PARTIE 2 | La Terre interne actuelle
Figure 4.5
Schéma du modèle
d’ Airy.
■ John Henry Pratt
est un géode sien anglais né en 1809. Il
étudia la forme de la
Terre en parcourant le
monde. C'est en travaillant sur les mesures
de pesanteur réalisées
par Georges Everest
en Himalaya qu 'il proposa que des différences
de densités au sein de la
croûte existent autour
du globe.
Ainsi, la différence d’épaisseur est proportionnelle :
• au rapport des densités entre les roches du manteau et de la croûte ;
• à la variation de profondeur de la limite croûte-manteau.
Il n y aurait donc pas de variations latérales de la limite croûte-manteau sans variation de 1 épaisseur de croûte. De la même manière, une croûte plus épaisse aurait
une racine plus profonde. Ce modèle impliquerait donc que les montagnes comme
les Alpes ou 1 Himalaya auraient des racines profondes. Les profils sismiques
montrent que 1 épaisseur de la croûte continentale au Tibet est d’environ 80 km,
alors qu elle est d environ 40 km en moyenne sur Terre. Comme le rapport des
densités dans I équation est de 1,18, cela signifie que l’épaisseur de la racine qui
vaut (,.| - z2) sous le Tibet vaut 33 km. Comme le Tibet est à 5 000 m d’altitude en
moyenne, on obtient un résultat cohérent : les 80 km d’épaisseur correspondent à
I épaisseur d une croûte normale (40 km) à laquelle on ajoute une racine de (33 km)
et un relief (ici 7 km contre les 5 km observés). La différence avec l’observation
tient aux incertitudes dans les densités et les épaisseurs de croûte, et dans la simp ici té du modèle qui suppose 1 isostasie alors que la région n’est pas exactement
a 1 équilibre isostatique.
I. exemple du Tibet montre que, dans le modèle d’Airy, un relief est compensé en
[ n on cm par une racine crustale. Le relief introduit un excès de masse en surface
rTfi enJlte est suPér'eure à celle de l’air), et la racine crustale compense par un
< e cit t e masse (la densité de la racine crustale est inférieure à celle du manteau).
ci m inant es modèles de Pratt et d’Airy, il est possible de relier les
' ions atera es d élévation aux variations latérale de la densité des roches,
Paisse,Jrs e croûte mais aussi de profondeur de la limite croûte-manteau.
rhvnntr>m0 a e ?eut être pertinent individuellement si la zone d’étude vérifie
zones crmf 6
moclêle d Airy est particulièrement pertinent pour les
modèle
& eS epflssies ou amincies). Il n’y a pas de bon ou de mauvais
modèle. C est 1 usage d’un modèle qui est ou n’est pas pertinent.
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Figure 4.5
Schéma du modèle
d’ Airy.
■ John Henry Pratt
est un géode sien anglais né en 1809. Il
étudia la forme de la
Terre en parcourant le
monde. C'est en travaillant sur les mesures
de pesanteur réalisées
par Georges Everest
en Himalaya qu 'il proposa que des différences
de densités au sein de la
croûte existent autour
du globe.
Ainsi, la différence d’épaisseur est proportionnelle :
• au rapport des densités entre les roches du manteau et de la croûte ;
• à la variation de profondeur de la limite croûte-manteau.
Il n y aurait donc pas de variations latérales de la limite croûte-manteau sans variation de 1 épaisseur de croûte. De la même manière, une croûte plus épaisse aurait
une racine plus profonde. Ce modèle impliquerait donc que les montagnes comme
les Alpes ou 1 Himalaya auraient des racines profondes. Les profils sismiques
montrent que 1 épaisseur de la croûte continentale au Tibet est d’environ 80 km,
alors qu elle est d environ 40 km en moyenne sur Terre. Comme le rapport des
densités dans I équation est de 1,18, cela signifie que l’épaisseur de la racine qui
vaut (,.| - z2) sous le Tibet vaut 33 km. Comme le Tibet est à 5 000 m d’altitude en
moyenne, on obtient un résultat cohérent : les 80 km d’épaisseur correspondent à
I épaisseur d une croûte normale (40 km) à laquelle on ajoute une racine de (33 km)
et un relief (ici 7 km contre les 5 km observés). La différence avec l’observation
tient aux incertitudes dans les densités et les épaisseurs de croûte, et dans la simp ici té du modèle qui suppose 1 isostasie alors que la région n’est pas exactement
a 1 équilibre isostatique.
I. exemple du Tibet montre que, dans le modèle d’Airy, un relief est compensé en
[ n on cm par une racine crustale. Le relief introduit un excès de masse en surface
rTfi enJlte est suPér'eure à celle de l’air), et la racine crustale compense par un
< e cit t e masse (la densité de la racine crustale est inférieure à celle du manteau).
ci m inant es modèles de Pratt et d’Airy, il est possible de relier les
' ions atera es d élévation aux variations latérale de la densité des roches,
Paisse,Jrs e croûte mais aussi de profondeur de la limite croûte-manteau.
rhvnntr>m0 a e ?eut être pertinent individuellement si la zone d’étude vérifie
zones crmf 6
moclêle d Airy est particulièrement pertinent pour les
modèle
& eS epflssies ou amincies). Il n’y a pas de bon ou de mauvais
modèle. C est 1 usage d’un modèle qui est ou n’est pas pertinent.
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