CHAPITRE m

Nous venons de dire par quels états successifs avait passé la Terre pour arriver au point où nous la voyons aujourd'hui ; les temps dont nous avons écrit rhistoire au cours des deux chapitres précédents correspondent à sa naissance, à son enfance, à son adolescence, à sa jeunesse. Elle est aujourd'hui dans son âge mûr; voyons comment elle « est » et comment elle « vit ».

Et d'abord donnons une idée de son aspect extérieur, de son fades, pour employer le mot des naturalistes. Pour cela, disons d'abord ce que sont ses dimensions et sa forme.

Des raisons que nous avons résumées dans nos premières pages nous suggèrent que la Terre est de forme sphéroïdale et isolée dans l'espace. On peut se faire une première idée de ses dimensions en remarquant qu'une lunette dont l'axe est rigousement horizontal, installée au sommet d'une

»Dtagne dominant la mer, ne vise pas l'horizon celle-ci : il faut, pour viser cet horizon au

itre du champ de l'instrument, abaisser celui-ci

lU angle que les astronomes appellent la dépres-

sion. Si Ton mesure cet angle avec soin, si l'on connaît la hauteur de la montagne, un problème de géométrie élémentaire permet d'en déduire aussitôt le rayon de la Terre, en supposant celle-ci sphérique. On trouve ainsi, dans une première approximation, 6366000 mètres. Ce qu'il y a d'intéressant, c'est que si l'on répète cette expérience au bord de la nier, mais en des points du globe différents, on trouve toujours à peu près le même résultat : une première approximation permet donc de dire que la « Terre est sensiblement sphérique et que son rayon est d'environ 6366000 mètres ». Si nous avons dit « à peu près » ; si, en effet, nous augmentons la rigueur de la détermination de cet angle de « dépression de l'horizon », en employant une lunette plus puissante, mobile sur un cercle divisé plus parfait; si, de plus, nous augmentons la valeur de l'angle à mesurer en nous plaçant sur une haute montagne entourée d'eau, par exemple au sommet du Pic de Ténériffe, l'expérience plus rigoureuse nous donnera un résultat inattendu : nous trouverons que, mesuré dans la direction du Nord, l'angle de dépression est plus grand que si notre lunette est dirigée vers l'Est ou vers l'Ouest; le Pic de Ténériffe est élevé de 3710 mètres au-dessus du niveau de la mer, et la différence entre les deux « dépressions » ainsi mesurée est de 28 secondes d'arc. On peut déduire de là que la Terre doit avoir la forme, non d'ui sphère parfaite, mais d'un « ellipsoïde » de rén lution, aplati à ses pôles, et renflé à l'équateui l'aplatissement polaire peut même se déduire

celte mesure, et Ton trouve ainsi qu'il est la trois centième partie du rayon équatorial. Cet aplatissement est une conséquence nécessaire de la formation originale de la Terre : fluide encore, elle lournait autour de sa ligne des pôles, et la force centrifuge résultant de cette rotation a déterminé l'aplatissement polaire et le renflement équatorial.

Cette mesure présente des causes d'erreurs à cause de la déviation que l'atmosphère fait subir aux rayons lumineux peu inclinés sur Thorizon : il y aura donc lieu de « mesurer » plus exactement les dimensions de notre globe. Malgré cela, elle nous fait connaître la forme générale de notre planète et nous fournit une donnée, très suffisante au début, sur Tordre de grandeur de ses dimensions.

Les géographes qui ont exploré la surface de la Terre et en ont dressé les cartes nous ont appris que l'eau en recouvre près des trois quarts, sous forme d'océans et de mers. Les océanographes qui, depuis Maury jusqu'au Prince de Monaco, explorent les abîmes marins en ont sondé les profondeurs : la plus grande n'atteint pas 10000 mètres. D'autre part, la plus haute montagne du globe, le mont Everest, n'atteint pas 9000 mètres. Les saillies et les creux de la partie solide qui forme le globe terrestre sont donc bien peu de chose par rapport aux dimensions de ce globe, puisque cette hauteur et cette profondeur, qui nous semblent énormes, ne sont que la 700* partie du rayon, c'està-dire à peine la 1500* partie du diamètre. Et si nous voulions les figurer à l'échelle exacte, sur un globe en relief, il faudrait prendre un globe d'un

mètre et demi de diamètre : sur ce globe, le mont Everest avec ses 8 800 mètres, la grande « fosse » océanique du Pacifique d'autre part malgré sa profondeur de 9 750 mètres, ne feraient même pas une saillie ou une dépression d'un millimètre i

C'est donc bien à tort que Ton a comparé les accidents de la surface terrestre aux rugosités de la peau d'une orange : elles sont, relativement, infiniment moins importantes que cellenci.

C'est une science spéciale, la « Géodésie », quia pour objet la mesure exacte de la Terre et la détermination de sa forme. Si la Terre est sphérique, un arc de méridien joignant deux points de la Terre séparés par un nombre déterminé de degrés de latitude aura partout la même longueur, que l'on soit près de l'équateur ou près du pôle ; si, au contraire, la Terre est elliptique, l'arc d'un même nombre de degrés sera plus long près du pôle, où la surface est aplatie et le rayon de courbure plus grand, que près de l'équateur où le rayon de courbure est plus petit.

La mesure des arcs de méridien a une telle importance que les peuples civilisés se sont entendus pour former une Association géodésique internationale ; celle-ci se réunit tous les trois ans dans une capitale différente, examine les résultats acquis et arrête le programme des rechercbes à faire, des arcs de méridien à mesurer. Cette Association a, de plus, groupé les mesures de l'intensité de pesanteur qui permettent, par la différence l'attraction que la Terre exerce sur un pendule le faisant osciller plus ou moins vite, de connai

la loi suivant laquelle varient les distances au centre d'attraction, et, par suite, de mesurer d'une seconde manière, l'aplatissement de notre planète. C'est en 1799 que les astronomes français, s'appuyant sur les résultats des opérations précédemment exécutées par Bouguer et La Condamine au Pérou, par Maupertuis en Laponie, par Picard et Gassini en France, calculèrent qu'un méridien entier devait contenir 20522960 toiset^ ces toises de six pieds étant celles qui servaient alors d'unités légales à Paris. Ces savants pensèrent alors que, si Ton prenait pour unité de longueur la 40000000* partie du méridien terrestre, on aurait une nouvelle unité qui serait sensiblement la moitié d'une toise, ce qui n'apporterait pas trop de désarroi dans les usages du commerce courant, et qui aurait en même temps l'avantage d'être une nnité de longueur naturelle. Cette unité, appelée mètre^ devenue la base d'un système métrique de mesures, est aujourd'hui adoptée par tous les pays civilisés. Elle est matérialisée par la longueur, à zéro, d'une règle de platine déposée aux Archives ; des copies en ont été effectuées par les soins du Bureau international des poids et mesures, établi à Sèvres, et sont conservées par chacun des pays adhérant à la « convention du mètre » .

Ce « mètre étalon » était celui qui résultait de

l'ensemble des mesures géodésiques telles qu'elles

^Went au commencement du xix® siècle ; à cette

[K)que, on admettait que l'aplatissement de la

erre étiait 1/330*. Pendant le cours du siècle der-

icr, les mesures exactes d'arcs de méridien se sont

Itipliées et perfectionnées, et l'on a la cerlie, aujourd'hui, que l'aplatissement du globe ■estre est 1/297', à une unité près du dénomieur de la fraction. Dans ces conditions, le mètre on se trouve être un peu trop court, d'environ ) de millimètre.

les savants du monde ont estimé qu'il était inu- , pour un si faible écart, de recommencer les gués et minutieuses expériences qui ont servi 'établissement de l'étalon prototype : le mètre jel, le mètre ■< intemational » est donc défini par ongueur, ^ zéro, de la barre de platine déposée

Archives. Cette décision est doublement sage, 3ord parce qu'elle évite de refaire de longs 'aux, ensuite parce que, comme ce livre le lontrera, tout est essentiellement variable sur re, et que, par suite, il faudrait sans cesse mcher de quelques « microns « la valeur abso-

de l'unité de longueur.

ependant, toute chose matérielle est périssable,

le fait même qu'elle est matérielle; l'étalon du Ire, la règle de platine n'est donc pas indestruce, non plus que les copies qu'on en a faites. Aussi physiciens se sont-ils préoccupés de comparer aleur de leur unité de longueur avec une autre té indépendante de la » matière » d'un mêlai, épendanle même des dimensions de la Terre. On :hoisi pour cette nouvelle unité la longueur ride d'une lumière déterminée dans le vide- :t-à-dire la distance qui sépare l'une de l'autrt crêtes de deux vagues consécutives cngendréer s l'impondérable « élher » par ce mouvement

ondulatoire dont les vibrations génératrices constituent la lumière. C'est au physicien américain Michelson, de Chicago, que revient la gloire d'avoir osé aborder une telle détermination, et cellede l'avoir réussie. On a ainsi trouvé, par un travail minutieux, merveille de précision et de persévérance, qu'un mètre contenait i 553 163 fois et demie la longueur d'onde de la radiation rouge du cadmium, et 2083372 fois la radiation bleue de ce même métal. Vienne donc le « mètre étalon » de platine à être anéanti : nous pourrons le reconstituer à l'aide d'une unité qui, tant que la Lumière existera, demeurera indestructible. Le grand Maxwell avait déjà pressenti cette utilité d'une unité indépendante des dimensions de la Terre quand il écrivait, dans la préface de son immortel Traité d^Électricité : « C'est cette unité que devront adopter ceux d'entre les Physiciens qui se flattent que leurs travaux dureront plus longtemps que notre Globe lui-même. »

Les mesures géodésiques vont nous permettre de connaître exactement les dimensions de la Terre, dimensions que l'expérience citée au commencement de ce chapitre ne donnait que d'une façon approchée. Tout d'abord, remarquons que nous ne tiendrons compte ni des saillies continentales, ni des fosses océaniques dans l'évaluation de la " forme de la Terre ». Nous supposerons le niveau îs mers prolongé par la pensée au-dessous des Dntinents ; et c'est de la surface ainsi constituée, arface appelée le géoide^ que nous nous elîor-

as LA VIE ET LA UORT DD GL

cerons de déterminer la forme; la fluidité des molécules liquides leur permet d'obéir aux lois de l'attraction et de la force centrifijge, et la mécanique nous démontre qu'une surface fluide analogue à celle des océans ne peut avoir qu'une seule ligure d'espansion, c'est celle d'un ellipsoïde de révolution aplati .

Cette surface idéale n'est cependant pas une imagination de l'eSpril : les opérations du nivellement, dont les travaux de l'ingénieur des mines Lallemand ont poussé la précision à un degré inespéré, consistent précisément à déterminer l'altitude de chaque point des continents au-dessus de cette surface, c'est-à-dire, en fin de compte, à connaître la distance qui sépare un pornt de la Terre de la surface des mers supposée prolongée jusqu'audessous de lui. Or, comme nous le verrons plus loin, la hauteur moyenne des continents n'est que de 700 mètres, c'est-à-dire à peine un peu plus que la 10000* partie du rajon de la Terre; d'autre part, la pente générale des terres vers les mers, dont le cours des grands fleuves donne une idée, est toujours assez faible. On peut donc légitimement prendre pour forme de la Terre ellemême celle du géoïde, sauf à déterminerl'altitude respective des terres émergées ou la profondeur des fosses marines, sauf aussi a rechercher les anomalies locales que sa surface pourrait présenter.

Les résultats de ces mesures, discutés par le géodésien allemand Helmert avec anlant de scri pule que de science, ont conduit à l'adoption d< nombres suivants ;

Le demi-graDd axe de l'ellipsoïde terrestre, c'est-à-dire le « rayon » de l'équateur terrestre, a pour valeur 6377300 mètres; le demi-petit iaxe, c'est-à-dire la distance d'un des pôles au centre de la Terre, a pour valeur 6356510 mètres. Quant à l'aplatissement, sa valeur la plus probable est 1/297. La circonférence de la Terre, à l'équateur, atteint 40054000 mètres. Par suite de l'aplatissement, le pôle nord se trouve rapproché de 20 kilomètres environ du centre de la Terre.

Puisque nous connaissons les dimensions de l'ellipsoïde terrestre, nous pouvons évaluer sa surface et son volume. La superficie totale de la Terre est 510082000 kilomètres carrés. Sur ces 510 millions, les continents et les terres en occupent 145 millions, les océans et les mers 365 millions. U n'y a donc pas répartition égale des continents et des mers à la surface du globe : le « domsiine marin » est deux fois et depiie plus considérable que le « domaine continental ».

Ce n'est pas tout : non seulement il n'y a pas partage égal pour la Terre entière, mais la répartition des terres est très variable d'un hémisphère à l'autre. Si nous prenons comme « pôle de la Terre » une petite île placée près de l'embouchure de la Vilaine, l'île Dumet (fig. 6), autrement dit si, nous plaçant assez loin d'une mappemonde, nous orientons celle-ci de façon que le rayon visuel allant '^'^ notre œil à son centre passe par cette île Dumet, âmisphère que nous verrons de notre côté conidra exactement autant de terres émergées que tendues marines; au contraire, l'hémisphère

opposé sera essentiellement un « hénaisphère marin » : il contient neuf fois plus d*eau que de surface de terre. Il y a donc, sur notre globe, un a hémisphère continental » et un « hémisphère marin ». Sans être aussi caractéristique, Faspect d'une mappemonde, quand on place Tœil en face du point de Téquateur qui occupe le milieu du Pacifique, est également très instructif : on voit l'im-

FiG. 6. — Hémisphère continental et hémisphère marin (en prenant comme pôle l'ile Dumel).

mense étendue d'eau du Pacifique qui semble occuper presque tout un hémisphère, alors que l'autre contient la presque totalité des deux continents.

On peut aller encore plus loin : chaque point de la Terre a ce qu'on appelle son « antipode », c'est-à: dire le point qui lui est diamétralement opposé dans l'autre hémisphère. Or, 1/20 seulement de la surface continentale a comme antipode un é ment de terre ferme : les dix-neuf autres vii tièmes ont comme antipodes des éléments de si

face océanique. Il y a donc une loi générale : celle

de Vopposition diamétrale des continents et des ]

mers, qui fait que, suivant la pittoresque exprès- " i

sien de de Lapparent, toute saillie au-dessus de i

la surface des mers a dix-neuf chances sur vingt

d'avoir un « creux » pour point diamétralement

opposé.

Cette loi de l'opposition diamétrale résulte de la tendance qu'a eue la croûte terrestre à prendre, lors de sa solidification, une forme tétraédrique, c'est-à-dire celle d'une pyramide à trois faces équilatérales dans laquelle à chaque face est opposé un sommet et réciproquement. Les faces d'un tel tétraèdre symbolisent les océans (fig.4) ; les sommets figurent les terres émergées : nous devons donc avoir cette opposition entre les terres et les mers à la surface du globe. C'est ce que confirme l'examen d'une mappemonde. La terre ferme, en grande majorité dans l'hémisphère nord, se subdivise en trois massifs principaux : le massif européen, le massif asiatique et son prolongement australien, le massif américain; entre les pôles s'étendent trois océans ; l'Atlantique, le Pacifique, l'océan Indien.

Enfin les expéditions polaires ont fourni la preuve de l'opposition diamétrale : au Nord l'océan Arctique avec des fonds de plus de 3000 mètres; au Sud, au contraire, un continent antarctique avec des hauteurs considérables et une étendue du même ordre de grandeur que celle de l'Europe. L'opposition diamétrale est donc la loi qui régit la répartition des terres et des mers. Nous reviendrons

avec plus de détails sur cette « théorie tétraédrique » au cours du chapitre VII, en décrivant les phénomènes sismiques.

Nous avons étudié la surface de la Terre :

occupons-nous de ce qui est relatif à son volume.

Le volume de Pellipsoïde est 1 083 260 millions de kilomètres cubes ; et pour nous faire une idée matérielle de ce qu'est un tel volume, nous dirons qu'il faut 340 fois le volume de la grande Pyramide d'Egypte ou 60 fois le volume de la colline du Monl- Valérien pour faire un kilomètre cube. La Terre n'étant pas rigoureusement sphérique, est aplatie aux pôles et renflée à l'équateur, où sa surface présente une sorte de « bourrelet » : le volume de ce « bourrelet » est la 151® partie du volume tetal de la Terre.

Mais il est d'autres volumes qui nous intéressent indépendamment de celui du globe pris dans son ensemble. Nous pouvons, prenant comme point de départ la surface des mers, chercher à évaluer le volume de toutes les terres qui s'élèvent au-dessus de ce niveau et le volume total des eaux contenues dans les océans. Nous avons trouvé, tout à l'heure, une grande inégalité entre les surfaces continentales et maritimes : l'inégalité va s'accroître encore quand nous allons examiner les volumes.

Le volume total des continents, au-dessus du niveau des mers, est d'environ 100 millions ^'î kilomètres cubes, et le volume de l'eau contei î dans toutes les mers du globe est de 1300 il lions de kilomètres cubes. Le volume des océ£ '

est donc 13 fois plus considérable que celui des contioents.

Ainsi tombe, à la suite des mesures précises d'altitude et de profondeur, cette vieille et fausse conception des anciens géographes, qui croyaient que, en retirant Teau des mers et en « nivelant les continents », on pourrait combler les creux océaniques par le « déblai » provenant de la masse des terres enlevées. Rien n'est plus faux. Si Ton faisait cette opération autrement, si Ton réunissait toutes les masses des terres émergées de façon à en faire une sorte de gâteau, de fromage, d'épaisseur uniforme ayant les mêmes contours que ceux des continents, le gâteau ainsi formé aurait une épaisseur de 700 mètres seulement, alors que si Ton faisait le même travail sur le fond des mers, en régalisant de manière que les eaux eussent partout la même profondeur, mais en conservant le contour des actuels océans, on aurait ainsi une épaisseur d'eau de 3550 mètres environ; comme cette épaisseur est répartie sur une surface deux fois et demie plus étendue que celle des continents, dont l'altitude moyenne est ciiîiq fois plus faible que la profondeur moyenne des mers, on voit bien la différence entre les volumes des deux éléments considérés.

Gomment se répartissent, sur les continents et **" fond des mers, les saillies et les creux qui for- ,nt le « relief » de Técorce terrestre ?

Les anciennes imaginations des poètes nous uraient Tocéan comme un « gouffre » où la

profondeur, à peu près infinie, augmentait rapidement à partir des côtes, pour aboutir 'à des « abîmes », repaires de monstres effrayants. Aujourd'hui, les sondages, maintenant si multipliés, ont permis au prince Albert de Monaco de dresser la carte topographique du fond des mers, comme les minutieux travaux des officiers d'État- Major de tous les pays ont permis de dresser la carte détaillée du relief continental.

Et, en examinant ces cartes, on voit qu'un continent n'est pas une sorte de coupole régulière dont le sommet occuperait le milieu ; qu'un océan n'est pas une manière d'entonnoir dont les pentes convergent vers le trou central. Au contraire, presque tous les massifs montagneux importants sont, la plupart du temps, groupés au bord des océans; les Andes ne sont-elles pas au bord même du Pacifique ? les Alpes le long du rivage méditerranéen? les monts Scandinaves contre la mer du Nord ? Il en est de même pour les fosses marines. Les grandes profondeurs ne sont pas accumulées au centre des mers : témoin le Pacifique dont les grandes profondeurs se trouvent toutes à l'Ouest, où la sonde est descendue plusieurs fois au-dessous de 9000 mètres; témoin l'Atlantique, plus profond sur ses bords qu'à son milieu où se dresse une longue arête sous-marine.

Si la mer disparaissait complètement, laissant à découvert la partie de l'écorce qui constitue le fond, aucun caractère ne signalerait à un observi teur attentif remplacement ancien des eaux océô niques : il n'y a pas, géographiquement, de « fonr

tion océan ». Le fond des mers a son relief comme celui des continents, et si celui-ci voit ses sommets plus déchiquetés tandis que les contours des sommets sous-marins sont plus adoucis, cela lient aux actions érosives qu'exercent sur les monts émergés les agents extérieurs, alors que les océans protègent le relief recouvert par leurs eaux.

Mais, sur ce globe en relief qui constituerait une Terre dépouillée de ses mers, on voit cependant se dessiner des tendances générales, assez générales pour qu'on ait pu les formuler sous forme de lois. Ainsi les « accidents » du relief ne se dressent jamais avec deux pentes symétriquement inclinées vers les réjgions plus basses : ils sont, au contraire, dissymétriques. Qu'il s'agisse des pentes d'une fosse océanique ou des flancs d'une chaîne de montagnes, les deux versants sont, presque toujours, l'un abrupt, l'autre en pente douce ; et, dans la plupart des cas, au versant abrupt d'une chaîne de montagnes bordant un océan, succède dans celui-ci une fosse dont le versant, abrupt également, continue celui de la montagne qui semble ainsi « plonger » brusquement sous les eaux, alors que son autre versant s'étend au loin par des pentes adoucie^. La Cordillère des Andes en est le plus frappant exemple : ses sommets de 6000 et 7000 mètres s'abaissent vers le Pacifique, y semblent noyer leurs assises, et leur pente raide se continue sous les eaux par une longue fosse ayant 6000, 7000 et 8000 mètres de profondeur, alors que du côté opposé le massif andin

s'incline vers TAtlantique pour se raccorder doucement avec les Pampas argentines.

Comme l'a si joliment exprime de Lapparent, l'écorce dans son ensemble se comporte comme une vieille marqueterie dont les parties auraient « joué » les unes par rapport aux autres, et dans les endroits où se produisent de ces gigantesques rides, comme celle qui a engendré la Cordillère des Andes, les choses se sont passées comme si Técorce, n'étant plus soutenue par-dessous en tous ses points par son noyau contracté, avait fait ce que fait une étoffe trop large, c'est-à-dire avait formé un « rempli » dont les deux côtés, après un pli brusque, se raccordent au reste du vêtement.

Chose caractéristique : ces plis, ces accidents de la surface du globe semblent vouloir « s'aligner ». Jetons les yeux sur une mappemonde, nous y verrons quantité de ces alignements : la chaîne de l'Oural; celle des Andes, les fosses océaniques de la Polynésie, les îles qui bordent le Pacifique manifestent nettement cette tendance.

Il nous reste à parler maintenant de la masse de la Terre, dont nous connaissons lés dimensions.

Et d'abord, pourquoi disons-nous « masse » et non « poids » de la Terre?

La notion de « masse » demande â être bien précisée, et elle est complètement différente de celle de « poids ». La masse d'un corps, c'est la « quantité de matière » qu'il contient, quelle d soit la forme extérieure sous laquelle cette e tière se révèle à nous. Si ce corps est en rep

cette quantité de matière l'y maintient grâce à son inertie, et si une force vient à agir sur ce corps dans le but de le déplacer et de lui imprimer un mouYement quelconque, elle l'ébranlera d'autant plus difficilement que la quantité de matière qui le constitue sera plus considérable, que la « masse » de ce corps sera plus grande. Ainsi Poisson a-t-il heureusement matérialisé l'idée de masse en disant : la masse^ c'est le coefficient de résistance au mouvement.

La masse d'un corps déterminé est donc une grandeur invariable. Au contraire, son poids ^ qui est la force avec laquelle il est attiré par la Terre, varie à mesure qu'on déplace le corps, soit horizontalement, soit verticalement. Remarquons tout de suite que la Terre étant, par l'attraction que sa masse exerce sur les objets placés à sa surface, la cause de la pesanteur, ne saurait avoir de « poids » au sens strict du mot : elle ne peut pas s'attirer elle-même. La Terre a un « poids » par rapport au Soleil, mais elle n'a pas de poids au sens suivant lequel les corps pesants en ont à sa surface. Il ne saurait donc être question que d'évaluer sa « masse ».

Rappelons que la masse du gramme a été prise comme unité mécanique scientifique. Il en résulte que les forces ne s'expriment pas en grammes, mais bien en unités spéciales, appelées dynes : la ^yne étant la force qui, appliquée à un corps dont « masse » est un gramme, lui imprime un

ouvement uniformément accéléré, dont l'accélé-

'tion est un centimètre.

es

Comment mesurer la masse totale de la Terre?

On réalise, pour cela, une expérience basée sur la loi de Tattraction newtonienne. On choisit deux corps, Tun de faible masse et mobile, l'autre fixe et de masse considérable. On s'efforce de réaliser des méthodes de mesure assez sensibles pour observer les déplacements que subit le petit corps sous l'action attirante de la masse, connue, du plus gros : connaissant ce déplacement, on cherche à lui opposer une force antagoniste qui l'annule, et dont la mesure fournit celle de l'attraction.

On peut prendre comme grosse masse attirante, soit une masse naturelley comme celle d'une montagne, soit une masse artificiellement réahsée et placée dans un laboratoire. Il y a donc deux séries de méthodes bien distinctes : les méthodes géographiques et les méthodes physiques.

L'attraction exercée par les montagnes sur un corps de faible masse placé dans leur voisinage peut se mesurer de deux manières bien distinctes. On peut d'abord observer la marche d'un pendule oscillant à leur sommet : le pendule y est soumis, du fait seul de son élévation, à une action plus faible de la pesanteur, et cette action peut se calculer aisément quand on connaît la hauteur. Mais on constatera que la marche ainsi calculée n'est pas la même que la marche observée : il y a une action perturbatrice due à la présence même de la montagne qui agit comme une force aggravante, e sens contraire de la diminution de pesanteur du à la seule altitude. La différence entre la march

calculée et la marche observée permettra donc de déterminer Taction attractive de la montagne : c'est une méthode « dynamique »,

Mais on peut opérer par une méthode « statique ». Supposons, de toute manière, la densité de la montagne bien connue par les travaux des géologues, et la position de son centre de gravité déterminée exactement par des opérations topographiques précises. Plaçons-nous au nord de la montagne, et instailons-y un fii à plomb : ce fil sera légèrement dévié, la masse qui y est suspendue étant attirée par celle de la montagne vers le centre de gravité de celle-ci. Prolongé jusqu'à la voûte céleste, ce fil à plomb n'irait donc pas rencontrer le même point du ciel que si la montagne n'existait pas : il percerait la voûte en un point avancé vers le Nord. De même, un fll à plomb placé au sud de la montagne serait attiré vers celle-ci, et, prolongé jusqu'à la voûte céleste, il la rencontrerait en un point situé au sud de celui où il la percerait si la montagne n'attirait pas vers elle la masse qui lui est suspendue.

Ainsi, ces deux fils à plomb qui, si la montagne n'existait pas, seraient dirigés suivant deux rayons terrestres et iraient se couper au centre de la Terre, vont, en somme, être déviés l'un vers l'autre et, prolongés, se rencontreraient en un point plus rapproché de la surface du sol (fîg. 7). S'ils n'étaient pas déviés de leurs directions régulières, l'angle qu'ils font entre eux serait égal à l'angle des verticales de leurs deux stations, c'està-dire à la différence des latitudes réelles,; mais,

déviés qu'ils sont par Tinterposition de la montagne, ils font entre eux un angle plus grand que la différence des latitudes. Si Ton pouvait déterminer cet angle, on aurait une donnée qui permettrait de

FiG. 7. — Déviation du fli à plomb par one monlagae.

calculer l'attraction exercée par la montagne sur les masses mobiles suspendues au bout des fils.

Or, il est possible de déterminer cet angle astronomiquement : il suffît de déterminer, par l'observation d'une étoile, la hauteur du pôle audessus du plan de l'horizon de chacune des deux stations, cet horizon étant précisément défini par le fil à plomb lui-même auquel il est perpendiculaire. La différence terrestre des latitudes, d'autre part, peut se mesurer en déterminant métriquement la distance des deux stations par des opérations topographiques. On peut donc comparer la différence observée^ ou apparente, à la différence réelle, et en déduire ainsi le double de l'angle dont l'attraction de la montagne dévie le$ deux fils à plomb placés de part et d'autre de sa masse.

Tel est le principe des méthodes géographique Il est clair que l'on peut prendre comme gran ! masse attirante toute autre masse naturelle :

Fessentiel est que la valeur de la masse attirante puisse être exactement connue. Or, c'est là précisément le défaut des méthodes géographiques, du moins en ce qui concerne les montagnes :

leur densité moyenne est toujours incertaine, car on ne connaît pas rigoureusement la disposition des matières minérales qui la constituent ; cela comporte une incertitude, non seulement sur la valeur de la masse attirante, mais encore sur la position exacte du centre de gravité.

Quoi qu'il en soit, ce sont les méthodes géographiques qui furent les premières mises en application par Bouguer et La Condamine qui, au Pérou, en 1736, déterminèrent la déviation exercée sur le fil à plomb par la masse du Ghimborazo : la différence des déviations au nord et au sud de la montagne fut trouvée de 19 secondes d'arc.

Maskelyne, en 1774, reprit cette expérience en Ecosse, en étudiant la déviation exercée sur la verticale par le mont Shehallian. Deux stations furent choisies au nord et au sud de la montagne, et les opérations topographiques donnèrent 43 secondes pour différence réelle de latitude des deux stations; cette même différence, astronomiquement mesurée, fut trouvée de 54 secondes et demie. L'écart entré les deux déterminations était donc de 11 secondes et demie, et cet écart exprimait la somme des déviations angulaires exercées s ' un fil à plomb par l'attraction du mont Shehal- 1 Q sur ses deux faces opposées. En même temps, 1 géologue Hutton avait étudié la structure de la I ntagne et en avait effectué la cubature aussi

précisément que possible : cette seule opération dura plus de trois ans.

Quel résultat donnent directement de telles mesures? Elles nous font connaître Tintensité avec laquelle une montagne de masse connue dévie de la verticale une masse mobile suspendue à un fil, à une distance donnée de soij centre d'attraction.

Mais, d'autre part, nous pouvons peser cette masse mobile sur une balancé : nous savons donc avec quelle intensité la terre supposée sphérique attire vers son centre une masse située en un point de sa surface, placé à une distance de ce centre égale au rayon de la Terre.

Le rapport des valeurs des forces attractives donne le rapport même des masses attirantes dans les deux cas. On peut donc déduire la valeur de la masse de la Terre de celle de la montagne. D'autre part, la masse est le produit du volume par la densité; le volume de la Terre, dépendant de ses dimensions, est connu par les opérations géodésiques. Donc, en prenant le rapport du volume à la masse, on aura la Densité moyenne du globe. Cette densité doit être ainsi lïgurée : supposons que, dans un gigantesque mortier, on pile toute la Terre de façon à la réduire en poudre, et qu'on mélange, qu'on brasse intimement cette poudre : on aura ainsi une substance dont la « densité », c'est-à-dire dont la masse sous l'unité de volume, représentera la densité moyenne de la Terre.

Les expériences analogues à celles de Maskelyne ont montré que cette densité moyenne était égale environ à 5,5.

Nous verrons plus loin de quelle importance capitale est ce résultat au point de vue des connaissances que nous pouvons acquérir relativement à la structure interne du globe.

Les méthodes physiques pour déterminer la densité de la Terre sont susceptibles d'une précision beaucoup plus grande et peuvent être mises en œuvre dans un laboratoire. C'est à Gavendish que revient la gloire d'avoir conçu le premier appareil de ce genre et d^avoir réalisé, suivant la belle expression de Joseph Bertrand, « une balance à peser le nionde ».

Les forces attractives exercées par la matière sur la matière sont très faibles ; si elles produisent la pesanteur à. la surface de la Terre, c'est que la masse de celle-ci est très considérable : nous verrons même comment on a pu déterminer la valeur de l'attraction entre deux masses égales chacune à l'unité. Puisque ces forces sont très petites, il faut, pour les contre-balancer, faire appel à des forces antagonistes également très petites : Gavendish a choisi l'élasticité de torsion d'un fil long et fin (fig. 8).

Il suspend, aux extrémités d'un levier très léger, deux petites balles de plomb dont la masse est connue : le levier, bien équilibré, est suspendu en son milieu à un fil d'argent qui prend une position déterminée d'équilibre, orientant le levier dans une direction fixe.

Les choses étant ainsi disposées, approchons, à la droite des deux boules mobiles (la droite étant

précisée en supposant que, de ces boules, on regarde le fil), deux grosses boules fixes, en plomb, de masses bien connues; chacune des grosses bour les attire celle des petites boules placée doTant elle, et leur effet, s'ajoutant, tendrait à faire tourner le

FiB. 8. — Expérience de Cavendish.

levier dans le sens de la réunion des petites boules aux grosses. Mais Tattraction qui se produit est équilibrée par l'élasticité de torsion du fil, dont la valeur quantitative a été soigneusement déterminée par des expériences préliminaires. L'angle dont dévie le levier peut donc servir de mesure à la force qui équilibre l'attraction; celle-ci s'exerçant entre des masses connues, à des distances b* i déterminées, est donc ainsi mesurée par l'ex: rience.

Tout l'appareil, placé dans une cage, était s -

gneosemeni préservé des courants d'air perturbateurs.

Outre la méthode d'équilibre, Gavendish employa aussi une méthode u dynamique », consistant à étudier le régime des oscillations du levier, dévié par l'attraction des grosses boules et ramené vers sa. position d^équilibre par la torsion qui le fait osciller à la façon d'un pendule.

Cette attraction des boules, comparée à celle de la Terre sur le pendule à' secondjes, donne le rapport de la densité du plomb à la densité moyenne du globe; le résultat moyen de 29 déterminations a fourni 5,48 pour densité moyenne de la Terre, celle de Teau étant prise comme unité.

Cette expérience a été reprise sous les formes les plus diverses ; on a modifié l'appareil de Gavendish en le faisant bénéficier de tous les progrès réalisés dans la construction des instruments dé physique et dans les, méthodes mêmes d'observatioD. Mais ces mesures, dont quelques-unes faites par d'illustres physiciens, comme le baron Roland Eôtvôs, Gornu, Baille, Poynting^, etc., n'ont fait que confirmer la valeur moyenne de 5 ,5 trouvée par Gavendish, malgré le surcroît de précision des instruments plus modernes. C'est que (l'histoire de toute la science est là pour la démontrer) celui qui, le premier, découvre, un phénomène, imagine une méthode et réalise un appareil pour le mesurer, (''^♦ermine du premier coup la vraie valeur de la I îsure. 11 supplée à Pinsuffisance instrumentale I • cette intuition particulière qui constitue l'esi ice même du génie. Que l'on passe en revue les

grandes déterminations quantitatives des lois de la physique : l'équivalent mécanique de la chaleur, la vitesse de la lumière, la chaleur de fusion de la glace, etc., toujours on constatera que les déterminations ultérieures, de plus en plus précises, n'ont fait que confirmer les nombres obtenus par celui qu'on peut justement appeler, dans chaque cas, « le premier »,

Ainsi, nous connaissons la « densité moyenne » de la Terre. Il en résulte que sa masse, comparée àla « masse» du kilogramme (et non à son «poids ») s'exprime par le nombre suivant :

Masse delà Terre=r6100000000000000000000000 ou, comme récrivent aujourd'hui les physiciens, 6,1 X 10^ kilogrammes. L'imagination se représente difficilement cette masse, qui est cependant bien peu de chose, par rapport à certaines masses de corps célestes.

Une première conséquence de ces déterminations est la possibilité de calculer la force avec laquelle s'attirent deux masses déterminées, placées à une distance connue l'une de Tautre.

La loi de Newton nous dit que « deux corps quelconques s'attirent proportionnellement à leurs masses et en raison inverse du carré de la distance qui les sépare » . Cette loi se traduit par la plus simple des formules : l'expression de la force s'obtient en multipliant l'une par l'autre les masses des corps exprimés en « grammesmasses », en divisant ce produit par le car de la distance qui les sépare, exprimée en « c€ timètres », et en multipliant le tout par i

« coefficient » qui exprime la « proportionnalité » *. Ce « coefficient », qui n'est autre que la cons^ tante de la gravitation^ n'est pas un nombre abstrait, mais a, bien au contraire, une signification physique très nette ; il représente la valeur de la force avec laquelle s'attirent Tune Tautre deux masses, égales chacune à la masse d'un gramme et distantes d'un centimètre. Ce coefficient est très faible; on le représente par le symbole k et sa valeur numérique est :

100000000 ou A = 6,5 X 10^8.

Cette force est exprimée en unités de force^ c'est-à-dire en dynes, le gramme étant l'unité de masse. La dyne est la force qui imprime à une masse d'un gramme, à Paris, une accélération de 981 centimètres, mesurée par les expériences du pendule ; par conséquent, une dyne représente la 981* partie du poids d'un gramme ; c'est une force sensiblement égale, comme ordre de grandeur, au poids d^un milligramme.

On peut, dès lors, calculer aisément la force qui s'exerce entre deux corps déterminés.