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III • L’équilibre isostatique et les mouvements verticaux de la lithosphère
partout la même. Cela implique que la pression imposée en un point situé à
l’intérieur de la Terre par la surcharge des terrains sus-jacents soit constante
à profondeur constante.
En fait, ce modèle très simple de répartition des pressions et des masses
s’applique à la partie interne de la Terre, là où la faible résistance des
terrains aux contraintes permet aux pressions de s’égaliser à profondeur
égale, mais pas à l’ensemble constitué par la lithosphère et l’hydrosphère.
À quelques kilomètres sous la surface du globe, la pression en effet n’est
pas nécessairement la même à profondeur égale. Si l’on se place par
exemple à 10 km sous un continent d’altitude zéro (point A de la fig. 3.1),
la pression est de 2,8 kbar (densité de la croûte continentale: 2,8); à la
même profondeur mais en plein océan (point B de la fig. 3.1), dans un
endroit où la tranche d’eau est de 5 km, elle n’est plus que de 1,95 kbar
(effets de la charge cumulée de 5 km d’eau et de 5 km de croûte océanique
de densité 2,9). Entre ces deux points, pourtant situés à la même profondeur
sur la surface S 1 de la figure 3.1, la rigidité de la lithosphère interdit tout
mouvement pour que les pressions s’égalisent.
Et pourtant, répétons-le, la gravité est quasiment la même partout, à
la surface des continents comme des océans, y compris au-dessus des
points A et B de l’exemple précédent. Il faut donc que les différences dans
la répartition superficielle des masses soient compensées d’une manière ou
d’une autre: après un certain temps permettant le retour à l’équilibre, cela
implique qu’un déficit en surface soit comblé en profondeur, et que, inversement, un excès superficiel soit corrigé par un déficit en profondeur.
C’est le principe de l’isostasie, selon lequel il existe dans ou sous la lithosphère une surface de compensation où les pressions s’égalisent. En première
approximation, cette surface est parallèle à celle du globe, et au-dessus
d’elle, le poids cumulé de la colonne rocheuse et de la colonne d’eau est le
même, à section égale, en tous les points de la planète. Naturellement ce
principe d’isostasie n’est pas respecté partout, et les petits écarts observés
localement par rapport à la loi théorique sont d’un très grand intérêt pour
l’étude détaillée de la lithosphère (chap. III, § 3.4 et chap. V, § 5.1).
Où placer cette «surface de compensation» S (qui, sur une coupe,
devient un «niveau de compensation»)? En toute rigueur, dans l’asthénosphère. C’est à ce niveau en effet que les pressions deviennent pratiquement «hydrostatiques» (c’est-à-dire isotropes), grâce à l’absence de
rigidité du milieu, et qu’elles ne dépendent donc plus que de la profondeur. Mais dans de nombreux cas on peut aussi simplifier le problème en
plaçant le niveau de compensation dans le manteau lithosphérique. Cela
III • L’équilibre isostatique et les mouvements verticaux de la lithosphère
partout la même. Cela implique que la pression imposée en un point situé à
l’intérieur de la Terre par la surcharge des terrains sus-jacents soit constante
à profondeur constante.
En fait, ce modèle très simple de répartition des pressions et des masses
s’applique à la partie interne de la Terre, là où la faible résistance des
terrains aux contraintes permet aux pressions de s’égaliser à profondeur
égale, mais pas à l’ensemble constitué par la lithosphère et l’hydrosphère.
À quelques kilomètres sous la surface du globe, la pression en effet n’est
pas nécessairement la même à profondeur égale. Si l’on se place par
exemple à 10 km sous un continent d’altitude zéro (point A de la fig. 3.1),
la pression est de 2,8 kbar (densité de la croûte continentale: 2,8); à la
même profondeur mais en plein océan (point B de la fig. 3.1), dans un
endroit où la tranche d’eau est de 5 km, elle n’est plus que de 1,95 kbar
(effets de la charge cumulée de 5 km d’eau et de 5 km de croûte océanique
de densité 2,9). Entre ces deux points, pourtant situés à la même profondeur
sur la surface S 1 de la figure 3.1, la rigidité de la lithosphère interdit tout
mouvement pour que les pressions s’égalisent.
Et pourtant, répétons-le, la gravité est quasiment la même partout, à
la surface des continents comme des océans, y compris au-dessus des
points A et B de l’exemple précédent. Il faut donc que les différences dans
la répartition superficielle des masses soient compensées d’une manière ou
d’une autre: après un certain temps permettant le retour à l’équilibre, cela
implique qu’un déficit en surface soit comblé en profondeur, et que, inversement, un excès superficiel soit corrigé par un déficit en profondeur.
C’est le principe de l’isostasie, selon lequel il existe dans ou sous la lithosphère une surface de compensation où les pressions s’égalisent. En première
approximation, cette surface est parallèle à celle du globe, et au-dessus
d’elle, le poids cumulé de la colonne rocheuse et de la colonne d’eau est le
même, à section égale, en tous les points de la planète. Naturellement ce
principe d’isostasie n’est pas respecté partout, et les petits écarts observés
localement par rapport à la loi théorique sont d’un très grand intérêt pour
l’étude détaillée de la lithosphère (chap. III, § 3.4 et chap. V, § 5.1).
Où placer cette «surface de compensation» S (qui, sur une coupe,
devient un «niveau de compensation»)? En toute rigueur, dans l’asthénosphère. C’est à ce niveau en effet que les pressions deviennent pratiquement «hydrostatiques» (c’est-à-dire isotropes), grâce à l’absence de
rigidité du milieu, et qu’elles ne dépendent donc plus que de la profondeur. Mais dans de nombreux cas on peut aussi simplifier le problème en
plaçant le niveau de compensation dans le manteau lithosphérique. Cela