Dynamique des continents - Cours sur l'isostasie

L'isostasie désigne les mouvements verticaux de la lithosphère continentale. Zoom sur la collision obduction, Le démantèlement du relief et le rééquilibrage isostasique.

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Illustrons ces mouvements par l'examen de la disparition des reliefs, ce qui permettra de comprendre pourquoi des roches initialement profondes peuvent être actuellement retrouvées en surface.

La collision-obduction

De nombreux reliefs sont créés lors d’une collision entre deux continents qui suit une subduction et ferme ainsi un domaine océanique.

Le mouvement de convergence (flèches rouges vides) qui préside à la subduction (flèches rouges pleines) se poursuit (schémas 1 et 2) jusqu’à l’affrontement des deux continents (schéma 3) qui s’empilent l’un sur l’autre par de nombreux chevauchements qui prennent en « sandwich » des écailles de lithosphère océanique : celle-ci se retrouve alors sur un continent : c’est l’obduction.

Démantèlement du relief et rééquilibrage isostasique

Le raccourcissement qui a présidé à la collision-obduction est à l’origine de l’empilement des écailles de croûte continentale et de lithosphère océanique à l’origine de la racine du relief.

Après la phase de collision-obduction, le relief créé subit l’érosion c’est-à-dire sa dégradation par les agents de l’érosion : alternance gel-dégel, précipitations, vents. Les produits du démantèlement sont évacués par l’eau courante, ce qui allège le massif d’une certaine charge induisant un rééquilibrage isostasique qui se traduit par la remontée de l’ensemble du massif : les roches initialement les plus profondes (plutons, ophiolites, roches métamorphiques de haute pression...) rejoignent alors, au cours des temps géologiques, la surface (= affleurement).

Les produits du démantèlement du relief sont transportés dans des aires de sédimentation continentales mais aussi marines (schéma 2 ci-dessous en jaune) où ils forment des dépôts sédimentaires parfois importants qui peuvent être à l’origine d’un enfoncement de la zone de dépôt : c’est la subsidence qui correspond à l'isostasie.

Le principe de l’isostasie

La poussée d’Archimède appliquée aux enveloppes terrestres.

En physique, le principe d’Archimède pose que tout corps solide plongé dans un fluide subira une force dirigée de bas en haut : la poussée d’Archimède qui ne suffit pas à faire flotter un objet : il faut aussi que cet objet soit moins dense que le fluide. Dans le cas contraire, le solide coule, ce qui  se produit dans certaines zones de subduction où la plaque  subductée, plus dense que le manteau, coule spontanément.

Mais dans tous les autres cas, le manteau supérieur est nettement plus dense que la croûte, tout comme la lithosphère est plus dense que l'asthénosphère. Dans ces conditions, la poussée d'Archimède s’oppose au poids de la lithosphère de telle sorte qu’elle « flotte » sur le manteau asthénosphérique.

D'après les lois de l'hydrostatique, la poussée d’Archimède a une intensité proportionnelle au volume immergé.

L’équilibre isostasique

À l'équilibre, il n'y a pas de mouvement vertical de la lithosphère causé par la différence de densité : la force de flottabilité s'équilibre avec le poids de la lithosphère. Donc, quand le continent ne s'enfonce pas ou qu'il ne remonte pas, force de flottabilité et poids du continent sont égales. On parle d'équilibre isostasique.

Ainsi, plus on ajoute du poids sur la lithosphère (sédiments, glace), plus elle s'enfonce dans le manteau asthénosphérique pour rejoindre le nouvel équilibre isostasique. A l’inverse, diminuer le poids de la lithosphère (érosion, fonte glaciaire) aura tendance à faire remonter la lithosphère pour atteindre le nouvel équilibre isostasique : voir schéma ci-dessus.

Le modèle mathématique de l’isostasie

Sachant que croûtes et manteau supérieur sont de densité fixe (ρ1 pour les croûtes et ρ2 pour le manteau supérieur lithosphérique), et que chaque colonne de lithosphère, quelle que soit sa composition, exerce la même pression (= force) sur une même surface appelée surface de compensation (correspondant au sommet de l’asthénosphère), Airy a proposé un modèle de l’isostasie.

Le modèle d’Airy et le relief continental

Comme la croûte continentale est de densité 2,8, un relief comporte à sa base une racine qui repose directement sur la surface de compensation.

En égalant la pression exercée par la colonne de montagne sur la surface de compensation, et celle d’une colonne portant une lithosphère continentale sans relief, on peut connaître l’épaisseur de cette racine notée r₁.

h₁ x 2,7 + D x 2,7 + r₁ x 2,7 = D x 2,7 + r₁ x 3,3 soit  r₁ (2,7 – 3,3) = – 2,7 h₁

ce qui conduit à r₁ = (– 2,7 h₁) /(- 0,6), soit r₁ = 4,5 h₁. La racine est donc 4 à 5 fois plus grande que l’altitude de la montagne.