Autres observations

1− 2 ^d Λ₀ 2 1− i^3/2d^{r ωρf} η 2#−1/2 (1.48)

où m₀etΛ0sont des paramètres caractérisant la géométrie des pores et où ω_cest une fréquence critique dans la théorie de Biot. On voit ici que le coefficient L_ek(ω) reste proportionnel à C_S, qui contrôle là encore l’amplitude de la réponse du signal.

On distingue deux types de conversions sismo-électriques. Il existe d’une part la conversion co-sismique (type I), qui se transmet à la même vitesse que l’onde sismique émise, et d’autre part la réponse interfaciale, qui se produit lorsque l’onde sismique rencontre une discontinuité entre deux milieux (type II). Les différences de propriétés physiques entre les deux milieux créent un déséquilibre de charge qui se comporte comme un dipôle électrique perpendiculaire à la surface. Il émet une onde électromagnétique qui se déplace à une vitesse bien supérieure à celle de l’onde sismique. Cette onde est perçue en surface par tous les récepteurs en même temps, et à la moitié du temps d’arrivée des ondes sismiques.

Alors que le premier type de conversion ne fournit des informations que sur le voisinage immédiat des récepteurs, le deuxième type permet d’obtenir des renseignements en profon-deur. La réponse interfaciale peut en particulier être utilisée pour détecter les contrastes de conductivité électrique, de porosité et de perméabilité (Garambois and Dietrich, 2002). La sismo-électrique peut être utilisée comme complément des techniques habituelles, et pourrait même être capable d’imager des structures plus fines que les méthodes classiques. Il a été montré numériquement que la réponse interfaciale est sensible à la présence d’hydrates de gaz localisés sous le permafrost (Zyserman et al., 2012) ainsi qu’aux formations contenant du CO₂ (Zyserman et al., 2015). Sur le terrain, le problème majeur des conversions de type II est qu’elles sont inférieures de plusieurs ordres de grandeur aux ondes co-sismiques. Des techniques de filtrage complexes sont nécessaires pour les extraire du signal perçu (Warden et al., 2012).

1.3.5 Autres observations

Sources de bruit

Parmi les différentes sources de courant, n’ont pas été cités les courants telluriques. Ces courants sont dus aux variations du champ électrique terrestre, et sont de l’ordre de quelques millivolts par kilomètre (Perrier and Morat, 2000). Ils sont négligeables lorsque les mesures sont effectuées sur de petites surfaces et de petites périodes de temps. Le réseau anthropique (distribution d’électricité) peut également générer des perturbations lorsque des mesures sont effectuées près d’un élément conducteur. Sur les sites de forage, l’enveloppe des puits peut générer un artéfact si elle n’est pas isolée électriquement (Saunders et al., 2008).

Effets mécaniques

Il a été suggéré que les phénomènes électrocinétiques pouvaient jouer le rôle de précur-seurs de séismes (Mizutani et al., 1976). La circulation des fluides dans la croûte peut être augmentée par la création de perméabilité liée à la phase de dilatance précédant la rupture, et amplifier le signal électrocinétique. Corwin and Morrison (1977) rapportent ainsi le cas de

Figure 1.17 – Enregistrement de la réponse électrique d’un échantillon de granite fracturé par injection de fluide, extrait de Moore and Glaser (2007). Un pic est observable sur l’enre-gistrement du capteur C₆, 20 ms après l’initiation de la fracture. Le capteur C₆ est le capteur situé près de la fracture.

deux séismes qui se sont produits en Californie centrale, et qui ont été précédés d’anomalies PS. La première anomalie d’une amplitude de 90 mV le long d’un dipôle de 630 m, est apparue 55 jours avant un séisme de magnitude 5, situé à 37 km du dipôle. L’autre, d’une amplitude de 4 mV sur un dipôle de 300 m, est apparue 110 heures avant un séisme de magnitude 2.4 sur la faille de San Andreas, à 2.5 km du dipôle. Ce lien entre dilatance et augmentation du signal PS a été mesuré par Jouniaux and Pozzi (1995b). Des mesures de coefficient C_S sur des roches en compression triaxiale montrent une diminution suivie d’une augmentation entre l’initiation de la dilatance et la rupture. Parallèlement, les mesures de perméabilité ne montrent pas de hausse systématique dans cette partie de l’expérience. La hausse de C_S est donc plutôt attribuée à une augmentation du potentiel ζ, qui serait plus important dans les espaces nouvellement créés. La croissance et la propagation de fissures et le réarrangement des grains associés à l’initiation de la zone de rupture est en effet le lieu de création de nouvelles surfaces interconnectées. Ceci n’exclut pas la possibilité d’un effet de structure additionnel (Lorne et al., 1999b).

Il existe d’autres signaux électriques associés à la déformation des roches. La piézoélectri-cité est un phénomène lié à la déformation des grains. Certains minéraux tels que le quartz se polarisent lorsqu’ils sont soumis à une contrainte. Cette polarisation est équilibrée par les charges à l’extérieur du grain. Lorsque la contrainte se relâche, la polarisation du grain dispa-raît. Un court lapse de temps nécessaire au rétablissement de l’électroneutralité au voisinage du grain se traduit par l’émission d’un signal électrique. L’effet d’électrification par contact se produit lorsque les bords d’une fracture se déplacent en sens opposé. Ces deux surfaces développent des charges de signes contraires, créant un champ électrique. Ce n’est pas un phénomène électrocinétique car il n’est pas associé à un déplacement de fluide.

1.3. APPLICATIONS EN GÉOPHYSIQUE

Moore and Glaser (2007) se sont intéressés au signal électrique enregistré lors d’expériences de fracturation hydraulique. Ils constatent que le potentiel électrique est d’abord proportionnel à la pression d’injection, puis que C_S augmente exponentiellement à l’approche de la rupture. A forte pression de fluide, le phénomène de dilatance qui précède la rupture se traduit là encore par une augmentation de C_S. La figure 1.17 montre l’enregistrement de la réponse SP d’un échantillon de granite fracturé par injection de fluide. On constate que l’initiation de la fracture est corrélée avec un pic du signal (enregistrement C₆). La durée de 20 ms correspond au temps nécessaire pour que le fluide s’engouffre dans la nouvelle fracture. Ce pic du signal électrique est dû au mouvement du fluide dans l’espace nouvellement créé. Il peut être là aussi lié au fait que le ζ de la microfissure n’est pas exactement identique à celui du milieu traversé jusqu’à ce stade. Le capteur de l’enregistrement sur lequel ce pic est observable étant celui situé près de la fracture, on peut dire que les signaux PS permettent de prédire la direction de propagation de la fracture juste avant la rupture. Un effet d’électrification par contact peut être observable, mais sur une période très courte par rapport au reste du signal.

Interface eau/glace

Dans ces exemples, nous nous sommes concentrés sur l’interface fluide/roche et sur l’in-terface eau/air, mais l’inl’in-terface eau/glace peut également générer des anomalies électriques. Kulessa et al. (2003) ont acquis des données PS sur le site du Haut Glacier d’Arolla en Suisse, de façon à cartographier les écoulements subglaciaires. Ces mesures PS permettent de déter-miner la direction des flux sous le glacier, ainsi que leur vitesse. Le potentiel ζ de l’interface eau/glace déduit de ces mesures, s’élève à -22 mV. Ces auteurs montrent que la PS est capable de renseigner sur les écoulements subglaciaires in situ, ce qui est plus difficile à réaliser par d’autres moyens. Cette technique permettrait donc de suivre les conditions hydromécaniques à la base du glacier, et pourrait constituer là encore un outil de surveillance.

Chapitre 2

Modélisation monophasique

Ce chapitre est consacré à la modélisation du phénomène d’électrofiltration en conditions monophasiques.

Après avoir présenté la marche générale de l’algorithme, les équations des deux méthodes Lattice Boltzmann permettant de calculer la vitesse de l’électrolyte et le potentiel électrique sont introduites. Les tests de calibration du code et les moyens mis en oeuvre pour ré-duire le temps de calcul sont exposés. Les différents paramètres et hypothèses de l’équation d’Helmholtz-Smoluchowski sont examinés de façon à tenter d’expliquer les variations de C_S observées à faibles et fortes salinités.

L’ensemble des résultats est regroupé dans l’article Lattice Boltzmann modelling of strea-ming potentials : variations with salinity in monophasic conditions publié dans la revue Geo-physical Journal International.

Sommaire

2.1 Principe de l’algorithme . . . . 46