Nous avons vu dans le chapitre précédent, que nous avons besoin des données gravimétriques afin de quantifier l’état de l’équilibre isostatique au niveau de la marge algérienne. Je vais donc utiliser dans ce chapitre toutes les données disponibles terre-mer, les homogénéiser afin d’évaluer et d’étudier la transition océan-continent au niveau de la marge Algérienne.
3.1 Aperçu théorique de la méthode gravimétrique
Le principe de la prospection gravimétrique est de mesurer les valeurs absolues et/ou les variations du champ de pesanteur. L'interprétation des anomalies gravimétriques causées par les hétérogénéités de densité et d'épaisseur des roches permet de proposer une géométrie des structures géologiques. L'objectif de l'interprétation est de retrouver les caractéristiques des sources (forme, profondeur, dimensions, densité, etc.) responsables des anomalies significatives à partir des données mesurées sur le terrain.
Les mesures relatives de gravité visent à déterminer les variations de l’accélération de la pesanteur g d'une station à une autre. La variation de g pour chaque station est mesurée par rapport à une station de base. Les mesures gravimétriques sont réalisées en utilisant un gravimètre. Le gravimètre le plus simple est un pendule dans lequel une masse est suspendue à un ressort. La variation de g entre deux endroits cause un allongement du ressort. Comme l'allongement du ressort est proportionnel à la gravité, la variation de g entre la base et les stations successives permet la détermination de la valeur de g pour chaque station.
Les mesures gravimétriques sont corrigées des effets de la latitude, de l'altitude, de l’effet du relief environnant ainsi que des effets astronomiques et de la marée terrestre. Pour cela, nous avons besoin de connaître avec précision les coordonnées de chaque station de mesure. Ces corrections permettent d’établir la carte de l’anomalie de Bouguer. Cette anomalie représente l’écart entre le champ de pesanteur terrestre mesurée et corrigée et le champ de pesanteur théorique.
3.2 Données utilisées
Les données gravimétriques dont nous avons pu disposer proviennent de diverses origines (Figure 3-1) et ne sont pas nécessairement homogènes.
La banque de données gravimétrique terrestres englobe :
• les données du BGI qui résultent d’une compilation de 9 campagnes
gravimétriques effectuées dans les années 1930 à 1960 par différents opérateurs (levées régionaux et levées miniers et pétroliers Les premières campagnes sont rattachés au réseau Martin et par la suite à celui de Lagrula, exprimées dans le système de Potsdam (1930) (BGI, 1978) ;
• les données de l’IMPGA (Institut Météorologie et Physique du Globe d’Alger) : données non publiées (archive CRAAG) composées de plusieurs campagnes relatives à de grands profils de reconnaissance exécutés dans les années 1950 et rattachés au réseau de Lagrula ;
• les données SONATRACH et ORGM, provenant d’études de « petite
reconnaissance ». Ces campagnes sont flottantes et non rattachées à un réseau de base absolu ;
• les données CRAAG/Université provenant d’études locales. Les campagnes
exécutées avant 2000 étaient rattachées à l’IGSN 71 (International Gravimetric System Network) et depuis au RGAA (réseau gravimétrique absolu Algérien). Les données marines englobent :
• les données marines (Anomalie à l’Air libre) de la campagne MARADJA
rattachées au réseau absolu algérien. La précision de ces données est estimée à 1 mGal ;
• les données (Anomalie à l’Air libre) de la campagne SPIRAL rattachées, elles aussi, au réseau absolu algérien via la base d’Oran. La précision de ces données est estimée également à 1 mGal.
Figure 3-1. Données utilisées. Bleu : données terrestres, rouge : données SPIRAL, verts : données MARADJA.
3.3 Traitement des données gravimétriques
3.3.1 Gravité théorique
La loi donnant la valeur théorique de la gravité, selon l’ellepsoide de 1967, dépend uniquement de la latitude (φ) :
Gthéorique = 978031.846 * [1 + 0.005278895 sin2φ + 0.000023462 * sin4φ]
Où :
Gthéorique valeur théorique de la pesanteur en milligals, si l’on représente la terre par son
ellipsoïde de référence (ellipsoïde international), φ la latitude de la station de mesure.
3.3.2 Dérive
La correction de dérive du gravimètre est calculée à partir de l’écart de fermeture entre deux bases absolues connues :
D = [(Rb2 - Rb1) - (Gb2 - Gb1)] / (Tb2 - Tb1) Où :
D la dérive en milligals/heure,
Rb1 la lecture corrigée de la luni-solaire et de la constante de calibration au niveau de la base 1,
Tb1 le temps de lecture de la base 1, Gb1 la valeur absolue de la base 1,
Rb2 la lecture corrigée de la luni-solaire et de la constante de calibration au niveau de la base 2,
Tb2 le temps de lecture de la base 2, Gb2 la valeur absolue de la base 2. 3.3.3 La correction d’Eötvös
Pour les mesures effectuées en mer à bord d’un navire, la correction d’Eötvös est nécessaire afin de corriger la différence de gravité par rapport à une mesure fixe à la surface de la terre.
Le constructeur Lockheed Martin (le constructeur du gravimètre BGM-5 utilisé lors de la campagne marine) applique la correction d’Eötvös suivante :
ΔgEötvös = 7.487*V cosφ * sin(A) +0.0042 V ² en mGals, avec V la vitesse en nœuds, φ
la latitude du point de mesure, et A l'azimut de la direction dans laquelle le gravimètre se déplace.
3.3.4 Anomalie à l’air libre
La correction à l’air libre Gf s’effectue en corrigeant l’effet de la correction de latitude à la valeur de la pesanteur mesurée GBGM5 et en ajoutant la valeur de la correction d’élévation
de la station de mesure :
Gf =GBGM5-Gthéorique+ (0.308767763-0.000439834*(sin2φ)-
0.000000072124602*Hs)*Hs (Heiskanen and Moritz, 1967). 84
Cette formule est utilisée pour corriger l’effet non linéaire de l’anomalie à l’air libre qui est une fonction de la latitude et de la hauteur par rapport au géoïde.
Avec :
Gf anomalie air libre en milligals,
GBGM5 la valeur de la pesanteur au niveau de la station de mesure,
Gthéorique correction de latitude,
Hs hauteur de la station en mètres, φ la latitude de la station
L’anomalie à l’air libre calculée à partir d’une mesure en mer ne tient pas compte de l’altitude et est donc simplement :
Gf = gBGM5 + D * Δt + ΔgEötvös – Gthéorique
3.3.5 Anomalie de Bouguer
L’anomalie à l’air libre ne tient pas compte de l’influence de la masse du relief à proximité de la mesure. D’une façon générale, la correction de Bouguer corrige l’anomalie à l’air libre des effets de masses des roches situées entre le niveau de la station de mesure et le niveau de l’ellepsoïde de référence. Elle est donc modélisée par la formule (en mer) :
G
b= G
f- 0.0419088 * [ρ*H
s+ (ρ
w- ρ)H
w] + G
cavec,