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Divulgation proactive Version imprimable ![]() ![]() | ![]() | ![]() La gravité Théorie
La gravitation est la force d'attraction qu'exerce un corps sur un autre. Lorsqu'elle est exercée par la Terre, cette force est appelée «gravité» ou «pesanteur». Selon la loi de la gravitation de Newton, la force d'attraction s'accroît quand la masse augmente. Elle s'accroît également quand on s'approche du centre de masse. Si un corps géologique est plus dense qu'un autre, sa masse par unité de volume sera plus grande et l'attraction gravitationnelle qui s'exercera sur lui sera plus forte. Les mesures de la gravité ne fournissent pas beaucoup d'information géologique directe, mise à part la représentation de la forme sphéroïdale aplatie de la Terre, à moins que ne leur soient appliquées des corrections pour compenser les effets de la forme de la Terre et de son relief.
Comme le diamètre de la Terre est d'environ 20 km plus court d'un pôle à l'autre que dans le plan équatorial, la force de gravité augmente quand on s'approche des pôles. En outre, la rotation de la Terre fait en sorte que la valeur mesurée de la gravité est légèrement plus faible à l'équateur qu'aux pôles. Afin d'isoler les effets attribuables à des variations latérales de densité à l'intérieur de la Terre, il est nécessaire d'enlever la somme des effets gravitationnels attribuables à la latitude. Si θ représente la latitude en degrés d'un point donné à la surface de la Terre, la valeur théorique de la gravité en ce point est fournie par la formule gravimétrique internationale suivante :
en milligals (10-5m·s-2), selon le Système géodésique de référence de 1980. La correction pour l'effet de latitude est obtenue en soustrayant de la valeur observée de la gravité, la valeur théorique de celle-ci. Afin de corriger les effets des variations d'altitude, il est nécessaire d' additionner le produit du gradient vertical de la gravité (le taux de variation suivant la verticale de la force de gravité, soit 0,3086 mGal·m-1) par l'altitude de la station d'observation, ce qui nous donne l'anomalie à l'air libre.
La valeur de l'anomalie à l'air libre (en milligals) est obtenue à l'aide de la formule suivante :
où :
Dans le cas d'une mesure statique sur la terre ferme, la valeur de l'anomalie de Bouguer (en milligals) est obtenue à l'aide de la formule suivante :
où :
Selon le principe de l'isostasie, les excédents de masse associés aux charges topographiques à la surface sont compensés par des déficits de masse en profondeur, définissant ce que l'on appelle des «racines isostatiques». Les effets de ces déficits de masse ne sont pas pris en considération dans la correction de Bouguer, et il existe une corrélation inverse entre les vastes creux de l'anomalie de Bouguer et les hauteurs topographiques. La correction isostatique élimine l'effet gravitationnel des racines isostatiques. L'évaluation de la profondeur de ces racines repose sur le modèle d'Airy-Heiskanen (Simpson et al., 1986). Régions continentales
où : Régions océaniques
où : Effet gravitationnel
où :
Dans les terrains accidentés, il est possible de calculer et d'appliquer des corrections qui tiennent compte de la présence de masse au-dessus (montagnes) ou de l'absence de masse en dessous (vallées) du point de mesure de la gravité. L'anomalie gravimétrique de Bouguer finale reflète les variations latérales de la densité des roches.
Simpson, R.W., Jachens, R.C., Blakely, R.J., and Saltus, R.W. 1986. A New Isostatic Residual Gravity Map of the Conterminous United States With a Discussion on the Significance of Isostatic Residual Anomalies. Journal of Geophysical Research. V. 91, No 138, p. 8348-8372. Heiskanen, W. 1953. Isostatic reductions of the gravity anomalies by the aid of high-speed computing machines. Annales Academiae Scientiarum Fennicae, Series A, III. Geologica - Geographica, number 33.
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