Comportement du champ magnétique terrestre

 Introduction à l’étude

Dans le premier chapitre nous avons vu que le champ magnétique terrestre s’est renversé de nombreuses fois au cours du temps. Il s’agit d’un phénomène géophysique parmi les plus spectaculaires mais qui reste encore aujourd’hui énigmatique. La difficulté de l’étude de ce phénomène repose sur le fait que les observations sont indirectes, la dernière inversion étant datée à 780 000 ans environ. Dès lors, plusieurs problèmes se posent. Le temps d’une inversion est relativement cours, entre 5000 et 7000 ans en moyenne (Clement, 2004), ce qui, sur l’échelle des temps géologiques, représente un « instantané ». S’agissant d’un phénomène global, les renversements de polarité sont utilisés par exemple comme isochrone dans la méthode de datation relative basée sur la magnétostratigraphie. L’enregistrement du champ transitionnel est donc statistiquement difficile à réaliser dans les laves car il nécessite une concomitance entre les éruptions volcaniques, phénomène chaotique, et le renversement dont la durée est très brève. Il en est de même pour les sédiments, où l’enregistrement nécessite un taux de sédimentation à la fois continu et élevé (Merrill and McFadden, 1999). La fidélité de l’enregistrement peut également être remise en cause, leur interprétation étant parfois rendue difficile par la superposition d’une (ou plusieurs) composante(s) à l’aimantation primaire. En effet, au cours d’une inversion de polarité, le champ diminue en intensité, probablement d’un facteur 10 (Prévot et al., 1985; Leonhardt and Soffel, 2002; Valet et al., 2005). L’aimantation primaire de la roche, proportionnelle à l’intensité du champ, est donc relativement faible. Par conséquent, sa conservation au cours du temps est compromise. Plusieurs questions restent en suspens sur cette thématique comme : Quel est le devenir des composantes dipôle et non dipôle lors d’un renversement ? Quelle est la morphologie du champ transitionnel ? Existe-t-il des caractéristiques communes entre les différents renversements ? Les pôles géomagnétiques virtuels (PGV) obtenus à partir des données transitionnelles au cours des 12 derniers millions d’années semblent en partie répondre à cette dernière question. On observe un regroupement préférentiel des PGV au cours des renversements récents sur deux bandes longitudinales antipodales, l’une passant par l’Amérique et l’autre par l’Australie. En effet, les études des enregistrements sédimentaires (Clement, 1991; Laj et al., 1991) et d’autres portant sur les laves (Hoffman, 1991) montrent cette même tendance (Fig. 3.1). Ce confinement persistant sur plusieurs millions d’années, est présenté par certains comme une preuve expérimentale du couplage entre les convections nucléaires et mantelliques d’origine électromagnétique (Runcorn, 1992; Brito et al., 1999) ou thermique (Bloxham and Gubbins, 1987; Kutzner and Christensen, 2004). Toutefois, plusieurs autres études portant sur des sédiments (Valet et al., 1992) ou des laves (Prévot and Camps, 1993), tendent à montrer au contraire que la distribution de PGV transitionnels est uniforme en longitude. Les évidences qui supportent l’hypothèse d’un couplage noyau-manteau semblent dépendre à la fois de l’intervalle de temps considéré (Camps et al., 2007) et des régions d’où proviennent les données (Hoffman et al., 2008). Il est en revanche intéressant de noter que les modèles numériques de géodynamo pour lesquels un flux de chaleur non uniforme est imposé à l’interface Noyau-Manteau simulent parfaitement l’organisation longitudinale des PGVs transitionnels (Coe et al., 2000; Kutzner and Christensen, 2004). A l’inverse, le modèle géomagnétique proposé par Leonhardt and Fabian (2007) pour le renversement BruhnesMatuyama ne prédit pas l’existence de ces bandes longitudinales mais montre un regroupement des PGVs transitionnels dans le Pacifique. Ces questions peuvent se rattacher à l’observation de tâches de flux à la limite manteau noyau pour le champ moderne aux hautes latitudes, notamment sous l’Australie (Jackson et al., 2000; Korte and Holme,2010). Ces tâches ont pu persister jusqu’au Pliocène, notamment par l’influence des hétérogénéités du manteau (Gubbins et al., 2007), voire jusqu’à la fin de l’Oligocène si l’on en croit les résultats expérimentaux d’Hoffman et al. (2008). Ainsi, des observations provenant de régions proches de l’Australie pourraient fournir des informations claires quant à une éventuelle interaction manteau-noyau. Par ailleurs, la plupart des études montrent une diminution de l’intensité du champ dipolaire au cours du renversement ; l’intensité du champ peut décroitre localement jusqu’à atteindre 10% de sa valeur initiale (Prévot et al., 1985; Leonhardt and Soffel, 2002; Valet et al., 2005, e.g.). De plus, des variations importantes des directions sont enregistrées avant (précurseur) ou au cours (rebond) du renversement (Prévot et al., 1985; Brown et al., 2004; Coe et al., 2004; Camps et al., 2011). Ces observations sont confortées par différents modèles numériques (Olson et al., 2009, 2011) et suggèrent une augmentation de la turbulence au sein du noyau liquide. Cependant, Sherwood and Shaw (1986) ont déterminé sur des laves provenant du volcan Akaroa (Nouvelle Zélande) des paléointensités transitionnelles avec une valeur significativement supérieure à celles des intensités avant et après le renversement. Si cette observation s’avère vraie, elle pose directement la question du devenir de l’amplitude de la variation séculaire pendant les renversements de polarité (Camps and Prévot, 1996). Cependant, la méthode expérimentale utilisée pour la détermination de ces paléointensités, la méthode de Shaw (1974), est extrêmement controversée par la communauté scientifique (cf. Annexe A). Un réexamen de ces données s’impose par la méthode conventionnelle de Thellier.

Geological settings and sampling

Banks peninsula, located on the central East coast of New Zealand, South Island, South Est of Christchurch city (Fig. 3.3), comprises three main composite shield volcanoes ; Akaroa and Lyttelton volcanoes which are the larger ones and the contemporaneous Mount Herber Volcanic group in the central region. They are mainly built of alkaline basaltic to andesitic lavas but pyroclastic flows are also encountered (Speight, 1924; Coombs, 1963). These volcanoes were active during the Mid- to Late-Miocene and appear to be of intraplate continental character (Weaver and Smith, 1989; Timm et al., 2009). Lyttelton volcano was active between about 12 Myrs and 10 Myrs whereas Akaroa volcano was active in a very short time interval, from 9.4 Myrs to 8.8 Myrs (Stipp and McDougall, 1968; Timm et al., 2009). Both volcanoes are preserved from tectonic event and present strong patterns of erosion (Hampton and Cole, 2009) at the origin of natural harbours in the ocean. The present diameter of Akaroa volcano is about 35 km but on basis of field observations, the original diameter was close to 50 km (Weaver and Smith, 1989). We collected samples on the Akaroa volcano along three different cross-sections : Little Akaloa, Stony Bay Road and Lighthouse Road (cf. Fig. 3.3). We sampled in detail 51 flows along the Lighthouse road over a 480 m thick sequence, following the same section sampled by Evans (1970), Sherwood and Shaw (1986) and Hoffman (1986). We sampled also the two other sections, collecting 13 flows on 340 m high and 10 flows on 380 m high along the Little Akaloa and Stony Bay Peak sections, respectively. In total we collected 472 cores by means of a gasoline-powered portable drill. When it was possible, we collected seven cores per flow, being careful to identify landslide lenses and dikes. The lateral extension of the sampling along a flow varies from few meters to tens of meters, depending of the morphology of the outcrop. We oriented the samples using a magnetic compass corrected for local and regional anomalies by sighting either the sun at a known time or either known landmarks. In the laboratory, samples were cut into standard cylindrical paleomagnetic specimens of 1 inch in diameter and 2.2 cm-long. Then, they were stored in a null magnetic field during at least three weeks before to be analyzed. We carried out a comprehensive paleomagnetic study on these samples, relying on paleodirection measurements, rock magnetism and paleointensity determinations.