5. L'isostasie
Dans l'application de la formule de Stokes, et dans toutes les applications géodésiques, il faut évidemment considérer le champ de la pesanteur à l'extérieur de la Terre, qui est caractérisé par les valeurs de l'anomalie à l'air libre. Or, on a vu que l'anomalie à l'air libre ne se prête pas à l'interpolation entre stations, ce qui rend difficile le calcul de son intégrale. Il aurait été possible de s'en tirer en introduisant systématiquement l'« altitude moyenne régionale ». Mais, historiquement, on a procédé d'une manière un peu différente, pratiquement équivalente, en se fondant sur l'isostasie.
Le fait que l'anomalie à l'air libre soit faible et de signe quelconque revient à dire que le champ de gravité de la Terre, vu à une altitude de 20 ou 100 km, serait assez régulier et ne présenterait pas de corrélation avec le relief, même si l'on considère le contraste entre les blocs continentaux et les océans. Comme le relief existe cependant, il faut que son effet soit compensé, et ce ne peut être que par des fluctuations de densité, à une profondeur de quelques dizaines de kilomètres au plus. Ce fait de la compensation a été amplement vérifié, depuis sa mise en évidence dans l'Himālaya par John Henry Pratt en 1855. Il appelle une interprétation mécanique, proposée par George Biddell Airy la même année : cette compensation pourrait résulter de ce qu'une écorce, douée de rigidité, irrégulière dans sa densité, sa composition, son épaisseur, repose en équilibre hydrostatique – c'est-à-dire flotte – sur un magma profond fluide. On a donné le nom d'isostasie à cette hypothèse, dont la suite logique est que cet équilibre peut se réajuster, s'il est troublé, à une vitesse qui reste à déterminer et qui dépend, notamment, de la viscosité du magma fluide profond ; des observations géologiques, portant en particulier sur le soulèvement postglaciaire de la Scandinavie, ont permis d'estimer cette vitesse.
Depuis les travaux de John Fillmore Hayford, c'est-à-dire depuis les dernières années du x […]
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