Gravité, isostasie et subsidence

La pesanteur est l’attraction exercée par la Terre sur un corps de masse m en chute libre verticale ; elle se traduit par une force verticale, le poids, proportionnelle à m.
La pesanteur résulte de deux phénomènes :
1. la gravité, effet de l’attraction universelle newtonienne (deux corps s’attirent avec une force proportionnelle au produit de leurs masses et inversement proportionnelle au carré de leur distance).    
2. la force axifuge, liée à la rotation de la planète, est nulle aux pôles et maximale à l’équateur. Représentant au maximum 0,3 % de la gravité, elle peut être négligée.

La forme de la Terre est déterminée par l’attraction gravitationnelle des masses et les forces induites par sa rotation. Si la Terre était homogène et immobile, elle formerait une sphère.
Clairaut a défini grâce au calcul la forme d’équilibre d’une masse fluide homogène en rotation uniforme soumise à sa propre attraction. Pour les dimensions et la vitesse de rotation de la Terre, il s’agit d’un ellipsoïde de révolution d’aplatissement 1/298.                                       

1. LES ANOMALIES DE LA GRAVITÉ

Rappel : la gravité est l'effet de l'attraction universelle newtonienne (deux corps s'attirent avec une force proportionnelle au produit de leurs masses et inversement proportionnelle au carré de leur distance).   

Variations de la gravité

À la surface du globe, la valeur de la gravité varie en fonction de la latitude, de l'altitude et des reliefs.
• la latitude : la Terre n'étant pas sphérique, il y a plus de matière entre son centre et la surface à l'équateur, qu'entre le centre et la surface à un des pôles. On est donc plus "attiré" par la Terre à l'équateur.
• l'altitude : elle augmente la distance entre le centre de la Terre et le point de mesure. On est donc moins attiré par la Terre en altitude (on ne tient pas compte ici de la masse de matière entre nous et la Terre).
• les reliefs : ils ajoutent de la matière, donc de la masse, et on est plus attiré par la Terre.



Valeur théorique et valeur réelle

La valeur théorique de la pesanteur est obtenue par calcul, sur l'ellipsoïde de référence, et tient compte de la latitude.
La valeur mesurée (par un gravimètre) ne correspond pas à ce calcul. En effet, la surface de la Terre présente des reliefs ou des creux et il faut tenir compte de :
• l'altitude au-dessus de l'ellipsoïde de référence ; elle augmente la distance donc diminue la gravité.
• la masse de matière située entre le lieu de mesure et l'ellipsoïde de référence ; cette masse de matière augmente la gravité.
• la présence de reliefs près du lieu de mesure ; ces masses surnuméraires influent sur la gravité.



Correction de Bouguer

Il faut donc appliquer à la valeur calculée trois corrections pour retrouver les valeurs mesurées : la correction à l'air libre (altitude), la correction de plateau (masse de matière), et la correction topographique (reliefs).
La somme de ces trois corrections est appelée correction de Bouguer.
La différence entre la valeur mesurée et la valeur calculée corrigée de Bouguer est nommée anomalie de Bouguer.
 
Anomalies de Bouguer
Dans les plaines, les corrections apportées aux valeurs théoriques permettent de s'approcher des valeurs mesurées.

Ce n'est pas le cas pour les régions de montagnes ou les fonds marins profonds.
L'anomalie de Bouguer est presque systématiquement
- négative dans les régions de montagnes et de hauts plateaux 
- positive sur les fonds marins profonds.

La seule façon d'expliquer les valeurs de pesanteur mesurées est de supposer une compensation gravimétrique au-dessous du niveau de l'ellipsoïde :
- au niveau des montagnes, la correction apportée est trop forte ; cela signifie que la densité de matière est plus faible que prévu (il y a moins de masse que prévu)
- au niveau des océans, elle est trop faible ; la densité est plus importante que prévu (il y a plus de masse que prévu).
Cette compensation gravimétrique est interprétée par la théorie de l'isostasie.



2 - ISOSTASIE


A) La théorie de l'isostasie

La théorie de l'isostasie interprète la compensation profonde des reliefs superficiels.


Les modèles de la compensation

Il existe deux modèles mathématiques de compensation gravimétrique.

                                                          

1. Modèle de Pratt
Les montagnes proviennent d'une dilatation de l'écorce terrestre (qui diminue de densité, car une même masse occupe un volume plus important ; la densité est donc plus forte sous les océans que sous les montagnes).

2. Modèle d'Airy 
La croûte terrestre flotte sur une matière de forte densité comme des glaçons dans un verre d'eau. Les élévations topographiques sont compensées en profondeur par des racines de matériaux légers, et plus le relief est élevé, plus la racine est profonde.


Dans les deux cas, le phénomène de compensation ne se fait plus sentir en profondeur. La surface de compensation représente le niveau où les masses sont homogènes et où les gravités théoriques et mesurées sont identiques. Il s'agit d'une surface mathématique, et elle ne correspond pas à une discontinuité physique.


Application des modèles de compensation

Le modèle de Pratt est représentatif des océans, où la croûte se refroidit en s'éloignant de la dorsale et augmente de densité.
Le modèle d'Airy est plus en accord avec les données géologiques (les données sismiques montrent la présence de racines sous les montagnes) et rend bien compte de ce qui se passe au niveau des continents.

Pour retrouver la valeur de pesanteur mesurée à partir de la valeur calculée, il est nécessaire d'ajouter une nouvelle correction prenant en compte l'effet des masses compensatrices profondes à celle de Bouguer : la correction isostatique.


Exemple de Chamonix gare (altitude 1 038 m)

    valeur mesurée  980 332,9 mGal

    valeur théorique (calculée pour l'ellipsoïde)         980 712, 7  mGal
        valeur corrigée de Bouguer                    =  980 476, 4  mGal
            (anomalie de Bouguer : 980 332,9 - 980 476,4 =  - 143, 5 mGal)

        valeur corrigée par la correction isostatique    (modèle d'Airy avec la surface de compensation à 30 km de profondeur, - 143 mGal) : 980 476,4 - 143 = 980 333, 4 mGal
           
(anomalie isostatique : 980 332,9 - 980 333,4 = - 0, 5 mGal)

Grâce à cette dernière correction, on s'approche bien de la valeur mesurée.

Exemple de calcul


Comparaison des pressions imposées par les terrains
au niveau des points A et B à 10 km de profondeur
et des points C et D à 30 km
(d'après Boillot et al., Introduction à la géologie, Dunod)

Le poids de colonnes rocheuses de mêmes sections situées au-dessus des points C et D doit être le même. Calculer l'épaisseur X de la tranche d'eau.

On a (X x 1) + (7 x 2,9) + [(30 - 7 - X) x 3,3 ] = 30 x 2,8
ce qui donne X = 5,3



B) Les anomalies isostatiques

Les anomalies isostatiques sont en général faibles, la plupart des régions sont en équilibre isostatique.
Cependant certaines régions présentent de fortes anomalies isostatiques, ce qui indique que l'équilibre n'est pas encore réalisé. En effet, les phénomènes de compensation sont lents à l'échelle humaine (on parle de temps géologiques).

Une anomalie isostatique négative indique un déficit de masse sous la région concernée (excès de matière à faible densité). L'équilibre isostatique sera rétabli par adjonction de matériau dense et soulèvement.
Une anomalie positive traduit un excès de masse (excès de matière à forte densité). L'équilibre isostatique est rétabli par affaissement (diminution du matériau dense au-dessus de la surface de compensation).

On met ainsi en évidence la possibilité de mouvements verticaux de grande ampleur dans les enveloppes externes du globe.



C) Les réajustements isostatiques

1. Le bouclier scandinave

 
Des plages fossiles âgées de 12 000 ans se situent actuellement à 400 m d'altitude. Le golfe de Bosnie a donc été le siège d'un soulèvement qui se poursuit : son anomalie isostatique est de - 25 à - 50 mGal.

Explication : le golfe de Bosnie était recouvert par un inlandsis aux phases glaciaires du Quaternaire ; il s'est alors affaissé jusqu'à l'équilibre isostatique. La fonte des glaces a libéré le socle qui retourne à l'équilibre à l'heure actuelle. On appelle ce phénomène le rebond post-glaciaire (même en ce qui concerne l'isostasie, il s'agit de temps géologiques !).



2. Érosion des reliefs

Les chaînes de montagnes possèdent une racine profonde de roches légères. L'érosion des montagnes jeunes est de 200 m/Ma (50 m/Ma pour l'ensemble des continents). À cette allure et sans réajustement isostatique, tout le relief actuel serait arasé en 100 Ma ! Au fur et à mesure de la destruction du relief, la masse disparue est compensée en profondeur par de la masse plus dense ; il y a remontée progressive des masses légères, et l'érosion est entretenue.
Cette remontée progressive au fur et à mesure de l'érosion explique les affleurements de terrains profonds granitiques et gneissiques dans les chaînes anciennes.



3 - SUBSIDENCE


A) L'isostasie n'explique pas tous les mouvements verticaux

Tous les mouvements verticaux observables ne sont pas dus à l'isostasie. La subsidence peut engendrer de tels mouvements.
La subsidence peut être identifiée sous trois formes différentes :
• tectonique due aux processus de déformations de la lithosphère (amincissement crustal)
• thermique par refroidissement du plancher océanique en s'éloignant de l'axe des zones d'accrétion
• gravitaire ou isostatique en fonction du remplissage des bassins sédimentaires par la production terrigène ou biogénique in situ (carbonatée ou siliceuse)

Dans tous les cas, la sédimentation est la conséquence et non la cause de la subsidence, même si le poids des sédiments intervient dans un second temps.

La subsidence tectonique
Exemple : le bassin houiller du Nord de la France, où l'on trouve 3500 m de sédiments, tous formés sous faible épaisseur d'eau. Il y a eu permanence de la profondeur d'eau dans le bassin tout au long des dépôts successifs. S'il y avait eu compensation isostatique, ce bassin aurait rapidement émergé. La subsidence est un phénomène tectonique qui, localement, provoque l'enfoncement de l'écorce, enfoncement associé en surface au dépôt de sédiments de forte épaisseur. La subsidence est ici attribuable à des déformations tectoniques en périphérie des massifs armoricains et central, du bassin de Paris et des Vosges.

Autre exemple : la plaine du Pô et l'affaissement de Venise. Cette zone est le siège d'une anomalie isostatique négative et devrait se soulever. Cependant, ce n'est pas le cas et, au contraire, cette zone s'enfonce. Dans ce cas, la subsidence est attribuable à des déformations tectoniques de la chaîne alpine.


B) Définition et origine de la subsidence

La subsidence est donc définie comme :
1. l'enfoncement progressif, régulier ou par saccades, du fond d'un bassin sédimentaire ;
2. l'augmentation de profondeur subie par la croûte océanique quand elle s'éloigne de la dorsale où elle s'est formée.

L'origine de la subsidence est
• tectonique (amincissement crustal) : important dans le domaine continental (rifting) et à l'origine de la formation des grands bassins sédimentaires.
• et/ou thermique : capitale dans le domaine océanique.




C) Stades de la subsidence


0. Stade initial




1. Subsidence initiale (tectonique) : étirement




La lithosphère est soumise à un étirement et s'amincit. Cette diminution d'épaisseur est instantanée à l'échelle des temps géologiques. L'asthénosphère remonte. Comme elle est plus dense que la lithosphère, le volume d'asthénosphère qui compense la perte de masse lithosphérique est plus faible que le volume disparu. Il en résulte une subsidence de la surface.
La subsidence initiale est donc une réaction isostatique à l'amincissement lithosphérique dû à la tectonique.


2. Subsidence thermique

 


Au fil du temps, l'asthénosphère qui est remontée se refroidit et devient de la lithosphère plus dense. Elle occupe donc un volume inférieur pour une même masse. La nouvelle répartition des masses provoque là encore une subsidence dite thermique.
La subsidence thermique est beaucoup plus lente que l'initiale. Elle est une réaction isostatique à l'augmentation de densité lithosphérique par refroidissement.




Subsidence du fond océanique
Au cours de son écartement de la dorsale, la plaque océanique nouvellement créée, se refroidit, s'épaissit, et devient plus dense : il se produit ainsi une subsidence thermique du fond océanique.

  

 D) Remarques

• Finalement, c'est toujours l'isostasie qui agit : la subsidence est provoquée par un accroissement de la densité lithosphérique moyenne, qu'elle soit due à un refroidissement ou à un amincissement de la croûte.
• Ces changements sont très lents à l'échelle de la vie d'un homme : soulèvements ou affaissements s'opèrent à des vitesses qui dépassent rarement la fraction de mm ou de cm par an. Mais cumulés à l'échelle des temps géologiques, ils finissent par atteindre des ampleurs de plusieurs kilomètres ou même dizaines de kilomètres (1 mm/an équivaut à 1 km/Ma).
• Sédimentation et…

 

Biblio et Webographie

Éléments de géologie 13e édition, Charles Pomerol, Yves Lagabrielle, Maurice Renard, Dunod, 2006
Géologie, Objets, méthodes et modèles 12e édition, Jean Dercourt, Jacques Paquet, Pierre Thomas, Cyril Langlois, Dunod, 2006
Introduction à la géologie, 4e édition, Gilbert Boillot, Philippe Huchon, Yves Lagabrielle, Dunod, 2008
Site internet Planet Terre

 

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