Memoire Online - Apport des méthodes gravimétriques et magnétométriques dans la recherche des gisements pétroliers

Le pétrole et le gaz naturel sont actuellement les matières premières minérales et énergétiques les plus utilisées, notamment sous forme de carburants, de médicaments, de matières plastiques ou même de cosmétiques. Aussi le pétrole est-il devenu, depuis un siècle, un produit stratégique qui a été l'enjeu de nombreux conflits (Nina QUELENIS, 2007)

Mais pour arriver à être utilisés, le pétrole et le gaz naturel doivent être localisés, exploités puis traités. La première démarche est celle de la localisation des endroits précis où se trouvent ces ressources minérales ; Il s'agit bel et bien de la prospection ou de l'exploration des hydrocarbures.

Notre travail s'inscrit dans le cadre de la recherche pétrolière par l'application des méthodes géophysiques.

Caractérisée par la diversité de ses méthodes, la géophysique intervient actuellement dans plusieurs domaines, à savoir: l'exploration pétrolière et minière, le génie civil, la télédétection, la sismologie, la cartographie ... etc. Dans le secteur de la recherche minière, les méthodes géophysiques, particulièrement les méthodes potentielles, jouent un rôle primordial dans la recherche et l'évaluation de différents types de gisements (GROUNE DAOUD, 2009)

Les données géophysiques sont récoltées à partir des levés géophysiques (campagnes géophysiques). Après leur récolte, il faut les traiter premièrement, puis les interpréter d'un point de vue géologique. Et chaque méthode géophysique est basée sur une propriété physique donnée dont elle étudie la variation dans l'espace géologique.

Dans l'exploration pétrolière, il y a plusieurs méthodes géophysiques applicables, notamment la Sismique, la gravimétrie, les diagraphies, la magnétométrie. Au cours de ce travail, nous allons

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analyser l'apport de la gravimétrie et la magnétométrie dans l'exploration pétrolière.

Dans les lignes qui suivent, nous nous évertuerons de ressortir l'apport de la gravimétrie et la magnétométrie dans la recherche des gisements pétroliers. Pour ce faire, nous nous posons les questions ci-après :

? Comment procèdent la gravimétrie et la magnétométrie ? ? Quelle est la contribution effective de ces deux méthodes

En ce qui concerne notre problématique, nous pouvons émettre les hypothèses suivantes :

? La gravimétrie et la magnétométrie procèdent comme toutes les méthodes géophysiques c'est-à-dire qu'il y a une première partie consacrée à la campagne géophysique, une seconde consacrée au traitement des données puis une dernière consacrée à l'interprétation des dites données.

? La gravimétrie et la magnétométrie sont des méthodes dites potentielles s'appuyant sur la théorie des champs. Elles contribuent donc à déterminer des zones données (champs) d'anomalies géophysiques où l'on peut appliquer d'autres méthodes plus précises pour localiser les hydrocarbures.

Ce sont ces hypothèses que nous tenterons de vérifier au cours du présent travail

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Notre travail porte sur l'apport de la gravimétrie et la magnétométrie dans la recherche des gisements pétroliers.

Ce sujet porte un intérêt aussi scientifique qu'économico social en ce qu'elle traite l'application des méthodes purement scientifiques pour la recherche d'une matière aussi précieuse dans le domaine industriel et économique pour la société, l'or noir.

Notre méthode de travail est essentiellement une recherche documentaire ayant pour fin la mise en évidence de l'apport des méthodes gravimétriques et magnétométriques dans la recherche des gisements pétroliers.

Outre l'introduction et la conclusion, nous pouvons repartir notre travail en trois chapitres :

? Le premier chapitre traite des généralités liées au pétrole et à la prospection géophysique en géologie ;

? Le deuxième chapitre quant à lui, traite des méthodes gravimétriques d'exploration pétrolière ;

? Enfin vient le dernier chapitre traitant de l'application des méthodes magnétométriques dans la recherche des gisements pétroliers.

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Il existe deux théories en dualité quant à ce qui est de la genèse du pétrole ; il s'agit des théories minérales et des théories organiques. Les géologues penchent plus vers les théories organiques ou biogéniques pour expliquer l'origine du pétrole.

Le pétrole se forme à partir de composés organiques issus des êtres, animaux ou végétaux, vivant à la surface du globe et plus en milieu aquatique.

En milieu marin, la matière organique est produite par le phytoplancton (algues), le zooplancton et les bactéries, l'accumulation de cette matière organique dans les sédiments à grain fin (argile, vase calcaire fine) donne naissance aux roches dites sapropéliennes ou roches-mères. Dans un milieu confiné (lacs, lagunes, deltas) et par conséquent réducteur, une partie de la matière organique stockée dans les boues sapropéliques donc incorporée dans les sédiments, subit l'action des bactéries anaérobies (fermentation anaérobie) qui transforme les lipides et les protides en hydrocarbures (KANDA NKULA, 2008).

forment dans les sédiments essentiellement le kérogène (résidu
organique totalement insoluble) et accessoirement du méthane et du protopétrole. On enregistre au cours de la diagenèse, la perte en azote et en oxygène sous forme du CO2. La seconde phase est qualifiée de catagenèse ; elle vit la transformation par dégradation thermique, du kérogène en hydrocarbures (conditions requises : 1500 à 2000m de profondeur ; 60 à 100°C). Elle est caractérisée aussi par la perte en CO2, H2O, N2 (KANDA NKULA, 2008).

Selon le professeur LUKIDIA LUKOMBO (2008) dans son cours de géologie du pétrole, les causes de la migration du pétrole sont :

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? Elévation graduelle de la température due à la superposition des dépôts de sédiments de l'enfouissement corrélatif des roches-mères ; d'où une tension croissante pour les gaz (tension interne du gisement initial) ;

? La compaction générale des roches en profondeur ayant expulsé les fluides remplissant les pores de celle-ci ;

? Les contraintes organiques qui ont chassé les Hydrocarbures des parties centrales, les plus comprimées, des chaînes plissées ; les anticlinaux productifs se situant plutôt vers la bordure de ces chaînes de plissement ;

La migration secondaire se fait sous l'effet de la pression, le pétrole migrant vers des zones de plus faible pression. Elle se poursuit jusqu'à un obstacle qui piège le pétrole (pièges) ou jusqu'à la surface.( www.alpesgeo2003.fr/cr).

Si le pétrole arrive en surface, on parle de dismigration, ici le pétrole se solidifie et devient du bitume.

La migration secondaire aboutit à la formation des gisements structuraux (pièges structuraux) alors que la migration primaire donne des gisements stratigraphiques.

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Un gisement de pétrole ou de gaz est une accumulation d'hydrocarbures emprisonnés sous pression dans les interstices d'une roche poreuse, le plus souvent calcaire, grès ou sable comprimé, d'origine sédimentaire, d'où il leur est impossible de s'échapper : un gisement est donc un piège constitué par une anomalie du sous-sol, anticlinal, dôme, faille ou coin (Jean Borjex et all,1976).

Il sied de donner l'explication sommaire de certains termes en relation avec les gisements pétroliers (Alain PERRODON, 1985):

? Roche-mère : c'est un sédiment renfermant une certaine quantité de matière organique et ayant donné des quantités appréciables d'huile ou de gaz. Par extension, on attribuera ce terme aux faciès identiques à ceux d'une roche mère, mais placée dans des conditions de diagenèse différentes, c'est-à-dire une

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roche qui a donné ou pourrait donner des hydrocarbures ; dans ce cas, on parlera de roche mère épuisée ou potentielle ;

? Roches-réservoirs : ce sont des roches présentant des vides, pores ou fissures, reliés entre eux et dans lesquels peuvent circuler et se rassembler les hydrocarbures ;

? Roches-couvertures : ce sont des roches qui font obstacle au déplacement des hydrocarbures perpendiculairement aux strates. Elles s'opposent ainsi aux réservoirs, mais toutes les roches non-réservoir ne sont pas pour autant des couvertures. Certaines peuvent, par ailleurs, fonctionner également comme roches mères, elles ne sont pas nécessairement pas imperméables à l'eau ;

? Les critères géologiques qui gouvernent la répartition des gisements, et en particulier la présence conjuguées de roches mères, de réservoirs et de couvertures, présentent généralement une certaine extension géographique qui se traduit par la formation d'une famille de gisements ou mieux d'un système pétrolier.

I.2.1. Prospection des gisements pétroliers

Pour parvenir à fournir des produits pétroliers essentiels aux consommateurs, des hydrocarbures doivent d'abord être extraits des gisements qui les renferment. De ce fait, avant d'entreprendre toute exploitation quelconque, l'on doit se rendre réellement compte de l'existence effective des hydrocarbures dans le sous-sol. Or, ceci ne peut être possible qu'en explorant le terrain supposé susceptible de les contenir.

Par définition, l'exploration appelée aussi prospection est un processus de parcourir une zone supposée d'intérêt mais mal connue en l'étudiant avec soin dans le but de chercher à reconnaître des structures utiles par des instruments et procédés spéciaux. Il existe plusieurs méthodes de prospection des gisements renfermant des hydrocarbures. Il s'agit de :

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Quant à la méthode géochimique, elle consiste en des études parallèles aux méthodes géologique et géophysique. Ce sont des études géochimiques qui, par l'analyse des roches, permettent de déterminer :

? Les potentialités de ces dernières en carbone organique (T.O.C. = Total Organic Carbon).

I.2.2. Géologie pétrolière

La position des gisements de pétrole est étroitement liée à la structure du sous-sol ; qui connaîtrait exactement cette structure dans tous ses détails aussi bien géométriques que stratigraphiques, y compris la répartition des faciès, pourrait à coup sûr placer les sondages aux endroits les plus favorables. (I. Migaux, 1995)

La géologie pétrolière est donc cette branche de la géologie qui s'intéresse à la recherche du pétrole par des méthodes géologiques, étant donné l'origine des hydrocarbures ; on parle de géologie pétrolière d'exploration.

En effet, selon le professeur KANDA NKULA (2008) à partir du levé géologique classique et des études photogéologiques, le géologue orientera ses recherches vers l'interprétation du bassin sédimentaire en essayant de reconstituer la nature des sédiments, leurs conditions de dépôt, leur épaisseur, la proximité du littoral, etc. ; sans oublier la reconstitution stratigraphique sur base des fossiles et des données de sondages de reconnaissance. Les données ainsi recueillie serviront à l'établissement d'une carte géologique.

La lecture et l'interprétation de ces cartes se font par les divers moyens dont le principal est l'élaboration des coupes géologiques. La coupe géologique exige la mise sur pieds de certaines hypothèses parce qu'elle représente des terrains cachés en profondeur en ne considérant que les couches qui affleurent. (LUKIDIA LUKOMBO, 2011)

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La géologie, associée à la géographie, sert donc à augmenter les connaissances sur le sous-sol pour réduire la marge d'incertitude sur les emplacements des sondages de recherche.

La plupart des gisements sont de faible dimension ; beaucoup d'entre eux, même parmi ceux qui sont considérés comme de grands gisements (plus de 20 millions de barils, donc 3 millions de tonnes), ont moins d'un kilomètre de large ; une erreur de 500m risque donc de faire passer à côté. (I. Migaux, 1995)

On peut remplacer la précision des connaissances par de multiples implantations des sondages ; Dans ce cas, si par exemple la marge d'incertitude est supposée à 500m, il faudrait implanter 5 sondages en croix à la maille de 500m. Ce qui coûterait plus cher, considérant le prix à payer par mètre foré. D'où l'importance de la géologie dans la recherche pétrolière.

La prospection géologique est une méthode directe de recherche pétrolière parce qu'elle permet de toucher directement ce qu'elle étudie.

Mais il arrive que l'existence des terrains de recouvrement dans certaines régions rende difficile la détermination de la structure profonde ou l'architecture des couches en profondeur. Et même dans les cas les plus favorables pour les études géologiques c'est-à-dire affleurements partout visibles, abondance de pendages mesurables, roches facilement identifiables, structures non compliquées par des accidents nombreux et trop importants, l'interprétation géologique n'est jamais qu'une extrapolation en profondeur des données de surface. C'est bien cette incertitude qui justifie le recours à des méthodes complémentaires qui constituent la prospection géophysique. (KANDA NKULA, 2008)

I.2.3. Géophysique appliquée à la prospection a. Généralités

La géophysique est l'étude de la terre par des méthodes physiques. Elle diffère de la géologie en ce qu'elle s'appuie sur des mesures prises par des appareils (Michel Allard et Denis Bois, 1999). La géologie étudie aussi la terre, mais, comme signalé ci-haut, en se basant plutôt sur l'observation directe des roches pour déduire l'origine, la composition, les propriétés et l'histoire de la terre.

Dans son sens le plus large, la géophysique se subdivise en plusieurs branches (Michel Allard et Denis Bois, 1999):

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> La sismologie : étude des séismes et de la propagation des ondes sismiques ;

> La géodésie : étude de la dimension et de la forme de la terre à partir de mesures gravimétriques;

> L'électricité et le magnétisme terrestre : études des phénomènes électriques et magnétiques autour et dans la terre ;

Cette dernière utilise diverses méthodes physiques en vue de localiser du pétrole et du gaz, des minéraux, des contaminants et des sources géothermales. Elle permet également d'étudier le sous-sol pour la construction d'ouvrages de génie civil (géotechnique) et de dresser des cartes géologiques.

Née au début du XXè siècle, la prospection géophysique a su s'adapter à l'évolution scientifique, technique et économique. Les méthodes géophysiques ont commencé à s'imposer dès les années 1910. Même si la compréhension et la modélisation des phénomènes étaient alors élémentaires, le succès des expériences parlait en faveur de ces méthodes. Toutefois, pour un grand nombre de prospecteurs traditionnels, l'opérateur de géophysique appliquée ressemblait à un magicien manipulant des boîtes noires ou un sorcier utilisant sa baguette de coudrier. Au fil des années, on a mieux compris les principes fondamentaux régissant les réponses géophysiques. (Michel Allard et Denis Bois, 1999).

L'approche directe consiste à utiliser une ou des méthodes géophysiques pour déceler directement certains minéraux dans un massif rocheux.

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L'approche cartographique est beaucoup plus générale que les deux premières. L'interprétation des levés géophysiques permet souvent de délimiter les contacts géologiques, les éléments structuraux, d'identifier certaines roches,...

Cette exploration s'avère utile pour définir les cibles d'explorations. La cartographie géologique s'appuie donc de plus en plus sur les méthodes de la géophysique appliquée.

Notre travail va s'atteler sur l'approche cartographique de la prospection géophysique.

Il existe plusieurs classifications de méthodes géophysiques parmi lesquelles nous citons :

Les méthodes statiques sont celles qui s'intéressent à des phénomènes invariables en fonction du temps ou des phénomènes dont les variations temporelles sont intéressantes. Il s'agit de la gravimétrie, la magnétométrie et la méthode électrique.

Les méthodes transitoires ou pulsées (méthodes dans le domaine temporel) sont celles qui étudient le comportement du sol perturbé artificiellement en fonction du temps, jusqu'à son retour à la

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normale mais toujours en l'absence de l'élément perturbateur. Il s'agit de la polarisation provoquée, les méthodes électromagnétiques et les méthodes sismiques.

Les méthodes fréquentielles quant à elles, étudient la réponse d'un sol à des excitations en fonction de leur fréquence. Elles sont aussi appelées méthodes dans le domaine des fréquences. Elles peuvent être divisées en deux groupes selon que les excitations sont périodiques ou apériodiques :

- Dans le 1^ercas, on envoie dans le sol un signal à une certaine fréquence, en même temps qu'on mesure les caractéristiques du signal retourné vers la surface par rapport au signal envoyé. Les méthodes concernées sont des méthodes électromagnétiques et celles de polarisation provoquée ;

- Dans le 2^èmecas, nous avons des méthodes électromagnétiques passives où l'on enregistre fidèlement, à chaque station de mesure, le signal retourné par le sol, en fonction du temps. Ce signal apériodique est par la suite soumis à l'analyse de Fourier pour en extraire le contenu fréquentiel. (Michel Allard et Denis Bois, 1999).

I.2.4. Prospection des gisements pétroliers

Les différents stades de l'exploration pétrolière sont (Jean Dercourt et al. 2006):

? La recherche d'un milieu géologique ancien favorable à la naissance du pétrole : dans le cas des gisements sahariens, il s'agit d'un bassin marin peu profond caractérisé par une vie abondante, une sédimentation continue conduisant à l'isolement de la matière organique de toute dégradation aérobie ;

? La recherche de roches-réservoirs poreuses susceptibles de recevoir les fluides qui ont migré lors de l'histoire du bassin ;

? La recherche des structures tectoniques conduisant au piégeage du pétrole, le toit de la roche-réservoir étant imperméable ;

Après ces trois premières étapes concernées par le levé géologique et qui constituent une sorte d'hypothèse, vient une étape aussi importante consacrée aux campagnes géophysiques au cours desquelles on vérifie l'hypothèse émise par la précision de l'extension du champ

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pétrolier aussi bien latéralement (gravimétrie et magnétométrie) qu'en profondeur (sismique).

? La détermination d'une structure choisie pour être forée : il s'agit d'une reconnaissance lithostratigraphique qui permet de tester les horizons supposés pétrolifères ;

? L'implantation du forage d'exploration : l'implantation d'un forage pétrolier est décidée à la suite des études géologiques et géophysiques effectuées sur un bassin sédimentaire. Ces études permettront de se faire une idée sur la constitution du sous-sol, sur la présence des gisements des hydrocarbures. Seuls les forages pourront confirmer des hypothèses faites et la présence des hydrocarbures pour mettre en évidence la nature du fluide contenu dans les roches. (LUKIDIA LUKOMBO, 2011)

? Le succès de la première campagne de forages conduit aux forages d'exploitation. (Jean Dercourt et al. 2006)

Notre étude se circonscrit dans l'étape des campagnes géophysiques faites sur base des résultats du levé géologique réalisé sur le terrain pour la recherche d'un bassin sédimentaire. Les deux méthodes étudiées permettent de déterminer une zone d'anomalies géophysiques ; ce qui détermine l'extension d'un champ latéralement et en estime la profondeur. Ces études précèdent la sismique qui, à son tour, vient mettre en évidence l'extension en profondeur d'un champ pétrolier.

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II.1. METHODES GRAVIMETRIQUES II.1.1. Introduction

La gravimétrie est la mesure qui étudie la pesanteur (ou champ de pesanteur) à la surface de la Terre, en direction et en norme. (Olivier Dequincey, 2010)

Le champ de la pesanteur terrestre n'est pas constant, son intensité varie de 9,781 à 9,832 lorsqu'on passe de l'équateur aux pôles. Sa composante verticale se mesure avec l'extraordinaire précision de un millionième grâce à un instrument appelé gravimètre. En réalité, la pesanteur ne varie pas de façon continue avec la latitude : elle est sensiblement affectée par la densité des roches constitutives du sous-sol à l'endroit de la mesure. Le socle cristallin est généralement plus dense que les sédiments sus-jacents ; une valeur élevée de g sera donc l'indice d'une faible épaisseur sédimentaire et d'un socle situé à faible profondeur, tandis qu'au contraire une valeur anormalement basse révélera une dépression du socle ou une cuvette. De plus, la gravimétrie permet de détecter certaines anomalies de structure géologique, comme la présence des dômes de sel, dont la densité est plus faible que celle des roches avoisinantes, ou des plissements souterrains, dont les anticlinaux rapprochent de la surface les roches plus anciennes et plus denses. (Jean Borjex et all., 1976)

II.1.2. Principe

Les mesures gravimétriques sont effectuées tous les kilomètres environ suivant un quadrillage prédéterminé ; à bord des navires de prospection marine (offshore) ; le gravimètre doit être stabilisé par un dispositif gyroscopique qui le rende insensible. (Jean Borjex et all., 1976)

On dresse ensuite une carte indiquant les lignes d'égale intensité du champ de pesanteur, dont l'interprétation est néanmoins délicate, car la même valeur peut aussi bien résulter d'une roche dense située près de la surface que d'une roche légère, à plus grande profondeur, et en couche plus épaisse.(Jean Borjex et all., 1976)

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II.1.3. Champ gravitationnel terrestre (Bernard Giroux, Michel Chouteau, 2008)

a. Loi de Newton

1ère loi : Deux particules de masse m1 et m2 séparées par une distance r sont attirées l'une vers l'autre par une force F telle que

où F est la force appliquée sur la masse m2, r le vecteur unitaire (voir formule 2.1), r1 la distance entre les masses m1 et m2, et G, la constante universelle de la gravité. Les termes r1 et G sont données par :

2ème Loi : Il faut appliquer une force F à une masse m pour lui faire subir une accélération a. Ceci se traduit par la relation :

b. Accélération gravitationnelle

En utilisant les équations (2.1) et (2.3), on trouve que l'accélération d'une masse m à la surface du sol s'exprime par

où MT est la masse de la terre (5.9736 ×1024 kg) et RT le rayon moyen de la terre (6370 km) ; g est dite accélération de la gravité, ou simplement gravité, et vaut en moyenne

En l'honneur de Galilée, on a nommé l'unité d'accélération gravitationnelle le gal avec :

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Soit une particule immobile en un point A de l'espace. Toutes les particules se trouvant autour de la masse m du point A subissent une accélération. Chaque point de l'espace est alors caractérisé par un vecteur accélération qui point vers A et qui est proportionnel à l'inverse de la distance au carré. L'ensemble de ces vecteurs constitue le Champ Gravitationnel de la masse m. Le champ gravitationnel est un champ conservatif, c'est-à-dire que le travail fournit pour déplacer une masse dans ce champ est indépendant du chemin parcouru. Il n'est fonction que des points de départ et d'arrivée. Donc, si on revient au point de départ, le bilan énergétique est nul. (Bernard Giroux, Michel Chouteau, 2008)

Selon Michel Allard et Denis Bois (1999), Les géophysiciens ont établi une formule qui donne le champ gravitationnel normal à la surface de la Terre. On peut, par comparaison au champ normal terrestre, corriger les valeurs mesurées pour trouver les anomalies.

Pour les définir, il a fallu définir la surface de la Terre. Pour les besoins de cause, on lui a donné la forme d'un ellipsoïde qui correspond le mieux possible au niveau des mers. Et en tenant compte de la force d'attraction et de la force centrifuge, on peut théoriquement établir le champ gravitationnel normal, gn, sur l'ellipsoïde de référence en fonction de la latitude ø (avec ge l'accélération gravitationnelle mesurée à l'équateur sur l'ellipsoïde, c'est-à-dire au niveau de la mer ; C1 et étant des constantes qui dépendent de l'aplatissement de l'ellipsoïde et de la vitesse de rotation):

A l'aide d'observations précises obtenues par satellite, l'Union Internationale de Géodésie et de Géophysique a révisé en 1967 les vieilles données de 1930 pour arriver à la formule du champ gravitationnel normal ci-après :

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La formule de la gravité normale susmentionnée sous entend que l'intérieur de la Terre est formée des couches concentriques parfaitement homogènes. Mais en réalité, dans la croûte terrestre, les formations rocheuses de formes irrégulières n'ont pas toutes la même densité. La gravité varie donc d'un point de mesure à l'autre. Ces variations sont appelées anomalies gravimétriques.

Les anomalies du champ de pesanteur, dont l'étude est l'objet de la gravimétrie, ont pour origine les hétérogénéités des roches, plus précisément leurs variations de densité.

Les anomalies gravimétriques peuvent être positives ou négatives, c'est-à-dire que les mesures s'accroissent ou diminuent selon le contraste de densité entre le massif et les roches environnantes.

II.1.4. Mesure de la densité (Michel Allard et Denis Bois, 1999) a. Notions de densité

Comme dit ci-haut, les levés gravimétriques ont pour but de mesurer les variations de gravité d'une station de lecture à l'autre. Ces variations dépendent de la géométrie et du contraste de densité entre les formations rocheuses. Il est donc nécessaire d'estimer la densité des roches afin d'appliquer certaines corrections aux valeurs de terrain et de modéliser les anomalies lors de l'interprétation des résultats.

volume ; elle s'exprime en (S.I). Elle constitue la notion de base de
la méthode gravimétrique qui sert à trouver son contraste.

Les variations spatiales de l'accélération gravitationnelle reflètent les contrastes de densité dans la croûte terrestre. Si le phénomène géologique recherché ne présente pas de contraste appréciable avec son environnement, la méthode gravimétrique ne révélera rien, évidemment, et il faut en employer une autre. Cette méthode ne s'applique qu'à la recherche des phénomènes géologiques de densité relativement supérieure ou inférieure au matériel encaissant.

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Les méthodes de mesures de densité peuvent se diviser plusieurs groupes à savoir :

La méthode la plus courante est la méthode électrostatique basée sur le principe d'Archimède. Elle consiste à peser l'échantillon dans l'air, Pa et ensuite dans l'eau, Pe. La poussée hydrostatique, Ph ou poussée d'Archimède appliquée par l'eau sur l'échantillon immergé est égale au poids de l'eau déplacée.

A partir du poids de l'eau déplacée, on peut facilement calculer le volume d'eau déplacée et par conséquent le volume de

l'échantillon, les deux étant égaux et ainsi déterminer la densité de
l'échantillon.

(2.9)

Diverses méthodes, utilisées particulièrement en exploration pétrolière, permettent d'évaluer la densité des massifs rocheux par les forages :

? On peut connaître la densité d'un massif rocheux par des mesures gravimétriques dans les trous de forage. Le diamètre du gravimètre est de 10,5 cm. La résolution par cette méthode permet d'obtenir des résultats d'une précision de

? La diagraphie gamma-gamma mesure la densité d'électrons selon le principe de balayage Compton. Elle permet d'obtenir une appréciation de la densité du massif rocheux près du trou si ses parois sont en bon état ;

? La diagraphie neutron-neutron est sensible aux concentrations d'hydrogène contenu dans les

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formations. La mesure de la porosité d'une roche dont on connaît la densité des solides, permet alors d'obtenir la densité globale de la roche. Cette méthode s'applique à l'évaluation des réservoirs d'hydrocarbures.

> L'étude de la vitesse des ondes sismiques peut fournir des informations sur la densité d'un massif rocheux. Cette approche n'est par contre applicable qu'aux travaux de reconnaissance ;

Les méthodes dites topographiques permettent une évaluation adéquate de la densité des massifs rocheux. Elles se fondent sur certaines corrections d'anomalies, point développé dans la section suivante.

II.1.5. Correction des données (Michel Allard et Denis Bois, 1999) a. Correction de Latitude (Cl)

La formule du champ gravitationnel terrestre montre que l'accélération gravitationnelle augmente à l'approche des pôles. Cette augmentation n'est cependant pas linéaire et elle est maximale à 45° de latitude. Cet état des choses est dû au fait que :

> La force centrifuge, en opposé à la force gravitationnelle, diminue à mesure que la distance à l'axe de rotation de la Terre décroit.

Les formules qui suivent permettent de calculer, en mgal, les corrections nécessaires pour éliminer cet effet :

> Pour des déplacements nord-sud x, inférieurs à 2 km, à partir d'une station de référence située à une latitude :

latitude de la station de mesure est plus élevée que celle de la station de référence, on soustrait la correction de valeur mesurée et, inversement, si la station de mesure est située à une latitude moins élevée, on ajoute la correction.

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(Aux pôles) (2.12) (À l'équateur) (2.13)

En effet, la correction des marées a pour but d'éliminer les variations de gravité occasionnées par le déplacement de la Terre par rapport au Soleil et à la Lune. La correction de la dérive instrumentale quant à elle permet d'éliminer l'effet de la dérive instrumentale résultant de la fatigue des composantes du gravimètre et l'effet des variations de la pression barométrique. (Michel Allard et Denis Bois, 1999)

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On obtient généralement de meilleurs résultats lorsqu'on applique la correction des marées avant celle de la dérive instrumentale. Toutefois, La correction des marées et celle de la dérive instrumentale peuvent s'effectuer ensemble ; dans ce cas on parle alors de la correction de dérive.

Pour ce faire, il est nécessaire de suivre un certain cheminement entre les stations de lectures.

Dans la pratique, on fait une série de mesures en suivant un cheminement en boucle : la série débute habituellement en un point donné et se termine à ce même point. Le point de départ de la boucle est normalement relié à une station de base. En général, les mesures du début et de la fin à la station de base ne sont pas semblables. Cette différence, appelée dérive, est due en partie au gravimètre, en partie aux marées lunaire et solaire. Les valeurs mesurées sont donc entravées d'erreurs puisqu'une de leurs composantes provient de la dérive et ne reflète pas un changement dans les valeurs de g dû à des hétérogénéités du sous-sol.

La correction est faite en supposant que la dérive est linéaire dans le temps. Donc, si on est passé à la station de base, aux temps t1 et t2 et que les valeurs mesurées étaient respectivement v1 et v2, le taux de

Lorsque la dérive est positive, c'est que les mesures ont été surestimées, il faut donc 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

La correction d'air libre ramène à une élévation commune mais, elle ignore le surplus ou les déficits des masses par rapport au niveau de référence choisi. De fait, la matière au-dessus du niveau de référence exerce une attraction qui s'ajoute à celle qu'aurait normalement ressentie l'appareil si l'élévation de la station avait été celle du niveau de référence. Inversement, l'absence de matière sous le niveau de référence cause un manque d'attraction par rapport à ce qui aurait été

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normalement ressenti au niveau de référence. La correction de Bouguer élimine ce surplus ou ce déficit d'attraction.

La correction de Bouguer s'obtient en calculant, pour chacune des stations de mesure, l'effet d'une tranche de roche de densité P (en g/cm³), d'extension latérale infinie et dont l'épaisseur est égale à la différence d'élévation h (en mètres) entre la station de mesure et le niveau de référence. Cette correction, en mgal, se calcule comme suit :

On voit par cette formule qu'il faut estimer aussi exactement que possible la densité moyenne des roches. Comme les mesures de densité ne sont pas très courantes en exploration minérale, on se contente généralement d'une estimation à partir de tables de densité. Si l'on ne possède aucun indice quant à la densité des roches sous-jacentes, on prend la valeur de 2,67 g/cm³, densité moyenne des roches de la croûte continentale.

Le signe de la correction de Bouguer est toujours l'inverse de celui de la correction d'altitude. Lorsque l'on choisit un niveau de référence sous le niveau topographique le plus bas de la région à couvrir, la correction est toujours négative.

Aussi, faut-il bien noter que les corrections d'altitude et de Bouguer appliquées par rapport à un niveau de référence ne nous donnent pas les valeurs que nous aurions effectivement obtenues si nous les mesurions sur le terrain à ce niveau.

A la correction de Bouguer, on doit apporter un ajustement pour l'épaisseur de mort-terrain ou la profondeur d'eau. En effet, la correction de Bouguer considère que les variations d'élévation d'une station à l'autre proviennent du relief de la roche affleurant ; en réalité, le socle rocheux est bien souvent recouvert d'une épaisseur de mort-terrain et, dans certains cas, enfouis sous les eaux d'un lac ou d'une mer.

La densité moyenne des roches étant de 2,7g/cm³, celle de divers types de mort-terrain est de 1,7g/cm³ et celle de l'eau est de 1,0g/cm³. Cet écart de densité peut être à l'origine des anomalies gravimétriques importantes.

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Cette correction s'impose pour compléter la correction de Bouguer lorsque la topographie est accidentée. Mais si l'amplitude de l'anomalie recherchée dépasse largement l'erreur causée par l'effet du relief topographique, le calcul de cette opération n'est pas nécessaire.

Elle tient compte du relief. La montagne exerce sur la masse du gravimètre une force vers le haut réduisant ainsi l'attraction qu'il aurait normalement mesurée. La vallée pouvant être considéré comme un manque de masse, cause un manque d'attraction gravimétrique. La correction topographique a donc pour objet de tenir compte de la répartition de la matière aux environs de la station de lecture.

Comme une composante de l'attraction exercée par un déficit de masse (vallée) ou un excès de masse (colline) est dirigée vers le haut, la correction topographique est toujours positive.

Elle nécessite l'utilisation des cartes topographiques précises. L'influence du relief augmentant rapidement plus on s'approche de la station de lecture, il est donc nécessaire de mesurer adéquatement la topographie tout autour, sur environ 100m pour les levés détaillés.

Le calcul des corrections topographiques peut se faire graphiquement. On y arrive en plaçant sur chacune des stations un gabarit transparent (Fig.II.4) composé des cercles concentriques et subdivisé en secteurs pour chacun desquels on évaluera le déficit d'attraction. On calcule ensuite la somme des effets gravitationnels pour obtenir la correction topographique totale à la station. Pour chacun des secteurs, la correction, en mgal, peut être calculée à partir de la formule de Hamme :

ñ: densité (g/cm³) ; : angle du secteur (radians) ; z : altitude de la station - altitude moyenne du secteur (m) ; re : rayon extérieur du secteur (m) ; ri : rayon intérieur du secteur (m).

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On observe, à l'échelle des continents, des variations systématiques de l'anomalie de Bouguer. Sur les fonds océaniques, l'anomalie de Bouguer est beaucoup plus grande que celle à laquelle on pourrait s'attendre si la croûte terrestre était d'épaisseur uniforme. L'anomalie de Bouguer est à peu près nulle sur les terres légèrement au-dessus du niveau de la mer et négative dans les régions fortement montagneuses.

Ces variations ne peuvent s'expliquer que par une distribution irrégulière des roches dans la croûte terrestre. Au 19è^me siècle, deux hypothèses ont été émises pour expliquer ces variations ; ce sont (KANDA NKULA, 2008) :

? L'hypothèse de Airy (théorie d'isostasie): Les blocs crustaux ont même densité ; ils flottent sur une substance de forte densité (milieu plastique plus dense) à la manière des cubes de glace flottant dans l'eau d'un verre. Les montagnes seraient compensées en profondeur par des véritables racines de matériau léger s'enfonçant dans un milieu dense.

? L'hypothèse de Pratt : les blocs crustaux ont des densités différentes et reposent en profondeur sur une surface d'égal niveau dite «surface de compensation». Les blocs ont le même poids ; ils sont d'autant plus élevés qu'ils sont plus légers.

Jusqu'à l'heure actuelle, la lumière n'est pas encore faite à ce sujet. On préconise néanmoins une combinaison de ces deux hypothèses c'est-à-dire une variation latérale de densité avec une profondeur variable de l'interface croûte-manteau et un accroissement graduel de la densité avec la profondeur.

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Actuellement, on assume que l'écorce terrestre agit comme une plaque élastique déformée sous le poids des couches supérieures. La compensation de la charge s'effectuant en partie selon l'horizontale, l'autre fraction étant compensée par isostasie.

Le calcul des corrections isostasiques est complexe. Cependant, on peut, en géophysique appliquée, se passer de cette correction puisque l'échelle des levés est généralement trop grande pour que les effets isostasiques soient ressentis.

II.2. ACQUISITION DES DONNEES

L'acquisition des données gravimétriques se fait par le levé gravimétrique qui, comme le levé géologique, consiste en des

prélèvements des valeurs de gravité sur quelques stations dans la région à étudier. L'objectif du levé est d'obtenir une carte d'anomalies gravimétriques de la région.

Avec des travaux régionaux, la gravimétrie utilise des échelles de 1/1.000.000 à 1/200.000. Pour le tracé des cartes à ces échelles, la distance entre les points d'observation doivent être de 2 à 4Km. Le levé gravimétrique

s'effectue aux échelles
1/100.000 à 1/25.000 avec une densité plus resserrée des points d'observation. Pour le dégagement et l'étude détaillée des dômes de sel, des édifices récifaux ou d'autres formes structurales au dessin net, on recommande de recourir aux levés gravimétriques très détaillés. (I. Abrikossov, I. Goutman, 1986)

Nous pouvons insister sur certaines opérations et précautions à prendre pendant le levé gravimétrique (Bernard Giroux, Michel Chouteau, 2008):

? Numérotation des stations : Suivant le genre de levé, la numérotation des stations pose plus ou moins de difficultés. Dans un levé local, le long de traverses bien définies, les points de mesure portent habituellement le numéro de la traverse et un numéro indiquant son ordre sur celle-ci. On aurait par exemple la station 02 + 09 qui serait la neuvième

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station sur la traverse deux ou, comme indiqué sur la figure II.4, la station »10N-05W» qui serait la station située à 5 unités vers l'ouest par rapport à la station de référence (station 00-00) sur la ligne à 10 unité par rapport à la ligne de référence (ligne 00).Dans un levé régional (par exemple pour toute la ville de Matadi), les points de mesure seraient principalement déterminés par leur longitude et leur latitude. Habituellement, on utilise de plus une numérotation arbitraire pour les stations.

? Nivellement : Le nivellement est extrêmement important en gravimétrie. Comme nous l'avons vu dans la correction d'altitude, une erreur de quelques cm entraîne une erreur importante dans la valeur corrigée de la gravité. Si on considère, la correction d'altitude et la correction de plateau avec une densité de 2.76 g/cm3, nous avons une correction de 0.1966h. Ainsi, une erreur d'estimation de h de 10 cm correspond à une erreur 0.02 mgal sur g, 50 cm correspond à 0.1 mgal et 1 m à 0.2 mgal. Donc, une erreur de 50 cm dans la mesure des élévations introduit une erreur dans la valeur corrigée de la gravité qui est de l'ordre des anomalies recherchées.

C'est pourquoi, il ne faut pas oublier que pour une précision de 0.01 mgal, il faut connaître l'élévation à #177;3cm pour la correction d'air libre et à #177;9cm pour la correction de plateau.

? Manipulation du gravimètre : le gravimètre est un appareil extrêmement sensible et ne doit pas subir de chocs. Un soin particulier doit être apporté lors de son transport et de son utilisation.

? Dérive : il faut repasser à un point de contrôle à toutes les 34 heures. Le cheminement employé dépend du terrain sur lequel les mesures sont prises et le temps requis pour faire ces mesures. Le plus important est d'établir un bon réseau de stations de base. Sur une grille traditionnelle d'exploration, on établira les stations de base sur la ligne de base ou sur une des lignes de rattachement.

? Positionnement des stations : pour faciliter les corrections de relief, il est mieux d'éviter des prélèvements des mesures à proximité des accidents topographiques.

? Personnel : une équipe de gravimétrie doit être composée d'au moins deux personnes : l'opérateur du gravimètre, accompagné d'un assistant (aide) qui, lorsque les conditions de terrain ne sont pas trop difficiles, peut réaliser des calculs nécessaires à l'obtention de la carte de Bouguer.

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où I est le moment d'inertie, T la période d'oscillation, m la masse et h la distance du pivot au centre de masse du pendule (figure II.6). Cette équation est remplacée par la formule pour le pendule idéal (la connexion entre le pivot et la masse est parfaitement rigide et sans poids) pour devenir

> Corde vibrante : Le principe de la corde vibrante (voir fig. II.7) est de déterminer la fréquence de résonnance entre d'une part la corde soutenant la masse m et le circuit (solénoïdes) électronique, cette fréquence étant proportionnelle à g. Les appareils reposant sur ce principe sont encore au stade expérimental.

pour un corps de vitesse initiale connue tombant d'une distance x1 et x2 dans des temps t1 et t2, on aura :

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temps doit être connu à et la distance à 0.5 mm. On a
réussi à construire des appareils reposant sur ce principe grâce à l'emploi de lasers (voir fig. II.8).

? Balance à torsion : La balance de torsion est l'ancêtre du gravimètre. L'appareil est formé par deux masses égales séparées par une barre rigide de longueur 2l (horizontale) et une d'une hauteur h (verticale). Le système est suspendu en son centre par une fibre de torsion à laquelle est attaché un petit miroir afin de mesurer la rotation d'un rayon lumineux fourni par une lampe (voir Fig.II.9). A partir des variations du faisceau lumineux lues sur l''ecran, mesurera le gradient

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(variation) horizontal de la gravité. On ne mesure pas gz car le mouvement n'est que rotationnel et causé par de petites différences dans la composante horizontale de g agissant sur deux masses. Les mesures sont données en Eötvös, égales à

Développés pour mesurer Agz sur le terrain (1930), ce système correspond essentiellement à une balance extrêmement sensible dans laquelle une masse est reliée à un ressort. Les variations de la gravité se traduisent alors par une élongation du ressort amplifiée

gravimètres modernes utilisent deux ressorts : un dont la tension correspond à une valeur moyenne pour la région et un autre plus sensible relié à une vis micrométrique qui sert à faire la lecture. Il existe deux types de gravimètre, les gravimètres stables et les gravimètres instables.

? Gravimètres stables : Ces gravimètres sont établis suivant le principe de la loi de Hooke. La variation de la gravité est égale à la variation de la force exercée par le

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ressort ayant une période d'oscillation T, nous obtenons : (2.24) où la période d'oscillation est donnée par :

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o calculer l'effet de la source à éliminer si sa géométrie et sa densité sont connues afin de le soustraire à l'anomalie de Bouguer (modélisation).

II.3. INTERPRETATION DES RESULTATS

En géophysique appliquée, les applications classiques de la gravimétrie sont la délinéation des corps sous-terrains (le calcul de la position des limites des interfaces entre les corps), et le calcul des tonnages. (Bernard Giroux, Michel Chouteau, 2008)

L'interprétation qualitative consiste à apprécier la géométrie et la densité de la source d'anomalie en se basant sur les caractéristiques des anomalies observées sur les cartes gravimétriques. Elle nous donne une idée globale sur la profondeur, l'extension et la masse des corps causant les anomalies observées et permet une bonne analyse quantitative.

La longueur d'onde d'une anomalie gravimétrique fournit une autre indication sur la profondeur d'enfouissement de la source. Les anomalies causées par des masses peu profondes décroissent rapidement en s'éloignant de leur point d'amplitude maximale. Inversement, les masses enfouies plus profondément sont ressenties sur de plus grandes distances.

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La forme de l'anomalie nous renseigne sur la forme géométrique de la source anormale

L'interprétation gravimétrique quantitative a pour but de modéliser la forme, la taille, la profondeur et le contraste de densité des corps géologiques susceptibles de mieux expliquer les réponses gravimétriques observées. Souvent, à partir des modèles géométriques simples ayant une réponse analytique, nous pouvons obtenir un résultat satisfaisant (modélisation directe). Si la géométrie est trop complexe, la modélisation numérique vient à la rescousse ; il s'agit de la modélisation indirecte.

A. Modèles simples (modélisation directe)

Parmi tant d'autres modèles simples, nous parlerons de la sphère, les cylindres vertical et horizontal et le prisme rectangulaire.

On s'en sert souvent pour vérifier la profondeur d'enfouissement des corps géologiques massifs. La composante gravitationnelle verticale, pour une sphère de rayon r dont le centre est située à une profondeur z, s'obtient par :

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(2.29)

hauteur); Il est donc possible de connaitre la profondeur z du centre de la sphère à partir de l'anomalie gravimétrique qu'elle produit. Lorsque z est connu, on peut alors calculer l'excès de masse de la sphère :

(2.33)

(2.35)

par la valeur En plus
l'anomalie d'un cylindre est plus large que celle d'une sphère.

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Et la correction de terrain fait par le réticule est donnée par intégration d'une partie du cylindre :

Lorsque les corps étudiés ne peuvent raisonnablement être approximés par les formes simples dont on connait analytiquement les réponses, il est nécessaire de recourir à d'autres outils. Pour calculer l'anomalie, il existe les méthodes graphiques et les méthodes analytiques.

On peut utiliser des graticules pour calculer l'effet des corps. Un graticule est une série de cellules de différentes formes et grosseur,

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chacune couvrant une surface correspondant à une contribution connue (et généralement uniforme) à la valeur de gz au point de mesure en surface. Il y a deux types.

Les compartiments trapézoïdaux (voir Fig.II.13a) sont formés par des lignées horizontales équidistantes coupant une série de lignes radiales séparées d'un même angle. L'effet des cellules est :

chacune des cellules est le même. Il s'agit alors de la somme de la contribution de chacun des compartiments pour obtenir l'anomalie.

Les compartiments (voir Fig.II.13b) sont formés par la rencontre de lignes radiales et d'arcs de cercle. Leur contribution n'est pas uniforme mais est dépendante du nombre de points qu'ils contiennent. Chacun des points représente une contribution constante à gz au point de mesure.

Pour calculer l'effet gravimétrique d'un corps enfouis, le «Dot chart», imprimé sur un transparent, est superposé sur une section transversale, le vertex est placé sur la position de la surface où l'effet gravimétrique est désiré.

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Remarques : Si les structures ne sont pas réellement 2-D, on peut appliquer des corrections pour les effets de bordure. Dans le cas des structures 3-D, la méthode graphique s'applique aussi. Les corps sont divisés en une série de plaques horizontales dont les effets sont calculés à l'aide de graticules. Cette approche est compliquée puisqu'on doit introduire un facteur d'échelle pour tenir compte de la profondeur de chacune des plaques. On voit donc que cette méthode s'applique bien mieux à l'aide d'un ordinateur (proposé par Hubbert en 1948, repris par Talwani sur ordinateur en 1959 (2D) et en 1960 (3D)).

En trois dimensions, on peut procéder de façon similaire, mais cette fois on coupe le volume en tranches horizontales (Fig.II.16). L'expression pour l'anomalie revêt la forme :

C. Calcul de l'excès de masse

La gravimétrie demeure la seule méthode géophysique permettant d'estimer les réserves minérales ou pétrolières. En effet, On peut évaluer, grâce au Théorème de Gauss, la masse produisant l'anomalie sans pour autant connaître sa forme ou sa profondeur.

avec = densité du corps anormal ; =densité de l'encaissant ; v= volume du corps anormal.

On peut obtenir la masse anormale à partir de la carte d'isocontours de l'anomalie de Bouguer en suivant la marche ci-après :(Michel Allard et Denis Bois, 1999)

? On calcule d'abord les surfaces comprises entre chacune de courbes d'isovaleurs, S, en m²;

? On fait la somme des résultats de ces multiplications et on multiplie le tout par la constante 0,239. La formule mathématique s'exprime ainsi :

Pour obtenir une évaluation adéquate, la sommation doit s'appliquer à toute la surface couverte par l'anomalie résiduelle.

Ainsi, pour obtenir la masse totale Mt, on doit multiplier la masse anomale par la densité par la densité du corps, puis diviser le tout par le contraste de densité entre le corps et la roche encaissante, comme

II.3.3. Signatures gravimétriques des structures pétrolifères

Dans la prospection pétrolière, on cherche des structures pièges : dômes de sel, anticlinaux, formations récifales («reef») ou à connaître l'épaisseur des sédiments ou d'un bassin. Le pétrole a été découvert dans des anciennes formations récifales de calcaire et on s'est intéressé à connaître leur signature en gravimétrie. Ceci n'est possible que s'il y a contraste de densité entre la formation récifale et les roches sédimentaires qui l'entourent. Malheureusement, la densité et porosité du calcaire et du matériel de remplacement sont si variables qu'il n'y a pas de règles générales ; seulement, dépendant du contexte et de la situation géographique, on peut développer des signatures particulières.

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A. Formations récifales

Ce champ est situé dans le bassin de l'Illinois, recouvert de dépôts glaciaires lourds, d'allures irrégulières, pouvant atteindre 30m d'épaisseur. Il n'y a pas de correction de relief, le pays est plat. C'est un bassin primaire avec des couches de sel d'épaisseur variable dans le silurien. Les formations récifales recherchées sont d'âge silurien. Le Précambrien donne de larges anomalies de types type régional, dues à des variations de densité du socle.

Anomalie positive due au calcaire récifal entouré de sel. Le récif silurien, noyé dans le sel (Dawn, 156) apparaît décalé largement vers l'ouest. La résiduelle (fig II.18b) permet de le localiser correctement. On savait aussi à l'avance que les récifs siluriens sont souvent alignés et donnent des anomalies circulaires en Ontario. L'anomalie de gravité dans le cas précis peut résulter :

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? Soit de la présence d'un relief. La porosité d'une formation récifale pouvant beaucoup varier, il ne faut pas s'attendre à une localisation précise de l'anomalie recherchée.

La formation récifale recherchée a été découverte à une profondeur de 300m.

B. Dômes de sel

L'anomalie de Bouguer (Fig.II.19a) donne une image floue et la résiduelle qui montre une anomalie négative ne permet pas de séparer les effets des diverses sources. Sur la carte de la dérivée seconde (Fig.II.19b), calculée avec un pas de 1.8km, les 4 sources apparaissent clairement. Ce traitement est à comparer avec l'exemple théorique des 3 sphères (Fig.II.19c).

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C. Anticlinaux

L'anticlinal à des flancs assez raides. Son expression est peu visible sur la carte de Bouguer (Fig.II.20a) à cause de la régionale plane (gradient de 2.2 mgal/mile). La résiduelle obtenue par soustraction de la régionale N-S de l'anomalie de Bouguer marque très nettement l'anticlinal (Fig.II.20b). Il s'agit d'un cas idéal : fort gradient des isogals, rentrant des courbes très accusées et régulier. Les mesures ont été prises avec un gravimètre sensible à 0.03 mGal.

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III.1. METHODES MAGNETOMETRIQUES

III.1.1. Introduction et Historique

Les termes mis en relief, utilisés dans ce premier paragraphe, trouvent une signification similaire dans l'exploration du sous sol par les méthodes géophysiques: Sismiques (réflexion et réfraction), magnétique, gravimétrique, électrique, tellurique, électromagnétiques diagraphie, sondage nucléaire.

En effet les différentes méthodes géophysiques utilisent des sondes mesurant les propriétés physicochimiques de la matière (paramètres pétrophysiques): Vitesse-temps-profondeur dans le cas de la sismique, la porosité, la densité, la résistivité, la susceptibilité, la conductivité, la radiation, le rayonnement. Les méthodes d'enregistrement de tous ces paramètres reposent principalement sur les techniques d'enregistrement (ou acquisition) des données. Le traitement et l'interprétation sont les phases terminales de l'étude.

Il est vite compréhensible de distinguer parmi cet ensemble de méthodes géophysiques la distinction et le classement selon la profondeur d'investigation et par conséquent selon la précision recherchée.

Parmi les méthodes géophysiques de grande reconnaissance, ou de grandes profondeurs, la magnétométrie est l'une des méthodes utilisées pour la reconnaissance des grands bassins sédimentaires, reposant sur un socle basique ou ultra basique fortement dense ou fortement magnétisé.

Les phénomènes magnétiques furent constatés depuis longtemps. Nous résumons dans ce qui suit, l'histoire du magnétisme, sa théorie et son évolution.

? Avant l'ère chrétienne: Les navigateurs arabes se servaient déjà de la boussole, les chinois, contrairement aux européens, reconnaissaient le fait que la boussole fut introduite en chine par des navigateurs maitrisant la navigation, en l'An 1100. (Tiré de l'Histoire des Sciences). Les Arabes l'ont introduit en Europe aux environ de 1200.

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Travail de Fin de Cycle₄₄ KUTANGILA MALUNDAMA Succès Félix 2010 - 2011

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magnétique; En effet c'est grâce à la méthode de datation par K/AR, que les premières séquences de polarité magnétique du cénozoïque

terminal ont pu être réalisées sur d'épaisses séries volcaniques. ? 1968 Naissance de la tectonique des plaques.

III.1.2. Principe

Le contraste entre ce socle fortement magnétisé et l'épaisse couche sédimentaire amagnétique permet de dresser la topographie du socle et par conséquent l'évolution de la profondeur du bassin, cette dernière contribuera au bon choix de la méthode géophysique dite détaillée ou semi détaillée à la localisation des structures favorables à l'emmagasinement des hydrocarbures ou des ressources hydriques.

Dans n'importe quel point de la surface de la terre, l'aiguille de la boussole s'oriente. Cette orientation témoigne la présence d'un champ magnétique naturel lié à la terre. L'étude de l'action réciproque d'un aimant et d'une aiguille aimantée, fait ressortir que tout se passe comme si l'aimant et l'aiguille portaient des "masses magnétiques" positives et négatives susceptible d'être mesurées quantitativement.

Deux masses magnétiques m1 et m2 s'attirent si elles sont de signes contraires et se repoussent si elles ont le même signe, par des forces proportionnelles au produit de leur masse et en raison inverse du carré de leur distance "r" avec r, le vecteur unitaire joignant m1 et m2 (Charles COULOMB 1736-1906).

(3.1') (dans un milieu ambiant matériel) où : u représente la perméabilité magnétique du milieu, dans le vide la perméabilité est égale à l'unité.

Par définition, le champ magnétique H en un point P est représenté par la force qui agirait sur une masse magnétique unitaire "m1" (m1 =1) localisée en ce point. Cette force peut être: Attractive lorsque

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(3.2)

Un corps magnétique placé dans un champ magnétique externe H, aura ses pôles magnétiques plus ou moins alignés sous l'effet de H, produisant un champ H0 relié à l'intensité de la magnétisation M. L'induction magnétique B sera alors le champ total incluant l'effet de l'aimantation. (Bernard Giroux, Michel Chouteau, 2008)

Le pôle magnétique est par définition le point de la surface de la Terre où une aiguille d'une boussole se dirigerait vers le bas, soit le lieu où le champ magnétique est vertical. Le pôle magnétique Nord possède un champ magnétique plus faible que celui du pôle Sud, ce qui signifie que le centre du dipôle est légèrement plus décalé du centre de celui-ci. L'axe de ce dipôle coupe la surface de la terre au point 78.5N et 69W. Par ailleurs des études paléomagnétiques montrent que cet axe ne s'est jamais trop éloigné de l'axe de 11°5 avec l'axe de rotation de la terre.

Par analogie avec les charges électriques telles que rencontrées en électrostatique, on définit de même en magnétisme, la notion de masse magnétique :

? Les masses magnétiques sont supposées positives si elles se rapportent au pôle Nord, dans le cas d'un aimant ou d'un Nord magnétique.

? Les masses magnétiques sont supposées négatives si elles se rapportent au pôle Sud (pôle magnétique Sud).

Il n'y a pas de pôle magnétique libre. Seul le dipôle, association de deux pôles -p et +p séparés d'une distance l, a une signification physique. Le moment magnétique M du dipôle est un vecteur dirigé suivant la droite joignant -p à +p, orienté de -p à +p et d'intensité (Bernard Giroux, Michel Chouteau, 2008):

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L'intensité de la magnétisation M est proportionnelle à la force du champ et sa direction est dans celle du champ. Le degré de magnétisation d'un corps sera déterminé par sa susceptibilité magnétique k.

En prospection magnétique, la susceptibilité magnétique est un paramètre fondamental, puisque la réponse magnétique des roches est fonction du contenu en matériel magnétique, qui lui aura une susceptibilité beaucoup plus grande que celle de la roche elle-même.

La susceptibilité dans le système CGS diffère de la susceptibilité en unités SI, tel que :

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(3.10)

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En tout point du globe terrestre, l'aiguille d'une boussole prend une direction bien déterminée, ce qui indique l'existence d'un champ magnétique naturel lié à la terre (appelé champ magnétique terrestre ou champ géomagnétique).

Le champ magnétique peut être défini par trois composantes en tout point donné, soient

Très souvent, on donne une valeur exprimée par la grandeur du champ total F, sa déclinaison D ainsi que son inclinaison I. La déclinaison D est l'angle entre la composante horizontale du champ et le nord géographique. L'inclinaison I est l'angle entre F et l'horizontale.

De cette figure, résultent les relations reliant le champ, ses composantes et la déclinaison et l'inclinaison :

Le champ magnétique de la terre peut être approximé par un champ dipolaire. Il est en réalité trop complexe pour être exprimé par une fonction mathématique simple, mais il peut être considéré, sur quelques centaines de km, comme uniforme et le bruit de fond géologique est facilement observable. Le champ F a une intensité de 60 à 70 ìT aux pôles magnétiques (I = #177;90°) et minimale de 25 à 30 ìT à l'équateur magnétique (I =0°).

A l'heure actuelle, l'unité utilisée en prospection magnétométrique est le nano tesla (nT), qui par le jeu de transformation

Le champ magnétique principal peut théoriquement être causé par une source interne ou externe dont le magnétisme peut être rémanent ou engendré par un flux de courant.

Des analyses mathématiques du champ observé à la surface du globe démontrent qu'au moins 99% est causé par des sources internes et 1% par des sources extérieures à la terre.

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Plusieurs hypothèses ont été avancées pour expliquer les mécanismes des sources internes, dont l'actuelle (acceptable) est celle de la dynamo.

Cette dernière suggère que le champ magnétique terrestre est créé et entretenu par un processus d'induction.

Des courants électriques intenses circuleraient dans le noyau extérieur possédant une conductibilité électrique très forte (noyau extérieur : la partie liquide du noyau située entre r= 1300 et 3500 km).

On assume aujourd'hui que le noyau est une combinaison de fer (Fe) et de nickel (Ni), tous deux de bon conducteurs électriques. Même si le noyau était formé d'éléments moins conducteurs, l'énorme pression retrouvée pourrait presser les électrons de façon à former des gaz à électrons libres de conductivité satisfaisante.

La source magnétique est illustrée par le modèle auto-excité. C'est-à-dire, un fluide de grande conductivité bouge dans un mouvement complexe et des courants électriques sont causés par des variations chimiques produisant un champ magnétique.

Le champ magnétique actuel est la résultante de trois principales composantes ayant pour sources: Source interne (champ principal), source externe (champ transitoire), et la source induite (champ anomalique).

c. Variation du Champ magnétique dans le temps A. Variations internes séculaires

Les terres cuites et les roches volcaniques s'aimantent en se refroidissant dans le champ magnétique terrestre; les aimantations thermorémanentes ainsi acquises permettent de retrouver le champ magnétique terrestre au cours des périodes historiques et préhistoriques: c'est le domaine de l'archéomagnétisme, qui peut avoir des applications en archéologie.

Le paléomagnétisme s'intéresse aux roches plus anciennes, qui portent des aimantations rémanentes dont les âges occupent toute l'échelle des temps géologiques.

On admet aujourd'hui que le champ magnétique terrestre s'est fréquemment inversé au cours des temps géologiques. Cette inversion du champ magnétique terrestre au cours des temps géologiques

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est maintenant universellement admise, car plusieurs études l'ont bien établie, par la mise en évidence des polarités directe et inverse des roches.

Leurs sources sont mal expliquées, mais on pense qu'elles sont reliées aux changements de courants de convection dans le noyau, au couplage à la limite noyau-manteau et à la vitesse de rotation de la terre.

B. Variations externes

Les variations du champ magnétique sont de plusieurs types : variations journalières ou diurnes (dues aux courants électriques dans l'ionosphère), variations impulsives (action des vents solaires sur la magnétosphère terrestre), tempêtes magnétiques (celles qui affecte le plus les levés), micro pulsations magnétiques (de courte période).

d. Propriétés magnétiques des roches (Bernard Giroux, Michel Chouteau, 2008)

Tous les matériaux peuvent être classés à l'intérieur de trois grands groupes définissant leurs propriétés magnétiques :

Si k < 0, on parle de diamagnétisme. L'intensité de la magnétisation induite est dans la direction opposée au champ inducteur. Phénomène faible, réversible, affecte tous les corps et souvent caché par un autre phénomène. Ex. : quartz, feldspath, sel.

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Si k > 0, la substance est alors paramagnétique. Comme le diamagnétisme, c'est un phénomène faible et réversible, mais tend à renforcer l'action du champ inducteur. Le champ induit décroît cependant avec la température. Ex. : les métaux, gneiss, pegmatite, dolomie, syénite.

Dans le cas de substances ferromagnétiques, les moments magnétiques de chaque atome s'alignent spontanément dans des régions appelées domaines et cela même en l'absence de champ magnétique externe. En général, le moment magnétique total est nul parce que les différents domaines ont des orientations différentes et leurs effets s'annulent. Le ferromagnétisme disparaît si on dépasse une certaine température, appelée point de Curie.

Si les moments magnétiques d'une substance sont antiparallèles dans les domaines et de grandeurs différentes, le moment magnétique total est différent de zéro. La substance est alors appelée ferrimagnétique. Ex. : magnétite, ilménite. Dans le cas d'une substance ferrimagnétique dont la somme de moments parallèles et antiparallèles est nulle, on parle d'antiferromagnétisme. Ex. : hématite.

La susceptibilité d'une roche est entièrement dépendante de la quantité de minéraux ferromagnétiques qu'elle contient, de la dimension des grains et de leur distribution. C'est donc une propriété très variable et il est pratiquement impossible de prédire la teneur en minéraux à partir de la susceptibilité.

La sensibilité minimale requise pour mesurer les anomalies avec suffisamment des détails est de #177;5 nT. Il est alors possible de détecter des anomalies provenant de sources situées à plus de 10 000 mètres de profondeur.

Comme le champ induit est proportionnel au champ ambiant, les anomalies seront plus intenses aux hautes latitudes magnétiques qu'à l'équateur magnétique.

La figure III.4 matérialise les propriétés magnétiques des roches suivant leur susceptibilité magnétique :

III.1.5. Correction des données

Les effets dus à des affleurements magnétiques près des stations vont grandement influencer les lectures. Par exemple, une roche

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magnétique située au-dessus d'une station (située dans une dépression par exemple) peut produire de fausses anomalies négatives.

Pour cette raison, les anomalies démontrant une forte corrélation avec la topographie ne reçoivent normalement pas autant d'attention que les autres anomalies.

Par ailleurs, les corrections de terrains étant très ardues à faire (il faut connaître la susceptibilité des roches constituant ce terrain), elles sont généralement omises.

Une façon de réduire l'effet de la topographie est de faire un prolongement vers le haut.

Pour réduire les lectures de Z de la surface z = h (x, y) au plan z = 0, on écrit approximativement que

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Cette correction comprend deux volets : la correction d'élévation et la correction topographique.

Le gradient vertical de Ho est d'environ -0.03 nT/m aux pôles et de -0.015 nT/m à l'équateur.

Les effets d'élévation sont donc normalement négligeables. Toutefois, dans les régions montagneuses, une correction d'élévation est faite (correction topographique). Elle est égale à -0.47 nT·Ho/m, où Ho est la valeur locale de l'intensité du champ géomagnétique. La correction est positive au nord de l'équateur et négative au sud.

Dans le cas de levés aéroportés, il est normalement spécifié que tout survol dont la différence entre la hauteur de vol théorique et réelle dépasse une certaine limite sera rejeté.

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A l'équateur, on aura -0,016nT/m et aux pôles, on aura -0,033nT/m. d. Correction de la dérive

On doit tenir compte des variations du champ magnétique terrestre avec le temps. Rappelons que ces variations sont :(Bernard Giroux, Michel Chouteau, 2008)

> Variations séculaires : variations annuelles reliées au déplacement des pôles magnétiques.

> Variations diurnes : variations cycliques d'environ 24 heures reliées aux variations de courant dans l'ionosphère dues à l'activité du soleil.

> Tempêtes magnétiques : variations brusques dues à des sursauts de l'activité solaire qui peuvent atteindre 2000 nT et durer plusieurs jours. Lors de tempêtes magnétiques, le levé est interrompu.

Pour résoudre le problème de façon réaliste, on a créé des méthodes permettant de corriger adéquatement ces variations : ce sont la méthode des boucles, celle de réseau de stations de base et celle de la station fixe. Toutes ces méthodes supposent que les variations temporelles sont à peu près linéaires durant des périodes de temps assez courtes et qu'elles sont identiques à l'intérieur d'une région relativement restreinte (Michel Allard et Denis Bois, 1999) ;

> Méthode des boucles : même procédure comme en gravimétrie. Néanmoins, on s'en sert peu en magnétométrie à cause des variations aléatoires et relativement rapides qui peuvent survenir et qui nécessitent un retour beaucoup trop fréquent à la station de base ;

> Méthode du réseau de station de base : ici encore, le principe est le même qu'en gravimétrie. Cependant, en pratique, on peut établir le réseau de plusieurs façons ;

> Méthode de la station fixe : puisque la dérive des magnétomètres est habituellement négligeable, on peut utiliser un appareil supplémentaire, qui demeure fixe, pour mesurer les variations temporelles. C'est le moyen le plus facile et le plus efficace, celui qu'on emploie le plus souvent aujourd'hui.

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III.2. ACQUISITION DES DONNEES

III.2.1. Levé magnétométrique

Les levés qui sont actuellement réalisés sont de type aéromagnétique, généralement effectué à l'échelle 1/200.000, les distances entre les bandes de vol étant de 2 à 4Km et l'altitude de vol 0,5 à 1 Km.

III.2.2. Appareillage

Parmi tant d'autres types de magnétomètres, nous donnons une description sommaire de quatre d'entre eux, actuellement utilisés :

Ce magnétomètre fut développé durant la 2^ème guerre mondiale pour détecter les sous-marins. Il est le 1^er magnétomètre à être utilisé pour les levés aéroportés.

Son principe de fonctionnement peut être résumé comme suit :(Bernard Giroux, Michel Chouteau, 2008)

Le principe de fonctionnement de ce magnétomètre a été élaboré à partir de la théorie de la physique atomique qui explique et prédit le comportement des électrons. Par comparaison au magnétomètre à protons, le magnétomètre à pompage optique pourrait d'ailleurs s'appeler magnétomètre à électrons.

Le magnétomètre à pompage optique mesure également l'intensité totale du champ magnétique terrestre ; mais contrairement au magnétomètre à précession nucléaire, pour obtenir des résultats valables, l'axe de son capteur doit faire un angle d'environ 45° avec la direction du champ magnétique à mesurer. Pour maintenir cette orientation lors des levés aériens, le capteur doit être placé dans un réceptacle libre de pivoter dans toutes les directions selon les commandes d'un servomécanisme. (Michel Allard et Denis Bois, 1999)

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L'acronyme SQUID désigne un «interféromètre quantique supraconducteur» (Supercondicting Quantum Interference Device). Les magnétomètres de type SQUID sont des appareils extrêmement sensibles qui utilisent les propriétés des supraconducteurs. Ce sont donc des appareils fonctionnant à très basse température. Comme les magnétomètres à saturation de flux, ils mesurent la composante du champ magnétique. (Michel Allard et Denis Bois, 1999)

III.2.3. Traitement des données

Les données recueillies par la plupart des magnétomètres terrestres comprennent le numéro de la ligne de la station, l'heure de la lecture, la valeur du champ total et le gradient lorsqu'il est mesuré.

Les techniques de traitement des données magnétométriques peuvent être groupées en trois :

Le Filtrage du bruit de fond : Il s'agit ici du bruit géologique enregistré par les levés magnétométriques terrestres correctement corrigés. Ce bruit provient de la présence, près de la surface du sol, de minces unités géologiques, d'hétérogénéités à l'intérieur d'une même unité ou encore de blocs erratiques présentant un contraste de susceptibilité magnétique. En règle générale, aucun traitement spécial n'est apporté pour éliminer ce bruit, on s'en sert généralement pour raffiner l'interprétation. Dans les levés aériens ; le bruit géologique se trouve naturellement filtré par la plus grande distance qui sépare les roches. Il reste à éliminer le bruit instrumental ou celui relié à l'exécution et à la correction des données. Pour ce faire, on utilise la méthode de quatrième différence. Cette méthode permet de reconnaître ce type de bruit (de faible amplitude) et une fois le bruit reconnu, il est facile de recourir aux données brutes et de corriger les erratiques.

La séparation régionale-résiduelle : ce traitement a pour objet de dissocier l'effet des sources de différentes dimensions. C'est en quelque sorte séparer les anomalies de grande envergure qui n'ont pas d'intérêt économique d'avec les anomalies utiles.

Le rehaussement des anomalies superficielles : ce traitement vise à rehausser l'effet des sources superficielles présentant de

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faibles contrastes de susceptibilité. Deux méthodes sont utilisées pour cette fin: le gradient vertical et la dérivée verticale.

Le filtrage directionnel : ce traitement permet d'atténuer les fluctuations des données selon une direction. Cette méthode utilise généralement des filtres passe-bas de façon à éliminer les erreurs de nivellement pouvant se produire lors levés aéromagnétométriques.

La réduction au pôle ou à l'équateur : la forme et l'amplitude d'une anomalie sont directement affectées par les changements d'inclinaison magnétique terrestre. Ce traitement a donc pour but l'établissement d'un point de comparaison entre les anomalies détectées à différents endroits sur le globe, elle simplifie alors l'interprétation. Il consiste à calculer les valeurs qui auraient été obtenues si la source de l'anomalie avait été située à un des pôles ou à l'équateur.

Les données magnétométriques peuvent être présentées sous plusieurs formes cartographiques, notamment, les profils, les courbes d'isovaleur de susceptibilité magnétique, ...

III.3. INTERPRETATION DES RESULTATS

Comme dans l'analyse gravimétrique, l'interprétation des données magnétométriques consiste en l'analyse du champ magnétique pour en déduire les phénomènes géologiques. Ces variations dépendent de plusieurs variables qu'il faut tenter d'isoler et de résoudre ; ce sont :

- Le contraste de la propriété physique en l'occurrence la susceptibilité magnétique ;

- L'orientation, le pendage, la profondeur et les dimensions du massif rocheux anomal ;

- La direction et l'intensité du champ magnétique principal ; - La présence d'un magnétisme rémanent de direction

III.3.1. Interprétation qualitative

L'interprétation qualitative, phase initiale de l'interprétation, elle nécessite non seulement une certaine habilité et une certaine expérience de la part de l'ingénieur chargé d'interpréter les données géophysiques mais également un fond documentaire indispensable, comprenant les diverses études réalisées auparavant; géologiques, géophysiques, hydrogéologiques etc...

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L'interprétation qualitative dans notre cas a un caractère descriptif; elle s'occupe de l'étude de l'allure et de l'intensité des anomalies enregistrées. L'examen des cartes magnétiques peut donner à l'interprétateur qualifié une idée sur l'aimantation, le choix des modèles, la position, la forme et la dimension des corps perturbateurs, l'influence de l'inclinaison, l'influence de l'orientation, l'influence du pendage, l'influence de la profondeur, l'influence de la susceptibilité. Les isoanomales orientées dans une direction, peuvent être associées aux directions de failles et des structures prolongées telles que les anticlinaux, les synclinaux, les filons etc...

Les anomalies isométriques peuvent être provoquées par les objets de formes sphériques ou ellipsoïdales. L'examen de l'intensité des anomalies et de leur gradient permet d'obtenir une idée sur la profondeur des corps perturbateurs et leurs propriétés magnétiques. En général les courbes plus aplaties, aux gradients faibles correspondent aux objets profonds. L'inclinaison de l'objet perturbateur provoque un changement caractéristique dans la distribution du champ. L'aimantation "M" entre comme un coefficient dans l'expression de la composante et des autres composantes du champ géomagnétiques.

On peut admettre en général que l'aimantation d'une formation géologique est pratiquement uniforme; mais sa grandeur est

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indéterminée, à moins de disposer de résultats de forages et d'analyses sur échantillons de roches. Il en est de même pour l'orientation de M. Cependant dans la plupart des cas, l'aimantation induite des roches est prédominante.

Pour l'étude d'une anomalie expérimentale donnée, on recherche, par approximation successives, une structure simple qui produise une anomalie coïncidant à peu près avec l'anomalie observée.

La forme des anomalies dépend non seulement de la structure elle-même, de ses dimensions de la susceptibilité des roches qui la composent et de la profondeur, mais aussi du champ magnétique B au lieu considéré, car l'aimantation induite dépend de l'inclinaison (influence de la latitude) et de la déclinaison (influence de l'orientation de la structure par rapport au méridien magnétique).

En effet, nous pouvons démontrer que l'effet d'un corps uniformément aimanté est équivalent à celui de masses magnétiques fictives, développées à la surface (Analogie avec l'électrostatique). Par conséquent, l'anomalie due à une structure simple apparait avec une partie positive et une partie négative: Cette courbe présente donc un maximum et un minimum dans le cas général. C'est l'examen simultané de ces deux parties qui permet de se faire une idée sur la position, la forme et l'importance des corps aimantés.

La forme des anomalies dépend fortement de la latitude magnétique de la zone prospectée.

La répartition des masses magnétiques fictives dépend de la direction de l'aimantation, donc de l'inclinaison du champ magnétique terrestre, puisque dans l'hypothèse de départ; l'aimantation est uniquement induite.

Dans l'hémisphère Nord, le champ est dirigé vers le bas et compté positivement dans cette direction, les anomalies de "Z" positives seront prédominantes et dues à des masses de signe(-).

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Dans le Cas d'une faille de direction donnée faisant un angle l avec le Nord magnétique: L'anomalie DT est différente selon que l'on a l = 0° ; l = 45° ; l = 90° ; suivant des profils perpendiculaires à la faille.

Il est dans certains cas possible d'avoir une idée du pendage au simple examen de la forme du profil, notamment si ce profil est Est-Ouest. Le gradient d(DZ)/dx varie plus lentement du côté où pend le filon. Figure

L'étude de l'intensité des anomalies, et surtout du gradient suivant le profil permet d'obtenir une idée sur la profondeur du corps aimanté. En général, pour un même corps, plus les anomalies sont étalées, le gradient horizontal est d'autant plus faible et plus grande est la profondeur de la structure.

La susceptibilité affecte uniquement l'amplitude des anomalies, l'amplitude d'une anomalie n'est donc pas uniquement fonction de la profondeur.

Une carte d'isoanomales donne une première idée sur la position et la forme des structures aimantées.

Des isoanomales presque parallèles dans une direction peuvent être associées aux directions tectoniques des strates les plus magnétiques ou aux contacts et aux structures telles que: failles, horsts, anticlinaux, synclinaux, filons etc...

Des isoanomales fermées peuvent indiquer des corps magnétiques isolés. L'intensité des anomalies et leur gradient permettent d'en déduire une valeur de la profondeur.

III.3.2. Interprétation quantitative

Comme pour le cas de la gravimétrie, nous avons également deux types d'interprétation quantitative, à savoir la modélisation directe et la modélisation indirecte.

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L'interprétation quantitative représente la phase finale de l'interprétation, elle sous-entend les calculs à réaliser pour déterminer la profondeur, l'étendue, le pendage et les diverses propriétés magnétiques des corps perturbateurs.

Les méthodes de l'interprétation dépendent de la forme des anomalies, de l'influence des objets voisins, du lissage ou du découpage du champ magnétique; les méthodes de l'interprétation quantitatives dépendent également de la précision recherchée; ainsi le choix de la méthode numérique adéquat est conséquent.

Parmi les méthodes d'interprétation quantitative les plus connues, on distingue:

Les trois premières méthodes peuvent être groupées en méthodes dites directes et les deux dernières parmi les méthodes inverses (indirectes)

Quant aux méthodes directes (modélisation directe), nous mentionnons ici trois principales approches privilégiées par les géophysiciens pour calculer le champ magnétique anomal associé aux différents modèles (Michel Allard et Denis Bois, 1999):

1°. On peut se servir de la sommation (l'intégration) de l'effet de pôles ou des dipôles magnétiques que l'on dispose pour former une ligne de pôles, une ligne de dipôles, une couche de dipôles ou tout autre agencement qui représente le mieux le modèle géophysique ;

2°. On peut également se servir de la dérivation spatiale d'une fonction magnétique scalaire, U :

Le potentiel magnétique scalaire en un point donné est le travail nécessaire pour déplacer un pôle magnétique de l'infini à ce point situé à une distance d de l'autre pôle magnétique ayant une force P. Le potentiel magnétique en un point donné est la somme de potentiels de tous les pôles (dipôles) présents dans le corps. La composante du champ

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universelle, la densité et i, la direction de
la magnétisation. Nous reviendrons sur cette relation dans la section consacrée au lien entre la gravimétrie et le magnétisme.

A. Les méthodes analytiques:

Les méthodes analytiques consistent à étudier les relations entre les distributions des masses de formes géométriques simples et les composantes du champ géomagnétique sur la surface terrestre, à l'air ou dans les puits de forage.

L'anomalie causée par une source sphérique de petite dimension s'explique physiquement par le comportement d'un dipôle. L'anomalie dépend des dimensions de la sphère, de la susceptibilité magnétique, de l'intensité et de la direction du champ magnétique terrestre principal.

Le champ anomal d'un dipôle sur une surface z=0 s'évalue aisément par la somme de l'effet de deux pôles d'intensité P, mais de signe opposés :

Après développement, on obtient les trois composantes principales (I : inclinaison magnétique ; r: rayon de la sphère) :

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Nous allons nous baser sur le champ magnétique créé par un monopôle. En effet, à une latitude élevée, le champ magnétique généré par une tige verticale dont la section est relativement petite par rapport à son extension en profondeur se rapproche de celui qui est produit par un monopôle.

avec et

A.3. Un cylindre horizontal est-ouest

Soit un cylindre horizontal d'une longueur infinie dans la direction est-ouest. La relation de Poisson permet de trouver, pour un profil nord-sud au-dessus du cylindre :

B. Les méthodes graphiques

Les méthodes graphiques ne sont qu'une modification de méthodes analytiques, dans ce cas là on réalise l'interprétation par la

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comparaison des courbes des composantes du champ géomagnétique mesurées avec celles calculées d'avance pour objets de formes géométriques simples. L'avantage des méthodes graphiques par rapport aux méthodes analytiques consiste en la possibilité d'utiliser toute la courbe ou sa partie moins influencée par des autres objets perturbateurs.

Les méthodes des approximations successives sont basées sur l'utilisation de différents abaques qui sont construits pour la résolution du problème direct.

On construit alors plusieurs types d'abaques, intégrant diverses informations, pour diverses formes; qui permettent par approximation successive de fixer le modèle final et surmonter ainsi l'ambigüité du problème inverse.

Les méthodes analytiques et graphiques ne peuvent être utilisées que pour l'interprétation des anomalies provoquées par les objets de forme géométriques simples. A l'aide de ces méthodes on ne peut pas effectuer l'interprétation des anomalies de forme complexes et il est indispensable d'utiliser toute l'information géologique disponible. Afin de combler cette lacune, on utilise une méthode particulière appelée : méthode des approximations successives. Dans ce cas l'anomalie de l'objet perturbateur réel est représentée comme la somme des anomalies d'objets élémentaires d'une forme géométrique simple, dont se compose l'objet réel.

Pour calculer l'influence des coupes géologiques, on utilise des abaques spéciaux; le choix d'un abaque dépend de la forme de l'anomalie à étudier. Le plus employé est l'abaque pour les structures cylindriques avec génératrices horizontales.

On suppose encore : M = constante ; (M : Aimantation dans les mêmes unités que T)

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- Superposer le centre de l'abaque avec un point de profil "P" où l'on veut trouver "Z". L'axe "x" de l'abaque est horizontal.

- Compter le nombre de mailles englobées par la section du corps; dans la zone de - 45° à +45°, les influences sont positives, au-delà de cette zone, elles sont négatives ;

- Multiplier le nombre trouvé par le rapport entre l'aimantation vraie Mv et l'aimantation prise par l'abaque M. Si l'anomalie est provoquée par plusieurs objets, il faut trouver l'influence sommaire en multipliant chaque fois le nombre de mailles par le rapport de l'aimantation de ce corps et l'aimantation théorique. Les résultats obtenus ne dépendent pas de l'échelle de la coupe géologique c'est-à-dire que l'abaque convient à toutes les échelles de coupes géologiques à condition que les échelles horizontales et verticales doivent être égales.

- Pour calculer les valeurs de H, on utilise le même abaque retourné d'un angle de 45°. Si l'aimantation Mv n'est pas

verticale : ; où est l'angle d'écart du
vecteur aimantation par rapport à la verticale.

- Construire le modèle géologique, sachant utiliser toutes les données disponibles (forages, études des affleurements des roches, données des autres méthodes géophysiques etc...) ;

- Suivant la forme du modèle, choisir l'abaque convenable et calculer les composantes du champ magnétique en chaque point du profil ;

- Comparer la réponse du modèle ainsi obtenue avec la courbe expérimentale (mesurée) ;

- Modifier progressivement la géométrie du modèle jusqu'à ce que la courbe théorique se rapprocherait mieux de la courbe pratique (mesures) ;

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E. Les méthodes de simulation par ordinateur:

Les méthodes de simulation par ordinateur consistent en la modélisation des structures géologiques soit par la méthode des éléments finies ou des différences finies.

Pour résoudre le problème inverse en géophysique, il est indispensable de maîtriser et d'intégrer ces méthodes d'analyse numérique.

Le schéma global pour réaliser cette opération consiste tout d'abord à choisir la géométrie de l'élément fini fondamental, discrétiser l'espace considéré en fonction de ces éléments; calculer l'effet causé; comparer le résultat ave le champ observé.

Si le processus est convergent, le nombre d'itérations sera minimum et par conséquent l'aboutissement au meilleur modèle.

III.3.3. Signatures magnétométriques des structures pétrolifères

Dans le domaine pétrolier, la méthode magnétique constitue un outil de reconnaissance utilisée aux côtés des autres méthodes, notamment la gravimétrie, la sismique (grande réfraction) et la magnétotellurique. Elle permet de donner approximativement la profondeur, la topographie et les caractéristiques géophysiques des roches constituant le socle. La méthode magnétique peut être utilisée lors des levées de reconnaissances à différentes échelles: 1/1000.000 ; 1/500.000 ; portant sur des grandes surfaces et permettant d'étudier l'aspect général du champ magnétique et la délimitation des zones pouvant faire l'objet d'une prospection de détail.

La prospection magnétique utilisée pour la recherche des gisements de pétrole (avec le variomètre) a connu peu de succès, car les hétérogénéités très superficielles du sous-sol, le relief de la surface, ou la présence de canalisations (métalliques) entrainant des anomalies locales mais assez intenses qui empêchent de discerner l'anomalie large d'origine profonde liée au socle (utilisée le plus souvent lors des études de bassins).

Dans la prospection pétrolière, l'apport de la magnétométrie a deux volets :

A. Etudes des bassins sédimentaires

Elle se fait à partir des anomalies causées par des structures du socle ou à sa topographie.

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III.4. LIEN ENTRE LA GRAVIMETRIE ET LA MAGNETOMETRIE DANS L'ETUDE D'UN BASSIN SEDIMENTAIRE

La gravimétrie et la magnétométrie possèdent plusieurs points en commun si bien qu'on les regroupe souvent sous un même titre : «les méthodes potentielles». Toutefois leurs différences sont fondamentales et chaque méthode mérite d'être traitée séparément, comme nous l'avons fait.

? Les deux méthodes s'appuient sur la théorie des champs satisfaisant à l'équation de Laplace. En pratique pour les deux méthodes, on mesure la variation d'un champ de force ;

? Elles utilisent des procédés semblables de correction des variations temporelles, car, dans les deux cas, les mesures varient en fonction du temps en plus de varier en fonction de la position de lecture ;

? Elles font appel aux mêmes techniques de traitement des données et de présentation cartographique ;

Apport Des Méthodes Gravimétriques Et Magnétométriques Dans La Recherche Des Gisements Pétroliers
Dirigé par le Professeur LUKIDIA LUKOMBO Benjamin

? Les instruments utilisés en gravimétrie doivent être relativement plus sensibles que ceux utilisés en magnétométrie ;

? Les anomalies magnétiques sont en général beaucoup plus fortes et brusques que des anomalies gravitationnelles car les variations de susceptibilité sont beaucoup plus grandes que les variations de densité ;

? Les variations temporelles du champ magnétique sont plus irrégulières et complexes que celles gravitationnelles ;

? Les levés magnétométriques coûtent beaucoup moins cher que les levés gravimétriques en raison du moindre coût des instruments et des procédures de terrain plus simple et plus rapide à exécuter.

La gravimétrie et la magnétométrie sont liées par la relation de Poisson qui est :

avec V, le champ gravitationnel, G, constante de gravitation universelle, la densité et j, la direction de la magnétisation et M l'aimantation

Si s est la direction dans laquelle on veut calculer le champ magnétique, alors

Si maintenant on considère des modèles avec une aimantation verticale (j = z et s = z), alors :

L'intérêt de cette expression est qu'elle permet de simplifier certains calculs d'interprétation (Anomalies créées par un modèle de forme simple), en les faisant dériver d'expression beaucoup plus simple utilisées en gravimétrie.

Par exemple, lorsqu'on applique l'équation de Poisson à une structure située au voisinage du pôle Nord, avec M est vertical (dirigée vers le bas); on suppose que l'aimantation est induite.

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L'anomalie de "Z" pour une structure quelconque située aux très hautes latitudes, à la même forme que le gradient vertical de l'anomalie de Bouguer créée par une structure de même forme et présentant un contraste de densité.

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Notre travail a consisté en la mise en évidence de l'apport des méthodes gravimétriques et magnétométriques dans la recherche des gisements pétroliers.

En premier lieu, nous avons donné un bref aperçu sur le pétrole, son origine, sa genèse ainsi que tous les phénomènes liés à sa mise en gisement. Nous avons aussi abordé la problématique de la recherche pétrolière où nous avons parlé sommairement de quelques méthodes de recherche pétrolière en mettant un accent sur les méthodes géophysiques dont font partie la gravimétrie et la magnétométrie.

Nous nous sommes ensuite penchés sur les méthodes gravimétriques dont le but est l'étude ou la détermination des causes à la base de la variation du champ gravitationnel terrestre. De notre étude, il ressort que l'apport de la gravimétrie dans la recherche pétrolière se justifie par le fait qu'elle permet de détecter certaines anomalies de structure géologique, comme la présence des dômes de sel, dont la densité est plus faible que celle des roches avoisinantes, ou des plissements souterrains, dont les anticlinaux rapprochent de la surface les roches plus anciennes et plus denses.

Enfin, nous nous sommes intéressés aux méthodes magnétométriques dont le but est l'étude ou la détermination des causes responsables de la variation du champ magnétique terrestre. De notre étude, il ressort qu'en recherche pétrolière, la magnétométrie permet de donner approximativement la profondeur, la topographie et les caractéristiques géophysiques des roches constituant le socle.

Il sied de signaler que la magnétométrie et la gravimétrie sont souvent utilisées ensemble de par leur similitude (variation du champ) et de par leur relation par la formule de Poisson. Ces deux méthodes précèdent souvent les méthodes sismiques qui donnent une sorte d'échographie du sous-sol.

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A. Ouvrages :

B. Inédit :

1. GROUNE DAOUD, Analyse Magnéto-Spectrométrique des Données Aérogéophysiques du Grand Fossé Pharusien (Hoggar Occidental), mémoire de MAGISTER EN GEOPHYSIQUE, Université M'HAMED BOUGARA- BOUMERDES, Algérie, 2009.

C. Revues :

D. Notes de cours :

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7. Olivier Dequincey, Gravimétrie Et Géodésie : Principes, Applications, Laboratoire de Sciences de la Terre/ENS Lyon, 2010,

E. Sites Internet

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