Le site de Meuse / Haute-Marne est défini comme le périmètre d’autorisation de construction du Laboratoire souterrain de recherche. Il est situé dans l’Est de la France, à la limite des départements de la Meuse et de la Haute-Marne (Figure 2.2.1).
Figure 2.2.1 Localisation géographique du site de Meuse / Haute-Marne
Géologiquement, le site de Meuse / Haute-Marne appartient à la bordure orientale du Bassin de Paris (Figure 2.2.2). Dans cette région, le Bassin de Paris est constitué d’une alternance de couches sédimentaires à dominante argileuse et de couches calcaires, déposées dans un environnement marin stable au cours du Jurassique entre -165 millions et -135 millions d’années (cf. § 3). Ces couches présentent une structure à géométrie simple et régulière avec un léger pendage vers le nord-ouest, de 1,5 à 2°, en accord avec la structure générale du Bassin de Paris en forme d'une cuvette dont le centre est l’Ile de France.
Figure 2.2.2 Localisation géologique du site de Meuse / Haute-Marne au sein du Bassin Parisien
Au sein de la série sédimentaire, le Callovo-Oxfordien est la formation retenue pour l'étude de la faisabilité du stockage (Figure 2.2.3). Elle est encadrée par deux formations géologiques, le Dogger sous-jacent et l’Oxfordien carbonaté sus-jacent, au sein desquelles se trouvent des horizons sédimentaires aquifères présentant néanmoins de faibles perméabilités et des écoulements lents de l’ordre du kilomètre par centaine de milliers d’années.
Figure 2.2.3 Coupe géologique au niveau du site de Meuse / Haute-Marne
Le cadre structural est stable, avec une orientation des contraintes mécaniques naturelles stable depuis 20 millions d’années. Le site se situe à l’écart des grandes failles régionales, comme le fossé de la Marne au Sud-Ouest (Figure 2.2.4).
Figure 2.2.4 Bloc diagramme géologique 3D du site de Meuse / Haute-Marne
Sur le plan sismo-tectonique, le Bassin de Paris est une zone stable à très faible sismicité à l’écart des zones actives comme le fossé Rhénan à l’Est, les Alpes au Sud-est, le Massif Central au Sud et le Massif Armoricain à l’Ouest. Sur le secteur de Meuse / Haute-Marne, il n’y a pas d’activité néotectonique détectable et pas d’activité sismique locale significative comme l’indiquent le réseau d’écoute sismique national et celui mis en place par l’Andra. L’aléa sismique maximal physiquement possible est estimé de magnitude 6,1 ± 0,4 (avec un épicentre à 6 km du site).
Le Callovo-Oxfordien se présente comme une couche argileuse épaisse (au moins 130 mètres), homogène latéralement, à faible porosité (15 %), peu perméable (vitesse de Darcy de l’eau de l’ordre de 3 centimètres en 100 000 ans), constituée de phases minérales argileuses (smectites, illites et inter stratifiés illite / smectite) représentant jusqu’à 60 % de sa masse, ainsi que de silts (quartz fins) et de carbonates, d’où son nom d’argilites. La sismique 3D réalisée par l’Andra ne révèle pas de faille de rejet vertical supérieur à 2 mètres au sein de la couche. Des forages déviés confirment l’absence de faille secondaire (subsismique…) ; en outre, sur plus de 4 km de carottes, seules ont été observées quelques micro cassures sans mouvement, sans effet sur l’écoulement de l’eau et dont certaines sont colmatées par des sulfates (Célestine), ce qui souligne leur formation précoce au moment de la compaction des dépôts.
Les caractéristiques du Callovo-Oxfordien ont été acquises peu après le dépôt ; la couche n’a pas été perturbée après sa mise en place, comme le soulignent les marqueurs isotopiques Sr et į13C, des thermomètres géologiques indiquant une paléo température maximale de l’ordre de 40 °C et la quasi-absence de minéraux formés plus tardivement (au-delà de 10 millions d’années).
La composition minéralogique argileuse des argilites confère à la couche du Callovo-Oxfordien des capacités de rétention élevées. À cela s’ajoutent de faibles valeurs des coefficients de diffusion, notamment pour les anions, du fait de la structure porale très petite des argilites. La moitié de la porosité de 15 % à 18 % est occupée par de l’eau liée ; les pores ont une taille moyenne de 50 nm correspondant à un faible empilement de quelques molécules d’eau. Une répulsion électrostatique des anions existe au niveau des pores les plus petits, du fait de l’existence de charges négatives à la surface des minéraux argileux. La rétention des cations est de fait élevée. Les profils de traceurs naturels (37Cl,
11B,4He) ainsi que les contrastes de concentration en chlorures entre la base de l’Oxfordien carbonaté et le toit du Callovo-Oxfordien confirment des processus de transport lents des solutés.
Enfin, les argilites présentent des propriétés mécaniques favorables à la faisabilité d’ouvrages souterrains aux profondeurs de la couche du Callovo-Oxfordien sur la zone de transposition (résistance à la compression simple supérieure à 21 MPa) et des propriétés thermiques significatives (conductivité thermique comprise entre 1,4 et 2,7 W.m-1.K-1 suivant la stratigraphie).
À partir de la position du laboratoire de recherche souterrain, on définit une zone dite « de transposition » au sein de laquelle la couche du Callovo-Oxfordien présente des propriétés physiques et chimiques similaires à celles observées au niveau du laboratoire souterrain de recherche (Figure 2.2.5). Sa superficie est d’environ 250 km². La profondeur du toit et l’épaisseur de la couche du Callovo-Oxfordien varient respectivement de 420 mètres au niveau du laboratoire de recherche souterrain à plus de 600 mètres suivant la direction du pendage, et de 130 m au niveau du laboratoire de recherche à 160 m vers le nord.
Figure 2.2.5 Localisation de la zone de transposition autour du site de Meuse / Haute-Marne et position des forages réalisés par l’Andra sur le secteur