VESPA : bulletin N° 9 - Les outils géophysiques pour dévoiler le domaine sous-marin
Bien que l’objectif principal de la campagne VESPA soit d’effectuer des dragages de roches, plusieurs outils géophysiques sont utilisés à bord et sont particulièrement utiles lors de ces dragages. En effet, ces méthodes non invasives permettent de cartographier les reliefs sous-marins et de reconstruire la géométrie des sédiments et intervalles rocheux sous-jacents.
Trois principaux types d’outils sont utilisés, et cela de manière presque continue et simultanée.
L’acquisition est suivie par l’équipe technique de l’équipage et par les géophysiciens de l’équipe scientifique.
Le sondeur multifaisceaux
Le sondeur multifaisceauxest un outil acoustique fournissant une cartographie haute-résolution du fond marin, avec une résolution spatiale de 10 à 30m. Les cartes produites forment un jeu de données très utile puisque qu’elles permettent de définir précisément les cibles des dragages et les zones où affleurent potentiellement des roches anciennes (telles que les flancs de canyon sous-marins, les escarpements de faille, les édifices volcaniques, etc).
En plus de ces données bathymétriques, le sondeur multifaisceaux procure également une cartographie détaillée de la réflectivité du fond marin, donnée qui permet d’interpréter le dégrée de consolidation du matériel formant les premiers centimètres du fond marin, et, dans une certaine mesure, sa nature.
Les profils de sismique réflexion
Les profils de sismique réflexion sont des images en deux dimensions de la structure profonde des sédiments et roches situés sous le fond marin. Ils sont acquis grâce à l’enregistrement du temps de retour d’ondes acoustiques émises depuis le navire et réfléchies sur les différentes discontinuités des roches profondes.
La pénétration de ces ondes et la résolution des lignes sismiques associées est dépendante de la fréquence du signal émis. Deux types de sismiques sont utilisés sur cette campagne :
- une sismique de surface (sondeur de sédiment en mode « CHIRP ») qui utilise une source à 3.5KHz
- une sismique rapide (SISRAP) qui utilise une source de 55 kHz.
Cette dernière implique deux canons à air situés sur les côtés du bateau, dont le signal est réceptionné à son retour par des géophones positionnés à l’arrière du bateau, le long d’un câble de 600m de long (appelé « flûte »).
Le magnétomètre
Le magnétomètre enregistre le champ d’induction magnétique, abusivement appelé “champ magnétique”, exprimé en Tesla.
Il est tracté quelques centaines de mètres derrière le bateau pour éviter que ce dernier ne contribue au signal enregistré. Lors des acquisitions de données sismiques, le magnétomètre est placé au bout de la flûte. Le signal enregistré contient 2 composantes :
- une composante globale (le champ magnétique terrestre)
- une composante locale venant de la croûte océanique.
La croûte océanique se forme lorsque du magma se forme en profondeur dans la croûte ou le manteau et remonte à la surface.
Une partie du magma est refroidi rapidement au contact de l’eau. Des cristaux se forment dans le champ magnétique terrestre et sont magnétisés. Des millions d’années plus tard, ces petits aimants, qui ont enregistré les inversions du champ magnétique terrestre, contribuent au signal qu’on enregistre à bord de l’Atalante !
Le bassin de Norfolk se serait ouvert il y a environ 25 millions d’années
Il a enregistré dans son plancher océaniques les changements de polarité du champ magnétique terrestre sur toute la durée de son ouverture. En comparant ces inversions à l’échelle de temps de la polarité géomagnétique, c’est-à-dire l’histoire des inversions de polarité, on pourrait dater précisément l’ouverture du bassin de Norfolk ! Cependant, des roches datées sont souvent nécessaires pour rendre cette approche utilisable.
L’utilisation combinée de la bathymétrie multifaisceaux, de la réflectivité et des profils de sismique CHIRP permettent de cartographier la distribution des sédiments et des roches en surface, mais également de reconstruire les processus tectoniques et sédimentaires actifs (e.g. courants sous-marins ou failles actives).
L’interprétation provisoire des données sismiques faite à bord a permis de mettre en évidence des zones de dépôts et/ou d’érosion préférentielles des roches sédimentaires (séquences de remplissage de bassin) et des zones relativement profondes de croûte océanique sur laquelle peu de sédiments sont déposés. Elle révèle également des zones tectoniquement déformées grâce au décalage et la déformation des unités sismiques.
A terme, l’intégration de ces données avec les résultats des dragages permettra de proposer une interprétation complète des événements géologiques ayant façonné l’histoire géologique de la zone.
Texte de Samuel ETIENNE et Clément ROUSSEL
Using geophysics to unravel the deep ocean
While the main goal of the VESPA cruise is to dredge rocks from the seafloor, several geophysical tools are being run on board and are particularly helpful for dredging. Indeed, these non-invasive methods allow to map the relief of the ocean floor and to reconstruct the geometry of the underlying buried sediments and rock layers. Three main types of tools are being used near-continuously and simultaneously on the ship. They are monitored by the technical team of the crew and by geophysicists of the scientific team:
Multibeam echosounders
Multibeam echosounders are acoustic tools providing high-resolution seafloor mapping with a spatial resolution ranging from 10m to 30m. These maps represent a critical dataset as they help to define the dredging targets by clearly imaging features on the seafloor and the potential zones of exposed ancient rocks that we are looking for (such as submarine canyons, fault scarps, volcanic seamounts, etc). In addition to these bathymetrical data, multibeam echosounders also provide detailed mapping of seafloor reflectivity. This allows us to interpret the degree of consolidation (e.g. how soft or hard sediments are) and nature of seafloor.
Seismic reflexion profiles
Seismic reflexion profiles consist of two-dimensional images of the deep structure of the sediments and rock layers underlying the seafloor. They are acquired by recording the travel time of acoustic waves emitted from the ship and reflected by the different layers in the buried rocks. The penetration of these acoustic waves and the resolution of the seismic profiles we obtain depend on the frequency of the emitted signal. Two types of seismic are used on this cruise: a sub-bottom profiler (CHIRP mode) that uses a 3.5 kHz source and a rapid seismic (SISRAP) which uses a 55 kHz source. The latter consists of two airguns positioned on both sides of the ship. The signal that bounces back from the seafloor is received by geophones positioned at the rear of the ship along a 600m-long cable (called “streamer”). The penetration of the sub-bottom profiler is around a few tens of meters and its vertical resolution is in the order of a few centimetres, whereas the penetration of the rapid seismic is around several hundreds of meters and its vertical resolution is about 5 meters.
The Magnetometer
The Magnetometer records the magnetic induction field, sometimes called “magnetic field”. It is towed a few hundred meters behind the boat to make sure that the contribution of the vessel to the recorded signal is negligible. The recorded signal can be split into two contributions: a global contribution (the Earth’s magnetic field) and a local contribution, from the seafloor. Where seafloor spreading occurs, molten rock from the deep crust or the mantle are erupted onto the seafloor and cooled rapidly in contact with seawater. As the melt cools in a magnetic field (the magnetic field of the Earth at the time of formation), any minerals in the rock are magnetized; that is, they record the polarity of the magnetic field. It is this polarity that contributes to the magnetic signal we record on board: rocks may have normal or reverse polarity, depending on the Earth’s magnetic field at the time of their formation.
The Norfolk Basin opened about 25 million years ago
Its floor was magnetized and recorded the polarity of the Earth’s magnetic field during its opening. By comparing it against the Geomagnetic Polarity Timescale, i.e. the global history of polarity reversals, we might be able to precisely date the opening of the Norfolk Basin! However, this depends on determining the ages of the rock on the seafloor which we aim to do with the dredge samples we have obtained (see our previous blogs for more information).
The combined use of multibeam bathymetry, reflectivity and sub-bottom profiles will allow us to map seafloor sediment and rock distribution, and reconstruct active sedimentary and structural processes (e.g. current-related features or active faulting).
On-board provisional interpretation of the seismic data has allowed distinguishing areas of the seafloor covered in sedimentary rocks from areas of exposed basement rocks, such as relatively deep zones of oceanic crust with little overlying sediment. Knowing this difference has enabled us to better plan our dredge sites as we specifically wanted to dredge these basement areas.
It also revealed tectonically deformed areas primarily evidenced by offset or disruption of seismic units, such as normally faulted intervals due to extensional processes (tilted blocks), or, on the contrary, folded and inversely faulted intervals that point to compressional strains, thus telling us more about the geological history of this part of the world.
Ultimately, integrating the geophysical data with the results derived from the geochemical analysis and ages of dredged rock samples will allow us to reconstruct the geological events having affected the area.
Text from Samuel ETIENNE and Clément ROUSSEL