déformation du champ disparaît à 8 ou 10 m au-dessous de celle-ci. En abaissant donc suffisamment les deux prises de potentiel, distantes d'une longueur connue suivant la verticale, il est possible de mesurer la valeur du champ. On le peut encore plus sûrement si l'on dispose une troisième prise au-dessous de la seconde à une distance égale de la première. On reconnaîtra que le champ n'est plus déformé au niveau de l'observation par l'égalité de différence de potentiel entre la troisième et la deuxième prise, et entre la deuxième et la première. Mais il faut tenir compte aussi de la charge initiale que le ballon emporte du sol, ainsi que de celle qui résulte de l'emploi du lest. Le sable, surtout quand il est sec, en s'écoulant se charge d'électricité négative et charge. le ballon en signe contraire. Gerdien étudia l'importance de cette cause d'erreur. Dans une ascension où il ne se servit d'abord comme lest que de l'eau, il mesura un gradient de 8 v/m; le gradient s'éleva à 45 v/m, quand il se fut délesté en laissant s'écouler quelques kgr de sable. Par temps clair les rayons ultraviolets du soleil peuvent également charger l'enveloppe. Pour s'affranchir autant que possible de ces charges parasites, le mieux est de disposer à hauteur de la ligne neutre du ballon un égaliseur de potentiel qui en permette l'écoulement.

Des mesures directes faites jusque 1904, et qui ne semblent guère avoir été renouvelées, bien que beaucoup d'autres observations aient été faites à des altitudes élevées, Linke a déduit que si l'on compte 100 pour le gradient au niveau du sol, la diminution est rapide, du moins à partir de 1500 m; à cette altitude il faudrait compter le gradient à 25; il ne serait plus que 10 à 4000 m et 8 à 6000 m. Dans les couches atmosphériques inférieures à 1500 m, la loi de variation n'est pas déterminée encore. Jusqu'aux plus hautes altitudes atteintes dans ces observations, 8000 et 9000 m, on trouve toujours une certaine intensité positive du champ; on déduit

de là qu'il existe dans l'atmosphère, depuis l'altitude 1500 au moins et au-dessus de 9 000 m, un excès de charges positives.

2. Variations régulières. Les difficultés qui se présentent dans la détermination de la valeur absolue du gradient à proximité du sol ne se rencontrent plus lorsqu'on peut se contenter de comparer les valeurs observées à un endroit fixe à l'aide d'appareils déterminés. Ces valeurs relatives suffisent pour servir de base à l'étude des variations du gradient en cet endroit. Étant données les variations brusques accidentelles, on comprend qu'il faille prendre des précautions pour découvrir les lois des variations régulières; malgré le nombre assez élevé d'observations dont on dispose actuellement, du moins pour la zone tempérée de l'hémisphère nord, ces lois ne se dégagent encore guère. Pour les découvrir on ne peut s'appuyer que sur les documents fournis par les appareils enregistreurs, en éliminant, par l'omission des jours perturbés, d'après certains indices caractéristiques dont la signification devrait être bien précisée, les causes d'erreur qui seraient dues à des variations accidentelles. Même pour les jours calmes et sereins, il est encore nécessaire de faire des moyennes horaires pour reconnaître l'allure régulière des variations. En effet, en des stations voisines, distantes seulement de quelques kilomètres, et d'altitude à peu près égale, on a pu relever à la même heure, par temps calme et ciel serein, des gradients différant dans la proportion de 1 à 3. L'effet de ces variations accidentelles disparaît dans le calcul des moyennes horaires. Grâce à celles-ci, on peut reconnaître des variations régulières, diurne et annuelle.

Variation diurne. Par des observations suivies, au cours de longs voyages à bord du Carnegie, et relevées sur l'océan en des points assez bien répartis sur la moit é

du globe, Mauchly, en 1921, a mis en relief une oscillation unique, dont la période est égale au jour de 24 heures, avec un minimum vers 4 h et un maximum vers 19.30 h du temps moyen de Greenwich, simultanément partout. L'amplitude de cette oscillation est le plus élevée pendant la saison froide, et vaut alors 15 % du gradient moyen. Il s'y ajoute des variations locales dont l'amplitude atteint parfois sur mer en été les 3/4 de l'amplitude diurne.

Sur terre, à la surface du sol (1) on observe deux types nets de variation diurne régulière, au moins en dehors des zones équatoriales et tropicales (sur lesquelles on est insuffisamment documenté). Le premier type est celui de la saison chaude. Son diagramme accuse deux minima, l'un entre 3 et 5 heures locales, l'autre entre 12 h et 16 h, et deux maxima, l'un quelques heures après le lever du soleil, de 7 à 10 h, et l'autre suivant de plus près son coucher, de 19 à 21 h, à des époques qui varient dans le même sens que le lever et le coucher du soleil mais beaucoup moins. Le premier minimum et le second maximum semblent dus à une cause générale, on les trouve partout et toute l'année; les deux autres valeurs extrêmes du gradient sont dues à des influences locales, dont l'action est forte surtout à la saison chaude.

Le second type de variation diurne est celui de la saison froide ; c'est presque une onde simple dont le minimum a lieu, comme le précédent, vers la fin de la Inuit, et le maximum vers la fin du jour. L'amplitude de 'oscillation en hiver étant plus élevée que celle d'été, elle se traduit par un diagramme moins festonné, même quand elle est accompagnée pendant la journée d'une oscillation secondaire locale; celle-ci est relativement beaucoup plus faible.

Aux latitudes élevées, la variation diurne régulière

(1) Norinder a trouvé que le gradient varie de la même manière à toutes les hauteurs depuis le sol jusqu'à 9 m.

garde toute l'année le type simple propre à la saison froide.

De même, plus on s'élève en altitude, plus la variation diurne se rapproche de ce type. A 3 000 m la double oscillation ne paraît plus, semble-t-il, même en été. Voici quelques chiffres, à titre d'indication (1). Au-dessous du nom de chaque station le tableau marque, pour l'hiver et pour l'été, sur la première ligne la valeur saisonnière du gradient, sur la seconde et la troisième les rapports à la valeur diurne moyenne des variations du potentiel entre le maximum principal (celui du soir, sauf en été à Davos et à Kremsmünster), et le minimum de la nuit, An, deuxième ligne, ou le minimum de la journée, Ad, troisième ligne. Le rapport des deux chiffres, An et An, indiqué dans la quatrième ligne caractérise l'importance relative des minima.

Variations annuelles.

La variation régulière annuelle

du gradient est encore moins bien connue que la variation diurne. Toutefois la courbe du gradient moyen mensuel accuse une oscillation annuelle simple, le maximum a lieu en hiver, en janvier ou février dans la majorité des stations de l'hémisphère boréal; dès avant le printemps le gradient décroît rapidement et se maintient constamment près de sa valeur minima pendant tout l'été. Dans les postes de la zone tempérée sud, on observe la même oscillation, dépendant de la saison, maximum en juillet

(1) Chauveau, op. cit., II, p. 123.

(2) Même durée des observations qu'au tableau, p. 18.

(hiver), minimum en janvier (été). Toutefois, chose remarquable, sur le continent polaire de l'hémisphère sud, la variation annuelle prenant ses valeurs extrêmes aux mêmes mois que dans l'hémisphère nord, paraît dépendre non pas de la saison, mais du rapprochement du soleil, le gradient prend sa valeur maxima lorsque la Terre est plus près de son périhélie. A des altitudes suffisamment élevées, l'amplitude de la variation annuelle du potentiel semble fortement réduite, ainsi d'ailleurs que celle de la variation diurne. On peut en déduire que la cause de ces variations doive être recherchée dans les couches atmosphériques inférieures à ces niveaux (3 000 mètres); et l'on peut se demander si à des hauteurs plus considérables encore les variations du champ électrique terrestre ne tendent pas à s'effacer complètement.

La question d'une variation régulière cyclique du gradient du potentiel, en rapport avec la période undécennale de l'activité du soleil, est chaudement débattue actuellement entre Bauer et Chree. Le premier croit l'établir sur les résultats accumulés dans certains observatoires, et récuse les données fournies par d'autres observatoires, apparemment en contradiction sur ce point. Ce débat dont l'exposé exigerait trop de développements, prouve une fois de plus que l'interprétation des observations faites et des moyennes établies dans ce domaine météorologique nouveau exige une critique affinée.

L'influence des éclipses du soleil, qui semble avoir été reconnue dans certaines variations brusques du potentiel, est récusée notamment par Chauveau, parce qu'elle ne s'est pas manifestée dans des circonstances où on n'aurait pu manquer de l'apercevoir.

II. LES IONS DE L'ATMOSPHÈRE

Une voie nouvelle a été ouverte pour l'étude de l'électricité atmosphérique, lorsqu'on découvrit la présence