sont dirigés vers le centre. Elles existent dans les
roches magmatiques et dans les filons, où elles
dérivent souvent de bulles de gaz, mais aussi dans
les roches métamorphiques et sédimentaires, où elles
se forment dans des fractures. Les cristaux (quartz et
ses variétés en particulier) peuvent y être de grande
taille et donner de belles aiguilles prismatiques, d’où
leur intérêt pour les collectionneurs.
géodépression n. f. - V. « Oszillationstheorie ».
géodésie n. f. [du gr. geôdaisia, art de diviser les
terres] - Étude de la forme générale de la Terre, de
son champ de pesanteur (gravimétrie) et des causes
qui le déterminent. La pesanteur terrestre est la
somme des effets sur les corps de l’attraction de la
Terre (attraction newtonienne ou gravité) et de la
force axifuge due à sa rotation. On peut définir des
surfaces où la pesanteur est constante : ce sont des
surfaces équipotentielles. Par définition, elles sont
horizontales et perpendiculaires en tout point à la
verticale. La surface équipotentielle qui passe par le
niveau moyen des mers est appelée le géoïde : elle
est située en général sous la surface du sol. Le
géoïde est proche d’un ellipsoïde de révolution, mais
il présente des irrégularités, surtout dues à
l’hétérogénéité de l’écorce terrestre (répartition et
densité variables des masses rocheuses). Il n’est pas
susceptible d’une expression mathématique simple,
et on le définit par la distance de ses différents
points à un ellipsoïde de référence qui en est un
modèle approché (ellipsoïde international).
L’angle qui peut exister en un lieu entre les
perpendiculaires à cet ellipsoïde d’une part et au
géoïde de l’autre, est appelé déviation de la
verticale en ce lieu. C’est par rapport à cet
ellipsoïde qu’on met en évidence des anomalies de
la pesanteur (ou anomalies gravimétriques) qui sont
les différences entre les valeurs de la pesanteur
calculées sur l’ellipsoïde, et les valeurs correspondantes réellement mesurées et auxquelles on a fait
subir certaines corrections, pour les ramener au
niveau de cet ellipsoïde. La correction à l’air libre
est la plus simple. Elle consiste à donner à la
pesanteur mesurée la valeur qu’elle aurait au niveau
de l’ellipsoïde, si entre ce dernier et la station de
mesure il n’y avait que de l’air. La différence entre
cette valeur corrigée et la valeur calculée est appelée
anomalie à l’air libre. La correction de Bouguer
consiste à tenir compte, de plus, des masses
rocheuses situées entre les deux points en les
considérant, pour simplifier les calculs, comme
constituant un relief en forme de calotte sphérique ;
la différence entre la valeur mesurée ayant subi les
deux corrections et la valeur calculée est l’anomalie
de Bouguer. On peut affiner cette valeur en tenant
compte des formes réelles du relief par une
correction topographique. On aurait tendance à
penser que l’anomalie de Bouguer, issue d’une
valeur mieux corrigée, serait, en valeur absolue, plus
faible que l’anomalie à l’air libre, or c’est l’inverse
que l’on constate : elle est assez grande, négative sur
les continents, surtout sur les montagnes, positive
sur les océans. Tout se passe comme si la masse
supplémentaire (liée aux masses rocheuses), dont la
correction de Bouguer tient compte, était compensée
en profondeur par un déficit de masse (p. ex. par des
roches peu denses). On peut imaginer divers
modèles pour la répartition de ces masses profondes.
Si l’on tient compte du fait que la forme ellipsoïdale
de la Terre correspond à très peu près à celle d’une
masse fluide en équilibre hydrostatique, on est
amené à définir une surface équipotentielle dite de
compensation au-dessous de laquelle cet équilibre
est établi (et donc où le milieu a un comportement
de fluide) alors qu’au-dessus seulement peut exister
une répartition hétérogène des masses : c’est la
théorie de l’isostasie qui a eu notamment deux
illustrations :
-1. Le modèle de J. Pratt (1871) qui considère les
masses situées au-dessus de la surface de
compensation comme des prismes de hauteurs et de
densités variables, ceci pour satisfaire à la condition
qu’ils doivent, à leur base, exercer des pressions
identiques ;
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roches magmatiques et dans les filons, où elles
dérivent souvent de bulles de gaz, mais aussi dans
les roches métamorphiques et sédimentaires, où elles
se forment dans des fractures. Les cristaux (quartz et
ses variétés en particulier) peuvent y être de grande
taille et donner de belles aiguilles prismatiques, d’où
leur intérêt pour les collectionneurs.
géodépression n. f. - V. « Oszillationstheorie ».
géodésie n. f. [du gr. geôdaisia, art de diviser les
terres] - Étude de la forme générale de la Terre, de
son champ de pesanteur (gravimétrie) et des causes
qui le déterminent. La pesanteur terrestre est la
somme des effets sur les corps de l’attraction de la
Terre (attraction newtonienne ou gravité) et de la
force axifuge due à sa rotation. On peut définir des
surfaces où la pesanteur est constante : ce sont des
surfaces équipotentielles. Par définition, elles sont
horizontales et perpendiculaires en tout point à la
verticale. La surface équipotentielle qui passe par le
niveau moyen des mers est appelée le géoïde : elle
est située en général sous la surface du sol. Le
géoïde est proche d’un ellipsoïde de révolution, mais
il présente des irrégularités, surtout dues à
l’hétérogénéité de l’écorce terrestre (répartition et
densité variables des masses rocheuses). Il n’est pas
susceptible d’une expression mathématique simple,
et on le définit par la distance de ses différents
points à un ellipsoïde de référence qui en est un
modèle approché (ellipsoïde international).
L’angle qui peut exister en un lieu entre les
perpendiculaires à cet ellipsoïde d’une part et au
géoïde de l’autre, est appelé déviation de la
verticale en ce lieu. C’est par rapport à cet
ellipsoïde qu’on met en évidence des anomalies de
la pesanteur (ou anomalies gravimétriques) qui sont
les différences entre les valeurs de la pesanteur
calculées sur l’ellipsoïde, et les valeurs correspondantes réellement mesurées et auxquelles on a fait
subir certaines corrections, pour les ramener au
niveau de cet ellipsoïde. La correction à l’air libre
est la plus simple. Elle consiste à donner à la
pesanteur mesurée la valeur qu’elle aurait au niveau
de l’ellipsoïde, si entre ce dernier et la station de
mesure il n’y avait que de l’air. La différence entre
cette valeur corrigée et la valeur calculée est appelée
anomalie à l’air libre. La correction de Bouguer
consiste à tenir compte, de plus, des masses
rocheuses situées entre les deux points en les
considérant, pour simplifier les calculs, comme
constituant un relief en forme de calotte sphérique ;
la différence entre la valeur mesurée ayant subi les
deux corrections et la valeur calculée est l’anomalie
de Bouguer. On peut affiner cette valeur en tenant
compte des formes réelles du relief par une
correction topographique. On aurait tendance à
penser que l’anomalie de Bouguer, issue d’une
valeur mieux corrigée, serait, en valeur absolue, plus
faible que l’anomalie à l’air libre, or c’est l’inverse
que l’on constate : elle est assez grande, négative sur
les continents, surtout sur les montagnes, positive
sur les océans. Tout se passe comme si la masse
supplémentaire (liée aux masses rocheuses), dont la
correction de Bouguer tient compte, était compensée
en profondeur par un déficit de masse (p. ex. par des
roches peu denses). On peut imaginer divers
modèles pour la répartition de ces masses profondes.
Si l’on tient compte du fait que la forme ellipsoïdale
de la Terre correspond à très peu près à celle d’une
masse fluide en équilibre hydrostatique, on est
amené à définir une surface équipotentielle dite de
compensation au-dessous de laquelle cet équilibre
est établi (et donc où le milieu a un comportement
de fluide) alors qu’au-dessus seulement peut exister
une répartition hétérogène des masses : c’est la
théorie de l’isostasie qui a eu notamment deux
illustrations :
-1. Le modèle de J. Pratt (1871) qui considère les
masses situées au-dessus de la surface de
compensation comme des prismes de hauteurs et de
densités variables, ceci pour satisfaire à la condition
qu’ils doivent, à leur base, exercer des pressions
identiques ;
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