Désaccord avec certaines données de la i)}iysiq7ie

^Après avoir combattu, par des arguments de fait, la doctrine qui prétend ériger les chutes verticales à l'état de principal fadeur des accidents

du relief terrestre, il convient d'envisager la question au point de vue théorique, et de rechercher jusqu'à quel point il peut être légitime de faire intervenir, en cette matière, Faction directe de la pesanteur.

Il semble, en effet, que les partisans de l'hypothèse des effondrements se soient faits les champions de la gravité, comme si cette puissance n'avait pas encore obtenu des géologues toute l'attention à laquelle elle a droit. Du reste, la préoccupation de la pesanteur se retrouve ailleurs que chez les disciples de MM. Suess et Neumayr. M. Lory, dans ses études sur les Alpes, lorsqu'il cherchait à faire prévaloir l'action des failles sur celle des plissements, finissait par conclure que la pesanteur suffisait à l'explication des phénomènes orogéniques.

A coup sûr. personne ne songe à nier l'importance d'une force à laquelle tous les corps terrestres sont soumis, et qui les maintient sous l'étroite dépendance du centre de notre planète. Mais, cette action centripète constante une fois admise, il n'en résulte aucunement qu'elle doive s'exercer sous la forme d'effondrements généraux. Pour qu'un corps solide tombe, il faut de toute

nécessité qu'il existe un vide par dessous. Est-il probable que de tels vides se produisent sous l'écorce terrestre, et cela dans la mesure qui convient à la théorie des chutes verticales, laquelle ne recule pas, comme nous l'avons vu, devant des mouvements d'une amplitude de dix kilomètres et plus ?

Le point sur lequel nous sommes pleinement d'accord avec les auteurs de la théorie, c'est le refroidissement du globe terrestre. Comme eux, nous admettons que notre planète perd constamment de la chaleur, et que cette perte est accompagnée d'une contraction, dans laquelle réside le principe des efforts orogéniques. Mais faut-il, sous prétexte que l'état intérieur du globe nous est complètement inconnu, se borner à poser ce principe, sans chercher quelle peut être la valeur de la contraction résultante, et en lui concédant sans marchander les chiffres les plus énormes? Nous ne le pensons pas, et c'est pourquoi, dans un travail inséré au tome XV de la y série du Bulletin de la Société géologique de France^ nous avons cherché à nous faire une idée de ce facteur.

Partant d'une donnée incontestable, qui est le

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taux moyen de raccroissement de la température avec la profondeur, nous avons calculé que le globe perdait actuellement une quantité de chaleur égale à 53 calories par an et par centimètre carré. En prenant, pour la capacité calorifique de rintérieur, un chiffre égal à celui qui convient aux métaux, nous avons trouvé que cette perte de chaleur ne pouvait diminuer la température interne que d'un demi-degré par million d^années, d'où résultait une contraction qu'il est très difficile de porter au delà de cent ou deux cents mètres. Or, quel que soit le nombre de millions d'années qu'on attribue à la durée des diverses périodes géologiques, il serait impossible de trouver, dans de pareils chiffres, la justification de mouvements verticaux comme celui que M. Suess admet pour les Montagnes Rocheuses, et qui, à lui tout seul, aurait amené, postérieurement au début des temps tertiaires, une chute de dix kilomètres.

Pourtant laissons de côté cet ordre de considérations, auxquelles on peut adresser le reproche de reposer sur des données numériques trop incertaines, de telle sorte que, à la rigueur, on pourrait se croire en droit, aussi bien de déçu-

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pler les résultats obtenus que de les réduire au dixième. Ne cherchons pas non plus à nous prévaloir de ce que, la température augmentant toujours vers le bas, les parties inférieures de l'écorce doivent être à un état pâteux qui les confond, en quelque sorte, avec le liquide sousjacent, de manière que la formation de grands espaces vides y serait impossible. En demeurant dans un ordre d*idées beaucoup plus général, nous croyons pouvoir établir que la formule adoptée par MM. Suess et Neumayr est absolument l'inverse de ce qu'une saine théorie de la chaleur terrestre peut nous indiquer.

Tout d'abord, nous écarterons de notre chemin une objection présentée par M. Le Verrier (i) et qui, si on l'admettait, semblerait lever une partie des dîfticultés auxquelles se heurte la théorie des effondrements. Se fondant sur ce que \q degré géothermique^ c'est-à-dire le nombre de mètres dont il faut descendre pour constater une augmentation de température d'un degré centigrade, s'accroît d'ordinaire avec la profondeur, M. Le Verrier a fait le raisonnement suivant : Si

(i) BulL Soc, gèoL de France^ 5» série, xvi, p. 193.

au fond d'une mer, le long d'un rivage, il vient à se former trente mètres de dépôts sédimentaires, la dernièrenappeocéaniquedemeurantà la même tenapérature, et trente mètres correspondant, au voisinage de la surface, à un échauffement de un degré, Téchelle thermométrique de Técorce, sur la verticale correspondante, va partout se rele^^er de cette quantité. Mais, à la base de la croûte, ce relèvement, vu l'accroissement du degré géothermique, embrassera une hauteurplus grande, deux cents mètres peut-être au lieu de trente. Si donc, en ce point inférieur, régnait une température tout juste suffisante pour maintenir 1 ecorce à Tétat solide, toute une bande de deux cents mètres d'épaisseur va entrer en fusion, s'ajoutant au noyau liquide. En résumé, pour une augmentation superficielle de trente mètres, Técorce en aura perdu deux cents à la base. Cest-à-dire que les bassins océaniques seraient destinés, sur leurs bords, à être les parties faibles de Técorce, tandis que, pour une raison opposée, les chaînes de hauteur qui limitent les continents en devraient être les parties fortes. D'où cette conséquence, qu^il y a certainement, le long des bords de la terre ferme, tendance à la production de fractures,

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avec glissement vertical de compartiments océaniques.

Mallieureusement pour cette conception, il y a lieu de faire observer, d'une part qu'aux grandes profondeurs, sous la pression de pareilles colonnes d'écorce, il ne saurait y avoir de distinction/>r^//^//^ entre une roche fondue et une roche solide; d'autre part que l'influence d'un dépôt sédimentaire venant s'ajouter à Técorce, au lieu de s'exagérer avec la profondeur, ira au contraire en s'atténuant. En efifet, portons sur une ligne AB (fig. i) des longueurs qui représentent les distances comptées à partir de la sufarce A et, en chaque point, élevons des ordonnées proportionnelles aux températures, l'ordonnée CD, par exemple figurant, à une échelle convenue, la température qui règne à la profondeur A C, (pour plus de simplicité on a supposé que l'origine A se trouvait à la température de zéro). De cette manière, la courbe des températures aura une forme telle que ADE, la tangente à cette courbe devant, à mesure qu'on s'éloigne, se r.,p-

procher de plus en plus de la verticale, puisque la chaleur du centre doit se diffuser de plus en plus, l'échange rapide ou calorifique ne se produisant avec quelque activité qu'au voisinage de la surface, sans cesse refroidie par l'espace arabiant.

Maintenant qu'un dépôt de trente mètres d'épaisseur vienne à se faire en A. Puisque le degré géothermique^ aux faibles profondeurs, est d'environ trente mètres, ce n'est plus la température de zéro, c'est celle d'un degré qui régnera en A. L'origine de la courbe sera donc transportée en A', à 30 mètres au-dessus de A ; la courbe sera ainsi un peu plus tendue ; mais la différence entre A'E et AE ira sans cesse en s'atténuant, et la profondeur ne ressentira de cette modification qu'un effet insensible, puisqu'il faudra que Faction se propage à travers un milieu dont la conductibilité est si faible qu'on peut pratiquementla négliger. C'eût été d'ailleurs un bien étrange paradoxe, devoirun phénomène purement superficiel exercer une influence d''autant plus grande, qu'on s'éloignait davantage du point où il s'était produit !

Cette question vidée, revenons à l'étude des conditions générales du refroidissement de la sphère terrestre. 11 y a déjà plusieurs années que

ce problème a été traité par des savants d'une grande autorité, MM. Thomson et Tait, et nous

avans reproduit, dans notre Traité de Géolo-gie (i), le diagramme instructif par lequel les éminents auteurs ont représenté la marche du refroidissement OX(fig.2) étant la ligne des profondeurs et OY celle des

températures, la courbe a bStA^'

qui réunit ces dernières, à un moment donné, et qui, par conséquent , figure, à ce moment, l'état calorifique des diverses parties de la sphère, est représentée par une ligne telle queOxMC, presque droite au voisinage de la surface, puis s'infléchissant assez rapidement pour atteindre l'extrémité de la ligne XC, qui représente la température constante, non seulement du centre, mais de lia plus grande partie de la sphère. Sir W, Thomson a calculé que, si la température initiale de la sphère terrestre était de 7000 degrés Fahrenheit (3870 degrés centigrades), il est impossible

(i) i® édition, p. 398.

que la solidification de Técorce remonte à plus de 400 millions ni à moins de 20 millions d'années. Les probabilités lui paraissent être en faveur d'un chiffre voisin de 100 millions, et il estime qu'à partir d'une profondeur voisine de 300 kilomètres, la température ne varie plus d'une manière sensiblejusqu'au centre. Admettons que le point C corresponde à cette zone invariable. A une phase ultérieure du refroidissement, la perte de chaleur ayant continué dans le voisinage de la surface, la courbe doit se tendre davantage, tout en continuant à aboutir en C. Elle prend donc une forme telle que OXC. Si Ton mène, perpendiculairement à OX, une ligne quelconque ABD, l'intervalle BD représentera la perte de température éprouvée, à la profondeur OA, pendant l'intervalle de temps correspondant. D'après la forme des courbes, on voit que cette perte de température, nulle près de la surface, augmente constamment jusqu'à un certain maximum, à partir duquel elle diminue de nouveau, pour redevenir nulle à la profondeur OX. M. George Darwin a calculé (i) que, si l'on ad-

(i) Nature^ XIX, p. :i5.

mettait que la consolidation de Técorce datât de 100 millions d'années, la profondeur correspondant au maximum de refroidissement, c'est à-dire au maximum de rintervalle BD, serait aujourd'hui d'environ 85 kilomètres. Ce chiffre devrait d'ailleurs varier comme la racine carrée du temps écoulé ; il serait donc deux fois plus grand pour un temps quatre fois plus long, etc.

La contraction d'un corps étant évidemment proportionnelle au refroidissement qu'il subit, H semble que les calculs précédents doivent suffire pour déterminer les conditions de la contraction terrestre. Toutefois, comme Ta justement fait observer M. Davison (i), chaque partie de la sphère doit être envisagée, non isolément, mais dans ses rapports avec les parties sous-jacentes. Commençons avec cet auteur, par mettre à part tout ce ^ qui est au-dessous de la profondeur où la variation de la température avec le temps cesse d*étre sensible et qui constitue, par conséquent, un noyau sphérique à température invariable. La

(1) Geoîogical Magazine^ D^«i 1889.

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première couche qui entoure ce noyau perd un peu de chaleur et doit se contracter. Si elle était isolée, son rayon diminuerait ; mais la présence du noyau Ten empêche, et tout ce qu'elle peut faire est de se distendre en perdant un peu de son épaisseur. La couche suivante subit une tension plus considérable, et ainsi de suite jusqu'en un point où cette tension est un maximum, point qui difière peu de celui où la perte de température est le plus élevée. A partir de là, on doit voir diminuer la tension à mesure qu'on se rapproche de la surface. Mais cette dernière, complètement refroidie, ne perd plus du tout de chaleur. Comme les couches qui la séparent de la zone à température constante ont diminué d^épaisseur, la couche externe, mal soutenue, obéit à la gravité, qui y développe d'énormes pressions latérales. Alors elle s'écrase et se ride jusqu'à ce qu'elle ait repris son équilibre. Cet efiet va en diminaant à mesure que la profondeur augmente. De cette manière, entre les couches superficielles, de moins en moins comprimées, et les couches profondes où la tension décroît quand on s'éloigne du centre, il doit exister une surface intermédiaire où il n y a ni compression ni dis-

tension ; c'est ce que M. Davison a nommé la :{one de iiiille tension. 11 est clair que les chaînes de montagnes doivent être formées aux dépens des couches sphériques supérieures à cette zone.

Or, d'après les calculs de M. Davison, si Ton admet que la terre soit exactement sphérique, que le coefficient de dilatation et le taux de la conductibilité soient les mêmes à toutes les températures, enfin que chaque couche soit homogène et se comporte de la même façon sur toute son étendue, la surface de nulle tension doit se trouver à une profondeur de cinq milles (cest-à-dire huit kilomètres)^ et cela en supposant que la solidification de Técorce ait eu lieu il y a 174240000 ans (i). La zone du maximum de tension serait à 1 1 5 kilomètres, et cet effort diminuerait à partir de là pour devenir pratiquement nul à 320 kilomètres.

Assurément il est permis de contester la valeur absolue de ces chiffres, tout comme celle des in-

(i) Ce chiffre, qui rentre dans les limites admises par Thomson, a* étâ choisi, paraît-il, pour la commodité des ealculii.

S6 MOUVEMENTS DE l'ÉCORCE TERRESTRE

dications numériques que nous avons nous-même données sur le degré de contraction totale du globe. Mais, qu^on les augmente ou qu'on les diminue, un résultat très remarquable n'en reste pas moins acquis : c'est que la ^one dans laqtieîle peuvent s'exercer les efforts de compression et de plissement occitpe le pourtour de la sphère terresîre^ oh son ét)aisseur se compte par un petit nombre de kilomètres. Au-dessous commencent les efforts de tension, par suite desquels les voûtes sphériques doivent s'ouvrir en divers points, livrant passage aux matières fluides qui alimentent les volcans. De la sorte, les ingénieuses considérations développées par M. Davison rendent compte des deux faits géologiques incontestables, et dont l'explication avait paru jusqu'ici très difficile à donner. Le premier est la localisation des plissements et des dislocations énergiques à la partie supérieure des massifs montagneux, tandis que le substratum est généralement beaucoup moins affecté par ce genre de désordres. Le second fait est la profondeur, relativement minime, que tous les calculs s'accordent à attribuer aux centres d'ébranlement, lors des tremblements de terre.

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Mais, en ce qui nous concerne, ce qu'il nous plaît particulièrement de relever, c'est que toute la partie de l'écorce terrestre qui est accessible à l'observation est sous la dépendance exclusive des efforts de compression et de plissement. Donc ces poussées latérales, que M. Suess voulait réduire à un rôle accessoire, sont, au contraire, le facteur dominant, sinon exclusif, du phénomène orogénique. Loin qu'il faille réclamer une place prépondérante pour les chutes verticales, il y a lieu, au contraire, de ne les accepter qu'à titre subordonné. La pesanteur ne peut entrer en jeu que quand un soulèvement préalable, en produisant une ride ou un système de rides, a créé, sous les plis anticlinaux, des vides, dans lesquels peuvent tomber les têtes de plis, fracturées par l'excès de tension qu'elles ont subi. Et toutes les différences qu'on observe, dans l'analyse des accidents du relief terrestre^ proviennent de la grande inégalité des compartiments de Técorce, au point de vue de la résistance et de la flexibilité ! C'est ainsi que les portions cristallines, ou très anciennement consolidées, se cassent au lieu de se plisser, et peuvent, dans Tensemble des mouvements, jouer le rôle de piliers stables ; tandis que les se-

diments, déposés en couches nombreuses et épaisses, peuvent demeurer assez plastiques, comme ils ont faits dans les Alpes et le Jura^ pour se prêter à tous les genres possibles de ploiements.