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Geographie http://geographie.savoir.fr Un site utilisant Encyclopédie Savoir.fr Wed, 05 Nov 2014 16:21:47 +0000 fr-FR hourly 1 Les pâtes : vieillissement et rajeunissement http://geographie.savoir.fr/les-pates-vieillissement-et-rajeunissement/ http://geographie.savoir.fr/les-pates-vieillissement-et-rajeunissement/#respond Wed, 05 Nov 2014 16:21:47 +0000 http://geographie.savoir.fr/?p=168982 Le vieillissement des matériaux n’est évidemment pas une évolution inéluctable, on connaît de nombreuses méthodes qui permettent de la bloquer, par exemple l’introduction de défauts salutaires qui piègent les fissures ou les lignes de dislocation. On sait aussi rajeunir les matériaux par un traitement thermique ou mécanique approprié. Ces effets sont particulièrement manifestes dans les […]

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Le vieillissement des matériaux n’est évidemment pas une évolution inéluctable, on connaît de nombreuses méthodes qui permettent de la bloquer, par exemple l’introduction de défauts salutaires qui piègent les fissures ou les lignes de dislocation. On sait aussi rajeunir les matériaux par un traitement thermique ou mécanique approprié. Ces effets sont particulièrement manifestes dans les comportements mécaniques des pâtes.



Les pâtes sont des matériaux faits de petits grains mouillés par (ou immergés dans) un milieu liquide. Des exemples typiques sont les sols et les boues (particules d’argile immergées dans une phase aqueuse), les liants hydrauliques pendant leur mise en œuvre (bétons, ciments, mortiers, ciments-colles, plâtres, enduits), les pâtes céramiques crues, les peintures et un bon nombre de produits alimentaires. Dans ces matériaux, les grains sont maintenus en contact par des forces adhésives. Le système de grains et de contacts forme un réseau qui s’étend à travers tout le matériau et s’oppose à sa déformation. Pour faire couler la pâte, il faut fragmenter ce réseau, ce qui nécessite l’application d’une contrainte qui dépasse sa résistance.

Au cours du temps, les pâtes vieillissent : les grains se déplacent en optimisant leurs contacts, le réseau de connexions se renforce et la résistance à l’écoulement augmente. On peut visualiser les effets de ce vieillissement par une expérience très simple. On dépose une masse de pâte sur un support incliné et on la laisse s’étaler sous l’effet de la gravité. L’étalement s’arrête quand la force due à la gravité est équilibrée par la résistance due au réseau de connexions dans la pâte, distribuée dans tout le film. À ce stade, on augmente un peu l’inclinaison du support. Si la pâte avait des propriétés invariantes dans le temps, elle recommencerait à s’étaler, jusqu’à ce que son épaisseur ait suffisamment diminué pour que sa résistance équilibre la nouvelle valeur de la force due à la gravité. Cependant, pour les matériaux pâteux, on constate qu’il faut augmenter considérablement l’inclinaison pour déclencher un nouvel étalement, et que ce nouvel étalement ressemble à un décrochage par avalanche. L’hystérésis, c’est-à-dire le décalage entre la première force appliquée et la nouvelle, augmente avec le temps de repos entre les deux phases d’étalement. La pâte a donc pu, après son premier étalement, optimiser ses contacts et renforcer son réseau de connexions.

Inversement, les pâtes peuvent rajeunir sous l’effet d’un écoulement imposé : les pâtes usuelles peuvent être fluidifiées par application de déformations suffisantes. Les déplacements relatifs imposés aux grains brisent leurs contacts et ceux qui se reforment sont moins bons ; le réseau de connexions est ainsi ramené à un état antérieur, et la résistance de la pâte à l’écoulement est plus faible. Une autre forme de rajeunissement est la formation de fissures remplies de liquide qui facilitent les glissements au sein de la pâte. De manière générale, tous ces défauts sont localisés dans une région de la pâte qui prend un comportement liquide tandis que le reste se comporte toujours comme un solide. Le passage à l’état liquide d’une partie du matériau peut être à l’origine de glissements ou d’écoulements catastrophiques tels qu’on les observe dans les coulées de boue.

Les pâtes ont ainsi en commun une série de comportements caractéristiques : résistance finie aux contraintes imposées, instabilité au-delà d’une contrainte seuil, fluidification localisée sous l’effet de l’écoulement et reprise de consistance pendant les périodes de repos. Nous savons décrire les propriétés des pâtes d’un point de vue mécanique, mais cette description est trompeuse parce qu’elle décrit des propriétés massiques (homogènes) alors que tous les phénomènes sont localisés : par exemple, le déclenchement de l’écoulement est dû à une instabilité locale (excès de liquide) qui s’amplifie au cours de l’écoulement. Certains phénomènes, comme le passage d’un état solide à un état liquide sous l’effet d’un cisaillement imposé et la coexistence de ces états pour certaines valeurs du cisaillement, semblent nous rappeler la thermodynamique (mais au lieu de contrôler les propriétés du système par son volume et sa température, nous les contrôlons par la vitesse de cisaillement). Cependant, nous ne savons pas développer cette analogie parce que nous n’avons pas, dans ces matériaux non thermalisés, l’équivalent d’une température. De manière plus profonde, ce qui nous manque, c’est un modèle physique de l’état et de l’écoulement des pâtes, c’est-à-dire une théorie qui relie leurs propriétés à une information minimale sur la physique locale – par exemple, une description statistique du réseau de contacts entre grains et de son évolution.

La physique du frottement :

Les matériaux que nous avons décrits jusqu’à présent sont des systèmes tridimensionnels, bloqués par l’empilement des grains dans un volume limité. On trouve des comportements semblables pour le blocage de deux surfaces l’une sur l’autre dans les phénomènes de frottement. Ces phénomènes jouent un rôle déterminant dans le fonctionnement de tous les systèmes mécaniques, depuis les freins de nos engins motorisés jusqu’aux disques durs de nos ordinateurs et aux nanomachines que nous essayons de développer.

L’expérience de base est simple à réaliser : on tire, par un ressort, un bloc pesant sur un support plan. La force appliquée tend à déformer le joint qui sépare les deux matériaux. Ce joint est formé des dernières couches atomiques ou de molécules de chaque matériau, près de sa surface, et des molécules ou particules qui sont toujours adsorbées sur les surfaces. Au début de l’expérience, la force appliquée est faible et le joint se déforme de manière élastique ; lorsque la force dépasse un certain seuil, il cède et se déforme de manière plastique, comme le ferait un solide faible ou un fluide à seuil. Ces phénomènes de coincement et de déblocage présentent les mêmes caractéristiques de vieillissement et de rajeunissement que les pâtes et les verres fragiles, au-dessus de leur transition vitreuse. Lors du déplacement, le joint se désorganise, de la même manière qu’une pâte rajeunit sous cisaillement : on mesure alors une résistance au déplacement plus faible que le frottement statique. Au repos, le joint se réorganise et optimise ses contacts, de la même manière qu’une pâte vieillit au repos : le seuil de frottement statique augmente alors avec le temps de repos. Les phénomènes de frottement peuvent ainsi être décrits comme la déformation d’un matériau désordonné, confiné entre les surfaces et leurs aspérités, et qui vieillit ou rajeunit comme le fait une pâte, une dispersion colloïdale ou un verre.

Pour certaines vitesses de traction, on constate que l’assemblage bloque et cède alternativement : en anglais, on parle de stick- slip3. Ce phénomène se voit bien lorsqu’un outil broute lors de l’usinage d’une pièce, et il s’entend lorsqu’on arrache brusquement un ruban adhésif ou encore lorsqu’on fait frotter un archet sur la corde d’un violon.

Le stick-slip qui accompagne l’arrachement du ruban adhésif est analysé en termes de propagation d’une fissure dans le matériau adhésif, viscoélastique. À faible vitesse d’arrachement, la fissure se propage de façon continue ; il en va de même aux grandes vitesses. Il existe un régime de vitesses intermédiaires pour lesquelles la dissipation visqueuse de l’énergie de déformation dans l’adhésif décroît lorsque la vitesse croît. La propagation de la fissure est alors instable et sa vitesse saute alternativement d’une valeur élevée à une valeur faible.

Des phénomènes de stick-slip se manifestent aussi dans l’écorce terrestre. La source des tremblements de terre est constituée par une région de faille qui glisse brusquement. Les deux compartiments de part et d’autre de la faille, soumis à l’action des contraintes de cisaillement tectoniques, se déforment élastiquement pendant un temps. En effet, la faille ne peut glisser en raison du frottement solide causé par la brèche de faille, fragments de roche qui tendent à se souder avec le temps (encore un phénomène de vieillissement). L’énergie emmagasinée augmente et lorsque la contrainte atteint une certaine valeur, la faille se met à glisser de manière instable, car le frottement décroît avec l’augmentation de la vitesse de déplacement. C’est le tremblement de terre. La contrainte se relâche, le glissement s’arrête, la faille est remise en charge, et le cycle peut recommencer au bout d’un certain temps (quelques années ou quelques siècles).

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LA TOPOGRAPHIE DYNAMIQUE DE L’OCÉAN ET LES GRANDS COURANTS MARINS http://geographie.savoir.fr/la-topographie-dynamique-de-locean-et-les-grands-courants-marins/ http://geographie.savoir.fr/la-topographie-dynamique-de-locean-et-les-grands-courants-marins/#respond Tue, 24 Sep 2013 23:01:25 +0000 http://savoir.fr/?p=168916 Les grands courants océaniques jouent un rôle déterminant sur le comme les continents ou les fonds marins, l’océan possède aussi une topographie propre. Celle-ci est superposée aux creux et aux bosses du géo’ide marin — dont l’origine est liée aux reliefs sous-marins et à la convection mantellique (voir pages 18 et 32). Cette te qualifiée […]

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S3Les grands courants océaniques jouent un rôle déterminant sur le



comme les continents ou les fonds marins, l’océan possède aussi une topographie propre. Celle-ci est superposée aux creux et aux bosses du géo’ide marin — dont l’origine est liée aux reliefs sous-marins et à la convection mantellique (voir pages 18 et 32). Cette te qualifiée de «dynamique», dont la hauteur est seulement de un à deux mètres, résulte des coi (voir la figure du haut page ci-contre). Il existe en effet une relation entre la hauteur de la topographie; inique et la vitesse des courants. Ces derniers, qui suivent des courbes de niveau, ont une vitesse proportionnelle à la pente locale de la surface instantanée de la mer. Ceci résulte d’un équilibre e: de Coriolis due à la rotation de la Terre et le gradient de pression exercé sur un volume d’e taire par l’océan environnant. La mesure de la hauteur instantanée de la mer permet de calcul et la direction des courants de surface. Avec cette information fondamentale et les modèles de circulatiotion océanique, nous déduisons la circulation profonde dans les océans.

Les grands courants océaniques de surface résultent pour l’essentiel d’un état d’équilibre (appelé équilibre géostrophique) entre le gradient de pression et l’entraî­nement des masses d’eau sous l’action de la rotation terrestre (effet de Coriolis). La force de Coriolis tend en effet à dévier les courants océaniques vers l’Est dans l’hémisphère Nord et vers l’Ouest dans l’hémisphère Sud. Poussés par le vent et déviés par la force de Coriolis, les courants océaniques de surface décrivent des grandes boucles appelées «gyres». Les principaux courants sont le Gulf Stream et le courant de l’Atlantique Nord, le Kuro-Shivo dans la  Pacifique Nord-Ouest, le courant austral autour de . l’Antarctique, et les systèmes de courants i dans les trois grands océans. Ces courants la chaleur accumulée par les échanges thermiques avec l’atmosphère dans les régions tropicales ver les plus  hautes latitudes, avant de la restituer à l’atmosphère. le  Gulf Stream et le courant de l’Atlantique Nord sont ainsi  responsables du climat tempéré de l’Europe occidentale .

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LE CHAMP MAGNETIQUE DE LA CROÛTE TERRESTRE http://geographie.savoir.fr/le-champ-magnetique-de-la-croute-terrestre/ http://geographie.savoir.fr/le-champ-magnetique-de-la-croute-terrestre/#respond Tue, 24 Sep 2013 23:01:23 +0000 http://savoir.fr/?p=168915 Les roches sont aimantées la distribution des anomalies magnétiques de la croûte terrestre, mesurées par le sateB CHAMP lancé en 2000, est représentée sur la carte ci-contre. Le champ magnétique terrestre posedséde deux composantes, le champ principal produit par le noyau liquide composé principale.: le champ superficiel causé par l’aimantation des roches de la croûte. […]

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S2Les roches sont aimantées
la distribution des anomalies magnétiques de la croûte terrestre, mesurées par le sateB CHAMP lancé en 2000, est représentée sur la carte ci-contre. Le champ magnétique terrestre posedséde deux composantes, le champ principal produit par le noyau liquide composé principale.: le champ superficiel causé par l’aimantation des roches de la croûte. Le champ superficiel est des anomalies s’étendant de plusieurs centaines à quelques milliers de kilomètres : ces anomalies variations d’aimantation des roches de la partie superficielle du manteau terrestre. Les roches riches en minéraux  magnétiques possèdent une aimantation induite par le champ principal. Cette aimantation présente des variations géographiques dues à des hétérogénéités de la composition et de la structure de la croute, appelle anomalies magnétiques. On sait que les sources de ces anomalies sont situées dans les superficielles de la Terre. En effet, à cause de l’augmentation de la température avec la profond de 20°C par kilomètre, la température de la lithosphère atteint, vers 40 kilomètres de profonde* rature de Curie des minéraux magnétiques, température à laquelle les roches se désaimantent A quoi sont dues les variations d’aimantation observées ? Deux causes principales peuvent etre invoquées. La première est liée à des variations de la température de la croûte. Dans les régions plus choudes  l’aimantation des roches diminue ou même devient négligeable. La seconde cause résulte des minéralogiques subies par les roches, en particulier en milieu continental, sous l’effet de variations de pression et de température. Ce phénomène, appelé métamorphisme,résulte en général de déforma échelle de la croûte induites par la formation de chaînes de montagnes ou la fracturation d’~ Ainsi,les anomalies magnétiques superficielles mises en évidence par le satellite CHAMP permettent de  cartographier les variations de température des couches supérieures de la lithosphère, de suivre l’histoire des transformations minéralogiques des roches, souvent liée à l’activité tectonique ancienne ,ou encore d’identifier des anomalies de structure en liaison avec une activité tectonique récente. En milieu océanique,  on associe certaines anomalies négatives (traduisant une absence d’aimantation) à des dorsales l pondant à des flux de chaleur importants. En milieu continental, on observe des anomalies négatives ou -dessus  de certaines chaînes de montagnes. C’est le cas en Asie avec l’Himalaya et le Tibet, où la cou. est amincie par suite d’une élévation delà température. En revanche, les parties stables et anciennes des continents sont toujours associées à des anomalies fortement positives. Dans ces régions, l’absence d’i nique récente et une croûte épaissie peuvent expliquer un excès d’aimantation des roches et, anomalies observées. Des anomalies positives sont enfin observées au niveau des zones de subduction, reflé­tant l’enfoncement d’une plaque froide au sein d’un manteau plus chaud.
Le champ principal, qui représente 99 pour cent du champ total, est induit par les courants électriques qui circulent dans le noyau de la Terre, composé presque essentiellement de fer liquide. On peut l’assimiler au champ d’un dipôle magnétique situé au centre de la Terre et incliné d’environ 11 degrés par rapport à l’axe de rotation de la planète.
Le champ principal évolue lentement sur des échelles de temps de quelques décennies, mais des fluctuations sur des durées plus courtes ont aussi été observées. On pense que ces variations reflètent les mouvements des couches externes du noyau terrestre.



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LES MOUVEMENTS VERTICAUX DE LA CROÛTE TERRESTRE http://geographie.savoir.fr/les-mouvements-verticaux-de-la-croute-terrestre/ http://geographie.savoir.fr/les-mouvements-verticaux-de-la-croute-terrestre/#respond Tue, 24 Sep 2013 23:01:17 +0000 http://savoir.fr/?p=168914 eLa croûte terrestre monte et descend… comme nous l’avons vu plus haut (voir pages 18 et 38), le manteau de la Terre est visqueux et la croûte terrestre est élastique. Sous l’efFet de contraintes internes ou externes, la surface terrestre se déforme.Alors que les déformations horizontales de la croûte sont principalement causées par la dérive […]

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S1eLa croûte terrestre monte et descend…
comme nous l’avons vu plus haut (voir pages 18 et 38), le manteau de la Terre est visqueux et la croûte terrestre est élastique. Sous l’efFet de contraintes internes ou externes, la surface terrestre se déforme.Alors que les déformations horizontales de la croûte sont principalement causées par la dérive des grandes plaques tectoniques, les déformations verticales ont des origines diverses. Outre les déformations sismiques et volcaniques et les lentes surrections liées à l’activité tectonique, on observe aussi des mouvements verticaux causés par le rebond postglaciaire (soulèvement de la surface terrestre en réponse à la disparition des grandes calottes glaciaires qui recouvraient l’hémisphère Nord il y a 20 000 ans). Dans d’autres régions, le sol s’enfonce sous le poids des sédiments ou à cause des activités humaines telles que le pompage de l’eau souterraine, du gaz ou du pétrole.
Enfin, les redistributions de masse d’air, de neige et de glace, et d’eau déforment la croûte terrestre. Ces redistributions de masse induisent des surcharges variables à la surface de la Terre, qui se déforme car elle est élastique. De telles surcharges se manifestent surtout à l’échelle de temps annuelle. Elles résul­tent de variations saisonnières de la circulation atmosphérique, des précipitations (neige et pluie) et des variations du contenu en eau des réservoirs continentaux (voir le schéma page ci-contre, en haut). Les tech­niques spatiales de positionnement précis (par exemple les systèmes DORIS et GPS) permettent depuis plus d’une dizaine d’années de mesurer avec grande précision les mouvements verticaux de la croûte terrestre. Quel que soit le phénomène en cause, les mouvements sont très petits (de l’ordre de quelques millimètres par an seulement), c’est-à-dire d’un ordre de grandeur inférieur aux mouvements horizontaux dus à la tectonique des plaques.
La courbe de la page ci-contre (au milieu) montre le déplacement vertical de la croûte terrestre mesuré par le système de positionnement DORIS à la station de Greenbelt située près de Washington D.C. (États-Unis). On remarque un cycle annuel bien marqué, de près de trois millimètres d’amplitude, résul­tant des surcharges conjuguées des masses d’air, de neige et de l’eau des sols.
Le système spatial doris (Détermination d’Orbite et Radio- positionnement Intégrés par Satellite) a été développé par le cnes au début des années 1990 (voir le schéma page ci-contre). Sa mission initiale est l’orbitographie de haute précision des satellites altimétriques, notamment de Topex-Poséidon. Le système doris s’est aussi vite imposé comme nouvelle technique de géodésie spatiale pour le positionnement précis et la mesure des mouvements horizontaux (tectonique des plaques) et verticaux de la surface terrestre, ainsi que pour la mesure des irrégularités de l’axe de rotation terrestre (mouvement du pôle) et du mouvement du centre de masse de la Terre. Outre l’intérêt géophysique de telles mesures, une application importante concerne la définition très précise du référentiel terrestre.

Le système doris comprend un réseau permanent d’une cinquantaine de balises émettrices réparties de façon homogène à la surface de la Terre, ainsi qu’un récepteur embarqué sur satellite. Les signaux radioélectriques émis – en permanence – par les balises au sol, sont reçus par le satellite avec une fréquence décalée par rapport à la fréquence émise (effet Doppler). Ils
-…) et spot donnent ainsi une mesure de la vitesse relative du satellite par rapport à la Terre.
De l’analyse de ces mesures, on déduit la trajectoire précise du satellite, ainsi que la position des balises, leurs déplacements à la surface terrestre, les mouvements du centre de masse de la Terre et du pôle de rotation terrestre.
Le premier instrument doris a été placé sur le satellite spot-2 lancé en 1990. Plusieurs autres instruments doris ont été mis en orbite sur les satellites spot-3 (1993- 1996), Topex-Poséidon (1992-…), spot-4 (1998-…), jason-1 (2001-…), envisat (2002-5 (2002-…).



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LA MESURE DES DEPLACEMENTS POSTSISMIQUES ET L’OPTIMUM GÉODÉSI http://geographie.savoir.fr/la-mesure-des-deplacements-postsismiques-et-loptimum-geodesi/ http://geographie.savoir.fr/la-mesure-des-deplacements-postsismiques-et-loptimum-geodesi/#respond Sun, 22 Sep 2013 22:51:05 +0000 http://savoir.fr/?p=168830 Comment choisir un moyen géodésique adapté à une mesure? la mesure des déplacements postsismiques illustre les avantages et les inconvénients des diffère géodésiques. Un tremblement de terre s’accompagne de signaux géodésiques (la déformation du sol )sismiques (le bruit produit), voire chimiques (par la libération de gaz rares piégés dans la mouvements postsismiques qui suivent le […]

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p22Comment choisir un moyen géodésique adapté à une mesure?
la mesure des déplacements postsismiques illustre les avantages et les inconvénients des diffère géodésiques. Un tremblement de terre s’accompagne de signaux géodésiques (la déformation du sol )sismiques (le bruit produit), voire chimiques (par la libération de gaz rares piégés dans la mouvements postsismiques qui suivent le séisme peuvent durer plusieurs mois et sont beaucoup plus discrets. Dans l’exemple de l’image page ci-contre, une zone de 30 par 30 kilomètres de côté a été satellite radar ERS à plusieurs années d’intervalle. L’interférogramme formé à partir des deux îm outre la mesure de la topographie qui peut être retranchée de l’image à l’aide d’un modèle de te:. une carte de la déformation. L’échelle donnée avec la carte doit être comparée aux différente la déformation (telles que les franges concentriques — flèche jaune sur la figure ci-contre — ou celle* les différentes failles — flèche blanche).
Pour être sûr d’observer ces structures, dont certaines ont une taille inférieure au kilomètre ,il est nécessaire  de disposer d’au moins une mesure par kilomètre carré. Faire la mesure avec des récepteur GPS(Global- Positioning System) exigerait donc de disposer au moins 900 récepteurs sur la zone de l’image, ce qui est irréalisable en pratique pour des raisons de coût. En revanche, les récepteurs GPS ne seraient pas, coi sensibles à la dégradation de l’état de surface du sol. Par ailleurs, bien que soumise aux mêmes atmosphériques que le radar, la mesure GPS « s’en sort mieux » à cause du caractère continu qui permet de «filtrer» les fluctuations à court terme. Enfin, la mesure issue du GPS est tridimensionnelle alors que la mesure du radar n’est effectuée que sur l’axe de visée. Le radar n’offre donc que la projection du  déplacement observé sur son axe de visée. Comme souvent, la mesure idéale est un compromis entre des mesures radar denses, mais fragiles et limitées à une dimension, et des mesures GPS qui permettent de les«caler» et d’évaluer la «qualité atmosphérique» au moment des passages du radar.

Différence entre interférométrie radar et mesure GPS (schéma ci-dessus). Sur une zone propice aux tremblements de terre, deux failles sont encadrées par des récepteurs GPS (1 et 2). En réalité, une seule de ces failles a bougé, avec un mouvement horizontal dissymétrique (flèches rouges). Une «petite» déformation s’est également produite. Les récepteurs GPS mesurent la déformation en trois dimensions. Ils sont capables de mesurer la dissymétrie (la partie gauche s’est plus déplacée que la partie droite) et savent que le mouvement est purement horizontal (seules les coordonnées Sud et ouest sont affectées). En revanche, ils ne détectent pas  la petite déformation et ne disent pas laquelle des failles a bougé. Le radar ne mesure que la combinaison des ma* dissymétriques (pas de mesure absolue exactement leur projection sur l’axe de visé* bleue aller-retour). Il peut dire quelle faille = partie déplacée du paysage apparaît en bleu)et peut détecter la petite déformation, car l’information est  donnée sous forme d’image.



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LA CARACTERISATION DES LAVES PAR LEUR TEMPÉRATURE http://geographie.savoir.fr/la-caracterisation-des-laves-par-leur-temperature/ http://geographie.savoir.fr/la-caracterisation-des-laves-par-leur-temperature/#respond Sun, 22 Sep 2013 22:00:13 +0000 http://savoir.fr/?p=168828 Quelle fournaise! le satellite SPOT 4 a réalisé de magnifiques images de l’île de la Réunion (figure ci-contre,en haut),sur  lesquelles on distingue bien le piton de la Fournaise (flèche blanche), le volcan actif de ce département de ce d’outre-mer situé dans l’océan Indien. Lors d’une phase éruptive du volcan (figure ci- contre, en bas ) […]

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p21
Quelle fournaise!



le satellite SPOT 4 a réalisé de magnifiques images de l’île de la Réunion (figure ci-contre,en haut),sur  lesquelles on distingue bien le piton de la Fournaise (flèche blanche), le volcan actif de ce département de ce d’outre-mer situé dans l’océan Indien. Lors d’une phase éruptive du volcan (figure ci- contre, en bas ) des zones rouges ou orangées correspondent aux laves fraîchement (si l’on peut dire…) produites. ( au cas des satellites radar, il est inhabituel de faire fonctionner un satellite optique pendant: h ne voit à peu près rien. La lumière des étoiles et même de la pleine lune est très faible (souvenons-nous du bilan en photons — voir page 20 —, et prenons en compte le fait que la lumière de la pleine lune est 500000 fois plus faible que celle du Soleil!). Le cas des laves est cependant particulier car, du fait de leur  température, elles émettent leur propre lumière dans une longueur d’onde plus longue que celle du S sont plus froides, mais néanmoins détectables par les satellites en bande « moyen infrarouge .pour éviter aux laves la concurrence de la lumière solaire, le CNES a acquis des images de nuit, sur lesquelles on peut  distinguer les mêmes zones rouges ou orangées que sur l’image ci-contre en bas, mais sur fond noir …les feux de forêt sont un autre exemple où les images de nuit peuvent servir.

Le cas des laves est spectaculaire, car il existe très peu d’objets sur Terre dont la température est de plusieurs centaines de degrés. Dans les pages 94 et 98, les différents objets se distinguent par la variété de leur signature spectrale, qui leur permet de moduler les couleurs envoyées par le spectre solaire. Ces objets, dont la température varie de moins quelques dizaines de degrés à plus quelques dizaines de degrés, selon la zone de la Terre où ils se trouvent et selon la saison, ont également un rayonnement propre, tout comme le Soleil. Mais le maximum de rayonnement de ces objets beaucoup plus froids que la surface du Soleil se situe dans l’infrarouge dit «lointain», avec des longueurs d’onde de l’ordre de dix micrométres qui font plus rarement l’objet de mesures par satellites Le rayonnement propre de laves dont la temperature peut atteindre 700 °C correspond à des longueurs d’onde plus  courtes, de l’ordre de trois micromètres. Le rayonnement propre de ces objets est alors accessible  aux bondes«moyen infrarouge». Il est enregistré par le ceci même la nuit puisque ici on ne mesure pLus  la lumière solaire réfléchie, mais la lumière  directement émise par l’objet  chaud . lesignature spectrale spectrale specifique des laves permet également de les distinguer des outres objet dans les images prises de jour

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UN VOLCAN S’OUVRE POUR LAISSER PASSER LA LAVE http://geographie.savoir.fr/un-volcan-souvre-pour-laisser-passer-la-lave/ http://geographie.savoir.fr/un-volcan-souvre-pour-laisser-passer-la-lave/#respond Sun, 22 Sep 2013 21:58:18 +0000 http://savoir.fr/?p=168827 Quand le piton se réveille le piton de la Fournaise est un volcan actif situé sur l’île de la Réunion, dans l’océan Indien.le volcan se réveille régulièrement à des intervalles de quelques années. Un tel réveil a eu lieu en : événement était attendu par les spécialistes d’imagerie par radar, qui avaient demandé au canadien […]

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p20Quand le piton se réveille
le piton de la Fournaise est un volcan actif situé sur l’île de la Réunion, dans l’océan Indien.le volcan se réveille régulièrement à des intervalles de quelques années. Un tel réveil a eu lieu en : événement était attendu par les spécialistes d’imagerie par radar, qui avaient demandé au canadien RADARSAT de prendre régulièrement des images du volcan. C’est ainsi qu’une comparaison interférométrique a pu avoir lieu entre une image de ce satellite prise après l’éruption et la dernière image qui précédait cette dernière. Le résultat de cette comparaison a été superposé, sous la forme de cycLes de couleurs, à l’image « classique » de l’amplitude radar (voir la figure page ci-contre), ce qui permet d’avoir une :ô; autour du volcan. On distingue une vingtaine de ces franges du centre vers la droite de limage. les franges   ne sont pas visibles partout sur l’image. En effet, en dehors du cratère principal, très dénudé, la tropicale change suffisamment entre deux prises de vue pour interdire la comparaison interfère page 88). Même à l’intérieur du cratère, la zone où la lave s’est épanchée n’est pas mesurable par interférométrie, parce que la surface d’avant l’éruption n’est pas comparable à celle d’après l’éruption.



L’éruption du piton de ta Fournaise s’est traduite, entre autres choses, par la sortie de la lave le long d’une rupture linéaire, un phénomène analogue à celui qui a conduit à l’exemple de la page 28. La partie du volcan située vers la droite s’est écartée d’environ 50 centimètres (environ 20 franges), comme cela peut être évalué par la lecture de l’interférogramme. L’angle de prise de vue du satellite radarsat étant assez rasant dans cet exemple, du moins en considération de ce que peut faire un système spatial, les mouvements horizontaux contribuent beaucoup aux changements de distance, et sont donc bien observés. La lave s’est écoulée, à partir de la fissure large de 50 centimètres et longue de plusieurs centaines de mètres, vers la région située en haut de l’image. L’écartement du flanc du volcan a subsisté après la fin de l’éruption. On peut donc penser que chaque éruption de ce type bascule un peu plus le flanc du volcan. Ces basculements successifs peuvent-ils aller jusqu’à faire basculer tout le flanc du volcan comme le ferait un mur qui penche de plus en plus? Le basculement se fait dans

la direction de l’océan Indien, très profond  autour de  l’île de la Réunion, qui a été entièrement construite par  des volcans à partir du fond de l’océan. La forme du cratère géant qui entoure la zone de l’éruption,et qui est ouvert vers la mer, suggère que de tels . catastrophiques se soient produits dans ,e : autre leçon de cette expérience est la conséquence d’un  coup de chance. La dernière image datant d’avant l’éruption  a été prise 30 heures auparavant, c’est-à-dire-juste avant,  compte tenu de ce que le satellite radars ne repasse  que tous les 24 jours au-dessus d’un même site dans les mêmes conditions de prise de vue. La comparaison de  cette image avec d’autres images encore antérieures a montré que le volcan s’était peu ou pas du tout deformé  avant la dernière journée précédant l’éruption .une forte déformation n’est donc pas un signe précurseur  systématique des éruptions. Cependant, comme nous l’avons vu page 56, les volcans peuvent se déformer considérablement sous l’effet des variations  de pression interne, même en dehors des périodes éruptives.

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LA RESPIRATION DES VOLCANS http://geographie.savoir.fr/la-respiration-des-volcans/ http://geographie.savoir.fr/la-respiration-des-volcans/#comments Sun, 22 Sep 2013 21:57:04 +0000 http://savoir.fr/?p=168826 Les volcans gonflent l’écoulement de magma et de gaz à la sortie des bouches volcaniques est l’activité la pi culaire des volcans, au moment des éruptions. L’éruption n’est cependant que le résultat de matériaux des profondeurs et de variations de la pression à l’intérieur du volcan. Ci peuvent déformer les volcans par un gonflement qui […]

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p19Les volcans gonflent
l’écoulement de magma et de gaz à la sortie des bouches volcaniques est l’activité la pi culaire des volcans, au moment des éruptions. L’éruption n’est cependant que le résultat de matériaux des profondeurs et de variations de la pression à l’intérieur du volcan. Ci peuvent déformer les volcans par un gonflement qui traduit l’augmentation de pression avar ou par un dégonflement qui traduit sa diminution pendant ou après l’éruption. Sur l’exemple ci-contre (figure du haut), obtenu par des scientifiques de l’uSGS (un organisme de recherche et géodésique américain), le mont Okmok, situé en Alaska, a gonflé de plus d’un mètre, cou le voir sur la comparaison interférométrique de deux images issues du satellite radar européen ers  L’image de gauche montre la mesure et l’image de droite un modèle. La ressemblance est ;
La différence essentielle est que le modèle calcule la déformation partout sur le volcan, mesure réelle a quelques « trous », les endroits où la surface du sol n’a pas assez conservé se>. les deux prises de vue pour permettre lesuccès de la technique de comparaison par radar.
La première mesure d’une déformation volcanique par interférométrie radar, réalisée par le mont Etna (figure page ci-contre, en bas), portait sur une amplitude beaucoup plus faible de 13 c< dont six sur le volcan lui-même (deux franges) et sept sur la région environnante.



le mouvement réel est toujours supérieur à sa projection sur l’axe sol-radar. Ainsi, sur le schéma ci-dessus, en (1), le mouvement du volcan ne se traduit pas, ou guère, par un changement de distance au radar : les franges seront peu nombreuses dans cette zone. En (2), la projection est très efficace, car le mouvement est aligné sur l’axe sol-radar. Ceci explique l’asymétre de la mesure, alors que la déformation du volcan est essentiellement axisymétrique. Il est possible de modéliser assez simplement la déformation du volcan en plaçant virtuellement une source de pression quelque  part sous le volcan, puis e-i calculant la déformation subie en surface en supposé » que le terrain est élastique et se déforme comme a ferait du caoutchouc, mais à une échelle très diffère Cette hypothèse correspond à la réalité et elle souvent utilisée. On «joue» ensuite avec les paramèt-K forme, position et intensité de la source de pression jusqu’à être satisfait de la ressemblance entre ; déformation mesurée par interférométrie et celle prédite par une configuration donnée de la source.

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LA CARTOGRAPHIE DES DEFORMATIONS DU SOL DUES AUX TREMBLEMENTS DE TER http://geographie.savoir.fr/la-cartographie-des-deformations-du-sol-dues-aux-tremblements-de-ter/ http://geographie.savoir.fr/la-cartographie-des-deformations-du-sol-dues-aux-tremblements-de-ter/#respond Sun, 22 Sep 2013 21:53:52 +0000 http://savoir.fr/?p=168825 Où l’on compte des franges nous avons déjà observé l’effet d’un grand tremblement de terre vu à partir de l »c déformation qu’il cause sur des images optiques prises de part et d’autre de la date L’interférométrie permet également de mesurer cette déformation. L’image en médaillion de la page ci-contre montre l’aspect du paysage vu par […]

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p18Où l’on compte des franges
nous avons déjà observé l’effet d’un grand tremblement de terre vu à partir de l »c déformation qu’il cause sur des images optiques prises de part et d’autre de la date L’interférométrie permet également de mesurer cette déformation. L’image en médaillion de la page ci-contre montre l’aspect du paysage vu par radar (pour mémoire, le même paysage vu rie classique est en page 44). L’image ci-contre est issue de la comparaison interférométriqne images radar du satellite ERS prises à 18 mois d’intervalle. Cette comparaison n’a pas été obttennue  immédiatement car, comme le satellite n’est pas passé exactement au même endroit, le relief du influencé la différence de phase (voirpage 48). Cependant, si la topographie du paysage est coni des passages du satellite est également connu, il est possible de calculer la différence de phase et de la retirer de la mesure. Il ne reste alors que l’effet des mouvements du sol, ainsi que d’éventuels artefacts dus aux nuages et autres effets atmosphériques tels que nous l’avons vu à la page 50.



Pour simplifier, nous considérons que l’atmosphère n’a pris aucune part dans cette mesa» peut être confirmé avec plusieurs mesures indépendantes). Chaque frange restante corresp : un déplacement le long de la ligne de visée de 5,6 centimètres en aller-retour (la longueur d’O: ou encore de 2,8 centimètres en aller simple. Comme pour la topographie et ses lignes de niveau, est ambiguë. Pour mesurer le déplacement d’un point quelconque de l’image, par exemple le faut partir d’une zone de l’image où l’on fait l’hypothèse d’un déplacement nul, par exemple k puis compter les franges jusqu’au point A. On obtient un nombre entier de franges auquel il t ter la différence de phase entre B et A (c’est-à-dire le nombre de franges non entier). Dans notre A et B ont la même couleur sur l’interférogramme. Le déplacement de A a donc été exacterr.erx franges, soit environ 15 centimètres.

La mesure ne permet pas d’atteindre la déformation très près de la rupture au sol. Dans >. la déformation évolue de plus en plus vite, et finit par dépasser une longueur d’onde à Tinter:, d’un pixel de l’image radar. Comment pourrait-on alors définir la différence des phases sur ce signal apparaît brouillé. Comment mesurer la rupture de surface? On peut soit avoir recours à une moins précise (voirpage 44), mais non ambiguë et moins perturbée par les fortes déformations, ser la petite astuce mathématique de la page 52 en observant que le nombre de franges sur un fermé est toujours nul! Pour que cela ait un sens, il faut tenir compte du signe des franges. Par si une frange est parcourue dans le sens rouge-bleu-jaune, nous dirons qu’elle est positive et n terons 1 à notre compte. Si la frange est rouge-jaune-bleu, elle sera alors négative et nous renr~- compte. Dans l’exemple schématique de la page 53, le cercle en rouge comprend bien un r. franges nul. Il en est de même du cercle en blanc sur l’interférogramme. En revanche, le parco: en noir, orienté dans le sens des aiguilles d’une montre, qui intercepte la rupture de surface, j. compter 40 franges (avec la convention de compter positivement les franges «rouge-bleu-jaune• tivement les franges «rouge-jaune-bleu»). La partie obscure, au voisinage de la rupture, corresp~ à -40 franges, puisque le total sur un parcours fermé doit être nul. Le tour est joué!
De même qu’une mesure interférométrique empile des causes différentes de variations de (essentiellement déplacements, topographie et effets atmosphériques), une mesure comme celle exemple, qui couvre un intervalle de 18 mois, empile des déplacements qui se sont produits à de* différentes. Ainsi l’essentiel de la déformation de l’image est causé par le tremblement de terre ce du 18 juin 1992. La déformation circulaire en C sur l’image correspond à un deuxième tremblement de  terre quelques heures plus tard. La déformation circulaire en D correspond à un tremblement de plus faible magnitude, qui s’est produit le 4 décembre 1992.

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LA DETECTION DE GLISSEMENTS INFIMES DE FAILLE http://geographie.savoir.fr/la-detection-de-glissements-infimes-de-faille/ http://geographie.savoir.fr/la-detection-de-glissements-infimes-de-faille/#respond Sun, 22 Sep 2013 21:47:56 +0000 http://savoir.fr/?p=168824   Interprétation d’une rupture la figure de la page ci-contre, en haut, est une image d’une région du Sud de la Californi proximité de Salton Sea, près de la frontière mexicaine. Nous distinguons clairement, su de gauche, deux zones, dont l’une est utilisée pour l’agriculture (partie droite de l’image . l’autre reste en friche (partie […]

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p17 
Interprétation d’une rupture
la figure de la page ci-contre, en haut, est une image d’une région du Sud de la Californi proximité de Salton Sea, près de la frontière mexicaine. Nous distinguons clairement, su de gauche, deux zones, dont l’une est utilisée pour l’agriculture (partie droite de l’image . l’autre reste en friche (partie gauche de l’image). L’image de droite est issue de la comparaison métrique de deux images radar similaires à celle de gauche, prises avec un intervalle de
La partie de l’interférogramme qui correspond à la surface utilisée pour l’agriculture est table (le résultat y est aléatoire), car la surface a été profondément bouleversée par la pratique au cours des deux ans écoulés. La disposition et la nature des réflecteurs radar élémentaires tels que éléments de végétation, etc., ont changé, ce qui interdit la mesure interférométrique, qui esi l’analyse fine de la variation de distance au radar de ces cibles élémentaires.Le reste de la sum; une variation douce de la différence géométrique entre les images, avec cependant une rupture ~ (visible entre les deux flèches sur l’image), à peu près rectiligne, sur une longueur de 22 kilomètre^ tion géographique de cette rupture correspond à celle d’une faille géologique connue, h Superstition Hill. Comme le tremblement de terre de Landers (voir page 54) s’est produit dm valle de temps encadré par les deux images, et en l’absence d’événements sismiques signir près du site, une hypothèse réaliste est que la rupture s’est produite à l’occasion du choc ce pourtant situé 150 kilomètres plus au nord. Indépendamment de la mesure interférométriqr sement sur cette faille a été reconnu sur le terrain.



La rupture se traduit par une discontinuité dans l’image qui correspond environ au n frange, c’est-à-dire au tiers d’une demi-longueur d’onde en aller simple (voir page 50). convaincre, il faut remarquer que la frontière entre les couleurs blanche et jaune, d’un côté de La correspond approximativement à la frontière entre les couleurs jaune et bleue, de l’autre c rupture. Or, si nous regardons la table de couleurs située sous les images, nous constatons que la entre les transitions du blanc au jaune d’une part, du jaune au bleu d’autre part, est égale ai cycle de couleur complet, qui représente une longueur d’onde. (La table de couleurs donne d de couleurs, ce qui permet d’étudier n’importe quel intervalle, y compris de part et d’autrr ou de la fin du cycle de couleurs.) Comme les données proviennent du satellite ERS-1, dont .i d’onde est de 5,6 centimètres, le décalage correspond à un déplacement d’environ 9 millim la direction du satellite, en aller simple. Le déplacement réel est en réalité supérieur, car on n’en que la projection sur l’axe entre le sol et le satellite. En tenant compte de l’angle d’incidence ^ radar (23°), de l’orientation de la faille au Nord-Ouest, et en faisant l’hypothèse qu’il s’agit c » renient horizontal, on peut reconstituer l’amplitude du déplacement au sol. Cette amplitude est de  trois centimètres. La mesure interférométrique est cependant ambiguë : comment savoir si _i atteint un tiers de frange ou bien un tiers de frange plus une frange ou encore un tiers de frar une frange? On utilise la continuité de l’interférogramme. Sur tout trajet fermé dessiné sur 1 gramme, 011 doit en effet trouver zéro frange (voir la figure de la page ci-contre, en bas). C’est une mathématique de ce type de mesure. En traçant un cercle ou tout autre trajet qui comprend uni de faille, on peut compter le nombre de franges en suivant le trajet, en excluant uniquemen ronnement immédiat de la rupture. Le nombre de franges correspondant à la faille est exacte: posé du nombre de franges «cachées» dans la rupture de faille. Dans l’exemple de Landers (v on peut ainsi compter une quarantaine de franges cachées. Dans le cas que nous avons ici. il que nous sommes dans la même frange, de part et d’autre de la rupture.

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