Traitement des données gravimétriques et magnétiques

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Plateau continental selon le concept juridique

Le Plateau Continental d’un État côtier comprend le s fonds marins et leur sous-sol jusqu’au rebord externe de la marge continentale, ou jusqu’à 200 miles marins des lignes de base, lorsque ce rebord externe se trouve à une dis tance inférieure. Sa limite coïncide alors avec celle de l’extension maximale de la ZEE, zone dans laquelle l’État côtier dispose du droit d’exploiter toutes les ressources économiques, dansles eaux, sur les fonds et dans le sous-sol. Comme la ZEE, sa limite peut toutefois se situer à moins de 200 miles dans le cas où les côtes de deux États sont adjacentes ou se font face : une délimitation maritime est alors nécessaire pour définir les zones sous la juridiction de chaque État côtier.
Lorsque la marge continentale s’étend au-delà de 200 milles, les États peuvent prétendre exercer leur juridiction soit jusqu’à 350 milles marins des lignes de base, soit jusqu’à 100 milles de l’isobathe 2500 mètres, en fonction de certains critères géologiques. En contrepartie, l’État côtier doit contribuer à un système de partage des revenus tirés de l’exploitation des ressources minérales au-delà de la limite des 200 milles, gérés par l’Autorité Internationale des Fonds Marins.
Pour prétendre à cette extension, l’État côtier doi t constituer un dossier technique et juridique, qui doit être déposé au plus tard dix sanaprès la ratification de la CNUDM, devant la Commission des limites du Plateau Continental.

Plateau Continental et ressources naturelles

Depuis les années 70, des investissements importants ont été mis au profit de travaux de recherche dans les grands fonds des océans en vue de trouver d’autres sources d’approvisionnement en métal. Les prospections ont fait en général état de la présence de ressources telles que :
• Energie géothermal
• Fore et faune pharmaceutiques
• Gaz hydrates
• Hydrocarbures
• Métaux
• Diamants
• Micro-organisme
• Les placers de minéraux lourds
• Les dépôts de phosphates
Quelques informations concernant ces ressources naturelles exploitables sont données ci-après :
Les diamants sont exploitées en Namibie et en Afrique du Sud jusqu’à 300m de profondeur, cette exploitation atteint aujourd’hui jusqu’à 2000m de profondeur Le pétrole offshore présente le quart des réservestrouvées et le tiers de la production pétrolière mondiale. Actuellement, le record de production en mer profonde a augmenté de 10 fois celui dans les années 60 en passant de 312 m d’eau à près de 2 200 mètres de profondeur.
Maintenant, l’objectif affiché par les opérateurs pétrolière est d’atteindre jusqu’à 3000m de profondeur.
Ces minérauxlourds sont extraits des formations géologiques continentales et apportés par les fleuves dans les océans. Ils sont exploitéspour l’étain qui représente 7% de la production mondiale, l’or, le platine, le titane, le chrome, le zirconium, les terres rares. Notons par exemple qu’en Thaïlande et en Indonésie, 50% de la production d’étain provient de l’océan.
Les dépôts de phosphates se forment sur des terrasses sous-marines, dans des zones de forte productivité biologique liée à des remontéesd’eaux froides. L’accumulation de restes d’organismes dans les sédiments résulte à la libération de phosphore qui se précipite sous forme de nodules. Notons que la consommation mondiale annuelle de phosphate est de l’ordre de 150M de tonnes et les réserves connues peuvent assurer jusqu’à 50 années de consommation.

LE PLATEAU CONTINENTAL DU SUD DE MADAGASCAR

Contexte géographique

Le Plateau Continental sous marin de l’extrême Sudde Madagascar s’allonge suivant une direction Nord-Sud entre les latitudes 26°S et 36°S (Figure 3) et se trouve au Nord de la dorsale Sud-Ouest Indienne. Il couvre une superficie totale d’environ 117 000km 2 [3] et domine deux bassins océaniques : le bassin océanique de Mozambique profond de plus de 4500 m à l’Ouest et le bassin océanique de Madagascar, d’une profondeur de plus 4500 m à l’Est.
Au dessus de ce plateau, la profondeur de la mer est généralement de 1500 à 3000 m, sauf pour quelques zones surtout au Sud où la profondeur n’est que de 20m. Vers 32°S, le plateau s’élargit de 300 km vers l’Est (Figure 4) par un éperon qui marque la limite entre les régions du bassin de Madagascar créées au Crétacéupérieurs respectivement par la dorsale centrale Indienne et la dorsale Sud-Ouest Indienne [1]. Vers 31°S une dépression de plusieurs milliers de mètre divise géomorphologiquement le plateau en deux.

Travaux géophysique et contextes géologiques

Les connaissances géologiques disponibles concernant ce plateau continental sont très réduites par rapport à sa superficie, les cartes géologiques sont même encore inexistantes, seule l’interprétation des profils sismiques réfraction N1( etS2) et réflexion (GA4-38 et MD 5-16) et les données de deux forages sont à notre disposition. La figure 5 montre la disposition de ces profils sismiques sur le Plateau Continental du Sud de Madagascar.

Les profils sismiques réfractions

Les profils sismiques réfractions N1 et S2, à deux navires, ont été effectués, en 1978, au cours des campagnes « INDOMED8 » du N/O « Melville » de la Scripps Institution of Oceanography et « MARION DUFRESNE 16 » du N/O « Marion Dufresne » de l’administration des Terres Australes et Antarctique Françaises .

Profil N1

Localisation : départ 30,0°S – 45,5°E, fin 31,7°S – 44,3°E
Orientation : NE-SW
Pour le profil N1, l’interprétation des premières arrivées conduit aux résultats donnés dans le tableau 1. Les pendages sont positifs lorsque les horizons montent vers le Nord. La profondeur de la discontinuité de Mohorovicic variede 22 à 25 km.
Le profil S2 n’étant pas inversé, les vitesses indiquées sont donc des vitesses apparentes. Les calculs sont faits dans l’hypothèse de couches horizontales, les résultats sont figurés dans le tableau 2. La profondeur de la discontinuité de Mohorovicic est de 14,7 km.

Les profils sismiques réflexions

Les profils Sismiques réflexion sont obtenus, en 1971, à bord du Gallieni, profil GA4-38, et Marion Dufresne, profil MD 5-16, de l’Institut De physique de Globe de Paris.

Profil GA 4-38

Localisation : départ 33°20’S 49°40’E, arrivé 33°40’S 42°10’E
Direction : E-O
Ce profil est situé au Sud du Plateau Continental de Madagascar. D’Est en Ouest on peut distinguer quatre sections.

Section 1

Cette section est située dans le bassin de Madagascar où aucun réflecteur associable à une couverture sédimentaire n’a pu être identifié. Seunl réflecteur qui correspond à une couche de vitesse élevée est visible. Ce réflecteur pourraitconstituer le toit du socle.

Section 2

Sur cette section deux réflecteurs, horizon A et horizon B, sont biens visibles sauf sur l’extrême Ouest de ce profil. Cette interruption marque la limite de la partie centrale du Plateau Continental. Aucun réflecteur représentant le socle n’a pu être suivi.

Section3

L’horizon B est continu sur la section 3, mais l’h orizon A y est très discontinu voire même absent sauf sur le milieu de cette section.Cette section ne met pas en évidence le socle.

Section 4

La section 4 présente une topographie en escalier, ceci montre les failles normales qui ont affectés le flanc Ouest du Plateau Continental du Sud de Madagascar. Seul l’horizon B est visible sur cette section et le socle n’a pas pu être mis en évidence.

Profil MD5-16

Localisation : départ 51°S 48°E, arrivé 31°S 45°E
Direction : N-S
Ce profil s’allonge du Nord au Sud, suivant cette direction on peut distinguer trois sections.

Section 1

Cette section est située sur la zone de transitionentre le Plateau Continental du Sud de Madagascar et la dorsale Sud-ouest Indienne. La topographie y est complexe et on y trouve un réflecteur discontinu relatif à une couverture sédimentaire. Cette discontinuité et topographie complexe marqueraient des intrusions du basalte.

Section 2

Cette section se situe sur la partie centrale du Plateau Continental du Sud de Madagascar, le socle n’y est visible mais les deux réflecteurs, horizon A et horizon B, peuvent être suivi sur une longue distance avec quelque discontinuité.

Section3

Le socle constitué de roches ignées est continuellement visible au Nord de 32°30’S. On y observe également des soulèvements du socle.
L’interprétation de ces données a permis de tirer esl résultats suivants :
– le Plateau Continental de l’extrême Sud de Madagascar peut être divisé en deux domaines différents l’un de l’autre non seulement la géomorphologie mais aussi la structure du socle et les couvertures sédimentaires [1]. La zone de transition qui sépare le domaine Nord du domaine Sud se situe entre 31°S et 32°S ;
– le domaine Nord a une topographie et structure du socle très complexes. La couverture sédimentaire est mince et interrompue par des intrusions de socle constitué de basalte. Ce domaine est aussi affecté de plusieurs failles normales surtout sur sa partie Ouest face au bassin océanique de Mozambique [1]. La fracture qui a affectée le bassin de Madagascar au crétacé, relatif au dorsale centrale Indienne, touche le flanc Est du Plateau Continental et pénètre dans sa partie Nord ;
– le domaine Sud est recouvert d’une importante couverture sédimentaire, aucun réflecteur qui représenterait le socle n’a pu être suivi. Deux réflecteurs peuvent être suivis sur toute la partie centrale appelée aussi « zone calme ». Le réflecteu supérieur peut être associé à une phase d’érosion ou de non dépôt depuis l’éocène inferieu jusqu’au miocène inférieur. Le contact entre le Sud du Plateau Continental de l’extrême Sud de Madagascar et la dorsale Sud-Ouest Indienne est marqué par une topographie et structure complexes ;
– l’isobathe et la zone calme se prolongent de 300 km vers l’est au voisinage de 32°S. Cet allongement marque probablement le contact entre le bassin de Madagascar formé par la dorsale centrale Indienne, au Nord, et la dorsale Sud-ouest Indienne au Sud [7].
En conclusion le Plateau Continental du Sud de Madagascar est composé de deux domaines différents du point de vue géologique et éomorphologique. Relativement, des roches anciennes d’affinité basaltique et des fines couvertures sédimentaires constituent le domaine Nord. Seulement des faibles mouvements tectoniques ont affecté ce domaine depuis la seconde moitié de l’ère tertiaire. Les roches basaltiques elativementr jeunes de la partie Sud sont recouvertes par une épaisse couverture sédimentaire.Des mouvements tectoniques récents ont été observés sur ce domaine signifiant une probablesubsidence.

RAPPEL SUR LES METHODES GRAVIMETRIQUE ET MAGNETIQUE

La méthode gravimétrique

La gravimétrie est une méthode géophysique qui cherche à déterminer d’après les perturbations du champ de la pesanteur en différents points de la surface du sol, la répartition probable, dans le sous-sol, des divers types de roches caractérisées par leur densitéC’est. une méthode géophysique non destructive, applicable surtous les domaines, marin ou terrestre, et à toute échelle soit de la gravimétrie de reconnaissance, soit de la gravimétrie de détail.

Principe

La prospection gravimétrique est basée sur la première loi de Newton : « Toute particule de matière dans l’Univers attire toute autre particule avec une force agissant selon la direction des droites les reliant et dont l’intensité est proportionnelle au carré de leur distance. »
Cette formule a été adoptée en 1967 par le Systèmede Référence en Géodésie (GRS-67). En unités SI,g s’exprime en m/s² mais les géophysiciens utilisent plutôt le Gal tel que 1 Gal = 1cm/s². En prospection gravimétrique on utilise el milliGal, 1mGal = 10-5 m/s2.
Un ellipsoïde de référence est une surface mathématique qui approxime la forme de la terre. Il est calculé en supposant que la terre a une distribution de densité interne homogène. C’est une surface équipotentielle du champ gravitationnel.

La densité

Pour pouvoir interpréter les anomalies gravimétriques, il est nécessaire d’estimer les densités des roches.
La gamme de variation de densité d’une roche est assez large mais, en absence des mesures sur terrain ou des données provenant des sismiques profondes, les valeurs fournies par le tableau 3 suivant sont utilisables.

La pesanteur mesurée en un point

La pesanteur mesurée en un point est la résultantede l’effet de plusieurs causes, la distribution des masses à l’intérieur de la terre, l’altitude, l’attraction luni-solaire, l’aplatissement de la terre, récapitulés dans le tableau 4 suivant :

La méthode magnétique

La méthode magnétique est une méthode géophysiquequi essaie de déterminer, en étudiant la perturbation du champ magnétique, la distribution des roches du sous-sol caractérisées par leur susceptibilité magnétique. La méthode magnétique est celle que l’on emploie en géophysique appliquée depuis le plus longtemps et lle demeure la première parmi les méthodes géophysiques employées dans l’explorationminérale et le plus souvent dans l’exploration pétrolifère.

Principe

La méthode magnétique est basée sur la loi de Coulomb. Cette loi stipule que « deux particules chargées ou deux pôles magnétiques séparées d’une distances r s’attirent ou se repoussent par une force proportionnelle au produit de leur masse et inversement proportionnelle au carré de leur distance » [4], cette force est appelée « aimantation » et donnée par la formule :
avec
: force en dynes. m1 et m2 : masse magnétique en ému.
:vecteur unitaire suivant la droite joignant m1 et m2.
µ : perméabilité du milieu = 1 dans le vide et dans l’air.
L’aimantation des roches est due en partie à leur induction dans le champ magnétique terrestre et en partie à leur aimantation rémanente. La rémanence est la persistance de l’aimantation que les roches ont acquis durant leur formation, on parle aussi de mémoire magnétique.

La susceptibilité magnétique

L’intensité et l’orientation de l’aimantation induite dépendent du champ magnétique ambiant et de la susceptibilité magnétique des roches tandis que l’intensité et l’orientation de la partie rémanente sont fonction de l’histoire géologique des roches. L’aimantation induite a une direction parallèle au champ magnétique ambiant etson intensité est proportionnelle à celle du champ ambiant ; la constante de proportionnalité s’appelle la susceptibilité magnétique, exprimée par la formule suivante :
=k avec : intensité de d’aimantation
k : susceptibilité magnétique
: champ inducteur
Toutes les substances appartiennent à trois classes d’aimantation: le diamagnétisme, le paramagnétisme et le ferromagnétisme.
Pour les matériaux diamagnétiques k<0, le champ magnétique induit et le champ magnétique inducteur sont de sens opposées. Exemplede substance diamagnétique : graphite, gypse, marbre, quartz, sel, gaz rares, bismuth, cuivre et diamant.
Pour les substances paramagnétiques k>0, le champ magnétique induit tend alors à renforcer le champ magnétique inducteur. Les métaux, gneiss, pegmatite, dolomie, syénite sont des substances paramagnétiques.
Le ferromagnétisme est un cas spécial de paramagnétisme qui est visible même en absence d’un champ inducteur contrairement au paramagnétisme. Il y a trois sortes de ferromagnétisme: le ferromagnétisme proprement dit, l’antiferromagnétisme et le ferrimagnétisme.

Valeur théorique du champ magnétique terrestre

Le champ magnétique terrestre en un point peut êtrecalculé par plusieurs modèles mais on utilise généralement le modèle IGRF. La modélisation du champ magnétique terrestre est basée sur le développement en harmonique sphériquede son potentiel associé.
A l’heure actuelle, l’unité utilisée en prospectionmagnétique est le nanoTesla (nT), d’après l’inventeur renommé Nikola Tesla. Un nanoTesla est exactement égale à un gamma, l’ancien unité CGS ,1nT=10-9T=1γ.

TRAITEMENT DES DONNEES MAGNETIQUES ET GRAVIMETRIQUES

Les variations de la pesanteur et du champ magnétique terrestre par rapport à une référence constituent des anomalies. La référencen eest la pesanteur théorique calculée sur l’ellipsoïde pour la gravimétrie et le modèle IGRFpour le magnétisme.
Ces anomalies, une fois corrigées de toutes les variations dues à des causes non géologiques sont le résultat de toutes les formations rocheuses qui forment le sous sol qu’on peut diviser en deux grandes parties : les anomalies régionales et les anomalies résiduelles. Les anomalies régionales sont dues à des sources profondes, exemple une fracturation du socle profond. Par contre les anomalies résiduelles trouvent sa source en subsurface par exemple des zones d’érosion quaternaire.
Pour pouvoir étudier ces variations des traitements s’imposent.

Traitement des données gravimétriques

Les variations de la pesanteur ont des diverses causes que l’on peut regrouper en causes non géologiques et causes géologiques.

Causes non géologiques

Les causes non géologiques sont diverses : les stations de mesure ne sont pas à la même distance du centre de la Terre ni sur une surface parfaitement sphérique, l’attraction luni-solaire varie au cours d’une prospection, la dérive de l’appareillage, et enfin l’effet Eötvös influe sur la valeur de la gravité pour les mesure effectuées sur un navire ou un avion en mouvement. L’effet perturbateur de ces causes non géologiques doit être supprimé en apportant différentes corrections aux valeurs mesurées.

Correction de dérive

Par cette correction, on tente d’éliminer l’influence apportée sur les mesures par les marées et la fatigue de l’instrument. Dans la pratique, on fait une série de mesures en suivant un cheminement en boucle: la série débute habituellement en un point donnée et se termine à ce même point ou on dispose d’une station de base quieffectue des mesures continues.
En général, les mesures du début de prospection t de la fin ne sont pas semblables. Cette différence, appelée dérive, est due en partie au avimètre,gr en partie à la marée lunaire. La correction est faite en supposant que la dérive estlinéaire dans le temps. Donc, si on est passé à la station de base, aux temps t1 et t2 et que les valeurs mesurées étaient respectivementV1 et V2, le taux de dérive TD est défini par :
Lorsque la dérive est positive, c’est que les mesures ont été surestimées, il faut les diminuer. La correction de dérive sera négative. Inversement, dans le cas où la dérive est négative, les mesures sont sous-estimées et la correction devra être positive. Ainsi, toute valeur V prise au temps t (où t1 < t < t2) est corrigée par la formule suivante :
VCOR : valeur corrigée
VLU : valeur lue sur l’appareil

Correction d’Eötvös

Cette correction est nécessaire pour les mesures gravimétriques effectuées sur un bâtiment en mouvement, bateau ou avion. Elle corres pond à la suppression de l’effet produit par la vitesse (Figure 9). Cette vitesse s’ajoute à celle de la rotation de la Terre pour un bâtiment qui se dirige vers l’Est; ceci cause une augmentation de la force centrifuge et par conséquence une diminution de la lecture. Par contre, si un bâtimen t se dirige vers l’Ouest ce même phénomène causera une augmentation de la lecture du gravimètre [2]. L’effet Eötvös peut être calculé par la formule suivante:
Δge =7,503VSin(α) Cos(Φ) +0,004154V2
V : la vitesse du bâtiment en nœuds
Φ: la latitude
α : le cap

Correction à l’aire libre ou correction d’altitude

La gravité décroît avec l’altitude, parce que la distance entre le point d’observation et le centre de la Terre augmente; ceci est une implication directe de la première loi de Newton. Il est indispensable d’introduire la correction d’altitude dans les mesures de gravité pour tenir compte des différences d’altitude entre le niveau de référence et les stations de mesure, afin de réduire les données au même niveau de référence quiest généralement sur un ellipsoïde de référence
La correction d’altitude consiste ainsi à ramener la station de mesure M vers sa projection P sur l’ellipsoïde de référence. La correction à l’air libre peut être calculée par la formule suivante : Δgal =0,3086 avec h: altitude de la station de mesure par rapport au niveau de référence.
h > 0 pour les points au dessus du niveau de référenc.
La correction à l’air libre est positive pour les s tations situées au-dessus du niveau de référence et négative pour les stations au-dessous.

Anomalie à l’air libre

Soit g la pesanteur mesurée corrigée des effets Eötvös et de la dérive, g la pesanteur mc th calculée découlant de la théorie d’attraction universelle, suivant la formule déjà citée ci avant, l’anomalie à l’air libre est ainsi l’anomalie gravi métrique mesurée sur la surface de la mer et elle est exprimée par :
ΔgAL= gmc – g th + 0,3086h
avec ΔgAL: anomalie à l’air libre.
h: altitude de la station de mesure par rapport au niveau de référence exprimée en m. gmc : gravité observé corrigée de l’effet Eötvös et dela dérive.
Pour les mesures effectuées sur la surface de la mer à bord d’un navire, dans notre cas, on peut considérer qu’on est déjà sur le niveau de référence d’où h=0.
Δgal =0
L’anomalie à l’air libre est donc :
ΔgAL = gmc – g th

Causes géologiques

La pesanteur mesurée en surface une fois corrigée esd variations d’origine non géologique englobe la somme des contributions de chacune des formations du sous-sol.

Correction de plateau

En réalité, entre la station de mesure et le niveaude référence s’intercalent des masses ignorées par la correction à l’air libre. Il faut donc procéder à d’autres corrections qui prennent en compte ces masses.
Sur terre la correction de plateau s’effectue en supposant qu’une couche horizontale de densitéρ et d’extension infinie se trouve entre la station et le niveau de référence (Figure 11).
Ainsi pour ramener la station M à sa projection P situé sur l’ellipsoïde il faut enlever l’effet de cette masse située entre la station et ’ellipsoïde, la correction de plateau est donc : Δgp= -2 π ρGh= -0.0419ρh avec h: altitude de la station de mesure par rapport au niveau de référence.
h > 0 pour les points au dessus du niveau de référenc.
Pour le choix de la densitéρ on peut utiliser la méthode de Nettleton.
En mer, cette correction est importante dès que l’on atteint les bassins océaniques, puisque l’eau remplace des roches sur plusieurs milliers de mètres, on enlève l’effet de la masse d’eau, qui n’a rien à voir avec la géologie, en dessous de la station de mesure en apportant une modification à cette formule.
Dans notre cas, cette correction s’effectue en supposant que s’intercale, entre la station de mesure et le fond marin, une calotte cylindrique de masse spécifiqueµ et d’épaisseur h égale à la profondeur (Figure 12). On a alors Δgp = 0.0419 µ h avec h>0 : profondeur de l’eau en dessous de la station de mesure.
En mer, la masse spécifique choisie sera la différence entre celle de la roche, 2.67 pour les roches de la croûte, et celle de l’eau, 1.03 pour l’eau de mer, soit Δgp = 0.0688h avec h>0 : profondeur de l’eau en dessous de la station de mesure.
Il serait ensuite nécessaire de tenir compte des efets latéraux des creux et des monts sous-marins en opérant comme à terre une « correction de relief ».
La correction de relief entraîne des calculs compliqués et nécessite une très bonne connaissance du relief sous-marin. Bien que cette connaissance puisse être actuellement obtenue grâce aux sondeurs multifaisceaux, il est r are que la correction de relief soit effectuée en gravimétrie marine. On ne dispose pas toujours, en effet, de cartes bathymétriques ou de modèles numériques de terrain couvrant la zone à partir desquels l’anomalie de Bouguer peut être calculée. On reste ainsi à une « anomalie pseudo- Bouguer » mais par abus de langage on utilise toujours « anomalie de Bouguer ».

Anomalie de Bouguer

On définit classiquement l’anomalie de Bouguer en un point la différence entre ce que serait la gravité si on supprimait la topographie l’altitude, et le relief, et remplaçait la station p ar sa projection au niveau de la mer, et la valeur au point correspondant de la surface de l’ellipsoïde de référence [6]. Elle est donnée par: B= gm+ Δgal + Δgp + Δgt –g th
gm : valeur observée de la pesanteur corrigée des erreurs instrumentales et des effets luni-solaires.
Δgal : correction d’altitude fonction de la distance entre le point de mesure et le niveau de référence.
Δgp : correction de plateau qui tient compte du plateau compris entre le point de mesure et le niveau de référence.
Δgt : correction de relief qui tient compte des variations de la topographie autour de la station gth: valeur théorique de la pesanteur calculée sur l’ellipsoïde de référence correspondant à la station de mesure
Pour des mesures effectuées par des navires sur mer, une autre correction s’impose pour éliminer l’effet perturbateur de la vitesse du navire et la rotation de la terre. L’anomalie de Bouguer devient donc :
B= gm+ Δgal + Δgp + Δgt + Δgec –g th
Δgec : correction d’Eötvös qui tient compte de la vitess e du navire et de la rotation de la terre. Cette définition peut se résumer en disant que lamesure de gm a été réduite au niveau de la mer. Cette formule permet la comparaison entre la gravité mesurée et calculée mais ne permet pas d’en dégager une interprétation physique.
avec B : anomalie de Bouguer en un point
h : profondeur de l’eau en dessous de la station de mesure
gmc : gravité observée corrigée de l’effet Eötvös et dela dérive
gth : gravité calculée sur l’ellipsoïde

Traitement des données magnétiques

La prospection magnétique est fondée sur l’interprétation des anomalies du champ magnétique terrestre.
On a :
Il faut donc procéder à un certain nombre d’opérations pour ne tenir compte que le champ rO, t d’anomalie Ba qui reflète les variations d’aimantation des roches dans le sous sol.

Réduction des observations

La réduction d’un levé consiste à éliminer les variations transitoires Bt du champ magnétique et nécessite de disposer d’une station ixef dite station de réduction
Pratiquement cette correction s’effectue comme en gravimétrie, il faut donc, pour une mesure effectuée à l’instant t, enlever une quantité l’appareil.
V2 : valeur lue sur l’appareil à la station de base à l’instant t2
V1 : valeur lue sur l’appareil à la station de base à l’instant t1 à la valeur lue sur
Apres cette opération les valeurs mesurées aux ifférentesd stations de mesure sont réduites à un même instant 1 et ne sont plus fonction du temps.

Table des matières

Introduction
PARTIE I : Cadre général de la zone d’étude
I-1 Généralités
I-2 Le Plateau Continental
PARTIE II : Bases méthodologiques
II-1 Rappel sur les méthodes gravimétriques et magnétiques
II-2 Traitement des données gravimétriques et magnétiques
II-3 Méthodes d’interprétation des données gravimétriques et magnétiques
PARTIE III : Résultats et interprétation
III-1 Acquisitions et traitements des données
III-2 Interprétation qualitatives des données gravimétriques et magnétiques
III-3 Interprétation quantitatives des données gravimétriques et magnétiques
Conclusion
Références bibliographiques
Annexes

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