Carte de gravité de la Terre. © Nasa
Planète

La gravimétrie pour comprendre la structure de la croûte terrestre

Question/RéponseClassé sous :géophysique , croûte terrestre , globe terrestre
 

[EN VIDÉO] Le géomagnétisme, ou les secrets du magnétisme de la Terre  Le magnétisme partout présent sur Terre fascine les Hommes depuis longtemps. Avant que son origine ne soit comprise, la fidélité de l'aiguille de la boussole, mais aussi ses étranges fantaisies, ont été exploitées. Des chercheurs de l'Institut de physique du Globe de Paris, l’IPGP nous expliquent cette science, le géomagnétisme, qui recèle encore bien des mystères. 

La gravimétrie est une méthode géophysique qui a pour objectif la mesure de l'intensité de la pesanteur. L'étude de ses variations donne des informations sur la répartition des masses en profondeur et permet de mieux comprendre la structure de la croûte terrestre.

La pesanteur représente l'attraction apparente de tout corps par la Terre. Elle résulte de deux phénomènes :

  • La gravité, qui est l'effet de l’attraction universelle définie par la deuxième loi de Newton, qui stipule que deux corps de masses m et m' s'attirent avec une force proportionnelle à leurs masses et inversement proportionnelle au carré de la distance qui les sépare.
  • La force axifuge, qui est liée à la rotation de la Planète et qui dépend notamment du rayon de la Terre, de la latitude et de la distance à l'axe de rotation.

Suivant cela, la valeur moyenne de la pesanteur est de l'ordre de 981 gals et est donc susceptible de varier à la surface du globe en fonction de plusieurs paramètres.

Variations de la pesanteur à la surface du globe

Le premier paramètre influençant la valeur de la pesanteur est l'altitude. En effet, si la distance par rapport au centre de la Terre augmente, cela diminue l'effet de la gravitation universelle, mais augmente celui de la force axifuge. La valeur de la pesanteur ne sera donc pas la même au niveau de la mer ou sommet d'une montagne.

Le deuxième paramètre à prendre en compte est la latitude. En effet, la Terre n'est pas une sphère parfaite, sa forme est d'ailleurs relativement complexe et dépend notamment de la répartition des masses en profondeur et de sa rotation sur elle-même. Cependant, si l'on fait abstraction de toutes les irrégularités de la surface terrestre, elle peut être approximée à un ellipsoïde aplati aux pôles. On parle d’ellipsoïde de référence, qui est une approximation théorique de la forme de la Terre. Dans ce référentiel, le rayon de la Terre est variable. Le rayon polaire est ainsi inférieur au rayon équatorial. La force de gravitation est donc plus grande aux pôles qu'à l'équateur, alors que la force axifuge est nulle aux pôles et maximale à l'équateur.

La forme de la terre (…) dépend notamment de la répartition des masses en profondeur et de sa rotation sur elle-même

Altitude et latitude des points de mesure seront donc à prendre en compte lors des mesures de pesanteur avant de pouvoir comparer les valeurs obtenues et interpréter les résultats. Cependant, ce qui intéresse le plus les scientifiques lors d'une mesure de pesanteur, c'est l'effet de perturbation d'une masse présente dans le sous-sol sur la valeur de la gravité au point de mesure. À même altitude, la pesanteur sera ainsi plus forte à l'aplomb d'un excès de masse. En effectuant plusieurs mesures en divers points et en prenant soin de corriger tous les autres paramètres influençant la valeur de la pesanteur, il est ainsi possible d'observer la distribution des masses en profondeur de façon indirecte.

Ellipsoïde et corrections gravimétriques

Afin de pouvoir comparer et identifier les variations de masse dans le sous-sol, les géophysiciens effectuent les corrections nécessaires en se référant à la surface théorique simplifiée que représente l'ellipsoïde de référence dont la forme est connue. Le but est ainsi de ramener le point de mesure sur l'ellipsoïde, en effectuant une série de corrections :

Les trois corrections gravimétriques : correction d’altitude (à gauche), correction de plateau (au centre) et correction de topographie (à droite). Le point rouge représente le point de mesure. © emse.fr
  • La correction d'altitude, ou correction à l'air libre. Cette correction correspond à une diminution de 30,86 mGal par 100 mètres d'élévation (formule de Faye). Elle suppose qu'il n'y a aucune masse au-dessus de l'ellipsoïde susceptible d'influencer la gravité. 
  • La correction de plateau. Dans la correction d'altitude précédente, la matière entre le point de mesure et l'ellipsoïde a été négligée. Cette approximation est corrigée grâce à la correction de plateau. On considère ainsi un plateau horizontal passant par le point de mesure et ayant une valeur de densité moyenne de 2,67. La matière présente dans ce plateau exerce un effet d'attraction qu'il faut corriger pour ramener le point de mesure sur l'ellipsoïde de référence. Il s'agit d'une augmentation de 11,18 mGal pour une élévation de 100 mètres -- cette valeur dépend, bien sûr, de la valeur de densité choisie.
  • La correction de topographie. En effet, la correction de plateau néglige totalement les irrégularités topographiques de la surface de la Terre : montagnes, vallées, etc. qui influencent la pesanteur par rapport au plateau théorique de la correction précédente. Il est donc nécessaire d'effectuer une correction de la topographie locale suivant des abaques.

Une fois ces corrections réalisées, on calcule la correction de Bouguer qui correspond à la somme des trois corrections. On en déduit une anomalie de Bouguer qui représente l'écart entre la valeur de pesanteur mesurée corrigée et la valeur de pesanteur théorique attendue pour le modèle homogène de l'ellipsoïde de référence. Cet écart donne des informations sur la répartition des masses en profondeur.

Carte d’anomalie de Bouguer du New Jersey. En bleu, les anomalies négatives (défaut de masse), en rouge les anomalies positives (excès de masse). © USGS

Anomalies de gravité et structure de la Terre

Une anomalie nulle (la valeur corrigée est égale à la valeur théorique) indique que le modèle de l'ellipsoïde rend compte de la réalité. Une anomalie positive (la valeur corrigée est supérieure à la valeur théorique), indique qu'il y a un excès de masse par rapport au modèle. Une anomalie négative (la valeur corrigée est inférieure à la valeur théorique) indique qu'il y a un déficit de masse par rapport au modèle.

Il existe plusieurs longueurs d'ondes d'anomalies de gravité. Les anomalies de courte longueur d'onde sont associées à des perturbations de masses superficielles et sont utilisées dans le cadre d'études locales. Elles indiquent la présence de matériaux de densités différentes dans le sous-sol et permettent d'émettre des hypothèses sur sa nature et sa structure. Les anomalies de grande longueur d'onde indiquent la présence d'anomalies de densité plus profondes, souvent associées à des variations de température ou à des hétérogénéités dans le manteau.

De nombreux filtres et gradients peuvent être appliqués aux valeurs de gravité mesurées et corrigées, permettant l'obtention de cartes d'anomalies apportant des informations différentes. Ces données, couplées à d'autres méthodes géophysiques comme l’imagerie sismique, permettent de construire des modèles de l'architecture de la croûte terrestre.

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