Mini Projet en Géophysique: La Méthode Gravimétrique [PDF]

Zitiervorschau

Mini projet en géophysique « La méthode gravimétrique »

Réaliser par :

Amine omrani Rim karkar Abdelkader mejri

 Introduction :

- Les Méthodes géophysiques - La Méthode gravimétrique

Les Méthodes géophysiques : Les sciences de la Terre ont pour sujet l'étude de la nature, de la formation et de l'évolution du globe terrestre, de son centre à la limite supérieure de l'atmosphère. Elles font pour cela appel à de nombreuses disciplines, dont la géologie, l'océanographie physique et la météorologie, qui peuvent toutes être rassemblées dans la science appelée géophysique. La géophysique utilise toutes les méthodes de la physique pour obtenir des informations sur les zones difficiles d'accès du globe. Par exemple, seule la géophysique permet d'avoir des connaissances concernant le noyau terrestre, le fond des océans ou les confins de l'atmosphère, là où des mesures physiques directes sont pour ainsi dire impossibles.

Les différant méthode géophysique: * La gravimétrie  La méthode magnétique  La méthode tellurique  Le scintillomètre  Les méthodes acoustiques et sismiques  La méthode électrique  Les méthodes électromagnétiques Elles sont toutes des outils essentiels utilisés dans des domaines tels que :  La recherche scientifique  La prospection pétrolière et le domaine parapétrolier  Le génie civil  La prospection minière  L'hydrogéologie  La pédologie  La géothermie  L'hydrogéologie  L'archéologie

La Méthode gravimétrique :

La gravimétrie, technique permettant de détecter les variations de densité (selon la composition des terrains) à partir de la mesure de l'intensité du champ de gravité g comparée à une valeur de référence, se base donc sur les Lois d'attraction universelle (Lois de Newton)

Domaines d'applications :  Utilisation scientifique : détermination du géoide, étude des variations du champ de pesanteur, de la répartition des masses dans la croûte terrestre, du rebond postglaciaire, etc...  Prospection pétrolière : recherche de nappes d'hydrocarbures, qui correspondent à des différences de densité par rapport aux roches environnantes (mesure de gravité dans les puits de prospection, ou à partir de la surface).  Navigation sous-marine : à partir d'une carte du champ de pesanteur et d'un gravimètre marin, il est possible de naviguer avec précision.

Géoïde et surface équipotentielle Le géoïde est une surface équipotentielle de pesanteur, c’est à dire une surface sur laquelle le potentiel de pesanteur est constant (figure 1.9). Il correspond à la surface moyenne des océans. En revanche, il ne correspond pas à la surface topographique sur les continents et sa forme dépend de la répartition des masses à l’intérieur de la Terre. C’est le géoïde qui définit la "forme" de la Terre.

Représentation de la hauteur du géoïde avec une forte exagération par rapport au diamètre de la Terre (document LEGOS-CRGS/CNES). On définit par apport à ce potentiel l’accélération g telle que :

Le géoïde étant une surface équipotentielle, elle est normale en tous points à la direction du champ. Or, au dessus d’un excès de masse par exemple, la direction du champ lié à la masse excédentaire sera orienté vers elle (figure 1.10). La direction du champ de pesanteur, somme du champ généré par la masse et du champ normal, sera donc modifiée (Dubois et Diament, 1997). L’accélération de g n’est donc pas constante sur le géoïde.

Il est possible de calculer une surface équipotentielle qui se rapproche au mieux du géoïde, on appelle cette surface ellipsoïde de référence. Le géoïde présente des ondulations par rapport à l’ellipsoïde, celles-ci reflètent les hétérogénéités de densité présentes à l’intérieur de la Terre. En tout point de l’ellipsoïde, il est possible de calculer une valeur théorique de l’accélération de la pesanteur. Cette valeur théorique ne dépend que de la latitude sur l’ellipsoïde : g = g0(1 + k1sin2φ − k2sin2 2φ) où g0 est la pesanteur à l’équateur, k1 et k2 sont des constantes qui dépendent de la forme et de la vitesse de rotation de la Terre. Ces constantes sont données par l’Union Géodésique et Géophysique Internationale.

Instrumentation : Il existe deux types de gravimètres :

 Gravimètre à pendule. Pour un pendule idéal, la mesure de la gravité est obtenue par la formule : g=

( 4 π2 I ) T2

En mesurant le moment d'inertie (I) et la période d'oscillation (T), il va être possible d'obtenir une valeur absolue de la gravité.

Schéma d'un gravimètre à pendule et simplification.

 Gravimètre à ressort.

La mesure de la gravité avec un gravimètre a ressort se base sur la formule :

g=

f∗X La gravité m

pourra donc être déduite a partir du coefficient d'allongement du ressort (f), de la masse (m) du poids à l'extrémité du ressort et a l'allongement (X) du ressort.

Corrections et anomalies gravimétriques Les mesures de la pesanteur à la surface de la Terre diffèrent généralement des valeurs théoriques calculées sur l’ellipsoïde de référence. Il est intéressant de pouvoir comparer ces deux valeurs pour avoir accès à des anomalies gravimétriques. Cependant, nous sommes confrontés à certains problèmes qu’il faudra résoudre. En premier lieu, il faut rappeler que la valeur théorique est calculée sur l’ellipsoïde de référence, or, bien généralement les mesures faites à la surface de la Terre ne sont pas sur cet ellipsoïde. Il faut donc tenir compte de la distance entre la surface où l’on connaît la valeur théorique et celle où on la mesure. De plus, le modèle qui nous a servi pour calculer la valeur théorique de la pesanteur ne tient pas compte de la présence de masses entre ces deux surfaces. Il va donc falloir appliquer des corrections sur la valeur théorique pour pouvoir comparer véritablement valeur théorique et mesurée de la pesanteur. Les trois principaux types de corrections sont la correction à l’air libre, la correction de plateau et la correction topographique. Notons qu’il existe d’autres corrections mais qui s’appliquent dans des cas très particuliers comme la réalisation de mesures aéroportées, prises d’un bateau, etc... .

La correction à l’air libre La correction à l’air libre permet de ramener la valeur théorique calculée sur l’ellipsoïde g0 à l’altitude z à laquelle la mesure gz a été faite. On néglige dans ce cas les masses situées au dessus du niveau de référence. Le gradient vertical du champ de pesanteur est à peu près constant sur la Terre et vaut 0,3086 mGal/m. Rappelons que l’intensité du champ diminue avec l’altitude.

La correction de plateau La correction de plateau permet de soustraire l’effet des masses situées entre le point de mesure et l’ellipsoïde. La perturbation générée par des terrains de densité ρ situés à une altitude z est assimilée à celle d’un plateau d’épaisseur z, elle s’exprime de la manière suivante :

∆g = 2πρGh ∆g = 0, 0419ρh avec h exprimé en mètres. La correction de plateau doit toujours être effectuée sur la valeur théorique.

La correction topographique La correction topographique prend en compte les reliefs présents à proximité du point de mesure. Ce relief, que ce soit un creux ou une bosse, a toujours un effet gravitationnel dirigé vers le haut et fait, par conséquent, diminuer la valeur de la pesanteur au point de mesure. Il faut donc ajouter l’effet du relief à la valeur théorique. La contribution du relief est proportionnelle à la densité ρ par l’intermédiaire d’un terme T, celui-ci s’obtient par un calcul complexe

On utilise généralement un modèle numérique de terrain pour calculer ce terme.

En appliquant ces corrections on a donc accès aux anomalies gravimétriques. Deux principaux types d’anomalies ont été définies :

L’anomalie à l’air libre Cette anomalie résulte de la différence entre la valeur de la pesanteur mesurée et la valeur théorique corrigée de la correction à l’air libre. Elle présente le désavantage, pour des faibles longueurs d’ondes, d’avoir plutôt une signature corrélée à la topographie. C’est souvent la plus utilisée en domaine marin.

avec h orienté vers le haut et exprimé en mètres.

Les anomalies de Bouguer Les anomalies de Bouguer permettent de tenir compte de l’effet gravitationnel des masses situées entre l’ellipsoïde et le point de mesure. On différencie l’anomalie de Bouguer simple de l’anomalie de Bouguer complète. L’anomalie de Bouguer simple est la différence entre la valeur mesurée de la pesanteur et la valeur théorique corrigée des corrections à l’air libre et de plateau.

Pour l’anomalie de Bouguer complète, on applique en plus les corrections de terrain. Cette anomalie révèle les hétérogénéités de masses situées sous la surface topographique. C’est cette anomalie que l’on utilisera préférentiellement pour des études d’échelle crustale à lithosphérique.

Conclusion Nous avons donc montré que ces trois méthodes apportent des informations différentes sur le milieu qu’elles échantillonnent. Néanmoins, une complémentarité certaine les relie puisqu’a elles trois, la tomographie télésismique, la gravimétrie et les fonctions récepteur permettent de contraindre l’ensemble de la lithosphère, et ce, avec des sensibilités aux paramètres (vitesse, densité) différentes. L’idée est alors tentante de vouloir passer toutes ces données dans une grande moulinette qui nous renvoie une quasi photographie de l’intérieur de la Terre. Le terme moulinette désigne en réalité les inversions conjointes, le chapitre suivant leur est consacré.