Cette publication est accessible gratuitement
Lire

Définition et synonyme de : ISOSTASIE

De
4 pages
Article publié par Encyclopaedia Universalis ISOSTASIE La théorie de l'isostasie tente d'expliquer pourquoi les mesures du champ de pesanteur terrestre semblent varier très faiblement d'un point à l'autre de la surface de la Terre en inadéquation avec la loi de Newton, fonction de la masse et de la distance d'un point au centre de la Terre. En 1735, l'astronome français Pierre Bouguer (1698-1758) participe à une mission au Pérou, chargée de mesurer un arc de méridien au niveau de l'équateur. Il fait à cette occasion des observations d'ordre gravimétrique, en relation avec les reliefs. Dans les Andes, Bouguer remarque que la déviation du fil à plomb par les énormes masses montagneuses est moins forte que prévu, comme si les montagnes étaient creuses, ou de moindre densité qu'on ne l'imagine (on sait déjà, alors, que la gravité varie avec la latitude et l'altitude). Son contemporain britannique, George Everest (1790-1866), surtout connu pour avoir donné son nom à la plus haute montagne du monde, prend en 1823 la direction du Bureau trigonométrique et géodésique d'Inde. Il se consacre entièrement au développement de la triangulation et de la cartographie de l'Inde. Comme Bouguer dans les Andes, il remarque dans l'Himalaya, que la déviation du fil à plomb présente une déficience de densité des énormes masses montagneuses par rapport aux calculs théoriques.
Voir plus Voir moins
ISOSTASIE

La théorie de l'isostasie tente d'expliquer pourquoi les mesures du champ de pesanteur terrestre semblent varier très faiblement d'un point à l'autre de la surface de la Terre en inadéquation avec la loi de Newton, fonction de la masse et de la distance d'un point au centre de la Terre.

En 1735, l'astronome français Pierre Bouguer (1698-1758) participe à une mission au Pérou, chargée de mesurer un arc de méridien au niveau de l'équateur. Il fait à cette occasion des observations d'ordre gravimétrique, en relation avec les reliefs. Dans les Andes, Bouguer remarque que la déviation du fil à plomb par les énormes masses montagneuses est moins forte que prévu, comme si les montagnes étaient creuses, ou de moindre densité qu'on ne l'imagine (on sait déjà, alors, que la gravité varie avec la latitude et l'altitude).

Son contemporain britannique, George Everest (1790-1866), surtout connu pour avoir donné son nom à la plus haute montagne du monde, prend en 1823 la direction du Bureau trigonométrique et géodésique d'Inde. Il se consacre entièrement au développement de la triangulation et de la cartographie de l'Inde. Comme Bouguer dans les Andes, il remarque dans l'Himalaya, que la déviation du fil à plomb présente une déficience de densité des énormes masses montagneuses par rapport aux calculs théoriques.

De même, alors que la pesanteur dépend de la masse et de la distance au centre de la Terre, comment expliquer que celle-ci, mesurée au sommet d'une montagne constituée de roches de densité voisine de 2,7, soit identique à celle qui est mesurée au niveau des fosses océaniques, où l'eau n'a qu'une densité proche de 1 ? Tout se passe comme si les excès de masse dus à la topographie étaient compensés en profondeur par des défauts de masse, et vice versa. Historiquement, deux hypothèses ont été particulièrement constructives pour expliquer ce phénomène.

Hypothèses et études

L'hypothèse du Britannique George Biddel Airy, proposée en 1855, suppose l'existence d'un niveau de compensation où l'équilibre isostatique est réalisé grâce à des colonnes de roches de densités différentes : la hauteur de ces colonnes est inversement proportionnelle à leur densité. Ainsi, la colonne de roches situées sous le sommet d'une montagne serait plus enracinée et constituée de roches moins denses que celles des régions adjacentes. Ces racines légères et profondes situées sous le sommet des montagnes ont été confirmées depuis par les mesures géophysiques et leur confinement est compatible avec les compressions latérales dans le cadre de la tectonique des plaques.

Un autre Britannique, John Henry Pratt (1809-1871), fait appel, dans une publication de 1871, à une variation latérale de la densité en profondeur pour compenser les anomalies gravimétriques (positives ou négatives) et tendre vers l'équilibre isostatique. Pour Pratt, cet équilibre s'établit aussi au-dessus et au-dessous d'un niveau de compensation.

C'est le géologue américain Clarence Edward Dutton (1841-1912) qui invente le terme isostasie. Il publie, en 1889, un article intitulé « On some of Greater Problems of Physical Geology » (Sur certains des plus grands problèmes en géologie physique) dans lequel il reprend les travaux antérieurs pour synthétiser et développer la notion de cet état d'équilibre hydrostatique, c'est-à-dire l'état où le poids de la matière est constant au-dessus d'une certaine profondeur de la Terre, dite profondeur de compensation.

Le géoïde

Les études sismiques ont montré que le globe terrestre est formé d'enveloppes concentriques de densité et de rigidité différentes. L'enveloppe externe, la lithosphère (constituée de la croûte, continentale ou océanique, et de la partie supérieure du manteau), est constituée de blocs de matière plus légère flottant sur une masse plastique plus dense, l'asthénosphère. Pour expliquer que la pesanteur soit partout la même, on imagine que les blocs de lithosphère les plus hauts s'enfoncent proportionnellement plus dans l'asthénosphère, à la manière des icebergs. La croûte continentale étant plus légère que la croûte océanique, l'épaisseur de la lithosphère sous les continents est donc plus grande que celle sous les océans. En milieu continental, le modèle d'Airy est assez bien réalisé avec l'épaississement crustal sous les montagnes ; en revanche, en milieu océanique, l'étalement de densité (modèle de Pratt) correspond mieux aux observations effectuées sur la lithosphère océanique, plus froide donc plus dense au fur à mesure que l'on s'éloigne de la zone axiale de formation jusqu'à la zone de subduction plus profonde.

Ce processus de compensation isostatique est continuel car il accompagne la tectonique globale qui modèle la Terre. Il est aussi réversible. En effet, les études du champ de pesanteur ont montré que les racines des chaînes de montagnes remontent au cours de l'érosion de ces dernières, à la manière d'une péniche qui s'élève lorsqu'elle est déchargée. De même, certaines régions se soulèvent et présentent un déséquilibre isostatique. En Scandinavie, ce soulèvement (environ 1 m par siècle) s'explique par l'allégement de cette région, consécutif à la fonte des grandes calottes glaciaires quaternaires.

L'isostasie est réalisée sur une grande partie de la Terre par différents processus géophysiques, à la différence des anomalies gravimétriques en cours. Ainsi, le niveau de compensation ne dessine pas un ellipsoïde de révolution parfaite, mais une surface faite de creux et de bosses appelée le « géoïde ». Par exemple, en milieu océanique, qui représente 70 p. 100 de la surface du globe, la masse des reliefs qui se trouve au fond de l'océan mondial attire l'eau : au-dessus d'un relief, l'océan forme un creux. En revanche, au-dessus d'une fosse, l'océan forme une bosse. Les écarts avec le niveau de référence zéro vont de — 105 mètres au sud de l'Inde jusqu'à + 82 mètres au nord de l'Australie.

Auteur: YVES GAUTIER