LA PROFONDEUR DES MKRS ET SA MESURE

i'dcéan aux petits fonds qui précèdent ie rÎTage, et les profondeurs y diminuent graduellement depuis 800 mètres jusqu'à 50. Un coup de sonde, de temps en temps, suffit donc au navigateur pour connaître sa distance au rivage. D'autre part, l'attention du marin est mise en éveil par la présence d'un banc de vase, largb de 40 kilomètres en moyenne, et qui s'étend tout le long de cet immense glacis. La situation désavantageuse de Brest ne change*rait que si des phares « hertziens », envoyant des signaux de T. S. , F., pouvaient être relevés avec précision par les navires au large. Mais jusque-là, le Havre et Saint- Nazaire, grâce à la connaissance de la bathymétrie, conserveront leurs avantages.

Tous les sondages s'expriment par des chiffres qui indiquent la profondeur, au-dessous du niveau de la mer, du point à côté duquel ils sont inscrits. De n^^ême, sur les continents émergés, les altitudes sont comptées également au'destus du niveau de la mer.

Mais, qu'est-ce, au juste que ce niveau de la mer dont on parle à chaque instant, et qu'on oublie le plus souvent de définir? Ceci demande quelques explications.

On sait que Teau recouvre plus des deux tiers de la superficie du globe terrestre. Celui-ci étant animé d'un mouvement de rotation auquel participent les océans qui le recouvrent en grande partie, les molécules liquides, par leur mobilité,, doivent donc obéir aux lois combinées de l'attraction qui les tire vers le centre de la terre, et de la force centrifuge qui tend â les écarter de l'axe de rotation terrestre. Sous Tinfluence de cette double action, on démontre que la figure de la Terre doit être celle d'un ellipsoïde de révolution aplati. C'est donc cette surface qui doit être théoriquement celle des Océans. La valeur de Taplatissement terrestre est, d'après les mesures géodésiques et pendulaires, très voisine de 1/300 : exactement, 1/297.

Comme, au point de Tue de 1 « ensemble » du globe, les plus fortes saillies continentales sont négligeables, puisque le mont Ererest, la plus haute ctme du globe, ne représente que la 700* partie du rayon de notre planète, on fera donc abstraction des accidents de la surface réelle pour n'étudier que la surface géodésique on « surface de référence » qui est celle d'un ellipsoïde de révolution défini géométriquement.

Gomme, d'autre part, la surface libre des mers doit, théoriquement, se confondre avec cette surface, c'est à elle que l'on rapporte les altitudes des points de la surface géographique réelle, et l'on a donné le nom de Géoide à la surface des mers supposée prolongée audessous des continents sur toute l'^endue du globe terrestre. Le géoïde n'est pas une fiction : l'opération du nivellementj consistant à déterminer, par échelons, les hauteurs au-dessus d'un niveau de départ pris au bord de la mer, en fait une réalité. .

Ce sont les dimensions de l'ellipsoïde théorique que nous avons données au commencement de ce livre. Hais le géoïde ne coïncide pas en tous ses points avec l'ellipsoïde théorique : sa surface est modifiée^ çà et là, par les attractions locales des grandes masses continentales qui peuvent relever, à leur voisinage, le niveau moyeu ^ des mers et produire ainsi une déviation de la verticale. Ces altérations dans le niveau de la mer se relient aux anomalies observées dans l'intensité de la pesanteur, anomalies qui sont, surtout, remarquables dans les îles situées au milieu des Océans.

En général, on constate que l'intensité de la pesanteur sur les îles est plus forte que sur les plateaux continentaux, par rapport à la valeur théorique que Ton peut calculer d'après la latitude et l'altitude, à Taide des formules de Clairaut et de Bouguer; et c'est le contraire qui devrait avoir lieu puisque la masse spécifique de l'Océan, qui entoure les îles, est très voisine de Tunité, tandis que celles dés roches qui constituent les couches

LA phofondeur des uers et s.i uesi'rI! S0!>

supârieures de l'écorcfl, snr les coatineotB, est voisine de 3,5.

Une iagénieuae théorie, due i H. Lippinann,'et rektive à la constîtntion de l'écorce terrestre, montre que celle-ci doit être moins épaisse sons les mers que sous les terres; d'après l'éminent physicien, au moment où l'écorce s'est formée par soIidiÂcation snperflcielle du noyau en fusion, cette solidification s'est d'abord faite par places, à l'état de fragments isotés flottant sur la surface, encore liquide, du noyan, comme des acorios à la surface d'un bain de métal fondu. Subissant la loi d'Archimëde, ces scories avaient un n tirant d'e[iij >• d'autant plus grand que la portion dé lenr masse émergée était plus forte; la scorie qui portait ce qui JevaiL être plus tard, une montagne, s'enfonçait plus dans le bain liquide que celle qui devait devenir le fond d'uue cavité océanique. Quand ces morceaux isolés se sonl sondés les uns aux autres pour former l'écorce continue, l'inégalité des épaisseurs a subsisté, de sorte que la croûte terrestre doit être plus épaisse sons les continents que sous les Océans. Et alors, les points du milieu océanique, les lies, par exemple, se trouvant plus rapprochés du noyau centrât de forte densité, subissent de sa part une attraction plus grande : de 1& le surcroit de pesanteur observé sur les massifs insulaires.

Pour expliquer l'anomalie m par excès » de la pesanteurau-dessus des mers, en particulier aux îles Sandwich, on avait proposé l'ingénieuse explication que voici : on supposait que le niveau du Pacifique était fortement relevé vers ses bords par l'attraction des deux masses continentales de l'Asie et de l'Amérique. Ce surélèvemeut de l'eau aux bords de l'Océan devait donc comporter, comme compensation, un abaissement en sou milieu, et par suite, le niveau de la mer, aux Iles Sandvich, se

370 LES pnoBLËHER DE l'océan

trouvant pluE près du noyan central, l'attraction devait y être plus forte.

L'hypothèse e»t élégante; mais elle supposerait, pour

expliquer ('anomalie des lies Sandwich, qui atteint ^r~

une dénivcilalion de la surface océanique dépassant 1.200 mètres. Peut-oo admettre une dépression de cet ordre affectant le niveau de ta mer? Etidemment, c'est difticile. Mais il faut bien reconnaître que, dans l'état actuel de la science géodésique, il n'y a aucun moyen de pouvoir constater, au milieu de l'Océan, une diQérence de niveau, fût-elle de 1.200 mètres, avec !e niveau théorique.

Toutefois, la constatlon de l'excès systématique de la pesanteur au-dessus des îles avait incité les géodésiens à chercher à mesurer directement l'intensité de la gravité au-dessus des Océans, en pleine mer, afin de voir si le phénomène était ^ocalù^ au-dessus des lies, ou général au-dessus des mers. >

Le D' Hecker, de Potsdam, a cru résoudre cet important problème en appliquant une méthode indiquée par Ch. Ed. Guillaume, Directeur du Bureau international des Poids et Mesures, à Sèvres, et consistant à comparer, à chaque instant, la valeur de la pression atmosphérique fournie par un baromètre à mercui'e, dont l'indication dépendde l'intensité de la pesanteur, avec celle fournie par le thermomètre hypsométrique qui n'en dépend pas. Les mesures sont susceptibles d'être faites à bord d'un navire, et peuvent, théoriquement du moins, fournir des

valeurs de la pesanteur à

aanl pour constater les aaomalies.

En opérant par cette méthode, le D' Hecker a cru pouvoir annoncer que la pesanteur était sensibiemeot normale sur l'Atlantique, entre Lisbonne et Babia. Sur le PaciQque, il aurait trouvé de fortes anomalies locaies

LA PROFONIMEUR DES MERS BT SA MESURE 27t

atteignant xpr^^ les unes positives ^ au sud de T Australie

et en rade d'Honolalu, ies autres négatives au^Klcssns de la fosse des îles Tonga ^ la profondeur dépasse 9000 mètres. Maïs, ces expériences ont suscité de mes critiques, en particulier de la part d'un saTant pbjBicien hbngroés, ie professeur baroa K. Eëtvës, ^ut a discuté les résultats avancés par le physicien allemasd.

Cehii-ci, en effet, a négligé de tenir compte de ia rotation de la Terre. Dans ces ccoiditions, la vitesse du navire s'ajoute à la vitesse linéaire résultant de la. rotation de la Terre, ou s'en reÉranche, selon le sens de la navigation. Or, la force centrifuge, (fui est proportioanelle au carré de la vitesse totale^ est (7+^)^ quand le navire marche dans le sens de ia rotation terrestre, (V — »)* quand il court en sens contraire, en appelant V la vitesse Unéaire due à la rotation de la terre (464 mètrea par seconde à TEquateur) et « la vitesse du navire (10 anètres par seoonde). La différence de ces deux valeurs est 4 Yt;, et Terreiir relative qui en résulte, d'enriron 1/12, suffit à rendre très discutables les résul*tats unoncés.

Pour expliquer les cas où ia valeur ée la pesanteur est à peu près normale, on a fait l'hypothèse de Visostmie^ d'après kquelle des angles st^ides égaux, ayant leurs soma&ets au centre de la Terre, et traversant toute la masse de la planète, renfermeraient chaéun la môme « quantité de matière », réalisant ainsi la compensatioA des Imasses.

Qod qu^il en soit, la question reste ouverte et la surface dd l'Océan n'est pas un ellipsoïde géométrique, mais un ellipsoïde modifié^ ç& et là, par des attractions locales. Ces attractions locales «ont pour effet de produire des dériations de la verticale, et ces déviations,^ qui atteignent 16 secondes d'angle à Nice^ 14 secondes à Toofen et 7 secondes am nouvel observatoire de Marseille, S0nt;lein d'être négligeables.

Indépendamment des variations de la pesanteur, plusieurs phénomènes peuvent contribuer à modifier le niveau de la mer.

D'abord, ce niveau s'élève sans cesse par suite de l'apport à l'Océan, des matières solides provenant de la désagrégation du sol continental par les eaux courantes.

Les géologues ont calculé que la somme des matières solides enlevées chaque année à la terre ferme et apportées à l'Océan représentait, environ, 10 kilomètres cubes et demi. Ces 10 kilomètres cubes, se répartissait sur le fond des mers, élèvent le niveau de celles-ci d'un trentième de millimètre. Comme on évalue à 100 millions de kilomètres cubes le volume des teires émergées, on voit qu'il faudrait environ sept milbï>ns (Tannées pour précipiter complètement les matériaux de la terre ferme dans la mer, dont le niveau, par ce fait, aurait monté de 400 mètres environ. Mais d'aatres causeU agissent en sens inverse, en particulier la diminution constante de l'eau à la surface de la Terre. Les minéraux, surtout les minéraux ferrugineux qui sont si abondants, tendent à s'hydrater et par suite à abs#rber de l'eau qui, entrant des composés solides, se trouve ainsi soustraite à la masse liquide générale. Il y a donc une disparition d'eau continue, et par suite, un abaissement correspondant du niveau des mers. Quoique très lente, cette cause n'est pas négligeable pour l'avenir de la planète : l'exemple de la Lune est là pour le montrer.

Les fluctuations de la pression barométrique, le vent, sont autant de phénomènes qui font montée ou desiendre le niveau océanique. Les marées y produisent des variations périodiques. Enfin, la différence de salure des mers est une cause nouvelle de variations dans le ni\eau de <îelles-ci.

Il est certain, en effet, qu'un apport important d'eau douce en un point de l'Océan, soit du fait de [luies

PnomNDFL'R DES IfBDS ET SA MESUBE 273

abondantes, aoit du feildeOenvee qais'j jottent,inoiiiKiî la BftluFfr et par cooBéqDent la densîtà de ses eaux. Au contraire, une évaporation constante augmente Ib codeentratioD de l'can de mer, et, par suite, la rend flus denae. O, on sait qae les hautwtn de deux lî<iuideg, daos denx vases qui contmantquent, sont en raison inverse de leurs densités respeetirw. Les hauteurs de l'ean, lians ieuj: mers intg^ement salées, d&îreat donc être en raison inrerse de ta densité de leurs eanx.

En se basant sur ce principe, Bouquet de la Grye avait calculé que le niveau de t'Atlaotique devait ôtre plus élevé que celui de la Méditerranée, et il avait tmuvë, entre Bordeaux et Marseille, une différeuce théoriçue de 72 centimètres; et, en tenant compte de ce fait, il avait conclu que le niveau des mers devait être plus élevé près des côtes qu'au large, puisque c'est le long des rivages qu'arrivent les apports d'eaux douces .

Mais, à partir de quel niveau faut-il compter les altitudes de la surface libre? (7est un point encore bien obseor. De plus, les niveltements de précision efferiués en France par H. Lallemaod, ont montré qn'il n'oxistaît, entre Brest et Marseille, qu'une différence de 17 centimètres. On peut donc admettre qu'il y a égaliic de niveau entre les surfaces libres de deux mer.s ijui communiquent l'une avec l'autre, et, par suite, le nivmu de la mer, origine des cotes d'altitude,' pourra ôtre pris indifféremment dans l'ane ou dans l'autre.

Pour avoir une détermination pratique et exacte de ce nif^eau mtiyen qui est le point de départ des cotes de tonte la topographie, H.^ Lallemand a imaginé un instrument ftOEsi simple que précis : c'est le ntédimaré^mlre.

Si le phénomène des marées n'existait pas et si la s:nrf8ce liquide n'était pas agitée par les vagues, la surface océaniqne serait celle d'un ellipsoïde, et nu point

274 LBS PROBLEMES DE l'oCJ^AN

quelconque de la surface pourrait servir à déterminer le niveau moyen. La détermination de ce niveau moyen a une importance scientifique copsidérable, car si Ton admet que le niveau océanique demeure constant, ce qui est vrai au moins pour plusieurs siècles, ce niveau peut servir de point de repère pour révéler des mouvements verticaux de la croûte terrestre.

Le médimarémètre fait connaître ce niveau très simplement. C'est un tube, ouvert par le haut, et fermé à sa partie inférieure par une cloison poreuse, à travers les pores de laquelle Teau passe, mais lentement, et ea subissant un frottement moléculaire qui retarde s«n mouvement. Au bout d'un temps plus ou moins loig, l'égalité s'établit entre le niveau de l'eau extéHeure dins laquelle le tube est plongé en partie, et le niveaa à l'intérieur du tube. Hais celui-ci, à cause de l'amortissement dû à la cloison poreuse, demeure sensibleneot fixe et est soustrait aux fluctuations extérieures causées par les vagues et même dans une certaine mesure par les marées. Le niveau de l'eau à l'intérieur du tube pourra donc être pris comme niveau moyen de la mer.

Quels sont, maintenant, les résultats généraux des sondages ?

La première chose & remarquer c'est que, comme allure générale, le fond des mers est partout convexe, et que sa convexité est de même sens que la courbure de la Terre. Ce n'est que dans des portions de mer très étroites, comme des détroits ou des « fosses » océaniques très profondes, que le fond dessine une concavité : partout ailleurs, c'est une convexité qui ^e manifeste. Cela se comprend, d'ailleurs, puisque,^! l'on considère deux points A et B (flg. 36) distants de 70 degrés, par exemple dans l'Atlantique, la condition pour que le fond de rOcéan fût, non pas même concave^ mais simplement