Résultats et discussions 82

4.2.5.1 Données satellitaires

Le satellite CHAMP a mesuré une panoplie de paramètres durant plus de dix ans jusqu’en septembre 2010. Ces satellites dans l’orbite terrestre basse permettent de cartographier les grandes longueurs d’ondes du champ magnétique terrestre. La totalité du champ magnétique terrestre a été cartographiée à l’aide de ces satellites au détriment de la perte de résolution. Les Figure 4-1 et Figure 4-2 suivantes illustrent le champ magnétique terrestre issu du modèle magnétique MF7 (http://www.geomag.org/models/MF7.html).

Figure 4-1 – Composante verticale du champ magnétique terrestre issue des données du satellite CHAMP.

Figure 4-2 – Composante verticale du champ magnétique issue des données du satellite CHAMP pour le Québec.

Les relevés magnétiques satellitaires très grande échelle ne peuvent pas être interprétés selon la même approche que les relevés aéromagnétiques. Une des conditions pour utiliser les méthodes spectrales présentées à la section suivante est que les profondeurs du sommet et de la base de la croûte magnétique soient assez différentes pour les distinguer dans le domaine spectral (Quesnel, 2006). L’altitude importante du satellite (~450 km) fait en sorte que cette condition n’est pas respectée. Fox Maule et al. (2005) ont proposé une alternative à cette problématique en basant leur modèle sur les harmoniques sphériques du satellite Payload et Oersted. Michael Purucker, géophysicien à la NASA, a par la suite mis à jour l’approche proposé par Fox Maule et al. (2005) avec les données du modèle magnétique MF7 du satellite CHAMP (http://core2.gsfc.nasa.gov/research/purucker/heatflux_updates.html). Les données du champ magnétique satellitaire sont traduites en épaisseur de la croûte magnétique telle que ce que l’on retrouve à la Figure 4-3.

Figure 4-3 – Épaisseur de la croûte magnétique issue des mesures du satellite CHAMP.

La Figure 4-2 illustrant la composante verticale du champ magnétique démontre que la résolution des données magnétiques satellitaires est faible. Lorsque ces données sont traduites en épaisseur de la croûte magnétique (Figure 4-3), il est attendu que la résolution sera également faible. Il est tout de même possible d’observer des tendances sur le territoire québécois. Par exemple, le plancher de la croûte magnétique semble majoritairement profond au Québec. À l’échelle des relevés magnétiques satellitaires, le plancher de la croûte magnétique est à plus de 20 km de la surface sur tout le territoire. Une température de 580 o_{C à 20 km se traduit par un gradient}

surface. Cette cible n’est pas optimale dans le cadre de projet de géothermie profonde, mais il est important de garder à l’esprit que cette information provient d’une source à très grande échelle et que les relevés aéromagnétiques vont donner des informations plus précises.

4.2.5.2 Levés aéroportés

La méthode de Bouligand et al. (2009) a été utilisée avec les données aéromagnétiques d’une résolution de 1 km2_{, extraites de la base de données de l’Amérique du Nord et présentées à la}

Figure 4-4. On peut apprécier la différence par rapport aux données satellitaires. Dans leur étude, Bouligand et al. (2009) ont utilisé une valeur constante du paramètre fractal . Or, ce paramètre varie selon le milieu géologique dans lequel on se situe, et peut varier entre 2.3 pour des roches métamorphiques et 5.8 pour des roches ignées. Comme le domaine de notre étude couvre plusieurs provinces géologiques et donc des roches de natures variées, nous avons proposé une approche pour estimer  à partir des données de flux de chaleur, et conductivité thermique et de production de chaleur compilées par la International Heat Flow Commission (IHFC). La méthode consiste à estimer la profondeur de Curie en se basant sur ces données et sur le modèle de Lachenbruch and Sass (1977), qui s’écrit

_,

où T(z) est la température à la profondeur z, Q0 est le flux de chaleur à la surface, D est la

profondeur caractéristique de production de chaleur, A0 est la production de chaleur en surface, et k

est la conductivité thermique. La valeur de la profondeur de Curie estimée aux forages a ensuite été utilisée avec les données aéromagnétiques pour estimer . Ces calculs ponctuels de  nous ont permis d’estimer ce paramètre pour chaque province géologique.

De la compilation mondiale de l’IHFC, nous avons extrait les données pour 676 forages couvrant notre région d’étude (Figure 4-6). Pour tous ces forages, au moins une valeur de flux de chaleur est donnée, et certains forages comportent des mesures de conductivité et de production de chaleur. Les valeurs manquantes ont été obtenues par krigeage.

Figure 4-5 – Champ magnétique résiduel faible résolution (1 km x 1 km).

La distribution spatiale des valeurs de  est montrée à la Figure 4-7, et la carte de la profondeur de Curie est présentée à la Figure 4-8. Lorsqu’une valeur constante de  est attribuée à chaque province géologique, on remarque des discontinuités irréalistes de la profondeur de Curie et de la profondeur du sommet de la couche magnétique. Pour réduire ces discontinuités, le paramètre fractal a été lissé selon trois approches différentes. On remarque qu’au final, les grandes variations de la profondeur de Curie varient peu selon le type de lissage.

Figure 4-7 – Distribution spatiale du paramètre fractal . Trois types de lissage ont été utilisés pour réduire les artefacts lors du calcul de la profondeur de Curie.

Figure 4-8 – Cartes de la profondeur de Curie (zb), du sommet de la couche magnétique (zt)

et erreur d’ajustement (RMS) pour différents lissages du paramètre .