Méthode radar

Les investigations électromagnétiques constituent un vaste domaine de la géophysique. Elles regroupent une multitude d'instruments fonctionnant tous sur les mêmes principes mais ayant certaines différences quant à l'acquisition des données et leur traitement. Les tomographies de radar de surface et inter-puits permettent d‟obtenir des informations sur la structure de la porosité à l'échelle locale.

Principe du radar géologique

L'approche « radar géologique » (Ground Penetrating Radar) est une méthode de prospection non invasive pour l'exploration de la subsurface. Elle utilise la propagation et la réflexion d'ondes électromagnétiques de haute fréquence par un couplage entre les champs électriques et magnétiques.

Des ondes électromagnétiques sont envoyées dans le sous-sol par une antenne en contact avec le sol. Lorsque ces ondes rencontrent des changements de milieux, une partie est renvoyée vers la surface et enregistrée par l'antenne réceptrice. La portée dépend de la conductivité électrique du sol et de la fréquence utilisée.

Applications

Une antenne émettrice envoie dans le sol des impulsions de très brève durée, répétées afin de faire une moyenne pour optimiser la précision des mesures et à des fréquences centrales variant de 50 MHz à 1 GHz. L‟impulsion se propage en s‟atténuant dans les sols. La propagation des ondes électromagnétiques et leur diffusion dans le sol génèrent des phénomènes électriques et magnétiques. Les ondes ont une trajectoire et une vitesse influencées par la permittivité diélectrique relative, la conductivité électrique et leur perméabilité magnétique des formations rencontrées. Quand l‟impulsion rencontre un contact entre deux milieux de permittivités diélectriques différentes, une partie de son énergie est réfléchie, tandis que l'autre pénètre plus profondément. Les ondes réfléchies sont captées en surface par l'antenne de réception, et reproduites en temps réel sur support. Une réflexion indique donc toutes interfaces telles qu‟un changement de lithologies, une surface d‟eau, une hétérogénéité.

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Le radar géologique permet d‟établir un profil de la permittivité diélectrique en fonction de la topographie. Dans la plupart des milieux géologiques, les propriétés électriques constituent les paramètres essentiels de la propagation. Les propriétés magnétiques peuvent avoir un effet non négligeable, mais ont peu d‟influence dans le cas d‟étude de carbonates.

Le Tableau 3-7 suivant donne les valeurs typiques pour les principaux matériaux géologiques, de la permittivité relative ε‟ et de la conductivité ζ, ainsi que de la vitesse de propagation v et de l‟atténuation α.

Tableau 3-7 : Valeurs typiques des paramètres du radar-sol (source : cours de Géophysique de Géosciences Montpellier)

Ces propriétés électriques qui nous intéressent font elles-mêmes varier la résolution et la profondeur d‟investigation. Des pertes de conductance et de diffusion sont possibles. De même, une relaxation diélectrique dans l‟eau et des réactions électrochimiques à l‟interface eau-argile provoquent une perte de diffusion. Les hétérogénéités dont la taille est similaire à la longueur d‟onde diminuent également la diffusion. La détectabilité des objets dans le sol dépend de leur taille, orientation et forme. Avec ces conditions, les réflexions radar sont le plus souvent dépendantes des teneurs en eau dans les matériaux géologiques, excepté dans les couches les plus conductrices (argiles…).

La profondeur d'investigation dépend de quatre facteurs principaux : la fréquence centrale d'émission, la sophistication du traitement du signal, la puissance d'émission et la permittivité diélectrique des terrains. Plus basse est la permittivité diélectrique, plus grande est la pénétration. Ses valeurs extrêmes sont de 1 pour l'air et 80 pour l'eau. Elle est proche de 1 pour les roches, mais atteint 15 pour les argiles et les aquifères très poreux. La présence d‟argile rend les terrains trop conducteurs pour laisser passer les ondes.

La résolution est contrôlée par la longueur d‟onde électromagnétique dans le sol. Plus cette longueur d‟onde est petite, plus la fréquence est grande et plus la résolution augmente. La variation de la profondeur auscultée est inversement proportionnelle à la fréquence et donc à la résolution : si on augmente la profondeur d‟investigation, alors la résolution diminue. Les antennes hautes fréquences

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explorent le premier mètre avec une excellente résolution alors que les antennes basses fréquences investiguent les 10 premiers mètres, avec une résolution plus faible. A noter que le temps d‟acquisition est plus long en zone saturée dû à la relaxation diélectrique dans l‟eau.

Réalisation des mesures de l’étude de faisabilité

Durant la prospection, la tomographie radar emploie des antennes radar spécifiques pour les déplacements le long de profils verticaux et horizontaux, soit une émettrice et une réceptrice.

Pour le profilage de surface, les antennes placées dans le même boitier sont tractées le long d‟un profil. Deux dispositifs ont été testés avec différentes fréquences: un passe avec une antenne 100 MHz non blindée de basse résolution et une autre passe avec une antenne 250 MHz blindée de haute résolution. Ces fréquences permettent d‟investiguer une couche entre 2 et 5 mètres de profondeur.

Pour le sondage vertical, deux antennes mesurent l‟onde directe en mode réflexion, descendues dans le même puits (antenne transmetteur de 100 MHz et récepteur de 250 Mhz pour cette étude) ou en mode inter-puits (transmetteur de 100 MHz dans un puits et récepteur de 100/250 MHz dans un autre). L‟écartement progressif des antennes permet d‟estimer des vitesses de propagation par analyse des temps de parcours. Le sondage vertical en forage investigue le réservoir en profondeur.

Traitements des données

La juxtaposition des signaux temporels enregistrés permet d‟obtenir une coupe-temps (radargramme) représentée avec une échelle de couleur corrélée aux amplitudes des signaux. Cette section image les géométries du site ausculté.

Données en puits :

Les premières arrivées des traces radar sont pointées manuellement afin d‟évaluer le temps de réflexion avec précision. Ces temps sont ensuite transformés en vitesse et teneur en eau par les relations suivantes.

La vitesse de propagation v (cm/ns) dépend du temps d‟arrivée t, du temps t0 et de la distance parcourue d :

v = d/(t-t0)

La vitesse v dépend principalement de la permittivité diélectrique kr du milieu (sans dimension) et de la célérité de la lumière dans le vide (c = 3x10⁸ m/s = 30 cm/ns) de kr. Elle est évaluée par :

v ~ c/kr 1/2

, avec kr = (30/v)² = (30/v)².

De nombreuses méthodes déterminent indirectement la teneur en eau du sol à partir de sa constante diélectrique. Topp et al. (1980) ont développé une relation empirique entre kr et la teneur en

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eau wc, à partir d‟un vaste étalonnage de divers sols avec différentes teneurs en eau. Cette relation est communément appelée l'équation de Topp:

wc = -5.3e^-2 + 2.92e^-2*kr - 5.5e^-4*kr² + 4.3e^-6*kr³

Données de surface :

Une section GPR est constituée d‟un ensemble de traces, chacune étant l‟enregistrement d‟une série de points échantillonnés régulièrement dans le temps.

Le traitement des données de propriétés électriques obtenues demande une traduction temps - profondeur qui nécessite la connaissance de la vitesse de propagation de l‟onde dans les matériaux ainsi qu‟un sondage vertical pour le calage des données de surface.

La tomographie radar permet d'obtenir des sections 2D montrant les changements de vitesse de propagation des ondes électromagnétiques. Elle offre une interprétation qualitative des variations stratigraphiques et détection de cavités, de formations karstiques, de failles. Les applications ciblent les propriétés des structures superficielles telles que la porosité et la saturation des formations géologiques.

3.3.3 Sismique

La sismique est une méthode de prospection qui permet de visualiser les structures géologiques en profondeur grâce à l'analyse des échos d'ondes sismiques.

Principe

Une source génère une onde acoustique produite sous forme de vibrations en surface, qui se propage dans le sous-sol. La propagation de l‟onde suit des trajets correspondant aux lois analogues de celles de l'optique. Le temps-retour de l‟écho est mesuré à partir d'une série de capteurs sismiques également disposés en surface. Les réflexions détectées sont causées par des changements de densités et de vitesses de propagation des ondes dans le milieu investigué. Les temps de propagation des ondes réfléchies et réfractées sont enregistrés et interprétés en termes de vitesses de déplacement dans le sol. En fonction du dispositif de terrain utilisé, l'analyse des temps d'arrivée des ondes directes, réfléchies, ou réfractées permet de calculer les vitesses sismiques et les épaisseurs des terrains.

Dispositifs de mesure

Dans notre cas d‟étude, une source d'ébranlement est créée par un coup de masse sur une plaque métallique depuis la surface. Les réflexions et réfractions des ondes produites sont enregistrées par des géophones. Le schéma ci-dessous est un exemple de dispositif utilisé pour des prospections légères permettant d'analyser les réfractions des ondes.

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Figure 3-21 : Schéma de la propagation des ondes dans le sous-sol (source : www.labos.upmc.fr/sisyphe/).

La profondeur d'investigation dépend essentiellement de la source sismique utilisée et de la géométrie du dispositif. Ici, l‟utilisation de la masse permet une investigation de 100 mètres. L'autre facteur limitant la pénétration est la présence d'une couche de terrain de faible vitesse.

En forage, la méthode sismique consiste à analyser les amplitudes retour et les temps de parcours des ondes sismiques, émises en surface, dans un seul forage (downhole) ou dans plusieurs forages (crossholes). L‟acquisition sismique en surface permet d‟extrapoler les propriétés mesurées le long d‟un forage à l‟ensemble du site.

Applications

À l'aide de géophones à 3 composantes, il est possible d'obtenir des profils des vitesses des ondes en compression (P) et des ondes de cisaillement (S). L‟extraction des données nécessite une succession d‟étapes de traitement post-acquisition. Les points statiques sont corrigés sur les points géophone et sources. Les signaux de surface ont été supprimés. L‟application de la méthode inversée par moindres carrés permet d‟obtenir des évènements sismiques mieux ordonnés et de corriger les géométries de réflexions.

Par des traitements mathématiques de l'ensemble des données, la répartition spatiale des vitesses de propagation des ondes sismiques est obtenue sous forme de coupe (2D) ou de volume (3D). La tomographie sismique permet ainsi d'imager et de diagnostiquer l'intérieur d'un site ou d‟une structure. Les vitesses des ondes P et S sont relatives aux propriétés mécaniques du matériau traversé. Elles informent sur la qualité de dureté des massifs rocheux : elles déterminent la nature des formations géologiques (Gardner et al., 1974). Leurs bonnes résolutions verticale et horizontale permettent l‟étude des structures à toutes les échelles.

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Tableau 3-8 : Propriétés acoustiques de quelques matériaux (modifié d’après Hayman et al., 1991).

On peut ainsi détecter des zones moins indurées et évaluer le degré d'homogénéité des matériaux (Raymer et al., 1980). Des applications de la méthode sismique sont l‟étude des structures par la détermination de la densité des terrains mais aussi l‟observation d‟intrusions de différents fluides (Bashore et al., 1994).