carré du rayon. Ainsi, la teneur en sulfates des petites particules augmentera-t-elle beaucoup plus rapidement que celle des grandes, il peut même arriver que les premieres perdent tout leur chlore. Les sulfates remplaceront aussi les nitrates, qui doivent passer dans les grands noyaux, comme l’a observé J m g e [42]. En raison de la perte de chlore due à la séparation

verticale, comme il a été indiqué plus haut, le rapport Cl/Na diminuera dans les régions inférieures de l’atmo- sphère, mais il augmentera dans les régions supérieures. Les grandes particules salines sont le moins touchées par la perte de chlore. En outre, elles sont les premières


trionales. L’absence de vastes dépôts de perchlorate et de chlorate semble indiquer que ce processus ne présente pas, quantitativement, une grande importance. Le soufre, que l’on rencontre surtout à l’état de

composé gazeux, ne peut pas être précipité de manière à donner un maximum très élevé à proximité des côtes, comme le chlore, qui se présente surtout sous forme de particules. L’oxydation de l’anhyhide sulfmeux, très soluble dans l’eau, peut se faire en partie lorsque ce gaz se trouve en solution dans les gouttelettes. Le taux d’oxydation peut être m ê m e plus élevé en solution que dans l’atmosphère, mais on ne possède aucun renseignement précis sur ce point. Lorsque le pH est inférieur à 1 (par exemple dans des particules salines concentrées et humides) l’état d‘équilibre est donné par les formules suivantes

25OC uHSSO, = 1,18 X Peo2 X PRO2 5OC uHZSO, = 2,5

ce qui, à une pression de 10-8 atmosphères, représente une solution assez diluée. Le volume des particules salines déliquescentes étant très faible, une très petite partie de la quantité totale de SO, peut se trouver en solution. Mais dans un nuage, il peut y avoir 5 g environ d’eau par mètre cube d’air et le pH peut être plus élevé, ce qui favorise la solubilité. La totalité de SO, qui s’y trouve à l’état gazeux peut donc être dissoute. Dès que le nuage s’évapore, le SO, (à l’exception de celui qui s’est oxydé dans l’intervalle) passe à l’état gazeux. Il semble donc résulter des considérations précédentes

qu’un écart entre la teneur de l’eau de pluie et celle de l’eau de mer en chlore et en soufre ne signifie pas néces- sairement F e ces deux éléments ne puissent provenir de la mer. Le rapport soufre-chlore d’un noyau salin ne peut pas rester constant, car ces éléments existent aussi à l’état gazeux et tendent toujours vers un état d’équilibre avec les masses solides ou liquides en suspension dans l’atmosphère.

LE TRANSPORT DE SELS MARINS DANS LES RÉGIONS ARIDES

QUESTIONS PRINCIPALES

Il est difficile de déterminer à quelle distance les sels marins peuvent être transportés à l’intérieur des terres, mais les renseignements dont on dispose fournissent au moins quelques indications à ce sujet. Nous avons déjà signalé que Twomey [65] a constaté, en Australie du Sud, qu’une masse d‘air qui s’est déplacée, en direction de l’ouest, jusqu’à un millier de kilomètres à l’in- térieur des terres ne perd pratiquement pas de grandes particules salines, à condition qu’il n’y ait pas de préci-

186

pitation ou de convection importante avec formation de cumulus. Riehl [56] a signalé qu’on trouve dans des régions continentales, très loin de la mer, des masses d’air tropicales où le rapport de mélange de la vapeur d’eau n’est presque pas modifié. A Khartoum (Soudan), une masse d’air tropicale venue du golfe de Guinée pré- sente à peu près la même distribution verticale des rapports de mélange de vapeur d’eau qu’une masse d‘air tropicale maritime au-dessus de Porto Rico pendant la saison des pluies. Ces masses d’air peuvent être engen- drées dans des régions subtropicales où l’inversion n’a rien d’extraordinaire, mais Riehl souligne que ce carac- tère de l’atmosphère subtropicale - à savoir une couche humide assez mince due à une inversion de tempéra- ture - n’est pas conservatif. Dans toute perturbation, il y a convergence de la troposphère inférieure, avec augmentation correspondante de l’épaisseur de la couche humide. Dans de telles conditions, l’air peut apporter aux régions continentales de fortes quantités d’hu- midité et de sels. Le relief joue un rôle important. Une masse d‘air

stable a du mal à s’élever au-dessus d’une montagne; les alizés contournent les monts isolés au lieu de les franchir. Il faut que le courant d’air se heurte perpendiculairement à un obstacle assez étendu pour qu’une certaine partie de la masse d’air superficielle soit transportée au- dessus de l’obstacle et, par conséquent, qu’il y ait préci- pitation. Si la couche humide est mince, une grande partie de l’eau et presque tous les sels marins qu’elle contient seront précipités sur la pente exposée au vent. Mais si elle est épaisse, une grande quantité de son humi- dité et de ses sels pourront être transportés au-dessus de l’obstacle. L’ascension de l’air superficiel provoquera un accroissement de la force du vent juste au-dessus de l’obstacle, de telle sorte que l’ascension des couches supérieures sera freinée. L a répartition des sels marins le long de la pente qui mène au Saddle entre Mauna Kea et Mauna Loa (Hawaii) indique que ces deux cas se sont produits au cours de l’expérience N Shower )). Le plus souvent, c’est de l’eau presque distillée qui est tombée sur les pentes supérieures, mais il est incontestable que des sels marins ont parfois été précipités sur le Saddle à une altitude de 1 800 m (Eriksson [24]). Cependant, à Hawaii, d’épaisses couches humides ne sont guère fré- quentes. 4

En vertu du même raisonnement, dans des régions continentales où soufflent des vents maritimes, un accident du relief modifie la distribution des sels marins précipités près de la côte. S’il se trouve une élévation de terrain assez forte à proximité de cette dernière, on notera une forte précipitation de sels; si le pays est plat, le gradient salin côtier sera moins fort. L’influence du relief est d’autant plus faible que la couche humide est plus épaisse. La quantité de sels perdue par une masse d’air n’est

donc pas proportionnelle à sa déperdition d’eau. L a teneur en sels marins des précipitations diminuera à l’intérieur des terres, ce qui peut s’expliquer par un


phénomène physique, à savoir le rôle joué par les grandes particules de sels marins dans la formation des gouttes de pluie. Dans un nuage, ces particules forment de plus grosses gouttes que les petites particules lorsqu’elles sont en équilibre à une même humidité relative. On a proposé à ce sujet l’explication suivante : ces grosses gouttes qui, en raison de leur plus grande vitesse de chute ne sont pas nombreuses, absorbent les petites gouttelettes pour former des gouttes de pluie. Que cette hypothèse soit exacte ou non, le fait que les grandes particules salines forment les grosses gouttes suffit à expliquer la diminution de concentration qui se produit à l’intérieur des terres, parce que les grosses gouttes ont le plus de chance de tomber les premières. Ces grandes particules une fois tombées, le mécanisme

de sélection ne fonctionnera plus aussi bien, attendu que la différence de taille entre les gouttes devient négligea- ble et que la quantité de sels résiduels précipités sera à peu près proportionnelle au volume des précipitations. C’est pourquoi on trouvera presque toujours des chlorures dans les précipitations, mais en faible concentration. Le tableau VI ci-après résume ce qui vient d’être dit.

TABLEAU VI. Concentrations de sels marins provenant de courants d‘air maritimes côtiers dans les précipitations continentales

Type de masse Forte pente du soi Vers une Pente douce d’air maritime région de plareaue du sol

Couche humide Très fort gradient côtier mince des sels précipités. Très

faible concentration à l’intérieur des terres avec un gradient pratiquement nul.

Couche humide Fort gradient côtier. épaisse Concentration modérée

à l’intérieur des terres, pratiquement constante ou diminuant très lentement vers l’intérieur des terres.

Gradient côtier modéré. Concen- tration assez faible à l’intérieur des terres, diminuant lentement. Faible décrois- sance exponentielle des concentrations vers l’in- térieur des terres.

Ce schéma peut présenter quelque utilité pour l’étude qui va suivre. Les indices du transport des sels marins dans ces régions étant rares, il faut se borner à évaluer des ordres de grandeur, en se fondant sur les données concernant la teneur en sels marins des masses d’air maritime étudiées à la section (( Distribution verticale des particules salines au-dessus de la mer », p. 177, ainsi que sur la direction du vent dominant et sa vitesse moyenne. En fait, on ne sait généralement rien de la vitesse moyenne de la couche humide des masses d’air dans les régions tropicales et subtropicales. On peut procéder à certaines évaluations en se fondant sur la direction moyenne des vents superficiels et sur les lignes

d’égale vitesse indiquées par Riehl [56] pour les régions tropicales. Ces chiffres ne valent évidemment que pour des vents constants; on peut donc les considérer c o m m e des minimums.

MEXIQUE ET SUD-OUEST DES ÉTATS-UNIS

Dans ces régions, c’est l’Atlantique qui constitue la principale source d’humidité, le golfe du Mexique étant traversé en été par les vents d’est. Au moment où cet air venu de l’est arrive au-dessus du golfe, il est dévié vers le nord pour former un courant de mousson qui traverse la majeure partie du Mexique et presque tout le centre du continent nord-américain jusqu’à la frontière canadienne et m ê m e au-delà. En admettant que la teneur moyenne de l’air en sels,

pendant l’été, soit celle qui a été observée à Porto Rico (fig. 15)’ c’est-à-dire 50 m g par m2, et que la vitesse moyenne du vent soit de 3 m à la seconde, on peut éva- luer à 3 O00 tonnes environ par kilomètre de ligne de côte la quantité de sels marins transportée par-dessus la côte orientale du Mexique. L a région comprise entre la côte et la sierra Madre orientale en recueille sans doute une grande partie - la moitié peut-être. Au nord-est, il est probable que des sels sont encore transportés vers le nord-ouest à travers une assez large brèche de la chaîne côtière. La quantité de sels qui se déverse à l’intérieur est à peu près proportionnelle à la quantité de pluie. L’air qui pénètre dans ces régions contient probablement une couche humide assez épaisse qui facilite le transport des sels. C o m m e cette humidité n’est pas entièrement précipitée sur le territoire du Mexique, une quantité considérable de sels doit être transportée avec l’air humide dans le sud-ouest des lhats-Unis. On peut penser que la quantité annuelle de chlorures

précipités dans les régions sèches du Mexique est à peine inférieure à 2 kg par hectare.

RÉGIONS ARIDES DE L’AMÉRIQUE DU SUD

Dans une région située sur la portion centrale de la côte occidentale de l’Amérique du Sud, la pluviosité annuelle est très faible, le vent maritime n’y soufflant presque pas. Les brises marines transportent peut-être un peu de sels à l’intérieur des terres, mais probablement pas au-delà de 80 km. Les courants froids qui longent la côte provoquent de fréquents brouillards qui facilitent sans doute, lorsqu’ils parviennent au-dessus des terres, la précipita- tion de fortes quantités de sels marins, comme il arrive sur la côte sud-ouest de l’Afrique (voir ci-dessous). Ainsi, une bande côtière de 80 à 160 km de large reçoit sans doute de fortes quantités annuelles de sels. Dans la moitié méridionale de l’Amérique du Sud, à

l’est des Andes, une région sèche s’étend au sud jusqu’à la mer. Dans la partie septentrionale de cetterégion aride souffle un courant d’air tropical humide et chaud qui a

187


son origine au nord dans la zone des alizés méridionaux, mais qui traverse ensuite de vastes étendues de bas plateaux. Il ressemble probablement au courant d’air venu du golfe du Mexique que l’on retrouve dans la région des Grands Lacs, et il peut apporter dans cette région quelques kilogrammes de sels marins par hectare. La partie méridionale de cette région aride - la Patagonie - est située dans la zone des vents d’ouest. Mais les Andes sont assez élevées pour faire obstacle à ces vents, chargés de sels et d’humidité. Parfois, dans certaines conditions météorologiques, des vents du sud- est apportent de l’humidité et des sels à l’intérieur. Dans toute cette région aride ou semi-aride, il est probable que la quantité annuelle de chlorures diminue à mesure que 1,011 va du nord au sud et de l’ouest à l’est; elle est probablement d’un kilogramme par hectare dans l’ouest de la Patagonie.

LA RÉGION SAHARIENNE A U SUD DU DESERT DU SAHARA

En Afrique occidentale, il y a une assez large zone de terres arables, la région de steppes située au sud du désert. L’humidité de cette région provient de la zone des alizés, dans l’Atlantique-Sud. L a masse d’air est déviée vers le nord, traverse l’équateur, et pénètre à l’intérieur des terres, au-dessus de la côte de Guinée, jusqu’au fleuve Congo. L’humidité contenue dans cet air, qui constitue presque la seule source de précipita- tions qu’il y ait entre 200 de latitude N. et 200 de latitude S. sur toute la largeur du continent, est transportée parfois jusqu’en Arabie. Elle se mélange aux vents du nord- est qui ont survolé les régions arides du continent le long d’une ligne de convergence souvent appelée le front intertropical. Les précipitations se produisent dans une zone assez large située au sud de cette ligne. En Afrique occidentale, cette ligne de convergence se déplace dans une direction nord-sud de 200 environ de latitude N. à 150 de latitude S., suivant la saison, et cause deux périodes annuelles de pluie au centre de cette zone. Dans les régions orientales, elle se déplace sur une distance bien plus grande - de 200 de latitude N. à 150 de latitude S. environ. La région aride du nord reçoit de 25 à 50 c m de pluie par an. La quantité annuelle de sels marins transportée par

ce large courant d’air maritime est à peu près la m ê m e que dans le golfe du Mexique, c’est-à-dire de 3 O00 tonnes environ par kilomètre de ligne côtière. A l’ouest, étant donné que presque tous ces sels marins sont préci- pités à l’intérieur d’une zone de 100 de largeur, la moyenne est, probablement, de 30 kg par hectare. La région côtière recevra peut-être la moitié de ces sels, sur un territoire assez étroit. Certains secteurs, par exemple le Sierra Leone, peuvent en recevoir davantage. Dans la région sèche des steppes, la quantité de sels précipités par an n’est probablement que de 3 kg par hectare, et il en est sans doute de m ê m e à l’est de la région de steppes.

188

Des perturbations, fréquentes dans l’air maritime, produisent des couches épaisses et facilitent le transport des sels vers l’intérieur des terres.

SUD-OUEST DE L’AFRIQUE

Le désert du Namib est situé sur la côte sud-ouest de l’Afrique, où surgit un courant marin froid. Ce désert a quelque 150 km de large et il y pleut très peu. La quan- tité annuelle de précipitations, d’après Boss [9] est de 10 à 12 mm (moins de 0,5 pouce) près de la côte, et atteint 100 mm (4 pouces) à 100 km environ à l’intérieur des terres. Le vent souffle surtout du sud le long de la côte, mais la brise marine le détourne vers l’intérieur des terres pendant la journée. Boss a été assez étonné de rencontrer dans cette région une végétation relativement épaisse. Mais il a constaté que le brouillard, provoqué par le courant marin froid, y est très fréquent et donne lieu à de fortes précipitations. En plaçant la nuit des plaques de gypse sur le sol, il a étudié la quan- tité annuelle de précipitations dues au brouillard, et l’a évaluée à 35-45 m m , sur la côte, et à 20-30 mm, à 40 k m à l’intérieur des terres; tout obstacle exposé au vent en reçoit bien davantage. Il a constaté aussi que le brouillard contient une forte concentration de sels marins, allant de 0,03 à 2 g par litre. Cette concentration est certainement très forte et pourrait expliquer l’apparition du brouillard à une humidité relative aussi faible et même plus faible que 90 yo. Mais la teneur en sels des eaux de brouillard précipitées est inversement proportionnelle à leur volume. A l’aide des résultats de 39 observations jumelées, on a calculé que la quantité de NaCl précipité était de 300 m g au mètre cube par millimètre de pluie, soit, pour une précipitation annuelle de 40 mm, 120 kg de sels par hectare ou 80 kg de chlorures par hectare et, à une cinquantaine de kilomètres à l’inté- rieur des terres, environ la moitié de cette quantité. Pour comparaison, mentionnons que l’on a signalé à peu près 80 kg par hectare et par an sur la côte orientale de Durban, où se fait sentir l’influence des alizés de l’océan Indien. A l’est des montagnes côtières, se trouve le désert

broussailleux du Kalahari. Il ne reçoit probablement que de faibles quantités de sel, car les vents de l’est sont déviés vers le nord au passage de la côte. Signalons, à titre de comparaison, que Bloemfontein, situé au sud- est de Kalahari et à 300 km environ de la côte, reçoit 5 kg de sels par hectare et par an, pour une précipita- tion annuelle de 50 cm. Le désert du Kalahari, où la pluviosité est réduite de moitié environ, reçoit 2 kg environ de sels marins par hectare.

NORD-OUEST DE L’INDE

Le nord-ouest de l’Inde est couvert par une région sèche assez étendue appelée le désert du Rajpoutana,


r I I

65’ 70 O 750 Cette région a fait récemment l’objet d’un colloque qui s’est tenu à New Delhi et dont les rapports et les débats ont été publiés en 1952 dans le Bulletin de 1’Ins- titut national indien. Tous les renseignements qu’on possède sur ce désert ont été recueillis à l’occasion de ce colloque. Une des plus intéressantes questions qui ont été soulevées au cours de ses travaux concernait l’origine des sels de la région, mais elle est restée sans réponse. Deux rapports, l’un de N. N. Godbole [30], l’autre de J. B. Auden [5] étudient ce sujet en détail. La présence des sels était jadis expliquée par une

invasion de la mer, jusqu’à la publication par Holland et Christie [33] d‘une étude concernant la région du lac Sambhar. Ce lac est situé à une altitude de plus de 300 m , dans une dépression des monts Aravalli. La nature des roches qui composent la chaîne ne permet pas d’attribuer une origine locale à ces sels; Holland et Christie devaient donc chercher une autre explication. L’invasion marine semblant exclue, les sels ne pouvaient provenir que du Runn of Cutch, étendue saline, basse et large située sur la côte, à quelque 400 km de la dépres- sion, et d’où les sels devaient être apportés par l’air. Or ces auteurs ont évalué à plus de 55 x 106 tonnes la quantité de sels contenus dans la dépression, qui s’étend sur 5 500 km2. Pour expliquer la présence d’une telle quantité de sels, ils ont calculé que depuis la dernière glaciation, c’est-à-dire il y a cent quatre-vingts siècles, 3 O00 tonnes de sels avaient dû être transportées par année dans la région. A première vue, ce taux ne semble pas exagéré, car il ne représente pas plus de 5,s kg par hectare et par an, soit un peu plus de 2 kg de chlorures par hectare et par an. Ce désert, qui n’est pas très éloigné de la mer, est situé à faible altitude, et un courant d’air maritime y souffle continuellement pendant trois mois par an environ. Bloemfontein (Afrique du Sud), dont la situation derrière une haute chaîne côtière est beaucoup plus défavorable à cet égard, reçoit pourtant deux fois autant de sel. Holland et Christie ont également mesuré la teneur

en chlorures de l’air superficiel à Pachbadra, à 350 km au sud-ouest du lac Sambhar, et ils y ont observé de fortes concentrations, allant de 2,3 à 196 [Ag par mètre cube. Ils ont effectué en divers points des prélèvements sur les premières pluies de mousson et ont trouvé de 0,3 à 6,O m g de chlorures par litre (0,98 m g dans la région du lac Sambhar). A partir des mesures prises dans Vair, ils ont évalué à 130 O00 tonnes la quantité de sels apportée, au cours de chaque saison de mousson, depuis une bande côtière située à 300 km de distance. Ils expliquent le détachement de particules de sels dans le Runn of Cutch par l’action des gens qui parcourent celui-ci à pied, en brisant sous leurs pas la croûte saline. Les travaux de Holland et Christie constituent les

seules recherches expérimentales qui aient été faites jusqu’ici dans cette région et, jusqu’à une époque récente, leur théorie sur l’origine des sels du lac Sambhar paraissait très pIausible. Au cours du coIIoque, GodboIe a critiqué ces travaux et présenté des arguments en

FIG. l9. Isohyètes et trajet de la mousson à 1 m d’altitude dans le nord-ouest de l’Inde.

faveur de la théorie de l’invasion marine. Auden, qui a présenté de son côté une étude critique très complète de la question, conclut que l’explication de Holland et Christie présente beaucoup d’intérêt, mais qu’il faut poursuivre leurs recherches. A la lumière de ce qui a été dit plus haut, il est évident

que la théorie de Holland et Christie peut être fausse, car il n’est pas nécessaire de faire intervenir le désert salin du Runn of Cutch pour expliquer la présence des sels, qui peuvent avoir été apportés en quantité SUE- sante par les moussons, comme dans les cas étudiés plus haut. Cependant, certains arguments sont fournis à cet égard par Fournier d’Albe [26] qui a étudié les noyaux de condensation dans le Pakistan-Oriental. Celui-ci a procédé à des prélèvements réguliers au niveau du sol dans quatre stations situées parallèlement au trajet des moussons - à Karachi, à Hyderabad, à Lahore, et à Peshawar (voir fig. 19) - et dans une autre station, à Quetta, sur le plateau du Baloutchistan. La distribution des particules par dimensions établie

par Fournier d’Albe permet de calculer leur concentration, et d’obtenir pour la période de la mousson (juillet- septembre) les moyennes établies au tableau VII. Se fondant sur cette distribution, Fournier d’Albe a

conclu qu’il n’y avait probablement pas de sources locales de sels le long du trajet des moussons. Les résultats obtenus par Byers et uZ. (voir plus haut)

portent à croire cpe ces valeurs représentent des minimums, étant donné que les sels sont très rares près du sol. La moyenne obtenue à Hyderabad pour toute la

189


TABLEAU VII.

Sialion Teneur en sels marins

usb” Karachi . . . . . . . . 10,z Hyderabad . . . . . . . 4,9 Lahore . . . . . . . . 0,3 Peshawar . . . . . . . . 071

colonne d’air (2 km) est probablement supérieure aux chiffres ci-dessus, car il n’y a pas beaucoup de précipita- tions entre Karachi et Hyderabad. M ê m e la valeur obtenue pour Karachi est probablement trop faible, étant donné la diminution de teneur qui peut se produire près de la surface de la mer. Il se peut également que les moyennes pour Lahore et Peshawar soient beaucoup trop faibles, mais il est vraisemblable que se produisent de fortes précipitations, représentant 90 y0 peut-être, avant que la colonne d’air atteigne Lahore. On s’attendait à ce que la mousson transporte de fortes

quantités de sels, car elle traverse, entre l’Inde et l’Afrique, une région où la vitesse duvent est très grande. Plus au nord et à l’est, la vitesse du vent diminue, de sorte qu’au moment où le vent traverse la côte entre Karachi et Bombay, la vitesse moyenne de sa couche humide est d’environ 20 nœuds, ou 10’m à la seconde. La hauteur de la colonne d’air à Karachi est de 2 km environ, et va en augmentant vers le sud, et le vent qui souffle en direction du désert vient de l’ouest. La vitesse de la masse d’air au-dessus de la mer étant

assez grande, il y a probablement une forte production de particules salines à la surface de la mer - sans doute 20 m g par mètre carré, ou peut-être davantage, vers la côte. Compte tenu de la Mtesse du vent et de la direction de la côte, 300 m g environ de particules seraient trans- portées par seconde et par mètre au-dessus de la ligne de côte, et, en trois mois, 600 O00 tonnes de sels marins environ seraient transportées vers l’intérieur au-dessus de 300 km de ligne côtière, chiffres sensiblement supé- rieurs à ceux cités par Holland et Christie. Il est évidemment plus difficile d’évaluer la distribu-

tion des sels à l’intérieur des terres. Holland et Christie ont mesuré la quantité de chlorures apportée par les premières pluies de mousson mais ces chiffres ne sauraient représenter des moyennes. Si on accepte le chiffre indiqué pour le lac Sambhar, N 1 mg par litre de chlorures, une précipitation annuelle d’une quarantaine de centimètres donnerait dans cette région près de 4 kg par hectare ce qui est amplement suffiaant. Narayanaswami [52] a étudié les pluies de mousson à

l’université Colata de Bombay située à 6 km environ au sud du centre de la ville. Il a procédé à des prélève- ments pendant des périodes assez courtes et les a ana- lysés pour en déterminer notamment la teneur en cblo- rures. En se fondant sur les concentrations qu’il a observées et sur la quantité de pluie, on peut calculer que, pendant la mousson de 1339, Bombay a reçu

190

I

145 kg de chlorures par hectare pour une chute de pluie de 109’7 cm. Le site du prélèvement était à une trentaine de mètres au-dessus du niveau de la mer et à plus de 20 m au-dessus du sol, de sorte qu’il n’y avait pratiquement aucune influence du ressac ou de la terre. Ces concentrations étaient assez variables, les maximums étant obtenus au milieu de la période de mousson. Il y a lieu de mentionner un autre argument invoqué

contre la théorie de Holiand et Christie. Ceux-ci savaient que la composition de l’eau saumâtre du lac Sambhar est différente de celle de l’eau de mer, étant plus pauvre en sulfate et ayant une teneur pratiquement nulle en calcium et en magnésium. Ils expliquaient sa pauvreté en sulfate par la réduction du soufre, accompagnée d’un dégagement d’hydrogène sulfuré, ce qui est plausible. L’absence de calcium et de magnésium serait due, selon eux, au fait que le transport des particules du Runn of Cutch se fait de façon sélective, les chlorures de magné- sium et de calcium, très hygroscopiques, étant aban- donnés. Mais il est beaucoup plus simple de l’expliquer par la précipitation du magnésium et du calcium par le carbonate. Si le sulfate est retiré sans qu’il y ait addition d’un autre anion, il sera remplacé par du carbonate, dont le p H est élevé, ce gui favorise la précipitation du calcium et du magnésium, Cette réaction peut m ê m e avoir lieu dans le sol. On peut conclure de la composition des eaux saumâtres indiquée par Auden que le pH doit avoir été très élevé, probablement > 11. Cette eau, en équilibre avec la pression partielle de l’anhydride carbonique de l’air, ne pourrait pas contenir de calcium ou de magnésium en solution.

AUSTRALIE

Située dans la zone subtropicale de hautes pressions l’Australie est le plus aride des continents. Dans sa partie occidentale notamment, les précipitations sont insuffisantes. La partie septentrionale reçoit de l’humi- dité au cours de l’été, lorsque les vents du nord-ouest pénètrent jusqu’au centre du continent, sauf à l’ouest où ils dépassent rarement 1200 de longitude E. En hiver, les côtes occidentale et méridionale reçoivent de l’humi- dité grâce à des perturbations qui ont leur origine au sud du continent, dans la zone des vents d’ouest. L’extrémité sud-ouest bénéficie de ces précipitations qui, toutefois, ne pénètrent pas à plus de 1 O00 km à l’intérieur des terres. Le relief des régions occidentales est favorable au transport de l’humidité et des sels vers l’intérieur; il n’en est pas de même de l’extrémité sud-est, où les chaînes montagneuses qui bordent la côte influent fortement sur les précipitations. Le transport des sels vers l’intkrieur des terres joue

un rôle très important en Australie-Occidentale. En 1924, Wood a signalé une augmentation notahle de la salinité dcs cours d’eau et des retenues dann cette partie du pays, augmentation qui soulEve de graven difficultés p o m l’exploitation des chemins de fer qui ul%sent I’caii

L e climat chimique et les sols salins dans la zone aride

côte concordent remarquablement. Le minimum indiqué pour l’État de Victoria a été observé en un point situé au nord de la chaîne de montagnes côtières, ce qui fait apparaître l’influence du relief sur le transport des sels vers l’intérieur des terres. Aucune donnée n’existe pour la partie septentrionale

du continent, mais il est probable qu’on y trouverait, tout au moins dans la région centrale, une distribution semblable à celle de l’Australie-Occidentale. Plus à l’est, sous l’influence des chaînes de montagnes, la distribution côtière serait semblable à celle de l’atat de Victoria, probablement avec une décroissance très lente vers l’intérieur des terres. A l’intérieur même on trouverait peut-être une teneur en chlorures allant jusqu’à 5 Irg par hectare et par an.

des retenues. La teneur en sels de certaines de ces dernières avait à tel point augmenté que l’eau était devenue inutilisable m ê m e pour les locomotives. Wood donne de cette augmentation une explication très inté- ressante : des sels marins sont continuellement apportés à l’intérieur des terres par les vents, et la pluie les précipite dans le sol où ils s’accumulent; mais par suite du déboisement, ces sels accumulés sont entraînés dans les cours d’eau par un ruissellement trop rapide. Cette théorie a été reprise plus tard par Weller [69],

qui a montré que la quantité annuelle de chlorures déversée dans la retenue de Mundaring dont l’aire d’alimentation a 1 475 km2, peut provenir des précipita- tions. Une étude assez détaillée a été faite ensuite par Wood et Wilsmore [71], qui ont procédé à des prélève- ments d’eau de pluie et à l’analyse de ceux-ci en divers points de l’Australie-Occidentale. Les résultats de leurs observations ont été étudiés par Eriksson [BI. Si on fait la moyenne arithmétique de ces chiffres, il se peut qu’elle soit un peu trop élevée, car on s’attend à trouver une relation inverse entre la teneur en chlorures et la pluviosité. Malgré cette erreur, qui est probablement compensée par un transfert direct de l’air au sol, on a utilisé ici ces chiffres pour calculer le montant annuel de la teneur en chlorures des précipitations aux points où ont été effectués les prélèvements, en se servant de la carte de distribution de la pluviosité de Kendrew [43]. Le résultat est indiqué à la figure 20, où sont été tracées des courbes d’ (( isochlorinité 1). On voit que les courbes de salinité sont à peu près parallèles aux courbes de pluviosité, et qu’il y a une décroissance exponentielle assez lente vers l’intérieur des terres, qui s’explique facilement car la pente du pays est douce. Sur la même figure, on a porté la moyenne annuelle des observations effectuées en deux points de 1’Etat de Victoria et en un point de la péninsule de York. Ces chiffres ont été publiés par Anderson [3]. Les valeurs observées sur la

FIG. 20. Teneur en chlorures des précipitations en Australie (moyennes annuelles). en kg par hectare.

RÉGIONS ARIDES DU PROCHE-ORIENT

On ne possède pas de renseignement direct au sujet de ces régions, qui, à la différence du nord-est de l’Inde, ne subissent pas l’influence d’une forte mousson saison- nière. Mais on sait qu’un courant d’air tropical maritime originaire du sud de l’Atlantique atteint l’Arabie méri- dionale. L’Arabie septentrionale est influencée par les dépressions hivernales de la mer Méditerranée. Israël est probablement mieux abrité contre les transports de sels marins, mais il est possible qu’un peu d’air marin précipite de l’eau et des sels juste à l’est de la ligne de séparation des eaux côtières. L a salinité de la mer Morte fait depuis longtemps l’objet de controverses. Ackroyd [II présente certains faits tendant à prouver que des sels provenant de l’atmosphère se sont accumulés dans la dépression, ce qui n’est pas impossible, étant donné la durée probable de cette accumulation. L’Iran et l’Irak sont occupés dans leur plus grande

partie par des hauts plateaux, peu arrosés, et peu exposés à l’air marin, sauf celui de la mer Caspienne. L’Afghanistan et le Baloutchistan sont dans une situation analogue. L a quantité de chlorures précipitée sur l’ensemble de cette région ne représente sans doute pas plus d’un kilogramme par hectare et par an, et m ê m e moins en certains points.

RÉGION ARIDE ET DÉSERTIQUE DE L’ASIE CENTRALE

Au centre de l’Asie, et particulièrement dans les dépres- sions qui l’occupent, s’étend une vaste région aride n’ayant aucun drainage vers sa périphérie. Il est probable que la majeure partie de l’humidité se trouvant dans cette région est apportée par un vent tropical maritime qui envahit pendant l’été les régions sud- est du continent, et qui péniitre parfois jusqu’au sud du désert de Gobi. Étant assez épaisse, cette couche d’air maritime transporte une certaine quantité de sels vers l’intérieur. On ne possède aucune donnée

191


concernant cc transport, mais les bassins de sel du désert de Gobi décrits par Noria [53] permettent de supposer son existence. M ê m e si la quantité annuelle de sels ainsi transportée ne dépasse pas 0’5 kg par hectare, il peut s’en être accumulé depuis assez longtemps dans les bassins pour que cette explication soit plausible.

ILES OCÉANIQUES DES Z O N E S SUBTROPICALZS

On sait F e les îles des principales régions exposées aux vents alizés sont généralement arides lorsque leur relief est plat. En fait, la plupart d’entre elles sont d’origine volcanique, et comportent des pics et des chaînes abruptes. Dans ce cas, la couche d’air marin chargée de sel s’élève pour franchir les montagnes, et il se produit sur la pente qui est face au vent une forte précipitation d’eau accompagnée d’une précipi- tation de sels marins. Mais dans ces îles le climat varie d’un point à l’autre. Il s’y trouve à basse altitude des franges de pluviosité. Parfois, les hauts plateaux dépassent la couche stable d’inversion et sont très arides. On peut à cet égard citer comme exemple Hawaii, où plusieurs régions désertiques voisinent avec des forêts omhrophiles caractéristiques. Au-dessus de 1 800 m, le sol devient très vite aride, l’aridité augmentant en fonction de la hauteur. Ces hauts plateaux reçoivent très peu de sels marins, tandis que les régians basses et désertiques qui bordent la mer en reçoivent une forte quantité.

HYDROLOGIE CHIMIQUE

FAITS IMPORTANTS

Il semble indiscutable que la chimie des eaux douces (eaux souterraines, fluviales et lacustres) soit influencée par les précipitations de sels marins. Cependant, cette influence est généralement négligée dans les recherches sur la composition des eaux douces. L a présence d’éléments solubles a été rattachée le plus souvent à l’altération chimique des sols et des roches par des

TABLEAU VIII.

facteurs atmosphériques. Il apparaît maintenant que cette altération a été fortement surestimée, du fait qu’on a négligé les éléments transportés par I’atmo- sphère. Eriksson [23] a souligné récemment, dans une étude des relations qui existent entre la composition des eaux fluviales de Suède et les sels transportés par l’air, que la comparaison entre le rapport Cl/Na des eaux lacustres des régions sèches et le rapport C1 /Na des précipitations permet de conclure que la plupart des sels contenus dans les cours d’eau y ont été apportés par l’atmosphère. Il a également indiqué que les variations de la teneur en chlorures des eaux lacustres reflè- tent, dans une large mesure, celles du rapport préci- pitation-ruissellement. Anderson [3] a procédé dans l’État de Victoria (Aus-

tralie) à une étude intéressante sur le rapport entre les sels marins atmosphériques et la composition des eaux fluviales et lacustres des deux côtés de la ligne de séparation des eaux côtières. Prenant les chlorures comme indicateur de la présence de sels marins, il a pu calculer la teneur en chlorure des eaux fluviales à partir de la teneur en chlorures des précipitations ainsi que du rapport entre le ruissellement et les précipita- tions. Les résultats qu’il a obtenus, et qui présentent un grand intérêt pour la présente étude, sont indiqués dans le tableau VIII. La concordance entre les résultats des calculs et ceux

des observations en ce qui concerne la teneur en chlorures est remarquable et ne laisse guère de doute quant à la valeur des hypothèses. Mais peut-être indique-t-elie aussi qu’il n’y a pas là d’interception de noyaux salins semblable à celle qu’Ericksson a observée dans les fleuves suédois. Il faudrait rechercher les causes de cette différence. Anderson a également étudié la composition chimique

de certaines eaux lacustres et fluviales, et a fait une observation intéressante. Dans les régions où le rapport de ruissellement est relativement élevé, la composition des eaux fluviales est davantage influencée par la dénu- dation des sols sous l’effet d’agents chimiques que dans les régions à faible pourcentage de ruissellement, où les eaux fluviales ont une composition assez analogue à celle des précipitations. Il prend pour exemple la retenue de Mundaring, citée plus haut, dont l’eau a une salinité correspondant à celle d‘me solution d’eau

Aire d’alimentation

Tenour moyenne en chlorures Rapport entre le

ies précipiraiions Préci- Précipitations ruissellement et Eaux jZuviales Superficie

de t’aire

Calculs Observations pifations

km’ cm . . . . . . . Upper Murray 259605 84,30 0,283 $8 3,5 374

O’Shamassy R.. . . . . . . 120 160,75 0,520 297 5 2 4,75 Yarra R. . . . . . . . . 2 517 112,16 0,311 4,4 14*,2 15,3 Barwan R.. 3691 64,33 0,075 874 Helena R. (Australie-Occidentale) . . . 1474 71,13 0,034 6 7 197 203

. . . . . . . 112 134

192

L e climat chimique et les sols salins dans la zone uride

par les valeurs du pH, car il est précipité sous forme de carbonate. La teneur en magnésium dépend égale- ment du pH, si l’on en juge d’après la diminution qui doit se produire lorsque les affluents pénètrent dans le lac. On ne possède malheureusement aucun renseignement sûr en ce qui concerne le produit de solubilité du carbonate de magnésium. Pour le carbonate hydraté MgCO, x 3H,O, le produit de solubilité a été fixé à 10-5, tandis que les chiffres du Bureau of Standards concernant l’énergie libre donnent 8 x 10-9. Si l’on prend la première valeur, étant donné une pression partielle de 3 x 10-4 atmospheres de CO, dans l’air, aucun carbonate de magnésium ne serait jamais précipité dans la nature, car l’hydroxyde est précipité d’abord. Si l’on prend l’autre valeur, moins forte, la situation du carbonate de magnésium est à ce point semblable à celle du carbonate de calcium qu’il faut supposer m e sursaturation de l’eau de mer en carbonate de magnésium, qui ne correspond pas à la réalité. Les chiffres du tableau indiquent qu’il y a déjà

une certaine déperdition de sulfates dans le sel, avant qu’il ne pénètre dans un cours d’eau. Cette déperdi- tion se poursuit dans le lac, lequel, d’après Anderson, sentait l’hydrogène sulfuré.

Dans les cours d’eau, il doit y avoir, dans une certaine mesure, sursaturation, notamment de calcium. On observe, en général, une sursaturation de carbonate de calcium dans les océans chauds où la précipi- tation du carbonate est facilitée par les foraminifères pélagiques.

de mer à 1 y. en volume. Les chiffres sont indiqués au tableau IX. TABLEAU IX.

Eau de la retenue de Mundaring Corps chimique Solution d’eau de mer

Moyenne de 6 Autre à 1 % en volume échaniillons échadillon

mg/l ms/i mg/l

202,6 18,8 31,5

8 4 14,4 115,4 115,4

- 218,7 16,8 17,l 1 ,O 8 8 17,9 111,6 3,1

213,3 29,6 1-6

476 14,3 117,6 493

-

La seule différence entre les deux échantillons d’eau consiste en ce que l’eau de la retenue contient moins de sulfate, mais plus de carbonate - ce qui est dû probablement à la réduction des sulfates par les bac- téries ou à leur absorption par les plantes - et surtout, plus de calcium. La perte de sulfates ne conduit pas nécessairement en ce cas à la précipitation du calcium et du magnésium, car l’eau est relativement diluée, de sorte que son pH n’augmente pas. Si la teneur en sels d’un lac s’élève, par suite d‘une

forte évaporation, une réduction des sulfates amènera une diminution du calcium et du magnésium, comme l’a indiqué Anderson. Celui-ci prend pour exemple le lac Corangarnite et deux de ses affluents. Ce lac est @tué au sud de la ligne de partage des eaux côtières de 1’Etat de Victoria et contient évidemment beaucoup de sels marins. Les chiffres du tableau X sont exprimés en pour- centages par rapport au radical halogénure (Ci + Br.). On a évalué les valeurs du p H en fonction du rap-

port HCO,/CO, et de la seconde constante de dissocia- tion de l’acide carbonique, qui est 4’84 x 10-11 à 250 C. La très faible teneur en calcium s’explique facilement

TABLEAU X.

EXPLICATIONS THÉORIQUES

Si l’on admet que les chlorures des eaux naturelles proviennent de sel marin en suspension dans l’atmo- sphère, il devient évident que pour un u état stationnaire )) de la circulation de l’humidité et des sels, la teneur en chlorures des eaux souterraines (Cg) doit

Corps chimique Eau Je mer Fleuve Criqu. Luc Corangarnite

Eaux Lasses Eaux très basses W w d y Yailw Snarkret

CI + Br. CI . . Br. . so, . CO, .

NO, . Ca. . Mg Na. . K . . PH *

HCO, .

. . . . . . . . .

. . . . . . . . .

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100 - - 2,99 0,91 o,a6 - 0,29 13,09 86,26

10 3,95

100 99,a4 0,16 2,89 0,60 Op54

0,11 13,27 a7,oo 3,21

-

10

100 99,85 0,15 10,26

0,45 - 3,83 19,59 a5,17 1,a2 890

193

Climatologie, compte rendu de recherclres

être fonction : 10 de la teneur en chlorures des précipi- dans le cas extrême l’accumulation sera indépendante

9 sauf modifications des variations du rapport N-E - tions (N); 30 de l’évaporation (E) (y compris l’évapo- transpiration), soit : passagères. L’autre extrême est représenté par une

N aire où les eaux souterraines s’accumulent dans un bassin et sont drainées au-dessus d‘un seuil; en ce c, = c, x - cas, le raisonnement ci-dessus est entièrement appli-

relation déduite de simples considérations de Conti- cable ; il est intéressant de relever nuité. Cette relation vaut pour autant que N > E. que la constante de temps cun tel bassin Avant d’en étudier les conséquences, il faut expli- avec

quer ce qu’on entend par (( état stationnaire ». 11 n’y Les effets d’une modification plus durable du rap- a évidemment pas d‘états stationnaires dans la nature, port précipitation-ruissellement être illustrés la périodicité et les fluctuations aléatoires étant des suit Supposons cours soit alimenté caractères essentiels de tous les systèmes. Mais il est par deux ahes de même étendue, E étant égal 5 400 possible de réaliser des états quasi stationnaires, en dans Ilune, et à 500 dans par peffet choisissant les échelles de temps et d’espace de manière couverture végétale asse2 L~ précipitation, que les périodiciths importantes et les faibles fluctua- est la même pour les deux aires, est égale à 510 mm. tions d’amplitude soient presque insensibles. Dans L~ quantité dYeau correspond à 1000 mm l’étude ci-après, il est entendu que le temps est exprimé et la teneur en des précipitations est de 1 mg en années et que le système dit stationnaire n’est que par litre. A l’état le de l”ire

plus sèche est égal à 10 1 par mètre carré et par an, et celui de l’autre à 110 1 par mètre carré et par an. La quantité de chlorures drainée sur ces deux aires est la même : c’est celle qui est contenue dans 510 mm de précipitation. L~ teneur en chlonires du cours ,yeau Sera donc :

tations (C,); 20 de la quantité annuelle de précipita- N

N-E

, aussi bien que la valeur de C,, est constant Pour une aire de drainage donnée, cg sera également constant dans les eaux souterraines du bassin de drainage. Comiaissant la profondeur de la sappe souterraine et la porosité P de la couche aqui- fère, on peut calculer la quantité de chlorures atmo- sphériques accumulée dans les eaux souterraines par unité de surface. Supposons par exemple que la nappe souterraine ait 10 m de profondeur et que la porosité soit égale à 0’3 : la quantité de chlorures par mètre carré (M,) sera :

510 - 8,5 m g par litre 1mT-G - Si, toutefois, en enlevant de la végétation on réduit l’évaporation dans l’aire PIUS sèche de façon qu’elle ait la m ê m e valem que dans l’autre, savoir 400 mm par an, le ruissellement de l’aire plus sèche sera de 110 1 par mètre cube et par an, mais la teneur en chlorures ne sera pas sensiblement modifiée, de sorte que la quantité de chlorures drainée en un an sur cette aire représentera onze fois celle qui lui est apportée par les précipitations. La teneur en chlorures du cours d’eau s’élèvera donc à

N N-E M, = 10 x 0,3 x C, = 3 C, x -

Si C, est exprimé en mg par litre, on obtient Mg en g par mètre carré. En maintenant l’évaporation E constante à 500 mm /l

et C, constant à 1 mg par litre et en faisant varier la

N en mm 1000 750 600 550 525 510 505 C,, en mg/l 2 3 6 11 21 51 101 c’est-à-dire qu’elle passera du simple au triple. Cette

l8 33 63 153 303 situation durera assez longtemps, jusqu’à ce que toute M, en g/m2 6o 180 330 630 1530 3030 la nappe souterraine ait été renouvelée. Ce phéno- M, en kg/ha

Constante de temps en années 12 3o 6o 120 3oo 6oo mène est intéressant du point de vue de la théorie

énoncée par W o o d concernant l’augmentation de la La constante de temps est simplement le quotient teneur en sels des cours d’eau de l’Australie-Occiden- des quantités accumulées par la quantité annuelle de tale à la suite de la destruction de la végétation autoch- précipitation. Elle donne une idée de la durée néccs- tone. saire pour atteindre un (( état stationnaire ». L’exemple ci-dessus est évidemment très simplifié, Ces Calculs ne peuvent évidemment s’appliquer car les échanges qui se produisent dans les eaux SOU-

terraines sont loin d’être aussi simples. La pente de la immédiatement à une aire de drainage où ___ - varie couche aquifère déterminera la direction de l’écoule-

$un point à l’autre. Si le drainage se produit le long ment des filets d’eau et, par conséquent, la vitesse de d’une pente, la profondeur de la nappe souterraine cet écoulement en divers points du bassin. En raison

N des fortes variations de la vitesse de 1’6coulement variera approximativement en fonction de ____ N - E et’ laminaire dans un corps poreux, il doit se produire

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précipitation, on obtient les résultats suivants : 510 __ + ‘’ = 27,8 m g par litre 110 + 110

N


des mélanges entre les filets d’eau, de sorte que les deux masses d’eau se rencontrent en de multiples points. Dans l’exemple ci-dessus, il semble qu’après avoir enIevé de la végétation, on devrait enregistrer d’abord une élévation soudaine, mais inférieure peut- être à celle qu’on a calculée, de la teneur en chlorures du cours d’eau, puis une diminution continue d’année en année jusqu’à I’établissement d’un nouvel état stationnaire, après une période considérable, bien plus longue que la constante de temps de la nouvelle nappe souterraine.

peut également se modifier Le rapport ___

sous l’effet de tendances annuelles ou de variations de longue période dans l’intensité des pluies. Ces modifications présentent peut-être une importance encore plus grande dans la planification à long terme. On a récemment démontré l’existence au Mexique [68] de tendances de la pluviosité annuelle, qui doivent exercer une forte influence sur les variations de la salinité dans les eaux souterraines et fluviales des régions arides de ce pays. Les précipitations subissent des fluctuations de longue période. Les effets des variations de la précipitation sur la salinité des eaux fluviales et souterraines atteindront leur maximum s’il arrive que cette période coïncide avec la (( constante de temps )) d‘une nappe d’eau souterraine (voir plus haut). Lorsque l’aridité est telle que les sels se précipitent,

on trouvera des couches de sels. Si l’évaporation compense la précipitation, les sels s’accumulent, et cette accumulation peut se poursuivre pendant des périodes géologiques. Lorsque le régime des précipi- tations subit des variations de très longue période, les sels sont alternativement déposés et lessivés; les eaux souterraines et fluviales et les eaux de source seront très salines pendant les périodes de pluie; il faut donc se montrer très prudent en évaluant, d’après les résultats de l’analyse des eaux fluviales, la quantité de sels marins précipités par an dans des régions arides. Une série d’observations portant sur une seule année risque d’indu&e gravement en erreur. Néanmoins, les données concernant la quantité annuelle de sels marins précipités peuvent être très utiles pour évaluer le volume des eaux souterraines, à condition que l’on connaisse le climat antérieur; mais pour cela des observations portant sur les eaux fluviales et les préci- pitations doivent être poursuivies pendant plusieurs années. Une étude méthodique et bien préparée de la teneur en sels marins des eaux souterraines, des eaux fluviales et des précipitations serait très utile pour l’évaluation de l’économie hydraulique des régions arides et même de la plupart des régions du monde.

N N-E

LES SOLS ET LES SELS ATMOSPHBRIQUES Le rôle des sels atmosphériques dans la formation des sols a retenu l’attention de quelques chercheurs. Mattson et al. [51] ont étudié le rapport Ca/Mg dans des végétaux et des tourbières et constaté une forte influence marine sur la composition de la tourbe à proximité de la côte occidentale de la Suède; ces recherches ont fait l’objet d’une étude approfondie dans un rapport récent [50]. L’influence des sels marins sur les sols côtiers a également été étudiée en NouveIe- Zélande (Gibbs [28]) et des recherches du même ordre ont été entreprises assez récemment en Australie par la Division des sols de la C.S.I.R.O. (communication personnelle de M. J. T. Hutton). Ce genre de travaux se développera certainement

à l’avenir. Le rôle joué par l’atmosphère dans l’apport de composés chimiques n’a jamais reçu l’attention qu’il mérite dans la théorie générale de la pédologie. Y pourrait donc être utile, en vue des recherches €utures, d’étudier dans quelle mesure le climat chimique contribue à la formation du sol, et de mettre au point certaines notions simples et générales permettant de préciser le rôle des sels atmosphériques, On sait que les sels contiennent une forte quantité

de cations sodium, potassium, calcium et magnésium, sous forme échangeable, c’est-à-dire tenus dans le sol par des charges négatives, sur la surface des matières organiques humidifiées et du minéral des argiles. Les sols contenant de l’humidité, il y a une forme liquide, généralement appelée la solution de sol, qui peut être séparée de la forme solide, laquelle contient les ions échangeables. Lorsque l’équilibre est atteint, les divers cations se répartissent de façon ordonnee entre la solution de sol et la forme solide. Quantitativement, la forme solide l’emporte sur la solution de sol, de sorte qu’elle joue le rôle d’un grand réservoir empê- chant la solution de sol de se transformer radicalement. Les conditions statiques des cations dans le sol sont ainsi déterminées. Mais les sols sont des systèmes dynamiques. Les

végétaux absorbent les cations et l’eau du sol. Lors- qu’ils se décomposent, ils libèrent ces cations qui s’intègrent en majeure partie à la couche supérieure du sol, d’où ils sont plus tard transportés à l’intérieur m ê m e du sol et répartis entre la solution de sol et la forme solide. Ainsi, les cations ne cessent pas de circuler, l’énergie nécessaire étant fournie par le soleil. Certains cations sont entraînés vers les eaux souterraines, mais cette perte est compensée par la libéra- tion de minéraux due à l’altération atmosphérique.

Cette circulation est connue et admise par la science. Mais il reste à savoir si la description qui en est donnée ici est complète. C o m m e les précipitations contiennent des sels, ces sels s’écouleront à travers le sol. Cet écoule- ment, se superposant à la circulation biologique des ions, vient compléter le schéma dynamique.

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Une question se pose : L’écoiilement des sels atmo- sphériques i travers le sol influe-t-il sur la circulation biologique ?

L’exemple général ci-après permet de répondre à cette question. Supposons que les précipitaLions ne contiennent pas de sels. Une certaine espèce de plante poussant dans le sol produit une circulation constante de divers cations, ceux qui proviennent de la décom- position des plantes étant entraînés dans le sol par les eaux d’infiltration. L a teneur en cations de la solution de sol atteint

son maximum dans la couche superficielle du sol et décroît au-dessous, car les cations sont absorbés par les racines. L e nombre relatif des divers cations qui ckculent dépend des propriétés caractéristiques de la plante. Il est à peu près le m ê m e dans la solution de sol que dans la plante. Les écarts s’expliquent par la libération de minéraux due à l’altération météorique du sol. Il s’établit alors un état stationnaire. Si des cations de m ê m e espèce sont apportés par les précipi- tations, dans des proportions différentes de celles de la circulation biologique, l’équilibre du système est détruit, l’absorption des cations par les plantes étant vraisemblablement modifiée par la composition de la solution de sol. L a proportion des différents ions échan- geables se modifiera progressivement, et un nouvel équilibre stationnaire sera atteint. Ainsi, la présence de sels dans les précipitations modifie la circulation biologique.

D e m ê m e que les sels atmosphériques influent sur la circulation biologique, ils influent également par une action réciproque, sur les propriétés du sol. L’étude quantitative de ces relations devrait faire l’objet de recherches beaucoup plus poussées. Dans un état stationnaire de ce genre, les cations

atmosphériques n’ont aucune valeur nutritive, mais cet état stationnaire ne peut exister que dans des sols vierges. Dans des sols cultivés, où des produits sont continuellement retirés du sol, il ne peut pas y avoir d’état stationnaire. Le schéma dynamique d’un sol de ce genre sera tout à fait différent. S’il faut qu’un état stationnaire s’établisse sans addition d‘engrais, les cations absorbés par les plantes doivent être rem- placés par les cations provenant des précipitations ; autrement dit les précipitations apporteraient moins de cations aux eaux souterraines qu’au sol. Les cations des précipitations acquerront ainsi une valeur nutritive. On n’a examiné ici que les cations mais le m ê m e rai-

sonnement s’applique évidemment aux anions.

SUJETS POSSIBLES DE RECHERCHES

On voit d’après tout ce qui a été dit ci-dessus que l’on connaît très mal le climat chimique de la zone aride

et ses effets sur les sols et les eaux naturelles. Un programme général de recherches devrait porter sur les questions suivantes.

Mesure de la teneur des précipitations en substances chimiques (par an). Pour procéder à cette mesure, il faudrait disposer d’m réseau de stations semblable à celui qui existe actuellement en Eiirope occidentale. La densité des sites de prélèvement dans les nouveaux réseaux sera déterminée par des considérations locales telles que le relief, l’étendue et l’uniformité des régions à étudier, etc. Ces réseaux devraient fonctionner pendant plusieurs années, afin de permettre l’étude des tendances annuelles.

Étude de la mesure dans laquelle la végétation intercepte les particules salines. Ce processus peut être étudié par deux moyens : $0 analyse des particules recueillies sur un écran de nylon, ou d’une autre matière analogue, exposé au vent dominant; 20 étude de la distribution verticale des sels marins au-dessus de divers types de couverture végétale. Si 1’011 connaît le profil du vent on peut évaluer la

quantité de sels marins transportés par turbulence. Le moyen le plus commode d‘étudier la distribution verticale consiste peut-être à utiliser un petit avion pour effectuer des prélèvements à l’aide du filtre (( millipore )) de Lodge.

Recherches sur la composition chimique des eaux souterraines et Jluviales. Pour les raisons indiquées plus haut, il faudrait procéder réguliérement à des prélèvements et à des analyses, de préférence pendant plusieures années de suite, a h d’évaluer les tendances durables. Cette série d‘opérations devraient être effec- tuée parallèlement aux recherches sur les précipita- tions.

Étude de la composition chimique des ions échangea- bles des sols et sur leurs rapports avec la composition des précipitations, Un programme général de recherches dans ce domaine nous apporterait de précieux renseignements sur les régions arides, les dépôts salins qu’on y trouve et leur origine, la dénudation chimique du sol, la circulation géochimique des sels marins, l’écologie animale et végétale et la pal6oclima- tologie. En outre, les résultats de ces recherches facilize-

raient 17établissement des programmes relatifs à l’utilisation du sol et à l’exploitation des ressources naturelles, en apportant de nouveaux renseignements sur les effets à long terme des méthodes actuellement appliquées.

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RAPHIE BIBLIOG

1. ACKROYD, W., (c On the principal cause of the saltness of the Dead Sea n, Chem. News, vol. 89,1904, p. 13.

2. ALWAY, F. J.; MARSCH, A.; METHLEY, W. J., (( Suffi- ciency of atmospheric sulphur for maximum crop yield )), Roc. Soil Sci. Soc. Amer., vol. 2,1937, p. 229-238. ANDERSOX, V. G., (( Some effects of atmospheric evaporation and transpiration on the composition of natural waters in Australia D, J. Aust. chem. Inst., vol. 12, 1945, ANONYME (Commission Beaver), Interim Report, Commit- tee on Air Pollution, H. M. S. O., 1954, 31 pages. AUDEN, J. B., (( Some geological and chemical aspects of the Rajasthan Salt problem )), Bull. Natl. Institute of Sci. of India, vol. 1, 1952, p. 53-67.

6. BARRETT, E.; BRODIN, G., (( The acidity of Scandinavian precipitation n, Tellus, vol. 7, 1955, p. 251-257.

7. BEAUCHAMP, R. S. A., (( Sulphates in African inland waters D, Nature, vol. 171,1953, p. 769-771.

8. BEHNE, W., (( Untersuchungen zur Geochemie des Chlor und Brom n, Geochem. und Cosmochim. Acta, vol. 3, 1953, p. 186-214.

9. Boss, G., (( Niederschlagsmenge und Salzgehalt des Nebelwassers und der Küste Deutsch-Südwest-Africas », Biokl. Beibl., vol. 8,1941, p. 1-15. BURKSER, V. V., (( Aerogeochemical investigations in the steppe and forest steppe region », Ukrain. Khim.-Zhzcr.,

11. BYERS, H. R.; SIEVERS, J. R. ; TUFTS, B. J., (( Distribu- tion in the atmosphere of certain particles capable of serving as condensation nuclei )), Report to the Geophysics Research Directory of the Air Force, Cambridge Research Centre, 1956. CAUER, H., (( Einiges über den Einfiuss des Meeres auf den Chemismus der Luft », Balneologe, vol, 5,1938, p. 409-415. CLARKE, F. W., (( The data of geochemistry », U. S. Geol. Suruey Bull., vol. 770,1924. CONWAY, E. J., (( Mean gcochemical data in relation to oceanic evolution », Proc. Roy. Irish Acad., vol. 48, 1942, p. 119-159. CORRENS, C. W., (( Die Sedimente des aquatorialen atlan- tischen Ozeans D, Meteor., vol. 3,1937, p. 274-277. -, (c The geochemistry of the halogens », Physics and chemistry of the eu&, vol. 1,1956, p. 181-233. CROZIER, W. D.; SEELY, B. IL, (( A second chloride Cloud in California n, Bull. Amer. met. Soc., vol. 33,1952, p. 177- 178. -; - ; W-HEELER, L. B., (( Correlation of chloride particle abundance with the synoptic situation on a cross-country Gght », Bull. Amer. met. Soc., vol. 33, 1952,

CUNNINGHAM, R. H., (( Chloride content of fog water in relation to au trajectory )), Bull. Amer. met. Soc., vol. 22, 1941, p. 17-21. EGNER, H.; ERIKSSON, E., (( Current data on the chemical composition of air and precipitation », Tellus, vol. 7,1955,

21. ERIKSSON, E., (( Composition of atmosphcric precipitation. 1. Nitrogen compounds )), Tellus, vol. 4*, 1952, p. 215-232.

22. -, (( Composition of atmospheric precipitation. II. Sulphur, chloride, iodine compounds. Bibliography )), Tellus, vol. 4,1952, p. 280-303.

3.

p. 41-68; 83-98. 4.

5.

10.

vol. 17,1951, p. 472-476.

12.

13.

14.

15.

16.

17.

18.

p. 95-100. 19.

20.

p. 134-139.

23.

24..

25.

26.

27.

28.

29.

30.

31.

32.

33.

34.

35.

36.

37.

38.

39.

40.

41.

42.

43.

-, (( Air borne salts and the chemical composition of river waters n, Tellus, vol. 7,1955, p. 243-250. -, The composition of IIawaiian rainfall, Report Projcct Shower (à l'impression), 1956. FACY, L., (( Éclatement des lames minces et noyaux de condensation », J. Sci. Met., vol. 3, no 11, 1951, p. 86- 98. FOURNIER D'ALBE, E. M., (( Giant hygroscopic nuclei in the atmosphere and their role in the formation of rain and hail D, Arch. J. Met. Geophys. u. Bioklimatologie, vol. 8, no 3,1955,. p. 216-228. GERHARD, E. R., T h e photochemicul oxidation of sulphui dioxide to sulphur trioxide and its effect on fog formation, thèse, Urbana, Illinois, Engineering Exp. Sta., Univ. of Ill., 1953. GIBBS, H. S., (( The effect of cyclic salts on coastal soi15 near Wellington and some regional applications )), Proc. Seuenth. Pue. Science Congres, vol. 6, 1949, p. 28. GLAWION, H., (( Staub und Staubfde in Arosa », Beitr. Phys.fiei Atmos., vol. 25, 1939, p. 1-43. GODBOLE, N. N., (( The salinity of Sambhar Lake », Bull. Natl Institute of Sci. of India, vol. 1, 1952, p. 89-93. GOLDSCHMIDT, V. M., Geochemistry, Oxford, Clarendon Press., 1954, 730 pages. GRAY, G., (( On the dissolved matter contained in the rain water collected at Lincoln, Canterbury, New Zea- land », Proc. Austr. Assoc. Sydney, 1888, p. 138-152. HOLLAND, T. H.; CHRISTIE, W. A. IL, (( The origin of the Salt deposits of Rajputana )), Geological Suruey of India, vol. 38,1909, p. 154-186. HUTCHINSON, G. E., (( The biochemistry of the terrestrial atmosphere, carbon dioxide and other compounds », The earth as a planet, the solar system, Ed. G. P. Kuiper, vol. 2,1955, p. 371-433. INGHAM, G., (( Effect of materials absorbed from the atmosphere in maintaining soil fertility n, Soil Sci.,

JACKSON, D. D., The normal distribution of chlorine in natural waters of New York and New England, 1905. (US. Geol. Survey. Water suppl. and Irr. Paper, no 144.) JACOBS, W. C., c Preliminary report on a study of atmospheric chlorides », Mon. Weath. Reu., vol. 65, 1937, p. 147-151. JOHANSSON, O., Rapport 6uer ett studium au luft och nederbord omkring Suenska Skv erolje Aktiebolagets anlüggningar uid Kvarntorp med speciell hünsyn till distributionen au suave1 och des inverkan p a vüxterna, thèse, Royal. Agr. COU. Sweden, Upsala, 1954, 93 pages. JUNGE, C., (( Gesetzmassigkeiten in der Grossenver- teilung atmospharischer Aerosole über dem Kontincnt )), Ber. dtsch Wetterdienstes. US-Zone, no 35,1952, p. 261-277. -, (( The chemical composition of atmospheric aerosols. 1. Measurements at Round Hill Field Station, June-July 1953 », J. Met., vol. 11, 1954-, p. 323-333. -, The chemicul composition of atmospheric aerosols and gus traces. II. Measurements in Hawaii. Report of Project Shower (â l'impression), 1956. -, (( Recent investigations in air chemistry x, Tellus, vol. VIII, 1956 (à l'impression). KENDREW, W. G., The climates of the continents, Oxford, Clarendon Press, 1953, 607 pages.

vol. 70, 1950, p. 205-212.

197


44.

45.

46.

47.

48.

49.

50.

51.

52.

55.

56.

57.

58.

59.

60.

61.

62.

KUIPER, G. P,, (( Introduction )), The atmospheres of the earth and planets, 2e éd, Chicago, The Univ. of Chicago Press, 1952, p. 1-15. LANDSBERG, H. E., (( Atmospheric condensation nuclei », Ergebnisse der Kosmisehen Physik, vol. 3, 1938, p. 155- 252. LETTAU, H., (( Kern- und Staubgehalt der Bodenluft und die atmosph5rische Schwachung der Sonncnstrah- lung über Afrika und den angrenzenden Meeren )), Beit. Ge~phy~., vol. 55 (l), 1939, p. 103-137. LEUCHS, K., (( Die Bedeutung von Staubstürmen für die Sedimentation n, Zbl. Miner., Geol. und Palüont- ologie, vol. 33; B, 1932, p. 145-156. LODGE, J. P., (( Analysis of micronsized particles », Anal. Chem., vol. 26, 1954, p. 1829-1831. - , (( A study of sea-Salt particles over Puerto Rico )), J. Met., vol. 12, 1955, p. 493-499. MATTSON, S. ; ROUTLER-ANDERSSON, E., (( Geochemistry of a raised bay )), Ann. Agr. COU. Sweden, vol. 21, 1954*, p. 321-366. -* , SANDBERG, G. ; TERNING, P. E., (( Electrochemistry of soil formation. VI. Atmospheric salts in relation to soil and peat formation and plant composition », Ann. Agr. Coll. Sweden, vol. 12, 1944, p. 101-118. NARAYANASWAMI, R., (( Measurements of the chloride, nitrate and nitrite present in the water of monsoon rains of Bombay D, Proc. Indian Acad. Sci., vol. 9A,

NORIN, E., (( T w o Salt basins in Central Asia », Lunds Geol. Faltklubb 1892-1942, Lund, 1942, p. 138-162. PRAMANIK, S. K., (( Hydrology of the Rajasthan desert- rainfall, humidity and evaporation D, Bull. Natl Insti- tute of Sci. of India, 1952, p. 183-197. RAMDAS, L. A., (( Desert hydrology: condensation and evaporation phenomena in the Rajasthan desert I), Bull. Natl Institute of Sci. of India, 1952, p. 198-210. RIEHL, H., Tropical meteorology, New York, Toronto, Londres, McGraw-Hill Book Company, Inc., 1954, 392 pages. RIFFENBURG, H. B., Chemical character of ground waters of the northern great plains, 1925. (U.S. Geol. Survey Water-Supply Paper, 560-B.) ROSSBY, C. G.; EGNER, H., (( On the chemical climate and its variation with the atmospheric circulation pattern )), Tellus, vol. 7, 1955, p. 118-133. RUEEY, W. W., (( Geologic history of sea water. An attempt to state the problem N, Bull. geol. Soc. Amer.,

SQUIRES, P.; TWOMEY, S., Some observations of sea-salt nuclei, Report of Project Shower, 1956. SZAVA-KOVATS, J., Ann. Hydrographie, vol. 66, 1938, 373 pages. TANNEHILL, J. R., Drought, its causes and efletcs, Prin-

1939, p. 518-525.

vol. 62, 1951, p. 1111-1148.

63.

64.

65.

66.

67.

68.

69.

70.

71.

72.

73.

74.

75.

76.

77.

78.

79.

80.

81.

cetown, New Jersey, Princeton University Press, 194'7, 264 pages. THOMAS, M. D.; HILL, G. R., (( Absorption of sulphur dioxide by alfalfa in its relation to leaf injury », Plant Physiol, vol. 10, 1935, p. 291-307.

sphere to photosynthesis and respiration of alfalfa )), Plant Physiol. vol. 12, 1937, p. 309-383. TWOMEY, S., (( The distribution of sea-Salt nuclei in air over land », J. Met., vol. 12, no 1, 1955, p. 81-86. UREY, H. C., The plunets: their origin und development, New Haven, Yale University Press, 1952, 242 pages. VIRO, P. J., (( Loss of nutrients and the natural nutrient balance of the soil in Finland », Comm. Instituti Fores- talis Fennige, vol. 42, no 1, 1953, p. 51. WALLEN, C. C., (( Some characteristics of precipitation in Mexico D, Geogr. Annaler, vol. 37, 1955, p. 51-85. WELLER, W. K., (( Note on the salinity in the Mundaring reservoir i), Austr. Ass. Adv. Sci., vol. 18, 1926, p. 633-

WOOD, W. E., (( Increase of Salt in soil and strearns following the destruction of native vegetation D, J. roy. Soc. W. Austr. vol. 10, no 7, 1924, p. 35-47. -; WILSMORE, N. T. M., (( Salinity of rain in Western Australia. Final report to the Royal Society of Western Australia », J. roy. Soc. W. Austr., vol. 15, 1929,

WOODCOCK, A. H., (( Impact deposition of atmospheric sea salts on a test plate )), Amer. Soc. f. Testing Materials.

-, (c Sea Salt in tropical Storm », J. Met., vol. 7, 1950,

-, (( Atmospheric Salt particles and raindrops D, J.

- , (( Salt nuclei in marine air as a function of latitude and wind force n, J. Met., vol. 10, 1953, p. 362-371. -, Atmospheric sea-Salt nuclei data, Report on Project Shower (à l'impression), 1956.

nuclei over the ocean », J. Mar. Res., vol. 8, 1949,

-; KIENTZLER, C. F. ; ARONS, A. B. ; BLANCHARD, D. C., (( Giant condensation nuclei from bursting bubbles )), Nature, vol. 172, 1953, p. 1144-1146. -. , MORDY, W. A., (( Salt nuclei, wind and daily rainfall in Hawaii », Tellus, vol. 7, 1955, p. 291-300. WÜST, G., <( Gesetzrnassige Wechsebeziehungen zwischen Ozean und Atmosphare in der zonalen Oberflachensalz- gehalt, Verdungstung und Niederschlag D, Arch. Met. Wien, série A, no 7, 1954, p. 305-328. YEATS, L. R. B.; TAUBE, II., ((The kinetics of the reaction of ozone and chloride ion in acid aquous solution », J. Amer. chern. Soc., vol. 71, 1949, p. 4100-4105.

-. -. .> , (( Relation of sulphur dioxide in the atmo-

674.

p. 12-30.

PYOC., vol. 50, 1950, p. 451-1166.

p. 397-401.

Met., vol. 9, 1952, p. 200-212.

-. , GIFFORD, M. M., (( Sampling atmospheric sea-Salt

p. 177-197.

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L’OBSERVATION CLIMATOLOGIQUE D A N S LES RÉGIONS ARIDES

Par M. GILEAD ET N. ROSENAN

Service météorologique israélien

INTRODUCTION

L’observation des divers éléments du climat rewent à mesurer les phénomènes climatologiques à l’aide d’instruments et à estimer ceux qui ne se prêtent pas, OU du moins pas encore, à la mesure. C’est sur de telles observations que repose la climatologie, car elles permettent, quand les données ainsi recueillies sont correctement analysées et coordonnées, de définir les différents types de climat puis de les comparer entre eux. Étant donné qu’elles se fondent sur des définitions

communément admises de données climatologiques telles qhe la température de l’air sous abri, ces observations devraient obéir i des règles uniformes qui permettent de comparer les résultats obtenus dans le monde entier. L’observation climatologique ne devrait donc, en principe, être soumise dans les régions arides à aucune règle particulière et ne rien exiger de plus que ce qu’elle exige, par exemple, dans les régions tempérées. Au cours de leur longue histoire, l’organisation météorologique mondiale et sa devancière l’organisation météorologique internationale ont d’ailleurs travaillé à la normalisation internationale des conditions auxquelles doivent satisfaire les observations climatologiques. La divergence des méthodes d’observation climatolo-

gique utilisées dans les différentes zones climatiques du monde et l’évolution de la climatologie en tant que science au cours des vingt ou trente dernières années font cependant qu’il n’est pas inutile d’étudier les exigences particulières à la zone aride.

LA CONCEPTION CLASSIQUE DE L’OBSERVATION CLIMATOLOGIQUE ET SON ÉVOLUTION

Selon la conception classique, et d’ailleurs toujours valable, de la climatologie, il convient qu’un réseau de

stations convenablement réparties se livrent à une longue série d’observations, portant sur les éléments du climat, observations qui doivent être poursuivies pendant de nombreuses années en un même lieu et à l’aide d’instruments dont l’exposition ne doit subir aucune modification notable. Divers paramètres statistiques et certains calculs (valeurs moyennes, limites de variation, distributions de fréquence de facteurs isolés ou de groupes de facteurs, etc.) permettent de rattacher le climat d‘une région déterminée à tel ou tel type de climat à l’intérieur d’un système topologique. L’étude des variations climatiques exige elle aussi de longues séries d‘observations faites par un réseau de stations judicieusement réparties. Il existe cependant encore dans le monde certaines

régions, et notamment de grandes étendues de terres arides, qui sont dépourvues d’un tel réseau de stations judicieusement réparties et qui puissent se livrer à de longues séries d‘observations. L a distinction des zones climatiques doit alors être effectuée suivant des méthodes plus rapides. En pareil cas, la durée pendant laquelle OR estime aujourd’hui nécessaire de poursuivre les observations pour qu’il soit possible de décrire avec exactitude le climat d’une région, et l’espacement que l’on assigne aux stations, contribuent à fixer les règles de l’observation climatologique. Ces règles évoluent également du fait que le climat est

conçu non plus comme une masse d’éléments climatiques isolés ou ne présentant presque aucun lien entre eux, mais comme l’ensemble des phénomènes physiques résultant des échanges de chaleur et d’humidixé entre les masses d’air et de terre, ou d’air et d’eau, là où elles sont en contact. Toutefois, la climatologie dépendant des observations

faites autant que des données relevées et analysées dans le passé, il ne saurait être question d’interrompre bruta- lement la série des observations en cours pour tenir compte des connaissances nouvellement acquises. Il faut au contraire assurer ce que nous appellerions volontiers (( une certaine continuité dans le changement 1)) c’est-

199


à-dire opérer sans heurt la fusion des idées nouvelles et des anciennes conceptions relatives aux réseaux de stations et aux méthodes d’observation.

LES RÉSEAUX DE STATIONS DES REGIONS ARIDES

Les observations climatologiques faites de manière continue par des réseaux de stations ne sont possibles que dans les régions à peuplement permanent; dans toutes les régions de faible densité démographique, ces observations se bornent aux agglomérations voisines des côtes et des fleuves ou situées dans des oasis, c’est-à-dire en des lieux où l’on puisse procéder à l’addition d’eau, B supposer qu’on n’en trouve pas naturellement. Pour créer dans ces régions des réseaux de stations il

faut encore, comme partout ailleurs, disposer d’observateurs, ou tout au moins que les postes d’observation soient périodiquement accessibles. Les stations météo- rologiques automatiques en sont encore au stade de l’expérimentation, coûtent fort cher et doivent être fréquemment inspectées par le personnel chargé de leur entretien. Il est donc impossible de procéder à des observations climatologiques dans d’immenses régions déser- tiques que l’homme ne peut habiter m ê m e par intermittence. En pratique, on ne pourra créer des stations que dans

les régions souvent semi-arides situées en bordure du désert, ou exceptionnellement en certains points isolés du désert même, le long des voies de communication. L’étude climatologique des zones arides exige donc avant tout le développement, et par suite la normalisation, des réseaux de stations en bordure des déserts.

ASPECTS GÉOGRAPHIQUES DE L’OBSERVATION CLIMATOLOGIQUE

L’observation doit tenir compte de deux sortes de facteurs que l’on pourrait respectivement appeler géogra- phiques et physiques. Du point de vue géographique, les observations climatologiques ont pour objet l’étude du climat régional (en vue de sa classification générale ou de sa division en sous-régions climatologiques), de ses variations et de ses oscillations locales (topoclimatologie).

CLIMATOLOGIE RÉ GIONALE

L’étude des deux premiers sujets exige, à la base, un réseau de stations climatologiques et pluviométriques dont l’exp~sition, l’équipement ainsi que les méthodes d’observation qui y sont utilisées soient conformes aux

règles et aux directives techniques de l’organisation météorologique mondiale. Le fonctionnement de telles stations nécessitant la présence prolongée d10bSeNa- teurs qualifiés et l’organisation d’inspections régulières, il sera souvent impossible de les installer aux lieux qui seraient les plus indiqués du point de vue géographique. Lorsqu’il faut choisir entre une station située en un lieu particulièrement favorable, mais confiée à un observateur médiocrement qualifié, et une station moins bien placée, mais confiée à un observateur parfaitement com- pétent, c’est indiscutablement à la seconde solution que doit aller la préférence. Il est d’ailleurs parfois possible d’installer des stations temporaires dans une région dotée d’au moins un observatoire climatologique de base. L’emploi de méthodes de réduction appropriées permettra alors d’obtenir, en un très petit nombre d’années, un tableau suffisamment précis du climat de la station temporaire, puis de transporter cette station en un autre lieu. Ce système permet une étude climatique particu- lièrement détaillée. Des observations, m ê m e limitées à une courte période, peuvent être utiles pour l’étude sommaire initiale d’une région où il est impossible de créer un réseau de stations principales. Des mesures analogues devront être prises en ce qui

concerne le réseau de stations pluviométriques. Le premier principe doit être d’installer des pluviomètres partout où il est possible de procéder à des observations continues. Ce réseau sera ultérieurement complété soit par des stations provisoires, soit au moyen de totaliseurs placés en des lieux périodiquement accessibles. Nous tenons cependant à insister sur le fait que

l’installation de stations provisoires et de totaliseurs ne représente qu’un expédient, et que les résultats des observations ainsi recueiuies doivent être soigneusement interprétés par un spécialiste expérimenté de la climatologie. En cas de doute quant à l’opportunité d’installer de telles stations auxiliaires, il faut surtout se demander si celles-ci permettront d’obtenir quelques informations concernant des localités sur lesquelles on ne posséderait, autrement, aucun renseignement. Quand cette solution elle-même n’est pas applicable,

il convient de relever soigneusement le plus grand nombre possible d’indices pédologiques, écologiques et archéologiques. Par exemple : présence de certains types de sol, d’origine indubitablement récente, révélateurs d’un certain bilan thermique et hygrométrique; direction et mouvement des dunes de sable, qui fourniront des indications sur le régime des vents; associations végétales présentes dans une localité et caractéristiques de la pluviosité N utile )) normale de cette localité, etc. Il va sans dire que ces divers indices doivent être inter- prétés avec une extrême prudence. L e spécialiste de la climatologie désireux d’étudier les

particularités climatologiques d’une région dépourvue de stations pourra encore recourir utilement à la lecture des récits de voyages contenant des mesures et observations climatologiques. Nous avons déjà mentionné la question de la demité

200

L’observation climatologique dans les régions arides

végétale, l’albedo et la rugosité de sa suxface sont autant de facteurs qui influent sur les échznges thermiques et hygrométriques, donc autant d’importants facteurs climatiques. 1) 11151 Les règles d’observation applicables aux études topo-

climatiques ne sont pas celles qui conviennent aux réseaux de stations climatologiques et pluvioméLriques de base dont il a été question plus haut. L’exposition des instruments, ces instruments eux-mêmes et les méthodes d’observation employées ne correspondent pas forcément aux normes internationales qui régissent l’installation des observatoires climatologiques et des stations pluviométriques ; en effet, nous intéressent surtout, dans le cas présent, les variations locales des phéno- mènes d’échange thermique et hygrométrique à proxi- mité des surfaces de contact entre les masses d’air et de terre, ou d’air et d’eau. D’autre part, nous désirons le plus souvent n’étudier que certains aspects du climat local. L’équipement devra donc en général être plus souple et selon la tâche particulière qui lui a été assignée, le spécialiste de la climatologie devra utiliser aussi bien des instruments classiques que certains appareils spé- ciaux plus sensibles. Les observations s’échelonneront généralement sur une période plus courte, mais seront très fréquentes et répétées. L a densité des stations (ou des points de mesure) sera fréquemment très forte et le programme topoclimatologique ne constituera le plus souvent qu’une partie du programme d’observations d’une station climatologique. L a topoclimatologie, au sens où nous l’entendons, est

d’ordinaire considérée comme une branche de la microclimatologie, telle que l’a définie R. Geiger [3]. Dans la présente étude, nous négligerons cette autre branche de la microclimatologie que 1’011 désigne parfois également du n o m de climatologie physiologique, et qui traite des réactions du corps vivant, humain et animal, au milieu climatique immédiat. Les travaux de cet ordre exigent en effet l’emploi d‘instruments et de méthodes d’observation très différents de ceux qu’utilisent d’ordinaire les spécialistes de la climatologie. Parmi les questions que nous laisserons relativement

de côté figurent notamment la détermination climatologique des limites de tolérance de l’homme ou de l’animal soumis aux rigueurs climatiques des zones arides et l’étude du climat qui règne à l’intérieur des habitations, deux questions dont l’importance pour la mise en valeur des régions arides ne nous échappe pas. Nous avons également exclu tous les aspects de la

climatologie des couches atmosphériques supérieures dont l’observation en altitude ne pose pas, en zone aride, de problèmes particuliers.

optimum des stations; nous avons dit à ce propos qu’il est rarement possible de respecter, pour leur installation en zone aride, une formule préétablie d‘espacement, et qu’on doit se contenter d’en installer là où l’on dispose de certaines facilités. Les services météorologiques opé- rant dans les régions arides et semi-arides ont toutefois acquis une certaine expérience, dont les leçons ont été en partie recueillies grâce au questionnaire diffusé par le secrétaire général de l’organisation météorologique mondiale, à la demande du groupe de travail constitué par la Commission de climatologie de cette organisation pour étudier les règles et pratiques en vigueur. D’après ce document, dans de vastes régions de pays tels que la Turquie, l’Union Sud-Africaine, l’Afrique centrale, l’Inde, etc., chaque station climatologique ordinaire (de le première ou de la deuxième des catégories que distingue le Règlement technique de ~’o.M.M.) correspond à un territoire d’environ 10 O00 km2, tandis que le (( ressort 1) de chaque station pluviométrique varie entre 100 et 1 O00 km2, selon la topographie et la densité démographique. On ne saurait appliquer de telles règles aux stations

climatologiques de première catégorie, surtout si on demande à celles-ci de fournir les (( repères de base 1) pour la mesure des oscillations climatiques, puisqu’il ne peut exister de telles stations qu’auprès des observatoires centraux d’un pays. Ces stations doivent être entièrement équipées d’enregistreurs automatiques, et il faut observer d‘heure en heure les phénomènes qui ne peuvent encore être enregistrés automatiquement. En ce qui concerne le réseau de stations pluviométri-

ques, la proportion nécessaire pour étudier le régime des pluies est, en Israël, d’un pluviomètre automatique pour dix pluviomètres ordinaires.

TOPOCLIMATOLOGIE

Pour la mise en valeur des zones arides, l’effort initial portera forcément sur certaines localités dont le dévelop- pement agricole semble devoir être padiculièrement rapide. Le spécialiste de la climatologie sera donc assez vite appelé à fournir des renseignements sur le climat de ces régions, et devra entreprendre paur cela l’étude des climats locaux (topoclimatologie). L’objet de la topoclimatologie est de décrire minutieu-

sement les particularités climatiques des éléments de la topographie d’une région, particularités dont l’ensemble constitue le climat de cette région : (( ... climat du ravin, de la pente orientée vers le sud, du sommet de la colline, de la plaine, du champ de blé, des bois, de la corniche rocheuse dénudée. Les échanges thermiques et hygro- métriques du ravin, du sommet de la colline et de la corniche rocheuse varient en raison des caractères physiques des diverses surfaces, de leur situation, de leur exposition et de leur aspect. La couleur du sol, sa densité apparente, sa capacité thermique, l’humidité qu’il emma- gasine, sa perméabilité, les particularités de sa couverture

1. Les numéros entre crochets renvoient à la bibliographie en fin d‘article.

201

Climutologie, compte rondrc de recherches

ASPECTS PHYSIQUES DE L’OBSERVATION CLIMATOLOGIQUE

Pour examiner ce que doit être l’observation climatologique du point de vue physique, nous avons adopté dans ses grandes lignes, à l’égard des divers phénomènes physiques qui se produisent aux surfaces de contact entre les masses d‘air et de terre ou d’air et d’eau, la classification que le groupe de travail des atlas climatiques, soucieux d‘introduire progressivement la repré- sentation des phénomènes en question sur les cartes climatiques nationales, régionales et [ou] mondiales, avait proposée dans son premier rapport, et que le Comité exécutif de ~’o.M.M. a étudiée au cours de sa hui- tième session, en avril 1956 (résolution XXV). Cette classification, qui constitue l’annexe 1 du rapport pré- cité, indique (d’après les observations directes et des calculs fondés sur des données d’observation) les éléments à considérer pour obtenir une image complète du climat d’une région, les subdivisions de ces éléments et les para- mètres qui conviennent. Elle distingue des facteurs thermiques, des facteurs hygrométriques et des facteurs d’advection.

LES DIFFÉRENTES CATÉGORIES D E STATIONS CLIMATOLOGIQUES E T LEURS PROGRAMMES D’OBSERVATIONS

Le tableau ci-après indique quels facteurs doivent être mesurés et observés dans les différentes catégories de stations climatologiques décrites plus haut et définies par le Règlement technique de ~’o.M.M. Nous nous sommes servis, pour dresser ce tableau, de la classification proposée par le groupe de travail des atlas climatiques, en y apportant les additions et modifications que nous a suggérées notre expérience personnelle de l’observation climatologique en Israël. Cette liste nous paraît constituer un programme complet d’observations en zone aride; mais il est entendu qu’il s’agit uniquement d’un plan général, auquel il conviendra d’ajouter tous les détails ou d’apporter toutes les modifications qu’exi- geraient la nature spécifique de la tâche à accomplir et les conditions de travail particulières à chaque cas.

NOTES SUR LES INSTRUMENTS D E MESURE CLIMATOLOGIQUE

Les quelques notes qui suivent, et qui reposent sur l’expérience acquise sur place par les auteurs du présent rapport, visent à définir l’équipement d’observation climatologique qui convient aux régions arides; mais il est toujours bon de se reporter au Guide des méthodes internationales concernant les instruments et les o bserva- tions météorologiques, publication no 8 TP 3 de ~’o.M.M. Pour la commodité du lecteur, nous avons indiqué chaque fois les pages où se trouvent les paragraphes pertinents.

202

Rayonnement de courte longueur d’onde (p. 97 à 99). Dans un observatoire central, il est recommandé d’utiliser un pyrhéliomètre de type classique (Smithsonian, h g s - troem, Michelson), à moins que l’installation de stations de base supplémentaires ne soit rendue nécessaire par l’importance des écarts de latitude ou d’altitude géogra- phiques, ou de nébulosité. Les stations supplémentaires pourront utiliser divers appareils enregistrant le rayonnement total (Moll-Gorczynski, Eppley, Robitzch).

Insolation (p. 99-102). Il est facile de mesurer la durée de l’insolation à l’aide de l’un des héliographes enregistreurs courants (Campbell-Stokes, Jordan, Marvin). Si la nébulosité ne présente pas de trop grands écarts, il devrait suffire d’un héliographe enregistreur par groupe de 5 à 10 stations d’observation de la nébulosité, puisque le rapport existant, sur le plan régional et saisonnier, entre la nébulosité moyenne et le nombre moyen des heures d’insolation, peut être défini.

Albedo. Cet élément, qui fait l’objet d’études spéciales, doit être mesuré lorsque le type de couverture de la surface présente des variations considérables. Il faut également tenir compte des grands écarts d’albedo entre les sols ou couvertures secs et les sols ou couvertures humides. Le pyrhéliomètre d’Eppley a été employé avec succès pour déterminer l’albedo.

Nébulosité (p. 20-25.) Ce phénomène, dont l’observation n’exige aucun instrument, est sans doute celui que l’amateur éclairé peut étudier avec le plus de succès. Son rôle étant capital pour toute étude du bilan de rayonnement, il est essentiel de le faire observer par un réseau assez dense si l’on s’attend à des écarts de nébulosité régionaux ou saisonniers. Outre l’indication de la quan- tité de nuages, celle du type auquel ils appartiennent, notamment s’il s’agit de ceux qui produisent la pluie, est extrêmement importante pour les recherches sur la modification des nuages.

Rayonnement de grande longueur d’onde. Dans ce domaine, les instruments de mesure n’ont encore pas dépassé le stade expérimental. On obtient les meilleurs résultats en calculant la différence entre le rayonnement total et le rayonnement de courte longueur d’onde, sur la base d‘observations faites avec un radiomètre hémisphérique total et un pyrhéliomètre.

Turbidité (décompte des particules poussiéreuses et salines en suspension dans l’air). Sur le plan biologique, il peut être extrêmement important de dénombrer les particules de poussière que contiennent des échantillons d’air de surface. De même, pour l’étude de tous les phénomènes liés à la physique des nuages et à la formation des pluies, il peut être utile de dénombrer les particules salines recueillies sur des lamelles de verre enduites d‘une couche de glycérine.

Bilan de rayonnement. Pour les travaux de cet ordre, il

L’observation clirnatologique dans les régions arides

Liste des facteurs à observer dans les stations climatologiques des régions arides.

Groupes Facteurs Station Stations

des précipitations spéciaux

Station Station Station principale normale auxiliaire

catégorie catégorie ou de première ou do deuxième ou de troisième d‘observation Subdivisions

b Facteurs Rayonnement thermiques et connexes

\

Température

Facteurs Précipitations hygromé- triques et connexes

Humidité

Évaporation et évapotrans- piration

Rayonnement de courte

Insolation Albedo Nébulosité Rayonnement de grande longueur d’onde

Turbidité (décompte des particules poussiéreuses et salines en suspension dans

longueur d’onde

l’air) Équilibre de radiation Température de l’air en surface (masses de terre et d’eau)

Température du sol Température de l’air sous abri

Flux thermique turbulent des couches basses de I’atmo- sphère

Pluie et neige fondue Précipitations neigeuses Couche de neige Pluie glaciale Grêle Intensité Rosée Humidité Temps Evapotranspiration potentielle

Évapotranspiration réelle Évaporation des masses d’eau (y compris mesures de niveau)

Rétention de l’humidité du sol

Pression barométrique Vent de surface

D’après le Règlement technique de 1’0.31.M., chapitre 2 (règle 2.1.3.), les stations climatologiques sont classées de la manière suivante : u) stations principales ou de première catégorie; b) stations normales ou de deuxième catégorie; c) stations auxiliaires ou de troisième catégorie; d) stations d’observation des précipitations; e) stations à buts spéeiaux.

Stations climatologiques principales. On trouve au chapitre 1 les définitions suivantes :

Stations dans lesquelles sont effectués des enregistrements continus ou des leetures d’heure en heure de la pression, de la température, de l’humidité, du vent, de l’insolation et de la pluie, des observations visuelles à heures fixes de la quantité, de la forme et du déplacement des nuages, et où l’on procède à un compte rendu du temps.

Stations où sont effectuées au moins deux fois par jour, à heures fixes, des observations de pression, de température, d’humidité, du

Stations climatologiques normales.

X X

X

X X

X

X X

X

X X X

X

X

X X

X

X X

X

X X X X X

(4 X X

X

X X X X X X X X X X X (4 X

X X

x X

X X

X

X

X

vent, des nuages et du temps, et où sont également observés les maximums et minimums quotidiens de température, la quantité de précipitation quotidienne et la durée de l’insolation.

Stations (autres que d’observation des préeipitations) où les observations sont du même type que dans les stations climatologiques normales, mais a) sont moins complètes, ou b) ne sont effectuées qu’une fois par jour, ou c) à des heures qui ne sont pas les heures fixées.

Stations où les observations sont exclusivement limitées aux précipitations.

Il n’a été fait ici aucune distinction entre les observations jugées indispensables et celles qui sont parfois souhaitables. Les stations à buts spéciaux doivent naturellement être équipées suivant la tâche qui leur est assignée.

Stations climatologiques auxiliaires.

Stations d’observation des précipitations.

203


convient d‘employer un radiomètre permettant de mesurer la valeur nette des échanges.

Température de surface (p. 47-48.) Il est difficile de mesurer la température à la surface du sol; aussi est-il recommandé de mesurer les températures du sol à une profondeur d’un ou deux centimètres, au moyen de thermomètres à mercure sous tube de verre ou d’acier, en veillant 2 ce que les réservoirs soient entièrement recouverts. Il sera d’ailleurs toujours préférable de recourir aux méthodes de mesure électrique. Les observations doivent être faites à des heures qui correspondent plus ou moins aux minimums et maximums de température. (P. 46-47.) On a souvent grand intérêt à mesurer ce

qu’on appelle (( température minimum du sol gazonné ». Cette mesure s’effectue à l’aide d’un thermomètre à minima ordinaire, exposé uniquement de nuit, i m m é - diatement au-dessus de la surface du sol ou de la pointe des brins d’herbe (5 c m au-dessus du sol). (P. 110-111.) La température de surface des masses

d’eau présente une extrême importance pour tous les calculs de déperdition par évaporation. La température d’un échantillon prélevé par la méthode du seau dans la couche supérieure à une certaine distance du rivage doit être immédiatement mesurée à l’aide d’un thermomètre spécial pour l’eau de mer, dûment protégé. L a fréquence des observations dépendra de la profondeur de la masse d‘eau et du régime local des vents; une seule observation par jour (ou même moins) suffit pour les masses d’eau profondes.

Temperature du sol (p. 47). L’o.M.M. recommande d’enregistrer les températures du sol à des profondeurs de IO, 20, 50 et 100 cm. Pour des profondeurs de 10 et 20 cm, les thermomètres les plus pratiques sont les thermomètres à mercure sous tube de verre dont la tige est courbée à angle droit à la sortie du sol. Des erreurs petites mais appréciables peuvent se produire si la partie exposée de la tige est en plein soleil (cela est égale- ment vrai pour les thermomètres dont il a été question au point précédent, ceux qui servent à mesurer les tempéra- tures du sol à proximité de la surface). Pour de plus grandes profondeurs, il est bon d’employer des thermo- mètres à réservoirs noyés dans la cire. En ce qui concerne la protection de ces thermomètres, les montures de bois à l’extrémité desquelles est encastré le thermomètre se sont révélées supérieures aux gaines de fer. Les méthodes de mesure électriques sont préférables à l’emploi de thermomètres de type classique.

Tempdrature de l’air sous abri (p. 42-43.) Dans les stations principales et normales, il convient d’utiliser un abri Stevenson à double persienne. L’abri doit protéger de tout rayonnernent solaire direct ou réfléchi tout en permettant un fréquent renouvellement de la masse d’air intérieure. Ses dimensions doivent être suffisantes pour permettre l’installation de thermomètres et d’instruments d’enregistremenx automatique, et pour diminuer

204

l’influence exercée par le rayonnement des parois de bois vers l’intérieur de l’abri. En zone aride, lcs réservoirs des thermomètres doivent être placés relativement. haut (à 2 m environ du sol), au-dessus de la couche de turbulence diurne maximum et de stabilité nocturne maximum qui existe à proximité du sol. Il se peut m ê m e que deux mètres ne suBsent pas, dans le cas d’un sol à pouvoir réfléchissant élevé, lorsque le rayonnement est important et la ventilation négligeable; mais il sera généralement difficile de placer les thermomètres plus haut. En ce qui concerne l’exposition de l’abri météoro- logique par rapport au paysage environnant, divers facteurs sont à considérer. L’essentiel étant de mesurer convenablement les particularités climatiques du terrain sur lequel la station est installée (règle 2.2.2.2. du Règlement technique de ~’o.M.M.), on évitera d‘installer l’abri sur wr toit, sauf naturellement dans les regions urbaines où la densité des constructions exclut toute autre possibilité. Les terrains proches de l’abri devront être traités conformément aux usages en vigueur dans la région ( c’est ainsi que l’herbe sera fauchée aux Épo- ques habituelles); en outre, ni les terrains proches de l’abri ni celui où l’abri est érigé ne devront êtrek-igues, à moins que l’irrigation soit couramment pratiquée dans la région. Dans les régions d’irrigation intense, il peut être bon de répéter après irrigation, toutes choses égales d’ailleurs, les observations faites s u terrain non irrigué. Afin d’éliminer l’influence du climat local, les stations principales et normales doivent éviter de dresser leurs abris dans des vallées encaissées, sur des pentes ou au sommet de collines. Les stations auxiliaires et à buts spéciaux (topoclimatologie) pourront utiliser un type simplifié, dit (( portatif », d’abri météorologique, à la condition que celui-ci ait été convenablement étalonné sur un abri courant, dans une station principale. En Israël, M. Thaller a mis au point un excellent modèle portatif, capable de protéger presque entièrement du rayonnement les quatre thermomètres ordinaires ou les thermomètres secs et mouillés, ainsi que l’évaporimètre Piche (voir ci-dessous), tout en permettant une ventilation naturelle satisfaisante. Outre son bas prix (un quart ou un cinquième de celui du modèle courant) et sa légèreté, cet abri offre l’avantage de pouvoir être installé sans peine en. n’importe quel lieu et à n’importe quelle distance du sol. D e plus, il permet des mesures au moins aussi précises que celles du psychromètre d’assmann. Enfin, cet abri peut être dressé à proximité immédiate du lieu auquel s’intéresse le climatologue (par exemple, au milieu d’une plantation). Mais le modèle demande à être soumis à d’autres essais.

Flux thermique turbulent des couches basses de l’atmosphère. Pour les observations de cet ordre, il est recommandé d‘employer un matériel spécial analogue à celui qu’ont décrit Portman et Halstead (1954).

Précipitutions (p. 77-81.) Le type de pluviomètre cLoiçi pour la zone aride doit, d’abord, être tel que l’évapora-

i

L’observation clirnatologique dans les régions arides

fournir de précieuses indications pour toute étude topoclimatique. Sur le terrain, la méthode d’observation la plus indiquée est peut-être celle de Duvdevani, mais les stations principales peuvent recourir à des méthodes plus complexes.

tion de l’eau de pluie recueillie soit aussi faible que possible entre deux lectures consécutives. L’expérience a montré que, comme réceptacle intérieur, une bouteille de verre est préférable à une boîte métallique. En second lieu, il faut tenir compte de ce qu’en zone aride, le pluviomètre sera plus - et souvent même beaucoup plus - exposé aux vents que dans n’importe quelle autre zone climatique, à l’exception de la zone arctique. Les raisons pour lesquelles l’ouverture réceptrice du pluviomètxe est placée à une hauteur normalisée de un mètre et plus au-dessus du sol dans les climats où les chutes de neige solit abondantes et fréquentes cessent d’être valables en zone aride. En revanche, il faudra soigneusement veiller à ce qu’aucune rafale de sable ou de neige ne puisse pénétrer dans le pluviomètre. D’autre part, une surface relativement dénudée peut provoquer un éclaboussement plus élevé qu’un terrain couvert de végétation. Pour ces diverses raisons, il semble que l’ouverture réceptrice doive être placée à 40 ou 60 c m environ du sol. Quoi qu’il en soit, la hauteur choisie devra être normalisée sur une superficie aussi étendue que possible. Si les arbres ou les constructions situés dans un rayon de 20 à 50 m autour du pluviomè- tre (rayon variable suivant leur hauteur) ne suffisent pas à protéger l’appareil du vent, il conviendra de le protéger par un écran. D’excellents résultats ont été obtenus en Israël, dans des conditions d’exposition diverses, avec un pluviomètre à très faible ouverture (3 c m de diamètre environ). Un tel appareil ne modifie pas la structure du vent, et donne donc des résultats satisfaisants, rnêmr- à l’air libre. Saa co+t est en outre peu élevé (environ un quart du prix d’un pluviomètre ordinaire), et il se prête particulièrement aux observations topoclimatiques qui exigent des instruments peu coûteux, faciles à transporter et de maniement commode. Bien qu’aucun détail n’échappe, la mesure de pluies journalières très faibles est sujette à caution. (P. 82-85.) Il importe dechoisir avec soin le type de

pluviomètre Su; convient à la zone aride. Ceux du type à flotteur ne donnent pas de bons résultats dans les régions où il y a de la poussière dans l’air, cette pous- sière empêchant le jeu du mécanisme de vidange naturelle par siphon et faisant déborder l’eau. Les pluviomè- tres des types à augets basculants et à pesée se sont révélés préférables. Les chutes de pluie atteignant parfois de fortes intensités, l’ouverture de l’échelle horaire des enregistreurs doit être aussi large que possible; celle de l’échelle quantitative, en revanche, est généralement plus que suffisante pour les besoins de la zone aride.

Précipitazions neigeuses (p. 85-87.)

Intensité (p. 84-85.)

Rosée (p. 87-88.) La rosée a récemment fait l’objet de nombreuses observations en bordure de la zone aride. La manière dont la rosée se répartit en fonction de la topographie, de la pédologie et de la végétation peut

Phénomènes rnbtéorologipues (p, 25-28.)

Humidité de l’air en surface (p. 51-63.) D’après le Règle- ment technique de ~’o.M.M., (règle 3.5.6.2.) (( la ventilation des psychromètres doit être telle que les réservoirs des thermomètres soient soumis à un courant d’air animé d’une vitesse au moins égale à 2,5 m par seconde ». L’expérience a toutefois montré qu’il est souvent impossible en zone aride d’établir une ventilation artificielle. Bien des localités en effet n’ont pas l’électricité, et on ne peut pour cette raison y employer des ventilateurs ou aspirateurs électriques ; d’aEtre part, les aspirateurs mécaniques sont souvent enrayés par le sable ou la poussière. D’après notre expérience personnelle, un psychromètre sans aspiration peut donner des indications exactes à condition que la mèche en soit changée fréquemment (chaque semaine) et que l’on utilise exclusivement de l’eau distillée. En Israël, toutes les stations isolées ont été munies d’un alambic solaire qui fournit une quantité d’eau distillée suffisante pour le thermomètre mouillé et l’évaporimètre Piche. Pour obtenir en zone aride de bons résultats avec un hydro- graphe à cheveux, le guide recommande d’éviter tout système de représentation linéaire de l’humidité relative. Simplifié au maximum, le mécanisme fonctionne de manière satisfaisante même dans les conditions extrê- mes (température particulièrement élevée et [OU] humi- dité particulièrement basse). Pour mesurer les variations de l’humidité dans les couches inférieures de l’at- mosphère, on peut utiliser à différentes hauteurs des psychromètres qui soient tous ventilés de la même façon et également abrités du rayonnement. On trouvera d’autres indications dans l’ouvrage de Thornthwaite- Beenhouwer (1954).

lhaporation potentielle. Des expériences faites à l’aide de lysimètreç ont montré que la principale difficulté, dans les régions arides, est de déterminer exactement les dimensions de la zone tampon qu’il faut ménager autour du lysimètre et qui doit être aussi abondamment pourvue d’eau que celui-ci, de manière à éliminer l’influence de l’air sec advecté sur l’hydro-économie du lysimetre (lequel doit être toujours abondamment garni afin que soient reproduites les conditions de l’évapotranspira- tion potentielle). Comme l’épaisseur de la zone tampon semble devoir être proportionnelle â l’aridité, il n’est possible de donner ici aucune indicatioii précise. Voir à ce sujet Mather (1954). ,

Evupotranspirueion réeZZe. Qu’il s’agisse de I’évapotrans- piration réelle ou de l’évaporation du sol dénud:, p aucun travail n’ayant encore dépassé le stade expérimental,

205


on ne saurait recommander ici de méthode générale. 11 est possible de calculer l’évapotranspiration réelle en déterminant le bilan de rayonnement net, la tempéra- ture, le gradient du vent et si possible celui de l’humi- dité, et en utilisant des données sur l’humidité du sol à deux profondeurs différentes ou plus, ainsi que sur l’apport d’eau dû aux pluies ou à l’irrigation.

Évaporation des musses d’euu [y compris mesures de niveau] (p. 78-79), Dans cet important domaine, il conviendrait d’étendre les observations de façon qu’elles portent sur les masses d’eau douce aussi bien que sur celles d’eau saumâtre. Les observations comparatives de l’évaporation sont aussi importantes que les mesures continues du niveau des masses d’eau en cause, surtout lorsqu’il s’agit de masses d’eau sans écoulement. Les données recueillies à proximité des masses d’eau tant à l’aide de l’évaporimètre Piche qu’au moyen des cuves du type (( A )) employées par le Service météorologique des Etats-Unis ont été relativement satisfaisantes, et aujourd’hui nous estimons connaitre les phénomènes physiques qui interviennent dans l’évaporation de l’eau contenue dans ces deux instruments [2, 61. L’expérience a montré qu’il était bon de couvrir les cuves du type (( A )) d’un treillis métallique pour empêcher les chacals, oiseaux et autres animaux de venir y boire. Le treillis réduit l’évaporation d’environ 10 Il doit être placé à 20 c m environ au-dessus de la surface d’évaporation, pour que les oiseaux ne puissent pas atteindre l’eau. A défaut de tels appareils, nous recommandons de calculer l’évaporation des masses d’eau d’après l’observation du bilan de rayonnement net, celle de la température de l’eau à la surface des lacs, et les données météorolo- giques courantes fournies par les stations riveraines.

Humidité emmugusinée dans le sol. Cet élément doit être observé à deux profondeurs au moins. Cela peut se faire par la méthode bien connue qui consiste à prélever des échantillons et à les sécher au four. Toutes les méthodes permettant de mesurer l’humidité du sol et qui reposent sur les phénomènes de résistance doivent être considé- rées comme étant encore au stade expérimental. Il en est de m ê m e des méthodes, récemment préconisées, qui font appel à des éléments traceurs radio-actifs.

Pression barométrique (p. 29-41.)

Vent de surface (p. 70-75.) Bien que les régions déserti- ques ne soient pas dotées d’indicateurs spéciaux permettant d’estimer la vitesse du vent d’après l’échelle de Beaufort, des observateurs expérimentés ont pu obtenir d’excellents résultats. Aussi vaut-il peut-être mieux disposer d’un observateur qualifié mais démuni d’instruments que d’un anémomètre, impossible à dresser à la hauteur normale de 10 m , et gui sera de toute faqon mis à rude épreuve dans les régions arides.

INSPECTION DES STATIONS

Nous avons dit au début même de ce rapport que les observations climatologiques constituent la base de toute étude de climat. La qualité de cette étude et la valeur des conclusions obtenues dépendent dans une large mesure de l’exactitude des lectures et des observations effectuées, autrement dit de la fidélité des instruments et de la compétence des observateurs. Obtenir d’excellents instruments et des observateurs parfaitement qualifiés pour les travaux climatologiques est déjà difficile dans les pays où l’>on se livre depuis longtemps à de telles études; c’est la principale tâche de ceux qui sont chargés d‘organiser les réseaux de stations dans la plupart des régions arides peu développées, où il faut souvent se contenter d’observateurs médiocrement qualifiés et expérimentés et OU des difficultés de transport et de communication s’ajoutent à toutes les autres. Les don- nées recueillies à l’aide d‘instruments non vérifiés et par des observateurs dont le travail n’est pas surveillé, outre qu’elles sont souvent inutiles, risquent de conduire à des conclusions erronées. Il est indispensable de régler périodiquement et soigneusement les instruments et de les soumettre à de fréquentes vérifications suivies d’étalonnages et de petites réparations exécutées sur place (le transport d‘instruments sur de mauvaises routes et à de grandes distances fausse souvent l’étalon- nage le plus minutieux avant même que les instruments n’arrivent à destination). Il est également indispensable de surveiller régulièrement les observateurs et de favoriser leur perfectionnement professionnel sur les lieux d’observation. La constitution d’un corps d’inspecteurs efficace doit donc forcément aller de pair avec la créa- tion des réseaux de stations.

EXEMPLE D’ÉTUDE TOPOCLIMATIQUE

Les conditions requises pour les observations destinées aux études topoclimatiques n’ont encore fait l’objet d’aucune réglementation internationale comparable à celle qui concerne la climatologie régionale et les recherches relatives aux variations climatiques. Il a donc paru utile de préciser, sur un exemple typique, les conditions spéciales auxquelles doivent répondre les observations qu’exigent de telles enquêtes.

Incidence de la gelée blanche (non advective) sur un terrain où lu circulation d’air est insuf’sante (vallée sinueuse, plaine ondulée). Nous indiquerons ici, à titre d’exemple, la série d’observations topoclimatiques néces- saires pour déterminer si xelle région se prête à des cultures qui craignent le gel. Supposons que la région en question soit située dans une large vallée que l’on sait être sujette à la gelée. L’étude topoclimatique spéciale visera dans ce cas à déterminer les emplacements que la

206

L’observation climatologique dans les régions arides

30 mn) vers l’époque des gelées blanches. Les données obtenues devront être comparées aux observations d’une station principale ou normale. L a densité suivant laquelle s’installeront les instruments dépendra naturellement des particularités de la région; une densité moyenne (allant d’un instrument de 20 en 20 m ii un instrument de 100 en 100 m) s’est toutefois révélée satisfaisante.

gelée blanche épargne ou n’atteint que légèrement. L e premier soin doit être d’établir un plan de travail en utilisant des cartes topographiques détaillées (au moins au 115 000) pour déterminer une série de points de mesure, compte tenu de la topographie, de la nature du sol et de la végétation. Conformément à ce plan, des thermomètres à minima

devront être installés pour une durée variable (7 à

1.

2.

3.

44.

5.

6.

7.

B IBLIOGRAPHIE

BOYKO, H., (( Solutions écologiques de quelques pro- blèmes touchant l’hydrologie et le génie hydraulique », Actes du colloque d’Ankara sur l’hydrologie de la zone aride, Unesco, 1953, p. 255-262. DE VRIES, D. A.; VENEMA, N. J., (( Some considerations on the behaviour of the Piehe evaporimeter », Vegetatio, Acta Botanica, vol. V-VI, 1954, p. 225-234.. GEIGER, Rudolph, The climate near the ground (traduction de la seconde édition allemande), Cambridge, Mass., Harvard University Press, 1950. JOHNS HOPKINS UNIVERSITY, The measurement of potential ewapotranspiration (Mather, John R., ed.), Sea- brook, Laboratory of Climatology, 1954 (Publications in climatology, vol. VII, no 1.) -, Micrometeorology of the surface layer of the atmosphere. T h e flux of momentum, heat, and water wapor, Seabrook, Laboratory of Climatology, 1954, (Publications in climatology, vol. VII, no 2, Final report.) KOHLER, M. A.; NORDENSON, T. J.; FOX, W. E., Evapor- ation from pans and lakes, 1955. (US. Weather Bureau Research paper, no 38.) MALONE, Th., ed, Compendium of meteorology, par divers auteurs, Boston, American Meteorological Society, 1951.

8.

9.

10.

11.

12.

13.

14.

15.

MOHR, E. C,; VAN BAREN, F. A., Tropical soils. A critical study of soi1 genesis as related to climate, rock and vegetation La Haye, W. van Hoeve; Londres, Interscience Publishers, 1954. ORGANISATION M~T~OROLOGIQUE MONDIALE, Commission de climatologie, Rapport final abrégé de la première session, 1953. (o.M.M., no 14, RP. 6.) - , Guide des méthodes internationales concernant les instruments et les observations météorologiques, 1954. (o.M.M., no 8, TP. 3.) -, Commission de météorologie agricole, Rapport $na1 abrégé de la première session, 1954,. (o.M.M., no 27, RP. 12.) -, Règlement technique, vol. 1, 1956. (o.M.M., no 49, BD. 2.) -, Comité exécutif, huitième session, Premier rapport du groupe de travail des atlas climatiques, 1956. (Document 6.) SCHWARZBACH, Martin, Dus Klima der Vorzeit. Eine Einfuehrung in die Palaeoklimatologie, Stuttgart, Fer- dinand Enke, 1950. THORNTHWAITE, C. W., (( A charter for clunatology », WMO Bulletin, vol. 2, no 2, avril 1953, p. 40-46.

207

I N D E X A N A L Y T I Q U E

Absorption des gaz par le sol, 168. du rayonnement solaire dans l’atmo- spyere, 67.

Air composition de l’, 164. éléments chimiques de l’, 166. absorption des gaz par le sol, 168. circulation du chlore et du soufre,

interception par des obstacles, 169. origine des composés gazeux, 170. origine des particules solides, 169. productions de chlore et de soufre,

le sol générateur d’, 169. transfert au sol par précipitation,

modification du mouvement de l’air, 149.

171.

171, 172, 174.

166.

Albedos, 68, 202. Animaux et le temps, les, 40. Approvisionnement en eau, 141, 145. Atmosphère, composition de Y, 164,.

Besoins en eau, estimation des, 156. Bilan énergétique, 11, 14, 32, 79. Bilan hydrique, 9, 27. infiltration et écoulement, 155. modifications du, 152. irrigation, 152. pluie provoquée, 153.

Bilan thermique, 63, 150, 151. modification pendant la nuit, 151. modification pendant le jour, 150.

Chlore, circulation, 171; dans l’eau de mer, 174; dans les eaux fluviales, 173. interaction entre les composés du soufre et du, 184,. production, 171, 172.

Climat chimique de la zone aride, 163. Climats classifications, 89. climatologie régionale, 200.

indices climatiques, 16. méthodes d’étude, 85.

Conduction-convection, échanges par, 127.

Criquets pèlerins, 51. Cultures adaptation aux conditions climati-

comportement, 107. observation des plantes cultivées, 99.

Dalton, formule de, 16; loi de, 11.

Eau, approvisionnement en, 141, 14.5; besoins en, 156.

Eclairement naturel, 73. Ecologie animale, 40.

ques, 97.

les acridiens et le temps, 51. adaptation au milieu, 124. couples de facteurs météorologiques,

facteurs climatiques, 40. facteurs mésclogiques, 113. facteurs thermiques, 113. importance du microclimat, 53. importance des mouvements de masses d‘air pour les insectes, 51.

microclimat des rongeurs, 55. zonalité bioclimatique, 4’2.

effets des facteurs thermiques sur

effets photochimiques du rayonne-

équilibre thermique des corps, 111. modifications du proprioclimat, 124.. modifications du proprioclimat par l’abri et le vêtement, 127. effets métaboliques, 130. influence de l’abri et du logement,

modification des échanges par con-

modification des échanges par

44,.

Écologie humaine

l’homme, 118.

ment solaire, 121.

131, 135.

duction-convection, 127.

é vap or ation-conv exion, 1 2 8. modification des échanges radia- tifs, 129.

problème du rayonnement solaire dans un climat chaud et sec, 132.

protection contre le froid, 131. protection contre la chaleur, 133,

régularisation de la ventilation, 135 Écoulement, 10, 155. Éléments chimiques de l’air (voir:

Éléments microclimatologiques (voir :

Énergie radiante (voir : Rayonnement). anergie solaire (voir : Rayonnement). Estimation des besoins en eau, 156. Évaporation-convection, échanges par,

Évaporation

135, 137.

Air).

Microclimat).

128.

à partir de bacs, 12. bilan thermique, 14. combinaison bilan énergétique et

interception par les forêts, 10. mesure directe, 19.

formule de Dalton, 16.

méthode aérodynamique, 11, 31. méthode du bilan énergétique, 32. méthode de la corrélation tourbil-

méthode lysimétrique, 29. méthode du prof2 d’humidité éda-

méthode (( sink strength », 11. méthode théorique et hydradyna-

phénomènes physiques de l’évapora-

techniques et instruments, 29.

205.

lonnaire, 31.

phique, 30.

mique, 17.

tion, 11.

Évapotranspiration, 21, 24, 30,

Forêts, interception de l’évaporation par les, 10.

Climatologis

Gaz, absorption par le sol, 168.

Hydrologie chimique, 192.

Infiltration, 155. Interaction entre les composes du chlore et du soufre dans l’atmosphère, 184.

Interception de l’évaporation par les forêts, 10.

Irrigation, 153.

Lysimètres, 29.

Mer génératrice de chlore et de soufre, la, 174. origine des embruns, 171. Microclimat éléments du, 140. humidité, 27,30,31,43,115,141,205. mouvement de l’air, 41, 51,140,143,

nébulosité, 202. précipitations 9, 248, 123, 164, 166. pression barométrique, 123, 206. neige, 9. rayonnement solaire, 63,64,116,121,

température, 113, 118, 138, 141,

Microclimat, importance écologique du,

149, 206.

132,142, 202.

144, 150, 204.

142. influences naturelles, 1$2. équilibre radiatif, 14.2. les plantes et les animaux, 147. la végétation considérée comme milieu bioclimatique, 147.

influences artificielles, 149. brise-vent et rideaux d’arbres, 149. couches et serres, 150. équilibre thermique diurne, 150. équilibre thermique nocturne, 151. estimation des besoins en eau, 156. inatration et écaulement, 155. irrigation, 152. pluie provoquée, 153.

Neige, 9.

Observation climatologique, 199. aspects ggographiques, 200. climatologie régionale, 200. topoclimatologie, 201, 206.

aspects physiques, 202.

instruments de mesure, 202. réseaux de stations, 200, 202, 206.

Oiseaux, effets du climat sur les, 11.8; population d’, 47.

Particules salines concentration dans les cyclones tropi-

distribution des, 177, 180. transport dans les régions arides, 186.

Percolation, 10. Physiologie, facteurs thermiques, 113,

Pluie, 9, 24, 123, 166; artificielle, 153. Poussières atmosphériques, 123, 166, 169, 202.

Précipitations, 9, 24, 123, 166. composition chimique des, 164, 166.

Proprioclimats de l’homme et des animaux domestiques, 111. différences entre les réactions de l’homme et des animaux, 121.

facteurs indirects, 127. facteurs mésologiques, 113. facteurs spécifiques, 121. influence du changement d’exposition,

modification par le ,vêtement et

caux, 180.

118, 127.

124.

l’abri, 127.

Rayonnement absorption du, 67. albedos superficiel et planétaire, 68, rayonnement atmosphérique inci-

bilan thermique, 63, 202. de courte longueur d’onde, 69. de grande longueur d’onde, 77. distribution, en Afrique australe, 72; continentale, 80; spectrale de la lumiere solaire, 65.

divergence du flux du rayonnement terrestre, 78.

éclairement naturel, 73. effets photochimiques, 121. équilibre radiatif, 142, flux extraterrestre d’énergie solaire,

lumiere du jour, 66, 67, 74,. lumière du soleil et lumière du ciel, 75. réflexion dans l’atmosphere, 67. terrestre, 64.

dent, 77.

67.

Rongeurs, microclimat des, 55.

Rosée action hygroscopique de la, 27. formation de la, 25. mesure de la, 26. observations, 205.

Ruissellement, 10, 155.

Sels atmosphériques, 195. sels cycliques, 172. Sels marins concentration dans l’atmosphère, 164. concentration dans les cyclones tropi-

transport dans les régions arides, 186.

générateur d’éléments cbimiques de

origine des composés gazeux, 170. origine des particules solides, 169. salins, 107, 163.

circulation du, 171; dans la mer, 174;

interaction entre les composés du

production volcanique, 171. produit de roches ignées et sédimen-

caux, 180.

Sol(s)

l’air, 169,

Soufre

dans les eaux fluviales, 173.

chlore et du, 184.

taires, 171.

Température, 113, 118, 138, 141, 144,

Temps 150, 204.

les acridiens et le, 51. les animaux et le, 40. influence des types de, 126.

Topoclimatologie, 201. Transpiration, effets de la, 145.

Végétation cultivée, 97, 99, 107; comme milieu bioclimatique, 117.

Végétation spontanée, 91, 100. climax et dynamisme, 94. espèces isolées, 91. formations, 100. méthodes d’études, 93. représentation t? grande échelle, 102. tendances floristico-écologiques, 95. tendances floristico-statistiques, 95. vicariance, 92.

brise-vent et rideaux d’arbres, 149, Vent, 41, 51, 140, 143, 149, 206.

Ventilation, régularisation de la, 139.

Zonalité bioclimatique, 42.

210

[A] Prix : 1 500 fr. ; $5 ; 25/- (stg.)