CARTOGRAPHIE DES FRACTURES

De nombreuses études démontrent l’utilisation du GPR pour caractériser et cartographier les réseaux de fractures perméables. La raison pour laquelle cette méthode est largement utilisée repose sur sa capacité à détecter des fractures d’ouvertures très fines (sous le millimètre). Le GPR est tout aussi efficace dans les roches sédimentaires (p. ex. Grasmueck (2005)) que cristallines (p. ex. da Silva et al. (2004), Grasmueck (1996)), à condition que les roches sédi-mentaires soient très résistives (p. ex. si des minéraux argileux sont présents, l’imagerie géo-radar ne fonctionnera pas bien) ; il est utilisé pour un large spectre d’applications : études hy-drogéologiques (p. ex. Dorn et al. (2011a), Shakas et al. (2016), Tsoflias et al. (2001)), études géotechniques (p. ex. Grégoire and Halleux (2002), Seol et al. (2001)), études d’enfouissement de déchets nucléaires (p. ex. Baek et al. (2017), Serzu et al. (2004)), etc.

Les fractures à grandes ouvertures, remplies d’air ou de fluide favorisent les réflexions GPR se produisant à l’interface entre la fracture et la roche encaissante (Markovaara-Koivisto et al., 2014; Shakas & Linde, 2017; Tsoflias & Hoch, 2006). Dans le cas où l’ouverture de la fracture est suffisamment grande par rapport à la longueur d’onde, le coefficient de réflexion peut se calculer de manière similaire à une réflexion sur une couche plane (équation (1-20)) (Figure

1-11a), car il est possible d’individualiser chacune des parois de la fracture et des réflexions qui s’y produisent. Dans le cas inverse, où l’ouverture de la fracture est plus petite que la longueur d’onde, il n’est plus possible de distinguer chacune des parois et les lois de Fresnel ne sont donc plus applicables telles quelles (Deparis & Garambois, 2008). Dans ce cas (par exemple l’imagerie de fractures d’ouverture sous-millimétrique par des ondes de longueurs d’onde centimétrique à métrique), le principe de réflexion du signal EM sur une fracture peut s’expliquer par la théorie en couche mince (« thin-bed theory » en anglais). Au contact de la fracture, le signal EM va subir de multiples réflexions entre les bords de la fracture provoquant des interférences entre les signaux réfléchis sur le bord supérieur et à l’intérieur de la fracture (Figure 1-11b) (Bradford & Deeds, 2006; Deparis & Garambois, 2008; Grégoire & Hollender, 2004; Sassen & Everett, 2009; Shakas & Linde, 2015; Tsoflias & Becker, 2008; Widess, 1973). Les hautes fréquences (plus courte longueur d’onde) sont plus sensibles à l’imagerie des frac-tures en termes de résolution. La distinction entre deux fracfrac-tures séparées horizontalement ou verticalement est possible si cette distance est au moins égale à 𝜆/4 (Annan, 2003; Grasmueck, 2005; Jol, 2008; Reynolds, 1997). Le coefficient de réflexion d’une fracture sous-millimétrique (dite couche mince), 𝑅(𝜔), dépend donc des propriétés électriques de la matrice rocheuse, considérée comme homogène, et du matériel de remplissage de la fracture, de l’ou-verture de la fracture, de la fréquence et l’angle d’incidence du signal EM envoyé selon l’équa-tion (Deparis & Garambois, 2008; Liu & Schmitt, 2003):

𝑅(𝜔) = ^𝑅12(𝜔)− 𝑅12(𝜔) 𝑒−𝑖𝜑(𝜔)

1−𝑅₁₂(𝜔)2 𝑒−𝑖𝜑(𝜔) , ^(1-21)

où 𝜑(𝜔) = 2 𝑑 𝑘₂(𝜔) cos (𝜃_𝑖) et 𝑘₂= 𝜔√𝜇2𝜀_𝑒,2; 𝑅₁₂(𝜔) étant le coefficient de réflexion de Fresnel entre la couche 1 et la couche 2 ; 𝑑, l’ouverture de la fracture ; 𝑘₂(𝜔), le nombre d’onde du deuxième milieu ; 𝜔, la fréquence angulaire ; 𝜇₂ et 𝜀_𝑒,2, la perméabilité magnétique et la permittivité complexe du deuxième milieu.

Un exemple de profil vertical 2-D est illustré sur la Figure 1-15. Ce profil représente l’image des signaux GPR acquis lors d’une mesure de surface en configuration « common-offset » (l’espace entre les deux antennes est fixe). Sur les données non migrées (Figure 1-15a), nous observons des hyperboles de diffractions (dont l’une est surlignée en bleu), qui ont été suppri-mées lors de l’étape de migration (Figure 1-15b). Ces diffractions peuvent être expliquées par différentes hypothèses comme par exemple l’intersection entre deux fractures (Figure 1-14a) (Grasmueck et al., 2015), les bords rugueux (Figure 1-14b) ou les coins de fractures (Figure 1-14c) (Moser, 2012), ou encore la verticalité d’une fracture pour des mesures prises par la

profils 2-D parallèles séparés d’une distance de l’ordre du centimètre. On peut ensuite en ex-traire les profils horizontaux (Figure 1-13) qui représentent les mesures GPR pour un même temps de propagation (aller-retour) de l’onde (« time-slice » en anglais) pour un profil non mi-gré (Figure 1-13a) et une même profondeur d’investigation (« depth-slice » en anglais) pour un profil migré (Figure 1-13b). Dans ce cas-ci, les diffractions sont illustrées par des cercles (entourés sur la Figure 1-13a) sur les profils non migrés.

FIGURE 1-13 : EXEMPLE DE PROFIL GPR HORIZONTAL (FRÉQUENCE 450 MHZ) POUR (A) UN MÊME TEMPS DE

PRO-PAGATION (ALLER-RETOUR) DE L’ONDE (PROFIL NON MIGRÉ) ET (B) UNE MÊME PROFONDEUR D’INVESTIGATION (PROFIL MIGRÉ). EN ROUGE SONT ENTOURÉS UN ENSEMBLE DE DIFFRACTIONS CAUSÉES, PROBABLEMENT, PAR LES BORDS RUGUEUX D’UNE FRACTURE VERTICALE. D’AUTRES DIFFRACTIONS PEUVENT ÉGALEMENT ÊTRE DIS-CERNÉES (MAIS MOINS CONTRASTÉES). MODIFIÉ D’APRÈS MOLRON ET AL. (2020).

FIGURE 1-14 : HYPOTHÈSES DES ORIGINES DE DIFFRACTIONS CAUSÉS PAR (A) L’INTERSECTION DE DEUX FRAC-TURES, MODIFIÉ D’APRÈS GRASMUECK ET AL. (2015) ; (B) LE BORD RUGUEUX D’UNE FRACTURE, MODIFIÉ D’APRÈS MOSER (2012) ; (C) LE COIN D’UNE FRACTURE, MODIFIÉ D’APRÈS MOSER (2012).

FIGURE 1-15 : EXEMPLE D’UN MÊME PROFIL VERTICAL GPR (FRÉQUENCE 450 MHZ) (A) NON MIGRÉ ET EXPRIMÉ EN TERMES DE TEMPS ALLER-RETOUR DE PROPAGATION DE L’ONDE. UN EXEMPLE DE DIFFRACTION EST SURLIGNÉ EN PROFONDEUR D’INVESTIGATION. L’HYPERBOLE EFFONDRÉE EN UN

1.3.2.2. I

:

HYDROGÉOPHY-SIQUE

Les propriétés hydrogéologiques des massif fracturés étant très hétérogènes d’un point d’ob-servation à un autre (communément des forages d’observation), l’apport de la géophysique permet de fournir des informations complémentaires par imagerie de la zone entre forages (Day-Lewis et al., 2017). Les expériences GPR dites « time-lapse » permettent d’imager les changements spatio-temporels de flux et transport dans les fractures pendant des expériences hydrogéologiques (essais de traçage ou de pompage). De nombreuses études ont démontré l’apport considérable du GPR sur les caractéristiques de transports telles que la connectivité ou la perméabilité du réseau de fractures souterrain (Becker & Tsoflias, 2010; Dorn et al., 2012; Shakas et al., 2020), par des méthodes de surface (Talley et al., 2005; Tsoflias & Becker, 2008; Tsoflias et al., 2001) ou de forages (méthodes cross-hole, single-hole) (Day-Lewis et al., 2003; Dorn et al., 2011b; Shakas et al., 2016).

Dans le cas d’une expérience d’essai de traçage, un traceur, de conductivité électrique ou de permittivité différente du fluide naturellement présent dans les fractures, est injecté dans le réseau entre deux forages. Le GPR est généralement utilisé pour imager le chemin de frac-tures connectées qu’emprunte le traceur, car il est capable d’enregistrer des variations tempo-relles d’amplitude et de phases liées à la variation de conductivité électrique et d’ouverture des fractures. Des traceurs salins sont généralement utilisés pour induire un contraste électrique avec l’eau douce souterraine suffisamment élevé pour être détectable par le GPR (p. ex Day-Lewis et al. (2003), Giertzuch et al. (2020) and Shakas et al. (2020)). Dans le cas où l’eau souterraine est déjà saline (environnements côtiers par exemple), le traceur peut être mélangé à de l’eau déionisée. Tsoflias and Becker (2008) ont montré, par modélisation analytique, si-mulation numérique et expériences de terrain, l’influence de la fréquence des antennes utili-sées sur le comportement du signal GPR (en termes d’amplitude et de phase) en réponse à une ouverture de fracture ou à la conductivité électrique du soluté injecté dans la fracture. Pour une faible conductivité électrique fixée (p. ex. 100 mS/m ; Figure 1-16a,d), les hautes fré-quences seront plus sensibles, en termes d’amplitude et de phase du signal, à l’ouverture d’une fracture (p. ex., une ouverture induite par haute pression). Pour une haute conductivité fixée (p. ex. 2500 mS/m ; Figure 1-16b,e), les basses et hautes fréquences présentent une sensibilité similaire en termes d’amplitude à l’ouverture, tandis qu’en termes de phase du si-gnal, les hautes fréquences y sont plus sensibles. Pour une ouverture de fracture fixée (p. ex. 1mm ; Figure 1-16c,f), les basses fréquences présentent une sensibilité plus importante, en termes d’amplitude et de phase du signal, au changement de conductivité électrique du fluide (p. ex., l’injection d’un traceur salin dans un fracture initialement remplie d’eau douce). Le fait

que les basses fréquences soient plus sensibles au changement de conductivité du fluide composant la fracture peut s’expliquer par le fait que leurs longueurs d’onde diminuent ou augmentent très rapidement lorsque la conductivité augmente ou diminue respectivement. Ainsi, pour l’imagerie du flux dans les fractures, il est préférable d’utiliser les basses fréquences pour l’étude de la variation de la conductivité, et les hautes fréquences pour l’étude de la va-riation des ouvertures.

FIGURE 1-16 : ILLUSTRATION, D’APRÈS TSOFLIAS AND BECKER (2008), DE L’INFLUENCE DES FRÉQUENCES EN TERMES DE (A,B,C) CHANGEMENTS D’AMPLITUDE ET (D,E,F) DE PHASE DU SIGNAL GPR, POUR (A,D) UNE FAIBLE CONDUCTIVITÉ ÉLECTRIQUE FIXÉE, (B, E) UNE HAUTE CONDUCTIVITÉ ÉLECTRIQUE FIXÉE ET (C,F) UNE OUVERTURE FIXÉE.