Grande Encyclopédie Larousse 1971-1976Éd. 1971-1976
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Terre (suite)

Il subsiste dans la définition de l’ellipsoïde de référence une part d’arbitraire, puisque l’on peut toujours déplacer une origine ; en outre, les progrès dans la mesure de la Terre et surtout l’intervention de la géodésie spatiale conduisent à une connaissance sans cesse améliorée du potentiel terrestre, donc du géoïde, et, par suite, à un choix de l’ellipsoïde de référence qui peut devenir plus sévère. On s’en est tenu longtemps à l’ellipsoïde d’Alexander R. Clarke (1828-1914), révisé en 1880 ; le premier remontait à 1866 et n’avait été usuel qu’aux États-Unis. En 1924, l’Association internationale de géodésie (A. I. G.) décidait de l’abandonner pour celui de John F. Hayford (1868-1925), puis Aleksandr A. Izotov déduisait d’une compilation de données géodésiques modernes, obtenues principalement en Union soviétique, un nouveau modèle (1942), dit « de Krassovski » (du nom de Feodossi N. Krassovski [1878-1948]) et utilisé dès lors dans tous les pays de l’Est. Enfin, en 1964, l’Union astronomique internationale (U. A. I.), procédant, à l’occasion de son assemblée générale de Hambourg, à une révision d’ensemble du système des constantes astronomiques, adoptait officiellement un nouvel ellipsoïde, qui bénéficiait des acquisitions déjà considérables de la géodésie par satellites ; dès 1967, l’Association internationale de géodésie, réunie à Lucerne, faisait de même. La valeur de l’aplatissement de Krassovski corrigeait déjà celle de Hayford en l’amenant pratiquement à la valeur actuellement adoptée. Aussi, ces deux ellipsoïdes ont-ils très sensiblement la même forme, celui de 1964 étant intérieur au précédent d’environ 85 m partout. Ils représentent donc des approximations à deux surfaces de niveau (ou géoïdes) voisines, caractéristiques d’un même champ de pesanteur ; le passage de l’un à l’autre atteint surtout l’origine des altitudes.

En ce qui concerne le potentiel terrestre, l’étude du champ extérieur à partir de l’observation du mouvement des satellites artificiels a déjà permis d’en obtenir une description très fouillée, avec les courbes de ses anomalies locales ; un raffinement supplémentaire devrait résulter de l’application de la télémétrie laser à ces observations. En revanche, l’ellipsoïde de référence actuel pourra être conservé assez longtemps encore.


Coordonnées géographiques

Elles sont définies à partir de la verticale du lieu et de l’axe de rotation de la Terre, représenté par sa parallèle en ce lieu, c’est-à-dire la direction du pôle vu de l’observateur. Pour cela, il faut d’abord définir un plan méridien par ces deux directions. En raison des déviations locales de la verticale, ce plan ne passe pas nécessairement par le centre de masse de la Terre. La longitude est l’angle dièdre que forme ce plan avec un méridien d’origine, en l’espèce celui qui correspond à une marque tracée sur le sol en un point de l’ancien observatoire de Greenwich. On compte habituellement les longitudes de 0 à 180° vers l’est et vers l’ouest. La latitude du lieu est l’angle que fait la verticale avec le plan équatorial ; c’est aussi la hauteur vraie (c’est-à-dire corrigée de la rétraction atmosphérique) du pôle sur l’horizon. Ces définitions ne coïncident pas avec leur représentation géométrique habituelle sur une Terre sphérique et par des plans ou droites passant par son centre, représentation qui, toutefois, suffit pour une compréhension et un usage sommaires.

D’autre part, pour les besoins de la géodésie, on définit des coordonnées géographiques qui ne sont pas astronomiques comme les précédentes, mais géodésiques ; ces coordonnées sont rapportées à l’ellipsoïde de référence, auquel les verticales sont alors normales par définition. De même, les altitudes géographiques sont prises à partir du géoïde et le long des verticales astronomiques, et les altitudes géodésiques à partir de l’ellipsoïde de référence et sur la normale. Enfin, on utilise parfois, surtout dans l’exploitation des observations de satellites proches et d’autres engins spatiaux, mais aussi pour le calcul des parallaxes lunaires ou planétaires, un système de coordonnées purement linéaires X, Y, Z, rapportées au centre de masse de la Terre, à son axe de rotation et à deux axes orthogonaux dans le plan équatorial avec l’axe des X dans le plan méridien origine.


Rotation de la Terre

L’alternance familière des jours et des nuits démontre la rotation de la Terre sur elle-même par rapport au Soleil, autour d’un axe qui est la ligne des pôles. L’heure du passage du Soleil au méridien du lieu étant le midi vrai, on constate que l’intervalle entre deux midis successifs, compté sur un garde-temps autonome (horloge mécanique ou autre), n’est pas constant. Cela est dû à deux particularités du mouvement apparent du Soleil autour de la Terre : il n’est pas uniforme, puisque l’orbite terrestre n’est pas exactement circulaire, et il ne se fait pas dans le plan de l’équateur, de sorte que, même dans l’hypothèse d’une orbite circulaire, le mouvement projeté sur l’équateur, qui détermine le rôle du Soleil comme compteur de temps dans la rotation terrestre, ne saurait être uniforme. On a donc imaginé un Soleil moyen, qui décrirait son orbite apparente autour de la Terre dans le même temps (année tropique) que le Soleil vrai, mais selon une loi qui situerait les midis, dits alors « moyens », à des intervalles de temps égaux ; le passage au méridien de ce Soleil fictif sert alors à définir l’heure locale, décalée d’une quantité constante de l’heure légale qui est celle d’un fuseau horaire voisin. Par exemple, le Soleil moyen passe toute l’année au méridien de Paris à 12 h 50 mn 39 s de temps légal, parce que l’heure légale en France est le temps moyen de Greenwich + 1 heure et que la longitude de Paris par rapport au méridien de Greenwich est de – 9 mn 21 s, le signe moins correspondant aux longitudes Est. En revanche, en rapportant la rotation de la Terre au repère fixe que constitue l’ensemble des étoiles, on définit par le retour d’une étoile donnée au méridien local un jour sidéral, qui, par définition, serait constant si rien ne venait modifier la durée de la rotation du globe sur lui-même. Le jour sidéral est un peu plus court que le jour moyen, puisque la Terre se trouve, au bout d’une année, avoir accompli un tour de moins par rapport au Soleil que par rapport aux étoiles ; l’année compte donc un nombre de jours sidéraux supérieur d’une unité au nombre de ses jours moyens. Le jour sidéral, véritable période de rotation du globe sur lui-même dans l’espace, vaut 23 h 56 mn 4 s de temps solaire moyen.