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3.4 : Isostasie - Géosciences


Une topographie très large ou à grande longueur d'onde est plus susceptible d'être compensée qu'une topographie à plus petite échelle. En effet, la grande topographie est plus massive et fait plier la lithosphère dans le manteau visqueux plus profond. Des caractéristiques topographiques plus petites peuvent être soutenues par la force de la lithosphère, et donc aucune anomalie de masse compensatrice ne se forme sous la topographie.

La topographie compensée est également appelée topographie compensée isostatiquement, où le mot isostatique fait référence à une pression (ou contrainte) égale dans la lithosphère ou le manteau visqueux sous des colonnes adjacentes de masse statique (ne se déplaçant pas vers le haut ou vers le bas, ou se déplaçant très, très lentement). Dans la figure (PageIndex{2}), les pressions, (P_1) et (P_2) sont égales à une profondeur, (D_c), appelée profondeur de compensation. Sous (D_c), il n'y a pas de différences dans la structure de densité des deux colonnes.

[P=sum_{i=1}^{n} ho_ih_ig]

Le concept d'isostasie est utilisé pour comprendre pourquoi la hauteur moyenne d'une région d'une plaque est différente de celle d'une autre région de la plaque.

Commencez par un concept familier : la glace flottant dans l'eau.

  • La glace plus épaisse flotte plus haut que la glace plus mince parce que sa masse est moindre.
  • Cependant, il y a aussi beaucoup plus de glace sous la ligne d'eau qu'au-dessus de la ligne d'eau parce que,
  • la différence de densité entre la glace et l'eau est inférieure à la différence de densité entre la glace et l'air.

Considérons un système océanique continental :

  • Deux colonnes de masse adjacentes : continentale et océanique
  • La pression dans la couche visqueuse (fluide) au fond est due au poids ((sum ho g h) de la colonne au-dessus.
  • En équilibre isostatique, la pression au bas de chaque colonne (en dessous des différences de densité) est la même dans les deux colonnes ((P_1 = P_2)
  • Écrivez la somme de la pression dans chaque colonne (cela réduit à la somme de la densité multipliée par l'épaisseur de chaque couche)
  • Réglez les pressions égales.
  • Cette équation peut être utilisée pour déterminer la différence de hauteur entre les deux colonnes ou la différence d'épaisseur de la croûte s'étendant dans la lithosphère visqueuse.
  • Cependant, une deuxième équation est nécessaire, sinon il y a deux inconnues.
  • La deuxième équation vient de l'égalisation des hauteurs. Ensuite, l'une des inconnues peut être résolue et cette équation est remplacée par l'équation d'équilibre des pressions.

Recette de problème d'isostasie :

L'approche de tout problème d'isostasie est la même

  • Dessiner une image
  • Déterminer (D_c) comme la profondeur où il n'y a plus de différences de densité entre les deux colonnes
  • Notez l'équation (P_1=P_2)
  • Simplifier : annuler(g)'s et combiner des termes similaires
  • Notez ( sum H_{1i} = sum H_{2i} ) et utilisez-le pour vous débarrasser des inconnues supplémentaires (résolvez l'inconnu que vous ne voulez pas connaître)
  • Résoudre l'inconnu souhaité

Exemple de hauteur relative du continent et des océans

Pourquoi l'altitude moyenne des continents est-elle plus élevée que la hauteur moyenne des océans ?

Supposons que l'on connaisse toutes les densités du problème, et que l'on connaisse les épaisseurs crustales ((h_{cc} et h_{oc}) et l'épaisseur de la couche d'eau (h_w).

D'après le dessin on voit que l'on peut prendre la profondeur de compensation à la base du continent car en dessous de cette profondeur il n'y a pas de différences de densité entre les à deux columes

Tout d'abord, nous écrivons les sommes de pression pour les deux colonnes et les fixons égales :

[ ho_{cc}h_{cc}g = ho_{air}h_{air}g + ho_{w}h_{w}g + ho_{oc}h_{oc}g + ho_{L }h_{L}g label{ex1}]

(ici j'ai utilisé l'indice (L) au lieu de (oL) pour l'épaisseur et la densité du manteau lithosphère dans la colonne océanique.

Ensuite, nous pouvons annuler tous les g, et l'équation ef{ex1} lit maintenant :

[ ho_{cc}h_{cc} = ho_{air}h_{air} + ho_{w}h_{w} + ho_{oc}h_{oc} + ho_{L}h_{L }]

Nous pouvons maintenant voir que nous avons 2 inconnues, (h_{air}) et (h_L) et donc nous aurons besoin d'une deuxième équation. L'épaisseur totale de la croûte est égale à la somme des épaisseurs dans la colonne océanique :

[h_{cc}=h_{air} + h_{w} + h_{oc} + h_{L}]

Nous résolvons cette équation à pour (h_L) car nous ne la connaissons pas et ne voulons pas la connaître (nous voulons savoir (h_{air})) :

[h_{L}=h_{cc} - h_{air} - h_{w} - h_{oc}]

Remplacez maintenant l'équation ci-dessus par (h_L) dans l'équation d'équilibre de pression. Cela supprime (h_L) de l'équation vous permettant de résoudre pour hair:

[ ho_{cc}h_{cc} = ho_{air}h_{air} + ho_{w}h_{w} + ho_{oc}h_{oc} + ho_{L}h_{cc } - ho_{L}h_{air} - ho_{L}h_{w} - ho_{L}h_{oc} ]

Notez que vous avez maintenant trois termes négatifs qui dépendent tous de ( ho_L) mais ont des épaisseurs différentes. L'étape suivante consiste à combiner ces termes avec les termes positifs qui ont la même épaisseur.

Combinez les "termes similaires", c'est-à-dire combinez les termes qui ont la même épaisseur (en gardant (h_a) sur le côté gauche)

[ 0 = + h_{cc}( ho_L - ho_{cc}) - h_a( ho_L - ho_a) - h_w( ho_L - ho_w) - h_{oc}( ho_L - ho_{oc }) ]

Notez que, pour les trois derniers termes, nous avons pris un signe négatif à l'avant de sorte que la différence de densité est un nombre positif.

Ensuite, réorganisez en ajoutant le terme négatif (h_a) de l'autre côté

[h_a( ho_L- ho_a) = ( ho_L - ho_{cc})h_{cc} - h_w( ho_L- ho_w)- h_{oc}( ho_L- ho_{oc}) ]

Enfin divisez ( ( ho_L- ho_a) ) pour obtenir (h_a) seul :

[ h_a=h_{cc}left(frac{ ho_L- ho_{cc}}{ ho_L- ho_a} ight)-h_w left(frac{ ho_L- ho_w}{ ho_L - ho_a} ight) -h_{oc}left(frac{ ho_L- ho_{oc}}{ ho_L- ho_a} ight)]

Notez que tous les termes à droite sont des hauteurs fractionnaires pondérées par la différence de densité à travers chaque couche par rapport à la densité différente entre l'air et la croûte continentale. Ceci est le résultat de chaque problème d'équilibre isostatique et illustre comment l'équilibre de pression est atteint pour chaque couche.

Exemple de changement d'heure

A un moment T1 la hauteur de la chaîne de montagnes au-dessus du niveau de la mer est (h_{a1}) et l'épaisseur de la croûte est (h_{cc}). Après érosion au temps T2 l'épaisseur de la croûte est plus petite de (Delta h). Parce qu'il n'y a pas moins de masse pesant sur le continent, il s'élèvera de manière dynamique (comme enlever du poids d'un navire flottant). Quelle est la hauteur de la chaîne de montagnes au temps (T_2) (en supposant un équilibre isostatique).

Considérons d'abord ce qui reste le même : l'épaisseur de l'eau hw et la croûte océanique (h_{oc})

Deuxièmement, qu'est-ce qui change ? La hauteur du continent au-dessus du niveau de la mer (h_a) et l'épaisseur de la racine du manteau (h_m) changent.

Commencez par écrire le bilan isostatique pour le temps (T_1) en utilisant la solution donnée ci-dessus dans l'exemple précédent :

[h_{a1} = h_{cc}left(frac{ ho_L- ho_{cc}}{ ho_L- ho_a} ight) - h_w left(frac{ ho_L- ho_w} { ho_L- ho_a} ight) -h_{oc}left(frac{ ho_L- ho_{oc}}{ ho_L- ho_a} ight)]

Maintenant, soit ( A_1 = - h_w(frac{ ho_L- ho_{w}}{ ho_L- ho_a})) et (A_2 = - h_{oc}(frac{ ho_L- rho_{oc}}{ ho_L- ho_a})). Ces termes ne changent pas entre le temps 1 et le temps 2 car (h_w) et (h_{oc}) ne changent pas.

Ensuite, écrivez l'équation de la hauteur du continent au temps (T_2):

[h_{a2}=(h_{cc} - Delta h)(frac{ ho_L- ho_{cc}}{ ho_L- ho_a}) + A_1 + A_2]

Développer le premier terme

[h_{a2}= left(h_{cc}(frac{ ho_L- ho_{cc}}{ ho_L- ho_a})+A_1+A_2 ight) - Delta h(frac{ ho_L- ho_{cc}}{ ho_L- ho_a})]

Notez maintenant que les trois premiers termes sont égaux à où (h_{a1}).

[h_{a2}=h_{a1} - Delta h(frac{ ho_L- ho_{cc}}{ ho_L- ho_a})]

Ainsi, la hauteur finale du continent après l'érosion est égale à la hauteur d'origine, moins une fraction pondérée par la densité de l'épaisseur qui a été érodée. La fraction de densité est inférieure à 1, donc le changement de hauteur est inférieur à (Delta h). La raison en est que le continent remonte un peu en réponse à l'élimination de la masse par l'érosion.

Exemple de profondeur d'un bassin océanique

La dorsale médio-océanique se trouve généralement à des profondeurs d'environ 2500 m (2,5 km) sous le niveau de la mer. Au fur et à mesure que la plaque océanique s'éloigne de la dorsale médio-océanique, la lithosphère se refroidit et devient plus épaisse. Parce que la roche plus froide a une densité plus élevée que la roche plus chaude, cette lithosphère qui s'épaissit augmente le poids de la plaque tectonique, et elle s'enfonce donc dans le manteau. Au moment où la lithosphère atteint 80 Ma, la profondeur de l'océan est plutôt de 4 500 à 5 000 m.

L'équilibre isostatique peut être utilisé pour déterminer l'augmentation de la profondeur de l'océan par rapport à sa profondeur d'origine, (Delta d(t)). La profondeur totale est donnée par :

[d(t)=d_o+Delta d(t) ?]

Nous savons, par la résolution de l'équation de diffusion, que la lithosphère se refroidit et s'épaissit. L'épaisseur de la lithosphère, (w(t)), correspond à suivre une isotherme (par exemple, 1000 C) et à supposer que la masse associée au matériau plus chaud est petite et peut être ignorée.

Notez que l'on peut ignorer l'épaisseur d'eau au-dessus de la crête, car cette eau existe aussi partout ailleurs. Par conséquent, lors de l'équilibrage de la pression dans deux colonnes, l'une au niveau de la crête et l'autre à une certaine distance, il suffit de considérer les couches qui existent sous la hauteur de la crête. À la crête, c'est (h_c + h_a), où (h_a) est l'asthénosphère. A une certaine distance (correspondant au temps de refroidissement ou à l'âge de la plaque, (t)), il y a trois couches :

  • l'approfondissement de l'océan par rapport à la dorsale donnée par (Delta d(t))
  • la croûte océanique, (h_c)
  • l'épaisseur de la lithosphère (hors croûte), (w(t))

Notez également que (h_c) existe dans les deux colonnes, donc (h_a=Delta d(t)+w(t)). Pour terminer le problème, écrivez l'équation d'équilibre de pression et résolvez pour (Delta d(t)).


Top 6 des théories de l'isostasie | Isostasie | Théories | Géologie

Les points suivants mettent en évidence les six principales théories de l'isostasie. Les théories sont : 1. Théorie de Sir George Airy 2. Théorie de l'archidiacre Pratt 3. Théorie de Hayford et Bowie 4. Théorie de Joly 5. Théorie de Heiskenen 6. Théorie de Holmes.

1. Théorie de Sir George Airy:

Selon Airy, la partie intérieure des montagnes ne peut pas être creuse, mais l'excès de poids des montagnes est compensé (équilibré) par des matériaux plus légers en dessous. Selon lui, la croûte de matériau relativement plus léger flotte dans le substratum de matériau plus dense. En d'autres termes, ‘sial’ flotte dans ‘sima’.

Ainsi, l'Himalaya flotte dans un magma vitreux plus dense. Selon Airy, la grande masse de l'Himalaya n'était pas seulement un phénomène de surface, les roches plus légères dont elles sont composées ne reposent pas simplement sur la surface plane d'un matériau plus dense en dessous, mais, comme un bateau dans l'eau, coulent. dans le matériau plus dense’.

En d'autres termes, les Hima­layas flottent dans le magma plus dense avec leur partie maximum coulée dans le magma de la même manière qu'un bateau flotte dans l'eau avec sa partie maximum coulée dans l'eau. Ce concept implique en fait le principe de flottaison.

Par exemple, un iceberg flotte dans l'eau de telle sorte que pour chaque partie se trouvant au-dessus du niveau de l'eau, neuf parties de l'iceberg restent sous le niveau de l'eau. Si nous supposons que la densité moyenne de la croûte et du substrat est respectivement de 2,67 et 3,0, pour que chaque partie de la croûte reste au-dessus du substrat, neuf parties de la croûte doivent se trouver dans le substrat.

En d'autres termes, la loi de la flottaison exige que « le rapport du franc-bord au tirant d'eau soit de 1 à 9. » On peut souligner qu'Airy n'a pas mentionné l'exemple de la flottaison de l'iceberg. Il a simplement soutenu que les parties crustales (terres terrestres) flottaient, comme un bateau, dans le magma du substratum.

Si nous appliquons la loi de flottaison, comme indiqué ci-dessus, dans le cas du concept d'Airy, alors nous devons supposer que pour les 8848m de hauteur de l'Himalaya il doit y avoir une racine, 9 fois plus longue que la hauteur de la Himalaya, dans le substrat. Ainsi, pour une partie de 8848 m de l'Himalaya au-dessus, il doit y avoir une projection vers le bas de matériau plus léger sous la montagne atteignant une profondeur de 79 632 m (environ 80 000 m).

Joly a appliqué le principe de flottaison pour la croûte terrestre en prenant le rapport franc-bord sur tirant d'eau de 1 à 8. Selon lui, "pour chaque partie émergente de la croûte au-dessus du niveau supérieur du substrat, il y a huit parties immergées". Si nous appliquons la vision de la flottaison de Joly au concept d'Airy, il y aurait une projection descendante de l'Himalaya jusqu'à une profondeur de 70 784 m (8848 m x 8) dans le substrat.

Ainsi, selon Airy, l'Himalaya exerçait sa véritable force d'attraction car il existait une longue racine de matériau plus léger dans le substrat qui compensait le matériau au-dessus. Sur la base de l'observation ci-dessus, Airy a postulé que "si la colonne terrestre au-dessus du substrat est plus grande, sa plus grande partie serait immergée dans le substrat et si la colonne terrestre est plus basse, sa plus petite partie serait immergée dans le substrat".

Selon Airy, la densité des différentes colonnes du terrain (par exemple les montagnes, les plateaux, les plaines, etc.) reste la même. En d'autres termes, la densité ne change pas avec la profondeur, c'est-à-dire une densité uniforme avec une épaisseur variable.

Cela signifie que les continents sont constitués de roches ayant une densité uniforme mais leur épaisseur ou leur longueur varie d'un endroit à l'autre. Afin de prouver ce concept, Airy a pris plusieurs morceaux de fer de différentes longueurs et les a mis dans un bassin rempli de mercure. Ces morceaux de fer s'enfonçaient à des profondeurs variables selon leurs longueurs. Le même modèle peut être démontré en prenant des morceaux de bois de différentes longueurs. S'ils étaient placés dans le bassin d'eau, ils couleraient dans l'eau selon leur longueur (fig. 6.1).

Bien que le concept de Sir George Airy suscite un grand respect parmi la communauté scientifique, il souffre également de certains défauts et erreurs. Si nous acceptons les vues d'Airy sur l'isostasie, alors chaque partie debout doit avoir une racine en dessous en fonction de sa hauteur.

Ainsi, l'Himalaya aurait une racine équivalente à 79 632 m (si l'on accepte le rapport franc-bord sur tirant d'eau de 1 à 9) ou 70 784 m (si le rapport franc-bord sur tirant d'eau est pris de 1 à 8). Il serait faux de supposer que l'Himalaya aurait une projection vers le bas de la racine d'un matériau plus léger sous la montagne atteignant une si grande profondeur de 79 634 m ou 70 784 m car une racine aussi longue, même si elle est acceptée, fondrait en raison de la température très élevée. qui y prévaut, car la température augmente avec l'augmentation de la profondeur à raison de 1°c par 32m.

Tout récemment, cependant, le concept fondamental d'Airy, les masses continentales flottant sous forme de blocs plus légers (sial) dans un substrat plus lourd (sima), a été rajeuni, en grande partie grâce à l'influence des travaux de Heiskanen, de sorte qu'il est maintenant probable Il est vrai de dire que la plupart des géologues sont favorables à l'explication d'Airy.

2. Théorie de Archidiacre Pratt:

En étudiant la différence de déviation gravitationnelle de 5,236 secondes lors de l'étude géodésique de Kaliana et Kalianpur, l'archidiacre Pratt a calculé la force gravitationnelle de l'Himalaya après avoir pris la densité moyenne de l'Himalaya à 2,75 et a appris que la différence aurait dû être de 15,885 secondes.

Il a ensuite étudié les roches (et leurs densités) de l'Himalaya et des plaines voisines et a constaté que la densité de chaque partie supérieure est inférieure à celle d'une partie inférieure. En d'autres termes, la densité des montagnes est inférieure à la densité des plateaux, celle du plateau est inférieure à la densité de la plaine et la densité de la plaine est inférieure à la densité du fond océanique et ainsi de suite. Cela signifie qu'il existe une relation inverse entre la hauteur des reliefs et la densité.

Selon Pratt, il existe un niveau de compensation au-dessus duquel il y a une variation dans la densité des différentes colonnes de terre, mais il n'y a pas de changement de densité en dessous de ce niveau. La densité ne change pas dans une colonne mais elle change d'une colonne à d'autres colonnes au-dessus du niveau de compensation.

Ainsi, le thème central du concept de Pratt sur l'isostasie peut être exprimé comme une « profondeur uniforme avec une densité variable ». Selon Pratt, une surface égale doit être inférieure à une masse égale le long de la ligne de compensation. Cette affirmation peut être expliquée par un exemple (fig. 6.2).

Il y a deux colonnes, A et B, le long de la ligne de compensation. Les deux colonnes, A et B, ont une surface égale mais il y a une différence dans leur hauteur. Les deux colonnes doivent avoir une masse égale le long de la ligne de compensation, de sorte que la densité de la colonne A doit être inférieure à la densité de la colonne B afin que le poids des deux colonnes devienne égal le long de la ligne de compensation.

Ainsi, le concept de Pratt de relation inverse entre la hauteur de différentes colonnes et leurs densités respectives peut être exprimé de la manière suivante : « plus la colonne est grande, moins la densité est grande et plus la colonne est petite, plus la densité est grande. » Selon Pratt la densité ne varie que dans la lithosphère et non dans la pyrosphère et la barysphère.

Ainsi, le concept d'isostasie de Pratt était lié à la ‘loi de compensation’ et non à ‘la loi de flottaison.’ Selon Pratt, différentes caractéristiques de relief ne subsistent que du fait que leur masse respective est égales le long de la ligne de compensation en raison de leurs densités variables. Ce concept peut être expliqué à l'aide d'un exemple (Fig. 6.3).

Bowie a estimé que bien que Pratt ne croie pas à la loi de flottaison, comme l'a déclaré Sir George Airy, mais si nous examinons minutieusement le concept de Pratt, nous trouvons certainement indirectement un aperçu de la loi de flottaison. De même, bien que Pratt ne croie pas directement au concept de « formation des racines » mais qu'une lecture très attentive de son concept sur l'isostasie, indique l'aperçu d'une telle idée (formation des racines) indirectement.

Tout en faisant une analyse comparative des vues d'Airy et Pratt sur l'isostasie, Bowie a observé que la différence fondamentale entre les vues d'Airy et de Pratt est que la première postule une densité uniforme avec une épaisseur variable, et la seconde une profondeur uniforme. avec une densité variable. La figure 6.4 explique la différence fondamentale entre les concepts d'Airy et de Pratt sur l'isostasie.

3. Théorie de Hayford et Bowie:

Hayford et Bowie ont proposé leurs concepts d'isostasie presque similaires au concept de Pratt. Selon eux, il existe un plan où il y a compensation complète des parties crustales. Les densités varient avec les élévations des colonnes de parties crustales au-dessus de ce plan de compensation.

La densité des montagnes est inférieure à celle du fond océanique. En d'autres termes, la croûte est composée de matériaux plus légers sous les montagnes que sous le fond des océans. Il existe une telle zone sous le plan de compensation où la densité est uniforme dans la direction latérale.

Ainsi, selon Hayford et Bowie, il existe une relation inverse entre la hauteur des colonnes de la croûte et leurs densités respectives (comme supposé par l'archidiacre Pratt) au-dessus de la ligne de compensation. Le plan de compensation (niveau de compensation) serait situé à une profondeur d'environ 100 km. Les colonnes ayant les roches de densité moindre sont plus hautes que les colonnes ayant les roches de densité plus élevée. Cette affirmation peut être comprise à l'aide de la fig. 6.5.

Il y a quatre colonnes imaginaires (plaine intérieure, plateau, plaine côtière et région au large) dans la fig. 6.5 qui atteignent le niveau d'indemnisation. Leur hauteur varie mais ils sont équilibrés par leurs densités variables. ‘L'hypothèse est que le volume variable de matière dans les différentes colonnes est compensé par leur densité, de telle sorte qu'elles exercent une pression descendante égale au niveau de la compensation et s'équilibrent ainsi l'une l'autre’.

La figure 6.6 explique le concept ci-dessus. C'est appar­ent de la fig. 6.6 que différentes colonnes de section transversale égale taillées dans divers métaux et minerais ayant des densités variables sont vues flotter dans un bassin de mercure mais toutes atteignent la même ligne (niveau de compensation) et exercent ainsi un poids égal le long de la ligne de compensation.

Bowie a fait une étude comparative des points de vue d'Airy et Pratt sur l'isostasie et a conclu qu'il y avait beaucoup de similitude dans leurs points de vue. En fait, "les deux points de vue lui semblaient similaires mais pas les mêmes".

Bowie a pu observer un aperçu du concept de formation des racines et de la loi de flottaison d'Airy, bien qu'indirectement, dans les vues de Pratt. Le concept de Hayford et Bowie, selon lequel les parties de la croûte (divers reliefs) se présentent sous la forme de colonnes verticales, n'est pas tenable car les caractéristiques de la croûte se trouvent sous la forme de couches horizontales.

4. Théorie de Joly :

Joly, en présentant ses vues sur l'isostasie en 1925, contredisait le concept de Hayford et Bowie. Il a désapprouvé le point de vue de Hayford et Bowie sur l'existence d'un niveau de compensation à la profondeur d'environ 100 km au sol selon lequel la température à cette profondeur serait si élevée qu'elle provoquerait une liquéfaction complète et que le niveau de compensation ne serait donc pas possible. .

Il a en outre réfuté le concept de Hayford et Bowie selon lequel « la densité varie au-dessus du niveau de compensation mais reste uniforme en dessous du niveau de compensation » au motif qu'une telle condition ne serait pas possible dans la pratique car une telle condition serait facilement perturbée par le les événements géologiques et donc le niveau de compensation seraient perturbés.

Selon Joly, il existe une couche de 16 km d'épaisseur sous une coquille de densité uniforme. La densité varie dans cette zone de 10 milles d'épaisseur. Il apparaît donc que Joly a supposé que le niveau de compensation n'était pas un phénomène linéaire mais un phénomène zonal. En d'autres termes, il ne croyait pas à une ‘ligne (niveau) de compensation’ mais plutôt à une ‘zone de compensation’ (de 10 milles d'épaisseur).

Ainsi, on a aussi un aperçu de la loi de flottaison (on se souvient que Joly n'en a pas parlé, on déduit seulement l'idée de flottaison du concept de Joly) et son concept est plus proche du concept d'Airy que le concept de Hayford et Bowie.

‘Ceci est en accord étroit avec l'idée de flottaison, les zones de faible densité dans la couche de 10 pouces correspondent aux projections vers le bas de la croûte continentale légère, tandis que celles de haute densité représentent les zones intermédiaires remplies de matériau de la sous-strate plus lourde. 8217 (fig. 6.7).

5. Théorie de Heiskenen:

Heiskenen a présenté un nouveau concept d'isostasie en 1933 dans lequel il a combiné les concepts d'Airy (densité uniforme avec une épaisseur variable) et de Pratt (densité variable dans différentes colonnes). Selon lui, la densité des roches varie à l'intérieur de la colonne (section de la terre) et entre les colonnes. Par exemple, les roches d'une colonne au niveau de la mer ont une densité plus élevée (disons 2,76 grammes cm -3 ) qu'à une altitude plus élevée de la même colonne (disons 2,70 grammes cm -3 ), ce qui signifie que lorsque nous descendons les roches d'une section de la la croûte terrestre devient plus dense, c'est-à-dire que la densité augmente vers le bas. De même, la densité des roches de différentes sections (colonnes) de la croûte terrestre varie également. Ainsi, il apparaît que la densité des roches varie à la fois verticalement et horizontalement.

6. Théorie de Holmes:

Les vues d'Arthur Holmes sur l'isostasie, dans une plus large mesure, sont compatibles avec les vues d'Airy. Après Airy Holmes a également supposé que les parties de la croûte verticale sont constituées de matériaux plus légers et afin de les équilibrer, la majeure partie de ces colonnes supérieures sont immergées dans une plus grande profondeur de matériaux plus légers (de très faible densité).

Selon Holmes, les colonnes les plus hautes sont debout en raison du fait qu'il y a un matériau plus léger en dessous pour une plus grande profondeur alors qu'il y a un matériau plus léger sous les colonnes plus petites jusqu'à une profondeur moindre (fig. 6.8).

A. Holmes et D.L. Holmes (1978) a tenté d'expliquer et d'illustrer le concept d'isostasie à l'aide d'un schéma (fig. 6.9) qui montre des exemples caractéristiques de colonnes crustales, dont chacune a la même surface et s'étend vers le bas jusqu'à la même profondeur sous le niveau de la mer, la même profondeur à laquelle le poids de chaque colonne exerce approximativement la même pression sur le matériau sous-jacent, quelle que soit son élévation de surface&8217.

Ils ont pris la profondeur de 50 km pour la compensation isostatique dans les zones qui n'ont pas été perturbées par des événements géologiques pendant une durée assez longue. A. Holmes et D.L. Holmes a tenté d'expliquer et d'illustrer le concept de poids égal le long du "niveau de pression égale" à travers les exemples de 4 colonnes de section transversale égale à travers des parties caractéristiques des continents et du fond océanique (fig. 6.9).

Ces quatre colonnes sont :

(iii) Plaine au niveau de la mer et

Chaque colonne a une épaisseur de 50 km. Les chiffres à droite de chaque colonne indiquent la densité (moyenne). M indique une discontinuité mohorovicique. Le poids de chaque colonne le long du niveau d'égale pression est presque le même, compris entre 150,0 et 151,2.

Selon Holmes et Holmes, le poids total de chaque colonne le long du niveau d'égale pression peut être obtenu en additionnant le produit de la densité et de l'épaisseur correspondante jusqu'à la profondeur de 50 km, comme indiqué ci-dessous :

(i) Pour le plateau (4 km d'altitude depuis le niveau de la mer (fig. 6.9 A) – 54 x 2,8 (densité moyenne) = 151,2

(toute la section est en croûte continentale)

(ii) Pour le plateau (1 km de haut) (fig. 6.9 B) – 36 x 2,8 (croûte continentale) + 15,33 (manteau sima, probablement roche basaltique) = 150,3

(iii) Pour la plaine proche du niveau de la mer (fig. 6.9 C).

30 x 2,8 (croûte continentale) x 20 x 3,3 (manteau sima) = 150,0

(iv) Pour l'océan (5 km de profondeur, fig. 6.9 D)-

5 x 1,03 (eau de mer) + 1 x 2,4 (sédiments) + 5 x 2,9 (crustal sima, probablement roche basaltique) + 39 x 3,3 (manteau sima) = 150,75

Ajustement isostatique global:

On peut souligner qu'il n'y a pas d'ajustement isostatique complet sur le globe parce que la terre est si agitée et donc les forces géologiques (forces endogénétiques) venant de l'intérieur de la terre perturbent très souvent cet ajustement isostatique. De plus, récemment, quelques scientifiques ont même remis en question le concept d'isostasie.

Même il y a un désaccord parmi les scientifiques sur la nature locale ou régionale de l'isostasie. Il ressort du résultat de diverses expéditions, expérimentations et observations que si l'ajustement isostatique ne se produit pas au niveau local, il existe au niveau régional extensif. Il faut qu'il y ait un équilibre au niveau local, ça peut être et ça peut ne pas être.

Les forces endogénétiques et les événements tectoniques qui en résultent provoquent des perturbations dans la condition idéale d'isostasie mais la nature tend toujours vers l'ajustement isostatique.

Par exemple, une montagne nouvellement formée en raison d'activités tectoniques est soumise à une dénudation sévère. Par conséquent, il y a un abaissement continu de la hauteur de la montagne. D'autre part, les sédiments érodés se déposent dans les zones océaniques, avec pour résultat une augmentation continue du poids des sédiments sur le fond marin.

En raison de ce mécanisme, la zone montagneuse devient progressivement plus légère et le fond océanique devient plus lourd, et donc l'état d'équilibre ou d'isostasie entre ces deux zones est perturbé mais l'équilibre doit être maintenu. On peut affirmer que la pression et le poids surplombant la montagne diminuent en raison de l'enlèvement continu de matière par des processus de dénudation.

Ce mécanisme conduit à une montée progressive de la montagne. D'autre part, la sédimentation continue sur le fond marin provoque un affaissement progressif du fond marin. Ainsi, afin de maintenir l'équilibre isostatique entre ces deux caractéristiques, il doit y avoir un écoulement lent des matériaux relativement plus lourds du sous-sol (de sous le fond marin) vers les matériaux plus légers de la colonne montante de la montagne au niveau ou en dessous du niveau de compensation (fig. 6.10).

Ainsi, le processus de redistribution des matériaux restaure finalement la condition isostatique perturbée pour compléter l'équilibre isostatique. Commentant la validité du mécanisme ci-dessus de l'ajustement isostatique, Wooldridge et Morgan (1959) ont fait remarquer, « qu'un tel mécanisme fonctionne est en effet très probable que les géologues ont des preuves irréfutables que les sédiments peuvent abaisser le fond d'une mer chargée à un étendue, et certaines espèces d'écoulement sous-crustal ont été invoquées pour de nombreux autres motifs.

Mais il est clair que nous ne sommes pas fondés à considérer la croûte comme composée de colonnes, se déplaçant de haut en bas indépendamment, une telle conception fait fi des faits d'observation, et même elle n'a pas, du côté géologique, créé beaucoup plus de problèmes qu'elle n'en a résolu. ’

Parfois, les forces endogénétiques agissent si soudainement et si violemment que l'état d'équilibre isostatique se dérègle tout à coup et, par conséquent, l'ajustement isostatique par le processus d'écoulement des matériaux du substratum n'est pas maintenu. De même, les changements climatiques se produisent parfois à une échelle mondiale si étendue qu'il y a une accumulation de calottes glaciaires épaisses à la surface des terres et donc une charge accrue provoque une perturbation isostatique.

Par exemple, de vastes régions de l'Amérique du Nord et de l'Eurasie se sont affaissées sous le poids énorme de l'accumulation d'épaisseurs de glace pendant la glaciation du Pléistoncène, mais les masses continentales ont commencé à s'élever soudainement en raison de la libération de la pression de l'épaisse charge de glace en raison de la déglaciation et la fonte conséquente des calottes glaciaires il y a environ 25 000 ans et ainsi l'équilibre isostatique a été perturbé.

Selon une estimation, de grandes parties de la Scandinavie et de la Finlande ont augmenté de 900 pieds. Les masses continentales continuent d'augmenter au rythme d'un pied tous les 28 ans dans le cadre du processus de récupération isostatique. L'ajustement isostatique dans ces zones n'a pas pu être réalisé jusqu'à présent.


La science avec Flubber : l'isostasie glaciaire

À l'aide de deux ensembles de flubber, l'un représentant la Terre et l'autre représentant un glacier, montrez comment la croûte s'enfonce et rebondit jusqu'au poids d'un glacier, et comment ce mouvement peut être mesuré à l'aide du GPS.

Le flubber est une substance élastique caoutchouteuse, un fluide élascoplastique non newtonien, qui s'écoule sous l'effet de la gravité, mais se brise lorsqu'il est soumis à une contrainte élevée. Flubber est utile pour démontrer un large éventail de processus terrestres et glaciaires.

Points à retenir

  • Flubber réagit aux changements lents de stress (comme l'ajout ou la suppression de poids) d'une manière élastique similaire à la croûte et au manteau.
  • Flubber n'est ni un glacier ni un rocher.
  • Le rock rebondit moins vite que le flubber.

Durée de la démonstration

30 minutes pour faire le flubber
5 – 20 minutes pour démontrer

Concepts majeurs

  • La croûte n'est pas toujours rigide.
  • Les glaciers peuvent affecter la forme de la Terre.
  • À mesure qu'un glacier grandit, le poids du glacier abaisse la croûte vers le bas. Au fur et à mesure qu'un glacier rétrécit, la croûte rebondit vers le haut dans la zone autour du glacier.
  • Nous pouvons utiliser le GPS pour mesurer l'évolution des glaciers en mesurant les changements d'altitude au fil du temps des terres qui les entourent.

Fournitures

  • Flubber (colle scolaire, borax, colorant alimentaire et eau, * voir l'onglet Matériel supplémentaire pour plus de détails)
  • Récipient transparent (grand bol)
  • Cellophane
  • Air-tight storage bags (to hold extra flubber)
  • Gumdrops and toothpicks (to make GPS models)

Instructions for assembly

  • Mix a double batch of flubber in the “Earth” color of your choice.
  • Mix a single batch of flubber, with no food coloring, for your glacier.
  • Place Earth flubber in the container, with cellophane on top. Let it settle.
  • Have the glacier flubber ready to place on the Earth.

Leading the demonstration

  1. Describe the parts of the model:
    • The flubber in the bowl is the Earth’s asthenosphere (the lower mantle, more elastic)
    • The cellophane is the lithosphere (crust + upper portion of the mantle)
    • The white flubber is the glacier
  2. Ask visitors to observe the "land" flubber closely as you place the glacier flubber on cellophane (or have them place it) invite observations by the visitors while the glacier sinks in.
  3. Quickly remove glacier from cellophane (or have them remove it) and again invite observation as the lower Earth flubber moves.
  4. Repeat placing and removing the glacier multiple times while visitors view from the side and focus on different areas of the Earth flubber.
  5. Optional: Have visitors place GPS models on the flubber at various places and measure the deflection of the land near the glacier and at the edge of the bowl.

Sample questions to consider

  • What do you think will happen to the Earth’s crust when we put a heavy glacier on it?
  • What do you see? If we were standing under the glacier, would we be moving up or down? What if we were standing next to the glacier? . farther away from the glacier? . near the edge of the bowl?
  • What do you think will happen when we melt the glacier away? Will there be any evidence that it was there?
  • How do you think we could measure this?
  • Why would this be helpful to know how much ice has melted?

Make the Flubber

Note that you'll need one batch for the glacier and a double batch for the Earth.

Ingredients for one batch:

  • 2 mixing bowls
  • Measuring cup and spoons
  • 1 cup white glue
  • 1 1/2 teaspoon borax
  • Food coloring
  • Warm water

Instructions for making flubber

  • In the first mixing bowl, combine 3/4 cup warm water and 1 cup glue (and food coloring if needed). Stir until well mixed.
  • In the second bowl, combine 2/3 cup warm water and 1 1/2 teaspoon borax.
  • Combine the contents of the two mixing bowls (whip the materials together), and stir until a gooey blob forms. Flubber will be sticky for a moment or two. Let the excess liquid drip off.

More ideas!

Use flubber to demonstrate how glaciers move and flow! Place flubber on a 3-D model of a mountain or create a U-shaped valley made from clear plexiglass or tubing. By using a clear plastic, you can see the top and bottom motions of the glacier.

Earth-focused modules for undergraduate classroom and field courses

In this 2-3 week module, students interpret geodetic data from Greenland to assess spatial patterns and magnitudes of ice mass change and consider mechanisms and timescales for ice mass loss. They also investigate the relationship between ice mass change and global and regional sea level, with an emphasis on the ongoing and future implications of sea level change on civilization. Materials for student reading and preparation exercises, in-class discussions, lab exercises, small group activities, gallery walks, and wall walks are provided, as well as teaching tips and suggestions for modifications for a variety of class formats.

CREDITS
Demonstration based on an activity developed by POLENET - The Polar Earth Observing Network. UNAVCO materials developed by Shelley Olds and Beth Bartel. Video produced by Daniel Zietlow.

Last modified: 2019-12-24 01:26:00 America/Denver

Sponsored by

The Geodetic Facility for the Advancement of Geosciences (GAGE) is a facility funded by the National Science Foundation and NASA and operated by UNAVCO. Any opinions, findings, and conclusions or recommendations expressed in this material do not necessarily reflect the views of the National Science Foundation.


66 9.4 Isostasy

Theory holds that the mantle is able to convect because of its plasticity, and this property also allows for another very important Earth process known as isostasy. The literal meaning of the word isostasy is “equal standstill,” but the importance behind it is the principle that Earth’s crust is floating on the mantle, like a raft floating in the water, rather than resting on the mantle like a raft sitting on the ground.

The relationship between the crust and the mantle is illustrated in Figure 9.16. On the right is an example of a non-isostatic relationship between a raft and solid concrete. It’s possible to load the raft up with lots of people, and it still won’t sink into the concrete. On the left, the relationship is an isostatic one between two different rafts and a swimming pool full of peanut butter. With only one person on board, the raft floats high in the peanut butter, but with three people, it sinks dangerously low. We’re using peanut butter here, rather than water, because its viscosity more closely represents the relationship between the crust and the mantle. Although it has about the same density as water, peanut butter is much more viscous (stiff), and so although the three-person raft will sink into the peanut butter, it will do so quite slowly.

Figure 9.16 Illustration of a non-isostatic relationship between a raft and solid ground (right) and of isostatic relationships between rafts and peanut butter (left). [SE]

The relationship of Earth’s crust to the mantle is similar to the relationship of the rafts to the peanut butter. The raft with one person on it floats comfortably high. Even with three people on it the raft is less dense than the peanut butter, so it floats, but it floats uncomfortably low for those three people. The crust, with an average density of around 2.6 grams per cubic centimetre (g/cm3), is less dense than the mantle (average density of approximately 3.4 g/cm3 near the surface, but more than that at depth), and so it is floating on the “plastic” mantle. When more weight is added to the crust, through the process of mountain building, it slowly sinks deeper into the mantle and the mantle material that was there is pushed aside (Figure 9.17, left). When that weight is removed by erosion over tens of millions of years, the crust rebounds and the mantle rock flows back (Figure 9.17, right).

Figure 9.17 Illustration of the isostatic relationship between the crust and the mantle. Following a period of mountain building, mass has been added to a part of the crust, and the thickened crust has pushed down into the mantle (left). Over the following tens of millions of years, the mountain chain is eroded and the crust rebounds (right). The green arrows represent slow mantle flow. [SE]

The crust and mantle respond in a similar way to glaciation. Thick accumulations of glacial ice add weight to the crust, and as the mantle beneath is squeezed to the sides, the crust subsides. This process is illustrated for the current ice sheet on Greenland in Figure 9.18. The Greenland Ice Sheet at this location is over 2,500 m thick, and the crust beneath the thickest part has been depressed to the point where it is below sea level over a wide area. When the ice eventually melts, the crust and mantle will slowly rebound, but full rebound will likely take more than 10,000 years.

Figure 9.18a A cross-section through the crust in the northern part of Greenland (The ice thickness is based on data from NASA and the Center for Remote Sensing of Ice Sheets, but the crust thickness is less than it should be for the sake of illustration.) The maximum ice thickness is over 2,500 m. The red arrows represent downward pressure on the mantle because of the mass of the ice. Figure 9.18b Depiction of the situation after complete melting of the ice sheet, a process that could happen within 2,000 years if people and their governments continue to ignore climate change. The isostatic rebound of the mantle would not be able to keep up with this rate of melting, so for several thousand years the central part of Greenland would remain close to sea level, in some areas even below sea level. Figure 9.18c It is likely that complete rebound of the mantle beneath Greenland would take more than 10,000 years.

How can the mantle be both solid and plastic?

You might be wondering how it is possible that Earth’s mantle is rigid enough to break during an earthquake, and yet it convects and flows like a very viscous liquid. The explanation is that the mantle behaves as a non-Newtonian fluid, meaning that it responds differently to stresses depending on how quickly the stress is applied. A good example of this is the behaviour of the material known as Silly Putty, which can bounce and will break if you pull on it sharply, but will deform in a liquid manner if stress is applied slowly. In this photo, Silly Putty was placed over a hole in a glass tabletop, and in response to gravity, it slowly flowed into the hole. The mantle will flow when placed under the slow but steady stress of a growing (or melting) ice sheet.

Figure 9.19 The current rates of post-glacial isostatic uplift (green, blue, and purple shades) and subsidence (yellow and orange). Subsidence is taking place where the mantle is slowly flowing back toward areas that are experiencing post-glacial uplift. [From: Paulson, A., S. Zhong, and J. Wahr. Inference of mantle viscosity from GRACE and relative sea level data, Geophys. J. Int. (2007) 171, 497–508. Accessed at: http://en.wikipedia.org/wiki/Hudson_Bay#/media/File:PGR_Paulson2007_Rate_of_Lithospheric_Uplift_due_to_PGR.png]

Large parts of Canada are still rebounding as a result of the loss of glacial ice over the past 12 ka, and as shown in Figure 9.19, other parts of the world are also experiencing isostatic rebound. The highest rate of uplift is in within a large area to the west of Hudson Bay, which is where the Laurentide Ice Sheet was the thickest (over 3,000 m). Ice finally left this region around 8,000 years ago, and the crust is currently rebounding at a rate of nearly 2 cm/year. Strong isostatic rebound is also occurring in northern Europe where the Fenno-Scandian Ice Sheet was thickest, and in the eastern part of Antarctica, which also experienced significant ice loss during the Holocene.

There are also extensive areas of subsidence surrounding the former Laurentide and Fenno-Scandian Ice Sheets. During glaciation, mantle rock flowed away from the areas beneath the main ice sheets, and this material is now slowly flowing back, as illustrated in Figure 9.18b.

Exercises

Exercise 9.4 Rock Density and Isostasy

The densities (also known as “specific gravity”) of a number of common minerals are given in the table below. The approximate proportions of these minerals in the continental crust (typified by granite), oceanic crust (mostly basalt) and mantle (mainly the rock known as peridotite) are also given. Assuming that you have 1,000 cm3 of each rock type, estimate the respective rock-type densities. For each rock type, you will need to multiply the volume of the different minerals in the rock by their density, and then add those numbers to get the total weight for 1,000 cm3 of that rock. The density is that number divided by 1,000. The first one is done for you.

If continental crust (represented by granite) and oceanic crust (represented by basalt) are like rafts floating on the mantle, what does this tell you about how high or low they should float?

This concept is illustrated below. The dashed line is for reference, showing points at equal distance from Earth’s centre.


Voir la vidéo: QUEST-CE QUE LES GÉOSCIENCES? (Octobre 2021).