S7 Géophysique marine

S7 Géophysique marine

Anomalies

gravimétriques et isostasie

1h CM 2h TD

Plan

— 0. La Terre solide, quelques constats

— 1. Gravimétrie, c’est quoi ?

◦ 1.1 Champs de pesanteur

◦ 1.2 Mesure de la gravité

— II. Réduction des mesures

◦ II.1 Densités

◦ II.2 Corrections

◦ II.3 Anomalies

— III. Isostasie (compensation)

◦ III.1 Locale

◦ III. 2 Régionale

— IV. Applications

Vu avec J. Perrot

14/12/2017 3

0. LA TERRE SOLIDE

— La Terre = objet complexe difficilement pénétrable (qqs km maximum avec le puit le plus profond (11 km) dans la péninsule de Kola en Russie)

— Observations indirectes : « méthodes potentielles »

◦

« instantanés » sous forme d’images de la sub-surface.

◦

« regard » à l’intérieur de la Terre avec détection et estimation des diverses structures internes (pouvoir de résolution).

— Observations directes à la surface:

^sous

descriptions « de visu » ou analyses à la surface du sol à partir desquelles on peut déduire des propriétés des structures internes.

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L’acquisition des données et leur traitement

— Une observation/des mesures

Une mesure = évaluation quantitative d’une observation qui doit être positionnée dans le temps et dans l’espace avec des estimations d’incertitude -> caractériser la sensibilité, la robustesse et la précision des instruments utilisés.

— Un modèle/des paramètres:

Un modèle est une Schématisation de la réalité décrite par un certain nombre de paramètres. -> calcul d’une valeur théorique d’une mesure

— Une anomalie/des écarts

Ecart entre une valeur (théorique) prédite et une mesure.

Cet écart est appelé anomalie quand le modèle utilisé est un modèle « de référence »

0. LA TERRE SOLIDE

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L’interaction gravitationnelle

— La pomme : la chanson de Newton

f = mg : 1ère loi de Newton - définition de la masse m f = G m

₁

m

₂

/r

²

: 2ème loi de Newton

Unités de mesure: le Newton N pour la force (f) et m.s

^-2

pour l’accélération (g)

— Constante G = 6,67 10 ^-11 m ³ kg ^-1 s ^-2

Une des constantes les plus mal connues (précision de 10

^-3

alors que les autres constantes sont connues avec des précisions de 10

^-6

)

1.1. Champ de pesanteur

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L’accélération gravitationnelle

— Toute masse m crée autour d’elle un champ g _a (r) = G . m/r ² . u

— On peut montrer que l’influence de la Terre est équivalente à celle d’une masse concentrée en son centre (théorème de Gauss)

1.1. Champ de pesanteur

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La masse de la Terre solide

— Le rayon de la Terre par géodésie

R _t = 6371 km

— La constante G

^{= 6,67 10-11m3kg-1s-2}

— La pesanteur g _t = 9,81 N/kg ou ms ^-2

1.1. Champ de pesanteur

9,81 ms ^-2 = 981 Gals

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— Une accélération centrifuge

jour sidéral : 86400 secondes a

_c

= -

w²

R

— Le champ de pesanteur g = g _a + a _c

décalage théorique entre les pôles et l’équateur de 0,034 ms

^-2

et le décalage observé de 0,0521 ms

^-2

.

la forme de la Terre proche d’un ellipsoïde c = 6357 km a = 6378 km e = 0,0033

1.1. Champ de pesanteur

14/12/2017 9

1.2. Mesure de la gravité

Les différentes manières:

1. Allongement d’un ressort (statique)

2. Chute des corps (dynamique)

3. Lévitation d’une bille par un champ magnétique (asservi)

En mer, la mesure de la gravité est plus complexe car les appareils subissent les

accélérations du navire qui peuvent atteindre 10 000 voire 100 000 mGal -> Systèmes de suspension et de cardans très perfectionnés: précision de l'ordre de 0,1 mGal.

2 corrections supplémentaires: (1) force centrifuge engendrée par le mouvement du bateau autour de la Terre, et (2) correction de la force de Coriolis

14/12/2017 10

— Les gravimètres absolus

(chute des corps)

— Les gravimètres relatifs

(allongement du ressort)

— Les corrections instrumentales

conversion (longueur du ressort en mesure de g), dérive (0,3 mGal/jour)

fermeture vers une station de base (référence)

-> Une valeur mesurée gm

Précision : environ 1/100 ème de mgal – parfois 10 x mieux

1.2. Mesure de la gravité

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Le géoïde Comment décrire la forme de la Terre ?

◦ Surface perpendiculaire au champ de pesanteur

◦ Surface niveau moyen des océans

Modèle de ce géoïde

◦ Ellispsoïde de référence GRS80

r = a/(1+e cos(phi)) a = 6378,1270 km e = 1/298,2572236

1.2. Mesure de la gravité

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Les modèles de référence

—

« Sphéroïde » de référence GRS80

—

Réseau IGSN

—

Champ de pesanteur de référence IGF

G = 978031,85 ( 1 + 0,005302357 sin

²

l – 0,000005865 sin

²

2 l )

1.2. Mesure de la gravité

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L’altimétrie satellitale vient à la rescousse !

— Principe de la mesure

— Avantages / inconvénients

REFERENCE ELLIPSOID

1.2. Mesure de la gravité

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Le géoïde terrestre:

reflet de la distribution des masses

Profondes: l> 200 km Superficielles: l< 200 km

=> topographie des océans

1.2. Mesure de la gravité

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Géoïde: “révélateur” du fond de la mer… et des autres anomalies de densité

Smith (2002)

Géoïde = surface équipotentielle -> Surface de la mer = surface idéale!!!!

Géoïde: reflète la distribution de densité dans la Terre depuis les profondeurs (pour des l> 200 km) jusqu’à la topographie des fonds

Exemple: l’excès de masse causé par un mont sous-marin “défléchit” – ou infléchit – le champ de pesanteur

1.2. Mesure de la gravité

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Mesure altimétrique

H

Hg Hs

Hdt

H Altitude du satellite / surface de la mer Précision 2-3 cm

Hs Altitude du satellite / ellipsoïde de référence Précision 2-3 cm

Corr Corrections :

instrument, ionosphère, atmosphère ...

Hdt

Topographie dynamique de l’océan:

marées, courants, houles, dépressions, “swells”

“bruit” pour le géologue

Hg Hauteur du Géoïde par rapport à l’ellipsoïde

Hg= Hs - H - Corr -Hdt

1.2. Mesure de la gravité

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Global gravity grid (2’=3.6km)

Combines Geosat/GM, ERS1/GM and Topex data Sandwell & Smith 1997 - Cazenave et al. 1996

1.2. Mesure de la gravité

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1I.1 Densités

Masse volumique des roches

La densité : une grandeur sans dimension La masse volumique : une grandeur en kg/m

³

(in English volumic mass is called density)

Roches ignées et métamorphiques andésite 2400-2800

basalte 1400-1650 gneiss 1900-2100 granite 2500-2800 péridotite 2800-3200 quartz 2600-2700 Minerais

barite 4300-4700 chalcopyrite 4100-4300 galena 7400-7600 pyrite 4900-5300 Autres

huile 600-900 eau 1000-1050 Roches non consolidées

argile 1500-2600 sable sec 1400-1650 sable humide 1900-2100 Roches sédimentaires

craie 1900-2500 charbon 1300-1800 calcaire 2000-2700 sel 2100-2600 grès 2000-2600 schistes 2000-2700

II. Réduction des mesures

1I.1 Densités

Masse volumique des roches

II. Réduction des mesures

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II. Réduction des mesures

—

La correction Eötvös (effet lié à la rotation de la Terre – max. à l’Equateur*) – Notée c

_e

dg

_e

= 4,040 v sin a cos l + 0,001211 v

²

mGal

avec (v km/h) ( a azimuth angle par rapport au Nord; l latitude)

—

Les corrections : c

_a

, c

_b

, c

_t

ca= 0,3086 h en mGal si h est en mètres correction air libre c_b= 0,04192 r h en mGal si rest en km/m³et h en m correction Bouguer c_tprend en compte la topographie exacte grâce des abaques

correction topographique (ou de terrain) Réduction de la mesure à

une surface de référence

II.2 Corrections

*La force d’ Eötvös diminue la pesanteur d'environ 0,3 % à l'équateur où son effet est maximal

La valeur théorique de g peut être calculée sur l’ellipsoïde en tenant compte de l’aplatissement et de la rotation de la Terre – On la nomme go

On doit tenir compte de la distance à laquelle on est de l’ellipsoïde: c’est la correction à l’air libre: Cal

go = GM/r2

g’o = GM/(r+h)2 avec h << r

Par développement limité on trouve g’o = go (1 –2h/r) - donc Cal = 2 go h/r 1 mGal = 10^-5ms^-2 - donc Cal = 2h x 9.81 10⁵/ 6.36 10⁶= 0.3086h

Le gradient vertical du champ de pesanteur est donc d’environ 0,3086 mGal par mètre – correction à faire: positive

Entre la surface de mesure et le géoïde, il y a des matériaux solides (à terre), et de l’eau entre le géoïde et le fond des océans, qui ont un effet gravitationnel – c’est la correction de Bouguer ou correction de plateau: CB –Correction à faire: négative On peut souvent ramener cet effet à celui d’un plateau infini d’épaisseur h:

CB= Dg = 2prGh

Si rest en g/cm³et Dg en mGal:

Dg = 2rh x 3.14 x 6,67 10^-3cm³g^-1s^-2mGal = 0.0419 rh

Suivant le lieu, on peut aussi tenir compte des variations de la topographie autour du point de mesure = corrections de terrain, toujours positive, notée ct

Note: L’altitude h est donnée par rapport au niveau moyen des mers: c’est une altitude géoïdale

Calculs

Baisse de 1 mGal <-> +3,24 m

R pôle = 6357 km R Equ. = 6378 km

II.2 Corrections

14/12/2017 22

— Le champ de référence g

0

utilisation de l’IGF G si l’étendue de la prospection réclame les variations en latitude ou dg₀= 0,812 sin 2lmGal/km vers le Nord

si la prospection se fait sur des distances inférieures à 10 km : le point le plus au Sud sert de point zéro dans ce cas.

—

Les anomalies gravimétriques = différence entre la valeur de g mesuré et celle de g théorique modifiée pour tenir compte des corrections:

Anomalie à l’Air Libre:

A

_a

= g

_m

+ c

_a

+ c

_e

– g

0

Anomalie de Bouguer complète:

A

_b

= g

_m

+ c

_a

– c

_b

+ c

_t

+ c

_e

– g

0

En calcul courant (sans topographie proche): ce et ct négligés – -> Anomalie de Bouguer simple

A

_BS

= gm - g’

_o

=

gm – (g

_o

– 0.3086h + 0.0419 rh) = gm – g

_o

+ 0.3086h - 0.0419 rh

II. 3 Anomalies

Compléments:

— Anomalie en mer:

Pas de correction à l’air libre - Attraction de la couche d’eau est moindre:

A

_BS

= gm – (g

_o

- 0.0419(r

_r

–

r_e)z) = gm – g_o

+ 0.0419(r

_r

–

r_e)z

(avec z positif vers le bas: bathymétrie)

— Anomalies régionale et résiduelle:

II. 3 Anomalies

En prospection, il y a une contribution régionale (tendance) et une contribution résiduelle (locale)

A l’échelle locale, c’est cette résiduelle qui informe le mieux des filons par exemple

La « régionale » et la « résiduelle »

II. 3 Anomalies

La « régionale » et

la « résiduelle »

II. 3 Anomalies

La « régionale » et la « résiduelle »

Compléments:

— Anomalie isostatique: anomalie de Bouguer comparée à l’anomalie calculée en supposant une compensation locale (modèle d’Airy)

— Anomalie de Bouguer réduite au manteau

(RMBA): calculée en ôtant (1) l’effet d’une croûte d’épaisseur et de densité constante, et (2) l’effet d’un manteau supérieur se refroidissant avec l’âge (en mer seulement)

II. 3 Anomalies

II. 3 Anomalies

Plusieurs représentations de l’anomalie gravimétrique

Exemple du rift Baïkal

EXEMPLES

Anomalies de Bouguer comparée au modèle de compensation locale (Airy) =

Anomalie isostatique

Négatif = excès de masse (sous-compensation)

Positif = déficit de masse (sur-compensation)

sédiments, flexion vers le bas, manteau léger, fluage, etc…

batholithe, flexion vers le haut, slab, etc...

14/12/2017 29

Anomalie d’une sphère enfouie

Géométrie du corps

Bilan des attractions

II. 3 Anomalies

14/12/2017 30

—

Une sphère

d =1,3 X 1/2

—

Un cylindre

d = X ½

Profil est plus plat pour un cylindre que pour une sphère se trouvant à la même profondeur

—

Un filon

à différentes profondeurs et sous des angles différents

Voir logiciels:

http://www.geoss.com.au/downloads.html Pblock calculates the magnetic or gravity effect of a rectangular prism.

Pdyke is an enhanced version that also calculates the effect of a dipping 2-D prism.

II. 3 Anomalies

14/12/2017 31

Exemple de cartographie des anomalies gravimétriques Unité de mesure

1 gal = 10^-2m.s^-2 1 mgal = 10^-3gal

1 gal =10^-3g avec g=9.81 m/s²

II. 3 Anomalies

14/12/2017 32

exemples de différentes structures

Non-unicité de la reconstruction

II. 3 Anomalies

14/12/2017 33

Des règles simples

Profondeur

Extension latérale

Masse totale en excès =

Volume de l’anomalie divisé par 2

p

^G

II. 3 Anomalies

14/12/2017 34

TD Masse et densité moyenne de la Terre

— Sur le géoïde: g = GM/r² soit M = g r²/G

— Par ailleurs M = rV = 4/3 pr³r

—

G

= 6,67 10^-11m³kg^-1s^-2

— Si g est exprimé en ms^-2et vaut 9.81 ms^-2, et si r = 6370 km, alors on trouve : M = 5.97 10²⁴kg

— r= M/V = 5.51 10³kg/m³

14/12/2017 35

Exercice: Tour, Puits

/

d) Déduire la différence de pesanteur entre 2 points situés en tête et fond d’un puits

Dubois & Diament, Dunod Editions, 2001

a) g_A- g_M= – 0.3086h

b) g_B- g_M= – 0.3086h + 0.0419 rh c) g_C- g_M= – 0.0419 rh

d) g_B- g_C= – 0.3086h + 2 x 0.0419 rh

14/12/2017 36

Royer et al. 1989

Signatures du géoïde

Relations entre déflexion de la verticale, forme du géoïde et bathymétrie:

3 cas « classiques »

14/12/2017 37

Mont sous-marin de la ride de Louisville (SW Pacifique)

Hauteur H = 3500 m et Rayon R = 30 km prédits par l’altimétrie (Wessel & Lyons 1997)

From Cazenave & Royer, 2001

Géoïde = N

Gravité = --- dN dz

Bilan sur anomalies et modèles

(Doc. Michel Diament, IPG Paris)

l'anomalie à l'air libre est corrélée avec (et dominée par) la topographie à courte longueur d'onde.

L'anomalie de Bouguer est anti-corrélée avec la topographie à grande longueur d'onde.

C'est la mise en évidence du phénomène de compensation : il y a en profondeur une anomalie de densité opposée à celle en surface

http://www.geologie.ens.fr/~vigny/cours/chp-gphy-3.html

Courbes de topographie

^(a)

, d'anomalie de gravité à l'air libre

(b)

, et d'anomalie de Bouguer

^(c)

, sur le même terrain

DECRIVEZ?

III. Isostasie

III. Isostasie

Un peu d’histoire…

Anti-corrélation entre

topographie et anomalie de Bouguer

14/12/2017 43

-> Principe d’isostasie locale

— Les variations de masse sont compensées en profondeur

un excès de masse en hauteur par un déficit en profondeur

— Modèle de Pratt/modèle d’Airy

III. Isostasie

14/12/2017 44

Calcul d’une racine

montagneuse ^— Ecrire que la pression est la même au niveau de

compensation en utilisant le poids de colonnes de matière

III. Isostasie Exercice 1. Isostasie Locale

A.N.:

r

^m

= 3.3 r

^c

= 2.7 z = 3 km

Rappel:

Pression lithostatique

P = r gh

14/12/2017 45

Compensation: Lien entre épaisseur de racine et altitude

— Racine r = z

^x

r

^c

/( r

^m

– r

^c

)

Car poids de la colonne à gauche =

E x r

c + r x

r

m

Égale poids de la colonne à droite

=

(z + E + r) x

r

^c

Donc r

r

^{m = z}

r

^{c + r}

r

^c

r (

r

^{m -}

r

^{c) = z}

r

^c

Hypothèse de compensation locale (au sens d’Airy):

rigidité nulle Réponse:

— Le modèle thermique d'amincissement

uniforme de la lithosphère (McKenzie, 1978) propose pour simplifier un modèle de

subsidence d’une lithosphère en extension en 2 phases:

• amincissement instantané de la lithosphère induisant la subsidence initiale (ou tectonique) ;

• évolution liée au refroidissement et à l'épaississement de la lithosphère après l'extension (subsidence thermique)

• Ce modèle fonctionne avec l’hypothèse d’un

réajustement isostatique local (égalité des pressions exercées par des colonnes de matière au-dessus d’une profondeur dite de compensation)

III. Isostasie

MODELE : 2 phases successives :

Subsidence finale totale = subsidence initiale (ou tectonique) + subsidence thermique

III. Isostasie

Exercice 2. Isostasie Locale

III. Isostasie

— Ecrire l’égalité des pressions lithostatiques sur la surface de compensation

— Calculer sur ce dessin la valeur du facteur d’amincissement β = h

₀

/h

_sup

— Exprimer h

_inf

en fonction de β et des autres paramètres

— Faire de même en prenant en compte le remplissage du bassin par de l'eau

Les indices a, sup, inf correspondent respectivement à l'air, à la couche supérieure et la couche inférieure.

h_a= profondeur de la dépression formée à la suite de l'étirement de lithosphère.

hinf= remontée de la couche inférieure (manteau).

Surface de compensation = toutes les pressions exercées sur cette surface sont égales

Amincissement β= h₀/ h_sup

III. Isostasie Exercice 3. Isostasie Locale

Egalité des pressions lithostatiques sur la surface de compensation : P_i= P_fsoit:

ρ_supgh₀= ρ_infgh_inf+ ρ_supgh_sup+ ρ_agh_a avec g l'accélération de pesanteur

Si on a de l’air en surface: ρ_a= 0 h_inf= (ρ_sup(h₀- h_sup)) / ρ_inf Connaissant β= h₀/ h_{sup :} h_inf= ρ_suph_sup(β- 1) / ρ_inf

Connaissant h_sup, h₀(ou βet h₀), on en déduit:

h_a= h₀- h_sup- h_inf= h₀ - h_sup(1 - (β- 1) ρ_sup/ ρ_inf)

Si on prend en compte le remplissage du bassin par l'eau et/ou les sédiments, on a alors par exemple avec un remplissage total du bassin par l'eau :

h_inf= (ρ_sup-ρ_eau)h_sup(β-1) / (ρ_inf-ρ_eau)

Amincissement β= h₀/ h_sup

Réponse:

Modèle de McKenzie

modèle vertical à deux dimensions.

L'asthénosphère est supposée à une température constante T_a.

La lithosphère est définie comme la couche située entre la surface de température T= 0°C et l'isotherme T = T_a. Le gradient thermique dans la lithosphère est supposé constant : T(z) = zT_a/ L.

Les densités de la croûte et du manteau sont:

ρc(z) = ρc₀[1 - αT(z)]

et ρm(z) = ρm₀[1 - αT(z)]

où αest le coefficient d'expansion thermique ; ρc₀et ρm₀sont les masses volumiques de la croûte et du manteau à 0°C.

La masse volumique de l'asthénosphère est : ρa = ρm₀(1 - αT_a)

Modèle de McKenzie

La lithosphère s'amincit instantanément d'un facteur β. Chaque couche remonte vers la surface, sans changer de température. Ceci implique que :

•La densité à n'importe quelle profondeur ne change pas,

•la densité moyenne de la lithosphère ne change pas,

•la conservation des masses implique la conservation des volumes,

•la lithosphère s'amincit d'un facteur βet la nouvelle épaisseur de la lithosphère est donc L/β,

•la croûte s'amincit d'un facteur βet la nouvelle épaisseur de la croûte est donc h/β,

•le gradient géothermique (en °/km) est multiplié par β, il était T_a/Let il devientβT_a/L.

Après étirement, la lithosphère est plus chaude qu'avant étirement. Elle va ensuite progressivement se refroidir jusqu'à ce que le gradient géothermique retrouve sa valeur initiale (figure 11).

Application numérique

(hypothèse de compensation locale d’Airy) Cas 1 : amincissement de la croûte, calcul de la subsidence induite par l'amincissement - Cas simplifié : modèle à deux couches de densité différentes (croûte continentale et manteau) en négligeant la différence entre lithosphère et asthénosphère (calcul réalisé par Airy au milieu du 19^esiècle) - Bonne approximation de premier ordre car la différence de densité entre la croûte et le manteau (0,6) est

~10 fois supérieure à la différence de densité entre le manteau asthénosphérique et le manteau lithosphérique (0,05).

- Dans le cas d'un amincissement de h₀- h_sup= 1 km, on trouve une remontée du manteau h_inf= 818 m et une subsidence h_a= 182 m.

- Dans le cas d'un amincissement de 50 % d'une croûte de 30 km d'épaisseur (h₀= 30 km et h_sup= 15 km, on trouve une remontée du manteau h_inf= 12,27 km et une subsidence h_a= 2730 m (dessin ci-dessous)

Schéma montrant comment un amincissement de 50 % de la croûte entraîne une subsidence tectonique ET une remontée du manteau lithosphérique

— Airy ou Pratt?

Ca dépend…

exemple

III. Isostasie

Ajustement du modèle d'Airy à l'anomalie gravimétrique (cf profil de densité utilisé dessous)

Ajustement presque parfait entre l'anomalie du géoïde déduite de la formule de compensation isostatique d’Airy et le géoide mesuré

MARGE CONTINENTALE

— Airy ou Pratt?

Ca dépend…

exemple

III. Isostasie

Ajustement du modèle de Pratt à l'anomalie gravimétrique créée dans le contexte du bombement autour des îles volcaniques Hawaii et Bermudes.

La meilleure droite qui passe au milieu du nuage de points est obtenue en prenant une densité de 3100 kg/m3 et une profondeur W de l’anomalie de densité de100 km.

Le modèle d'Airy ne fonctionne pas Le bombement "colle" mieux avec un modèle de croûte anormalement légère sur 100 km de profondeur, qu'avec un modèle d'épaississement crustal

-> notion de rigidité et de compensation régionale

(des reliefs)

III. Isostasie

Flexion:

Exemple du mont sous-marin

- Anomalie A > 0 : excès de masse (par rapport à la zone basse voisine, car compensation régionale) - Anomalie A < 0 : déficit de masse

- Anomalies bathymétriques aussi, mais atténuées au cours du temps par sédimentation/érosion

D’après E. Burov -> notion de rigidité et de compensation régionale

Exemples qualitatifs: Mouvements verticaux associés à:

L’étirement Le raccourcissement

État initial

Isostasie locale (hydrostatique) Isostasie régionale (rigidité

« flexurale » rajoutée)

(avec bombement thermique) L. Barrier, Paris

-> notion de rigidité et de compensation régionale

III. Isostasie

Rigidité d’une plaque : caractérisée par l’épaisseur élastique (Te) : traduit la résistance de la plaque aux forces appliquées

Pour les lithosphères océaniques: Cas assez simple, consensuel:

dépendance de l’âge

D’après E. Burov

-> notion de rigidité et de compensation régionale

III. Isostasie

14/12/2017 60

Un exemple à l’échelle régionale

Un profil ECORS

III. Isostasie

14/12/2017 61

La répartition des masses en France

III. Isostasie

14/12/2017 62

Anomalie du géoïde dans l’océan Pacifique

— Echelle de couleur - 3 m pour le violet +1 m pour le rouge

Notez la trainée associée à la chaine Hawaï-Empereur provenant d’un point chaud Notez les zones de subduction

reliée à la ceinture de feu autour de l’océan Pacifique Commentez: où et comment se

voit l’isostasie régionale?

III. Isostasie

D’après E. Burov

Anomalie A > 0 : excès de masse Anomalie A < 0 : déficit de masse

A > 0 A < 0

Effet visible aussi bien pour l’anomalie à l’air libre que l’anomalie de Bouguer (ou le géoïde)

TOPOGRAPHIE

Voir: http://planet-terre.ens- lyon.fr/article/geodesie- gravimetrie.xml

III. Isostasie

FLEXION

¨ AAL

+: ~50 mGal associé au bombement externe -: ~200 mGal associé à la fosse et au prisme d’accrétion +: ~200 mGal associé à l’arc

Exemple: Carte d’anomalies au niveau de l’Equateur (Amérique du Sud) déduite de l’altimétrie satellitale

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Détection de la flexion: cas des subductions

AAL AAL

« outer swell »

L’amplitude de l’AAL traduit une variation de régime tectonique dans la zone arrière-arc et de couplage entre plaque

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Anomalies “isostatiques”: vont généralement dans le même sens que les anomalies à l’air libre (“free-air gravity anomalies”):

– > “sur-compensation” des reliefs à la fosse

– > “sous-compensation” des reliefs dans l’arc et l’arrière-arc

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-> Anomalies causées par l’équilibre dynamique imposé par la convergence

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Forces “dynamiques” -> fosse plus profonde et arc volcanique à racine plus réduite que si seules les forces isostatiques agissaient = déséquilibre isostatique

permanent

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Détection de la flexion: cas des subductions

Actualité:

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De nouveaux signaux précoces pour quantifier la magnitude des forts séismes

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Communiqué de presse - Jeudi,30 novembre 2017

A la suite d’un tremblement de terre, une perturbation du champ de gravité se produit quasi-instantanément, et pourrait donc être enregistrée avant les ondes sismiques habituellement analysées par les sismologues.

Dans une étude publiée dans la revue Science le 1er décembre 2017, une équipe constituée de chercheurs du CNRS, de l’IPGP, de

l’université Paris Diderot

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et de Caltech, est parvenue à observer ces faibles signaux liés à la gravité et à comprendre leur origine. De par leur sensibilité à la magnitude des séismes, ces signaux pourront jouer un rôle important dans l’identification précoce de l’occurrence d’un séisme majeur.

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Voir http://www.insu.cnrs.fr/node/7882

Conclusions

— La gravimétrie est une approche précieuse pour investiguer l’intérieur de la Terre

— Les mesures de g et ses variations (ou gradients) sont diverses (gravimètres à terre et en mer, satellites comme Topex-Poseidon, GOCE, GRACE, etc…) et se font avec des résolutions horizontales variables (de 100 m à 200 km)

— Le signal gravimétrique est donc plus ou moins « lissé »

— Une fois corrigée, la mesure gravimétrique permet de définir des anomalies en référence à une valeur de g calculé sur l’ellipsoïde de référence

— Des mécanismes de compensation des reliefs terrestres permettent de tester des hypothèses sur les causes des variations de densité

— En utilisant la compensation d’Airy, qui ne prend pas en compte la rigidité, il est possible de calculer des anomalies isostatiques permettant d’identifier des zones sur- (déficit de masse) ou sous-compensées (excès de masse) par rapport à l’hypothèse d’Airy

— La carte globale d’anomalies isostatiques révèlent des anomalies liées à la réponse en flexion des plaques (subductions, monts sous-marins, flambage continental, épaulements de rift…), à des soutiens dynamiques (super- panaches, cellules convectives) ou à des variations de température ou de composition chimique du manteau

— La gravimétrie a ainsi de nombreuses implications dans le domaine industriel (prospection) et académique (dynamique de la Terre)

Liens utiles

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Cours en ligne de C. Vigny, ENS Paris:

http://www.geologie.ens.fr/~vigny/cours/chp-gphy-3.html

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Cours en ligne de O. Dequincey et F. Chambat, ENS Lyon: http://planet- terre.ens-lyon.fr/article/geodesie-gravimetrie.xml

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site du Bureau Gravimétrique International (BGI): Collecte, archivage, validation et distribution de données gravimétriques (avec cartes mondiales récupérables en jpeg): http://bgi.obs-mip.fr/fr

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Satellite GRACE: https://grace.cnes.fr/fr

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Satellite GOCE: https://goce.cnes.fr/fr et le site FROG : http://ganymede.ipgp.jussieu.fr/frog/

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Satellite TOPEX-POSEIDON: http://www.futura-

sciences.com/sciences/definitions/univers-topex-poseidon-3849/

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Gravimétrie en France: site du BRGM:

http://sigminesfrance.brgm.fr/geophy_gravi.asp

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Site de l’IGN: http://www.ign.fr/