L A SISMIQUE RÉFLEXION ET LA SISMIQUE
6.2 M ESURES DU CHAMP GÉOMAGNÉTIQUE
⎪⎪⎪⎩
X=H·cosD=F·cosD·cosI Y = H·sinD=F·sinD·cosI Z =F·sinI
6.2 M ESURES DU CHAMP GÉOMAGNÉTIQUE
Comme pour la gravimétrie nous allons examiner les méthodes de mesure le champ géomagnétique, en décrivant successivement les principes des mesures absolues et des mesures relatives.
6.2.1 Les mesures absolues
Les appareils de mesure absolue du vecteur champ sont utilisés dans les observatoires magnétiques.
On peut mesurer les trois composantes du champs définies en coordonnées po-laires. Pour avoir la valeur du champ avec une erreur n’excédant pas le nanotesla (l’intensité du champ à Paris est d’environ 47 200 nT), on doit mesurer les anglesD etIavec une précision de 3 secondes d’arc. Le magnétomètre à résonance magnétique atomique ou nucléaire et les théodolites amagnétiques Zeiss 010 A et B permettent d’obtenir de telles précisions (la seconde d’arc pour le théodolite et une fraction de nanotesla pour le magnétomètre).
Sans nous étendre sur le détail très sophistiqué des mesures retenons-en les prin-cipes. Les mesures deDet deI se font par méthode de zéro sur une sonde (capteur à double noyau saturé) dont l’axe est placé perpendiculairement au vecteur champ ; lorsqu’on atteint cette position de champ nul c’est que la direction perpendiculaire est dans le méridien magnétique, on repère cette direction grâce au théodolite par rap-port à la direction connue d’une balise que l’on vise du pilier de mesure. Connaissant exactement l’azimut de la direction pilier-balise, après la mesure de l’angle de la di-rection pilier-balise/méridien magnétique, on en déduit l’azimut du méridien magné-tique. Les lectures se font sur le cercle horizontal du théodolite parfaitement nivelé.
Le principe de la mesure de l’inclinaison est identique sinon que l’on mesure sur le cercle vertical du théodolite l’angle de la direction de l’axe de la sonde avec l’horizontale.
La mesure de l’intensité se fait grâce à un magnétomètre à protons (nom utilisé pour désigner les instruments à résonance magnétique des protons d’un liquide quel-conque) que nous décrivons brièvement. Le capteur du magnétomètre est constitué d’un récipient renfermant un liquide riche en protons (un hydrocarbure possédant un point de fusion peu élevé). Un solénoïde entoure la bouteille contenant le liquide. Un courant d’environ 1 ampère est injecté dans la bobine et génère un fort champ magné-tique. Les moments magnétiques des protons, précédemment désordonnés s’orientent parallèlement aux lignes de champ de la bobine. Lorsque l’on coupe le courant, le champ magnétique induit s’arrête et les moments magnétiques des protons précessent (à la manière de l’axe d’une toupie dans le champ de gravité terrestre) autour d’un axe parallèle à la direction du champ magnétique terrestre. La fréqence de précession est appeléefréquence de Larmor et elle est proportionnelle à l’intensité du champ magnétique terrestre. Les mouvements de précession engendrent un champ magné-tique sinusoïdal induisant dans le solénoïde un courant alternatif de fréquence égale à la fréquence de Larmor que l’on peut mesurer pendant le court instant où les protons ne reprennent pas encore leurs mouvements browniens désordonnés. Le coefficient de proportionnalité étant introduit lors de la calibration de l’instrument, on peut donc lire directement l’intensité du champ magnétique en nanoteslas.
Ces mesures sont par exemple effectuées actuellement dans les observatoires fran-çais (Chambon-la-Forêt, Terres Australes et Antarctique, observatoires d’Outre-mer).
6.2.2 Les mesures relatives
L’objectif des observatoires magnétiques étant d’enregistrer en un lieu donné les va-riations du champ géomagnétique dans le temps, on dispose aussi d’appareils de me-sure continue que l’on appelle lesvariomètres ouvariographes. Ce sont des instru-ments de mesures relatives que l’on calibre régulièrement et dont on définit les lignes de base grâce aux mesures absolues qui sont régulièrement effectuées (une à plu-sieurs fois par semaine). Suivant l’échelle de temps des variations étudiées on parle de variographes à marche lente ou des variographes à marche rapide.
Pendant de nombreuses années on a utilisé un appareillage à aimants qui mesurait les variations de la déclinaison et celles des composantes horizontale et verticale du champ, l’enregistreur LaCour. On utilise maintenant dans les observatoires modernes desvariomètres à vanne de flux.
Un variomètre à vanne de flux est composé d’une sonde à saturation qui est construit comme un transformateur de deux enroulements, le primaire et le secon-daire. Le primaire comprend deux bobines identiques parallèles contenant un noyau en mumétal (milieu très conducteur) qui sont montées en série, mais le sens des en-roulements est inversé. Un courant alternatif de fréquence f parcourt le primaire et son intensité est suffisante pour que l’aimantation des noyaux soit portée à saturation
©Dunod.Laphotocopienonautoriséeestundélit.
deux fois par cycle. Si la composante du champ induit selon l’axe de la sonde est nulle, le flux d’induction dans le secondaire est nul.
Si cette composante n’est pas nulle, une dissymétrie apparaît dans les cycles d’hys-térésis décrits par les deux noyaux et une force électromotrice de fréquence 2f ap-paraît dans le secondaire. On place la sonde dans unebobine d’Helmoltzdont l’axe est celui de la sonde. Cette bobine de compensation est parcourue par un couranti qui crée au centre de la bobine un champGi. Suivant le sens et l’intensité de ion crée un champ qui s’oppose au champ ambiant U de la sonde, le courant induit dans le secondaire sera nul lorsque U = Gi. Il suffit donc de mesurer les varia-tions deiproportionnelles à celles deU. Cette méthode qui permet de s’assurer que la sonde est dans un champ ambiant nul (sinon apparition dans le secondaire d’un courant de fréquence 2f) est une méthode de zéro par compensation à l’aide de la bobine d’Helmoltz qui doit créer à chaque instant un champ égal et opposé au champ ambiant.
On peut ainsi avec trois variomètres enregistrer les variations dans le temps de trois composantes du vecteur champ.
Mais le spectre des variations du champ est très étendu. Dans un observatoire stan-dard on mesure généralement les variations lentes de l minute à la semaine et les variations rapides dues aux effets externes (Soleil, ionosphère) de 1/100 de seconde à une minute. Ces enregistrements se font à l’aide de barres fluxmètres. Ce sont de longues barres de mumétal à l’intérieur de solénoïdes à grand nombre de spires qui jouent le rôle de capteurs. Ces barres sont orientées suivant les axes d’un système de référence (nord-sud ; est-ouest ; vertical).
Le rôle d’un observatoire sera donc d’enregistrer en un lieu donné les variations du vecteur champ. On calera les mesures de variations obtenues par les variomètres à marche lente sur les mesures absolues faites régulièrement de façon à effacer les dérives possibles des appareils de mesures relatives. Les normes internationales consistent à fournir les valeurs minutes des composantes du champ. Celles-ci sont publiées régulièrement dans des catalogues annuels mis à disposition sur Internet1. 6.2.3 Les mesures spatiales
La complexité du champ magnétique terrestre avec ses composantes internes et ex-ternes a conduit les géomagnéticiens à compléter les mesures faites dans les observa-toires magnétiques sur terre, sur mer dans les airs par des mesures spatiales. Générale-ment il s’agit de mesures vectorielles absolues faites à toutes les échelles temporelles possibles.
Les mesures géomagnétiques sur satellites artificiels ont débuté dès les premiers lancements de satellite avec Spoutnik 3 entre mai et juin 1958. Le magnétomètre
em-1.http://obsmag.ipgp.jussieu.fr
barqué un fluxgate (magnétomètre à vanne de flux) donnait des mesures peu précises (±100 nT). Il fut suivi par Cosmos 26 et Cosmos 49 en 1964 et la série de satellites O
go
(Orbiting Geophysical Observatory). Puis il y eut 6 satellites Pogo
de 1965 à1971 qui emportaient à bord des magnétomètres scalaires à pompage optique. Les données recueillies furent utilisées dans le calcul des premiers modèles I
grf
(Inter-national Geomagnetic Reference Field).
Mais toutes ces missions (12 entre 1958 et 1978) n’embarquaient que des ma-gnétomètres scalaires, ce qui ne permet pas de modéliser de façon unique le champ magnétique terrestre (cf.nos commentaires sur la non-unicité des modèles en géo-physique).
Ce fut en 1979 avec le lancement par la N
asa
du satellite américain Magsat
(MAGnetometer SATellite) que l’on put disposer d’une couverture globale homogène et quasi instantanée de mesures vectorielles du champ géomagnétique. Les orbites de ce satellite étaient relativement basses et se sont dégradées assez vite et le programme ne dura que du 30 octobre 1979 au 11 juin 1980 quand M
agsat
se désintégra dans les couches supérieures de l’atmosphère.À bord un premier magnétomètre scalaire à pompage optique avait une précision de±1 nT. Un second magnétomètre vectoriel de type vanne de flux donnait une pré-cision meilleure que±3 nT sur chaque composante. La calibration du magnétomètre vectoriel se faisait par rapport au magnétomètre scalaire absolu.
Le positionnement spatial et temporel du satellite se faisait par les stations ter-restres desuiviet l’orientation du satellite grâce à une caméra stellaire amagnétique montée solidairement au magnétomètre vectoriel.
Les résultats de la mission furent très nombreux surtout dans le calcul et l’interpré-tation de plusieurs modèles géomagnétiques. Seule, la courte durée de vie de M
agsat
ne rendit pas possible l’étude de la variation séculaire du champ magnétique terrestre.
On réfléchit donc à la poursuite de ces recherches par satellite et après dix ans d’études en laboratoire on monta un nouveau programme spatial Ø
rsted
2, projetinternational à maîtrise d’œuvre danoise. Le satellite fut lancé le 23 février 1999 (vingt ans après M
agsat
). Le Cnes
fournit le magnétomètre scalaire construit par le Leti
d’une précision de±0,3 nT, et le magnétomètre vectoriel à vanne de flux a été construit par les Danois. D’une grande sensibilité il a une précision de±0,5 nT.Avec les calibrations effectuées entre les deux magnétomètres le champ est mesuré avec une résolution de 0,2 nT.
Rappelons les définitions de ces termes :
• Précision : intervalle d’erreur sur la mesure que l’on doit toujours donner ex.
45253±0,3 nT
2. D’après le nom du savant danois, Hans Christian Ørsted (1777-1851), pionnier de l’électromagné-tisme.
©Dunod.Laphotocopienonautoriséeestundélit.
• Résolution: plus petit détail que l’on puisse espérer mesurer. On donne le valeur absolue de l’amplitude.
• Calibration : positionnement de l’échelle de mesure par rapport à zéro ou à une valeur donnée d’un repère.
Ce satellite placé sur une orbite plus grande que celle de M
agsat
aura une du-rée de vie lui permettant de mesurer les variations séculaires du champ magnétique terrestre. Par ailleurs il a bénéficié des progrès en matière de miniaturisation des équi-pements. Son poids est de 62 kg, celui du magnétomètre scalaire 2,5 kg et celui du magnétomètre vectoriel 2,1 kg. Le dispositif de positionnement du satellite est calé sur le système Gps
et l’orientation sur une caméra stellaire.Ø
rsted
a été suivi par le satellite germano-américain Champ
(2000), le satellite argentin Sac - c
(2001) . . . Et en 1997 l’Iaga
avait formulé une résolution d’une Dé-cennie internationale de recherche sur le champ Géopotentiel, et tous ces programmes entrent dans ces perspectives.En 2004 l’Agence Spatiale Européenne a retenu la mission S
warm
qui devrait être lancée en 2009. La particularité de cette mission est qu’elle est formée d’une constellation de trois satellites.L’association des données d’observatoires terrestres et des satellites permet de pa-ramétriser la composante externe due à l’ionosphère dans un modèle de géopotentiel.
D’une façon plus générale, les mesures spatiales permettent d’obtenir une couver-ture complète dans l’espace et dans le temps du champ magnétique du globe terrestre et d’en séparer les composantes, internes, champ crustal (lié à la structure thermique et minéralogique), champ non dipôle, champ dipôle, et externes liées essentiellement à la présence de l’ionosphère, sa structure et sa variabilité sous l’influence de l’acti-vité solaire.
Notons enfin que ces mesures par satellites ne se limitent pas aux seules mesures du champ magnétique terrestre mais que les sondes spatiales chargées de l’étude des planètes et de leurs satellites emportent également dans leur équipements géophy-siques toutes les gammes de magnétomètres possibles.