Topographie dynamique

Le terme topographie dynamique est utilisé en géodynamique pour désigner les différences d'altitude causées par l'écoulement dans le manteau terrestre .

En géodynamique, la topographie dynamique fait référence à la topographie générée par le mouvement de zones de différents degrés de flottabilité (convection) dans le manteau terrestre . Elle est également considérée comme la topographie résiduelle obtenue en supprimant la contribution isostatique de la topographie observée (c'est-à-dire la topographie qui ne peut être expliquée par un équilibre isostatique de la croûte ou de la lithosphère reposant sur un manteau fluide) et toute la topographie observée due au rebond post-glaciaire . Les différences d'altitude dues à la topographie dynamique sont souvent de l'ordre de quelques centaines de mètres à quelques kilomètres. Les caractéristiques de surface à grande échelle dues à la topographie dynamique sont les dorsales médio-océaniques et les fosses océaniques . D'autres exemples marquants incluent les zones sus-jacentes aux panaches du manteau comme le superswell africain . Pour une revue récente des contraintes d'observation et de modélisation sur la topographie dynamique, voir Davies et al. (2023).

Les dorsales médio-océaniques sont hautes en raison de la topographie dynamique, car la remontée de matière chaude située en dessous les pousse au-dessus du fond marin environnant. Cela fournit une force motrice importante dans la tectonique des plaques appelée poussée de dorsale : l'augmentation de l'énergie potentielle gravitationnelle de la dorsale médio-océanique en raison de son soulèvement dynamique l'amène à s'étendre et à pousser la lithosphère environnante loin de l'axe de la dorsale. La topographie dynamique et les variations de densité du manteau peuvent expliquer 90 % du géoïde à grande longueur d'onde après soustraction de l' ellipsoïde hydrostatique .

La topographie dynamique est la raison pour laquelle le géoïde est élevé au-dessus des régions de manteau à faible densité. Si le manteau était statique, ces régions à faible densité seraient des creux du géoïde. Cependant, ces régions à faible densité se déplacent vers le haut dans un manteau mobile et convecteur, élevant les interfaces de densité telles que la limite noyau-manteau , les discontinuités de 440 et 670 kilomètres et la surface de la Terre. Étant donné que la densité et la topographie dynamique produisent à peu près la même ampleur de changement dans le géoïde, le géoïde résultant est une valeur relativement faible (étant la différence entre des nombres importants mais similaires).

L'histoire géologique du plateau du Colorado au cours des 30 derniers millions d'années a été considérablement affectée par la topographie dynamique. Dans un premier temps, il y a 30 à 15 millions d'années, le plateau a été fortement soulevé. Ensuite, dans une deuxième phase, il y a 15 à 5 millions d'années, le plateau s'est incliné vers l'est. Enfin, au cours des 5 derniers millions d'années, la partie occidentale du plateau s'est inclinée vers l'ouest. Le plateau aurait atteint son altitude maximale de 1 400 m d'altitude en raison de la topographie dynamique. En Patagonie, une transgression du Miocène a été attribuée à un effet de traction vers le bas de la convection du manteau. Une régression ultérieure au Miocène tardif et au Pliocène et un nouveau soulèvement quaternaire sur la côte orientale de la Patagonie pourraient à leur tour avoir provoqué une diminution de cette convection. La ​​topographie dynamique du Miocène qui s'est développée en Patagonie a progressé comme une vague du sud vers le nord suite au déplacement vers le nord de la triple jonction du Chili et de la fenêtre asthénosphérique qui lui est associée.