Anomalie gravimétrique - Perso-sdt
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UE Terre Profonde Julie Perrot - U.B.O. Gravimétrie ou Étude de la répartition des masses à l’intérieur de la Terre I - Rappel: Champ de pesanteur II - La forme de la Terre: Le géoı̈de Définition Mesure Interprétation des observations III - Corrections et anomalies gravimétriques Corrections Anomalie à l’air libre et anomalie de Bouguer Isostasie IV - Observations et interprétation des anomalies gravimétriques Petite échelle: Dorsales et Zones de subduction Grande échelle: Flexure de Plaque – p.1 Champ de pesanteur ac surface du globe ga g g = ga + ac g = champ de pesanteur ga = accélération gravitationnelle ac = accélération centrifuge ⇒ ac beaucoup plus petite que ga, direction du champ de g est équivalente à ga Différence entre g aux pôles et g à l’équateur = 0.0521 m.s−2 ⇒ en dépit de l’effet de ac (différente en fonction de la latitude), cela n’explique l’importance de cet écart ⇒ remise en cause de l’hypothèse de la Terre sphérique ⇒ la forme de la Terre est plus proche d’un ellipsoïde légèrement aplati aux pôles avec un rayon aux pôles de 6357 km et 6378 km à l’équateur – p.2 II - Le géoı̈de – p.3 Géoïde géoïde = surface perpendiculaire au champ de pesanteur correspondant au niveau moyen des océans (surface d’altitude zéro géoïde = surface observée, ne peut être réduite à une expression mathématique ellipsoïde = surface mathématique ⇒ Si la Terre était immobile et la répartition des masses homogène, le géoïde serait une sphère – p.4 Mesure du géoïde ´ Émission radar envoyé depuis le satellite altimétrique Onde très haute fréquence (13 kHz) qui se réfléchissent sur la surface de la mer. Anomalie du géoïde se calcule en mètres (différence entre ellipsoïde de référence et géoïde) Topographie dynamique (océanique) = phénomènes océanographiques qui varient dans le temps et ne dépasse pas quelques mètres d’amplitude. Précision varie selon les satellites avec GEOS3 en 1975 avec 30cm jusqu’à TOPEX-POSEIDON en 1992 et 5cm de précision. ⇒ Carte d’anomalie du géoïde détaillée → extrapolée en carte d’anomalie de la gravité terrestre – p.5 Interprétation du géoïde perpendiculaire surface de l’eau 1 bosse ⇒ excès de masse 1 creux ⇒ déficit de masse Interprétation du géoïde à différentes longueurs d’onde Petites longueurs d’onde: les unités lithosphériques Grandes longueurs d’onde: la dynamique du manteau – p.6 Petites longueurs d’onde du géoïde – p.7 Petites longueurs d’onde du géoïde 10m 10 à 20 m qq mètres Dorsale océanique: bosse de 10 m d’amplitude Fosse océanique: creux de 10 à 20 m d’amplitude Volcan sous-marin: bosse d’amplitude de quelque mètres Zone de fracture: signature en forme d’escalier de 1 à 5 m d’amplitude sur distance de 50 à 100 km ⇒ image fidèle des reliefs sous-marins à petite échelle du géoïde – p.8 Petites longueurs d’onde du géoïde – p.9 Grandes longueurs d’onde du géoïde – p.10 Grandes longueurs d’onde du géoïde Géoïde Tomographie (manteau profond) Interprétation en terme de dynamique mantellaire ⇒ Anti-corrélation entre tomographie et géoïde: une anomalie plus dense en tomographie montre un géoïde plus élevé donc indiquant une densité plus faible! – p.11 Grandes longueurs d’onde du géoïde Anomalie large de 1000 à 2000 km , parallèles aux chaînes de volcans ⇒ Correspondance entre anomalie positive et chaînes de volcans ⇒ Relation avec rouleau de convection dans le manteau supérieur ? – p.12 Grandes longueurs d’onde du géoïde 4m 100m Géoide 2 km 100m Plancher océanqiue Panache mantellique 200 km 2000 km Interprétation en terme de dynamique ⇒ Action dynamique du panache ascendant avec la base de la lithosphère ⇒ 2 effets antagonistes au plan gravitationnel donnent une anomalie du géoïde positive – p.13 couche élastique Grandes longueurs d’onde du géoïde géoide Interprétation en terme de comportement mécanique élastique de la lithosphère. ⇒ Réponse de la couche élastique en fonction de son épaisseur – p.14 Géoïde Différentes longueurs du géoïde, donc différentes interprétations: en terme de répartition des masses en terme de dynamique mantellaire en terme de réponse de la couche élastique Calcul du géoïde en tenant d’un répartition des masses de la Terre ⇒ comparaison avec les observations – p.15 III Corrections et anomalies gravimétriques – p.16 Anomalie gravimétrique Anomalie: calcul de l’écart entre la valeur théorique et la valeur mesurée en point d’observation. ∆g = g mesuré − g théorique ⇒ si la répartition des masses de la terre était homogène, il n’y aurait pas d’anomalie Petites anomalies gravimétriques: ⇒ prospection gravimétrique Grandes anomalies gravimétriques: ⇒ isostasie – p.17 Anomalies gravimétriques Correction à l’air libre: Ca Correction de Bouguer (plateau): Cb Correction topographiques (terrain): Ct Valeur de g théorique sur l’ellipsoïde g(λ) = ge (1 + αsin2 (λ) + βsin4 (λ)) avec λ=latitude, α = 5.2710−3 , β = 2.3410−5 et ge = 9.7803185ms−2 – p.18 Anomalies gravimétriques Anomalie à l’air libre: Aal = gmes − gcal Aal = gmes − (g(λ) + Ca) = gmes − g(λ) − Ca ⇒ en mer, Aal = gmes − g(λ) Anomalie de Bouguer: Ab = gmes − (g(λ) + Ca + Cb + Ct) Ab = gmes − g(λ) − Ca + Cb − Ct ⇒ Interprétation des anomalies de Bouguer si négative, déficit de masse si positive, excès de masse Si on calcule l’anomalie de Bouguer à la gare de Chamonix, on a Ab négative – p.19 suggérant un déficit de masse sous les Alpes !!!! Isostasie L’isostasie est l’ensemble des phénomènes qui tentent d’interpréter la compensation en profondeur des reliefs superficiels Modèle d’Airy= montagnes + croûte "flottent" sur une matière plus dense application du principe d’Archimède développement d’une racine sous les montagnes Modèle de Pratt = l’influence du relief ne se fait plus sentir à partir d’une certaine profondeur ⇒ Le modèle d’Airy est plus en accord avec les données géologiques – p.20 Isostasie L’isostasie est un phénomène dynamique qui réajuste en permanence l’altitude de la surface topographique en fonction de la répartition des masses par rapport à un niveau de compensation ⇒ explique les mouvements verticaux: - La surrection: élévation active de la surface terrestre - La subsidence: affaissement actif de la surface terrestre ´ Équilibre isostasique: Aal = 0 à grande échelle, équilibre atteint Aal < 0 à grande échelle, compensation par départ de matériel dense en profondeur ⇒ Surrection Aal > 0 à grande échelle, compensation par arrivée de matériel dense en profondeur ⇒ Subsidence – p.21 IV - Observation et interprétation des anomalies gravimétriques – p.22 Anomalie sous la dorsale Anomalie à l’air libre faible (+80 mgal) ⇒ proche de l’équilibre isostasique Anomalie de Bouguer globalement positive mais passe de +360 mgal dans les plaines abyssales a +200 mgal ⇒ traduit une diminution donc un déficit de masse Hypothèse confirmée par la baisse de la vitesse des ondes sismique sous la – p.23 dorsale Anomalie d’une fosse océanique Anomalie à l’air libre fortement négative au niveau de la fosse et du mur interne (-280 mgal) et positive au niveau de l’arc volcanique (+80 mgal) ⇒ Pas d’équilibre isostasique → forces issues de la tectonique des plaques ⇒ Déficit de masse dans la fosse dû au relief en creux ⇒ Excès de masse au niveau de l’arc volcanique dû à la transformation de la croûte océanique (basalte+gabbro) en éclogite de densité plus importante –(3.5) p.24 Anomalie d’un rift Anomalie de bouguer négative montrant une diminution à large échelle ⇒ Déficit de masse à large échelle ⇒ déficit dans le manteau lié à l’arrivée de la matière chaude Anomalie de bouguer négative mais montrant une augmentation à petite échelle ⇒ Excès de masse dans la partie centrale du rift ⇒ remontée de manteau ⇒ Bonne corrélation avec les vitesses sismiques (sismique réfraction) – p.25 Isostasie régionale: Rebond de plaque Rebond post-glaciaire: - entre -80000 et -10000 ans, la Scandinavie était recouverte de 2.5 km de glace ⇒ surcharge à l’échelle régionale et réponse élastique de la lithosphère avec enfoncement de l’asthénosphère - Réchauffement à - 10000 ans, disparition progressive de la glace jusqu’ à -5000 ans - Soulèvement rapide de 50cm/an à 1cm/an de nos jours ⇒ Réajustement isostasique contrôlé par la viscosité de l’asthénosphère Constante de relaxation= temps nécessaire pour réajuster isostatiquement ⇒ 104 à 105 ans : vitesse à laquelle le manteau visqueux est capable de relâcher les contraintes accumulées – p.26 Isostasie régionale: Flexure de plaque Surcharge : exemple un Volcan Réponse de la plaque: enfoncement avec bombement à la périphérie du volcan ⇒ amplitude de la réaction fonction de la géométrie de la surcharge et de l’épaisseur élastique de la plaque ´ Épaisseur élastique varie de 5 à 50km Surcharge sur 70 km d’épaisseur élastique en milieu continentale ⇒ si la base de la surcharge est < à 50 km , la surcharge peut être maintenu par résistance purement mécanique de la lithosphère ⇒ pas d’enfoncement ⇒ système en déséquilibre isostasique ⇒ Aal augmente et Ab presque nulle La surface de compensation isostasique serait à la base de la lithosphère – p.27 Anomalie Bouguer de la France Grandes régions structurales: fossé d’Alsace, bassin de Paris, Massif Armoricain, Massif central, Alpes, Pyrénées et bassin d’Aquitaine – p.28 Anomalie Bouguer de la France Ab < −100 mgal très forte : Alpes et Pyrénées (Zones de collision) Déficit de masse , épaississement de la croûte Ab > 0 : Golf de Gascogne et Golf du Lion Excès de masse, amincissement crustal Ab = 5 mgal: bloc Ardennes, Vosges et Alsace exemple différent des 2 premiers, illustrent la position du Moho (Faille du Pays de Bray) par conséquent la sensibilité des anomalies aux différences de masse dans la croûte – p.29
