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CHAPITRE II. ISOSTASIE EN ANTARCTIQUE. LA DERNIÈRE DÉGLACIATION ET SES CONSÉQUENCES.l’Everest). Plus tard, vers 1865, Jamieson s’intéresse à l’isostasie glaciaire, liée à la formation et à la disparitionde calottes importantes. Dans la continuité des travaux de Hall sur les bassins sédimentaires, ilinterprète le soulèvement du sol observé en Ecosse comme une réponse retardée de la Terre à la disparitionde la calotte Nord-Européenne à la fin de la dernière glaciation.De façon assez simplifiée, la réponse terrestre à la variation d’une charge agissant sur sa surface résultedes contributions de deux milieux différents : la lithosphère, couche rigide dont le comportement peutêtre assimilé à celui d’un solide purement élastique, d’une épaisseur variable, mais dont la moyenne estd’environ 100 km, et le manteau, sous la lithosphère, dont il faut prendre en compte les composantes visqueuses.On divise habituellement le manteau en deux couches distinctes, séparées par une discontinuitédes vitesses de propagation des ondes sismiques aux alentours de 670 km, le manteau supérieur étantsupposé de viscosité plus faible que le manteau supérieur.Ainsi, une masse posée à la surface de la Terre est supportée par deux effets physiques qui s’opposent àson enfoncement : la rigidité élastique de la lithosphère, qui s’oppose à la flexion de la croûte nécessaireà son enfoncement, et la force d’Archimède du manteau, lorsque la charge est suffisante. Le second effet,visqueux, concerne les charges ayant une distribution spatiale suffisante, et se produit sur des constantesde temps très longues. Il semble que des charges de longueur d’onde supérieure à 1500 km soient compenséeslocalement par le manteau, que les charges comprises entre 600 et 1500 km sont partiellement supportéespar la lithosphère, et que les charges de grandeur caractéristique inférieure à 600 km sont presquecomplètement supportées par la flexure élastique de la lithosphère (Zuber et al. 1989).Dans le cas du((rebond post-glaciaire)(remontée progressive de la croûte et du manteau suite à la disparitiontotale ou partielle d’une calotte de glace), les deux effets se superposent, même si la réponse élastiques’estompe rapidement, alors que le rebond visqueux est encore sensible plusieurs milliers d’années aprèsla fin de la déglaciation.Le phénomène du((rebond post-glaciaire)est actuellement beaucoup mieux connu qu’au début du siècle,mais il continue à susciter énormément d’intérêt. Comme on va le voir dans la suite, il permet de reconstruiredes modèles de déglaciation, et donne accès aux paramètres de la rhéologie terrestre (épaisseur dela lithosphère, viscosité du manteau).1.1. Le(rebond post-glaciaire))et ses mesures.Nous donnons ici quelques exemples des effets mesurables qui servent de contraintes aux modèles derebond post-glaciaire par inversion. Le détail de l’inversion mathématique utilisée dans les études d’inversion,visant à établir des modèles de déglaciation ou de rhéologie terrestre, est exposé en annexe A. Lapartie 1.2. tente d’expliquer les effets relatifs des caractéristiques physiques de la lithosphère et du manteau.normalV(r;)=GMeLa réponse de la Terre à une impulsion massiqueL(;;t)qui se produit au point(;)de la surface, àl’instant t, se traduit sous la forme d’un déplacement radial, d’un déplacement tangentiel, et d’une modificationdu potentiel gravitationnel terrestre.La réponse sur le champ de gravité de la Terre peut être interprétée plus finement, soit en termes d’anomaliesde gravité, soit en variations des composantsJ`de la décomposition en harmoniques sphériquesdu potentiel de gravitéV1 . Les anomalies du champ de gravité sont détectables par des campagnes demesures gravimétriques, alors que les variations_ J`des composantes du potentiel de gravité sont accessiblespar des mesures de géodésie spatiale, grâce aux satellites suivis par SLR comme Lageos ou Starlette.Des deux mouvements de la croûte, la composante verticale est accessibles grâce à des mesures de nivellement.En Fennoscandie par exemple, on dispose de mesures sur un réseau assez étendu : le premier réseau1:On a en effet l’expression du potentielr1Pn=2;4;61JnPn(cos).38