3.1. Caractérisations pétrophysiques en laboratoire
3.1.5. Susceptibilité magnétique
Les méthodes magnétiques sont parmi les plus anciennes méthodes employées dans la géophysique appliquée (l'exploration minérale, exploration pétrolifère) ou dans les sciences fondamentales (tectonique des plaques, mesure du taux d’expansion océanique) (Guéguen et Placiauskas, 1992). Les méthodes magnétiques sont les moins coûteuses, les plus rapides les plus faciles à mettre en œuvre du point de vue instrumental.
Lorsque l’on applique un champ magnétique A (A.m-1) sur un matériau, celui-ci acquiert une
aimantation induite M (A.m-1) proportionnelle au champ appliqué. Le facteur de
proportionnalité K est appelé susceptibilité magnétique. Elle est exprimée en unité SI: K = A/M…(63)
La susceptibilité magnétique d’une roche caractérise sa capacité à s’aimanter. Elle donne une mesure physique qui prend en compte l’ensemble des grains de la roche, non seulement la fraction ferromagnétique qui peut avoir une aimantation rémanente naturelle (Souque, 2002), mais aussi la matrice qui comprend des minéraux dia-para-magnétiques et anti-ferromagnétiques (Tarling and Hrouda, 1993; Ferré et al., 1999; Aydin et al., 2006).
La susceptibilité magnétique dépend de la taille des grains et de l’arrangement des minéraux constitutifs qui sont porteurs d’une aimantation. Les mesures de la susceptibilité magnétique peuvent donner une estimation rapide du caractère ferromagnétique de la roche. Ces mesures peuvent être interprétées comme étant des changements lithologiques, d'homogénéité de la roche ou encore comme une indication de la présence de zones d'altération dans le massif rocheux.
Les valeurs de susceptibilité des éléments diamagnétiques étant très faibles et négatives (Table 3-5), ce signal est très facilement masqué par les éléments ayant des susceptibilités
57
plus fortes et positives. Les minéraux diamagnétiques les plus représentés sont la calcite (CaCO3), le quartz (SiO2) et les feldspaths (Borradaile, 1988; Rochette, 1983).
Les minéraux paramagnétiques représentent moins de 10% de la roche totale (Souque, 2002). Les minéraux paramagnétiques sont principalement des phyllosilicates (micas, argiles, chlorite,…), des silicates ferromagnésiens (olivine, amphiboles, pyroxènes…) (Coey et al., 1982) (Table 3-5), mais aussi des sulfures tels que la pyrite et la chalcopyrite. Les propriétés magnétiques principales des roches sont contrôlées par la présence des oxydes du système ternaire FeO- Fe2O3 (hématite, maghemite) et TiO2 (rutile).
Les réactions magnétiques les plus fortes sont dues aux minéraux comme la magnétite (Fe3O4), la titanomagnetite et la maghemite (γ Fe2O3). Des réponses magnétiques plus faibles peuvent être attribuées à l’hématite α. Fe2O3 et aux titanohematites. Les sulfures de fer tels que la pyrrhotine et la greigite (Fe3S4) peuvent également contribuer à quelques anomalies magnétiques (Gangyan, 2005) (Table 3-5).
Protocole expérimental
Les mesures magnétiques ont été conduites au Laboratoire de Paléomagnétisme à l’université de Montpellier en utilisant un Bartington. Le Bartington (Figure 3-11) fournit des mesures non destructives à basse fréquence, les lectures sont prises au bout d’une seconde.
Figure 3-11 : L’appareil de mesure de la susceptibilité magnétique (Bartington).
Les échantillons sont placés à l’intérieur de ce dernier qui va transmettre la valeur de la
susceptibilité de la roche en unité (SI). Chaque mesure a été normalisée pour un volume de
10 g/cm3. Le champ magnétique alternatif est généré par un courant de faible intensité alimentant un solénoïde. Ensuite le pont mesure le courant qui sera converti en susceptibilité magnétique. Il faut soustraire la valeur de la dérive de l’appareil avant et après la mesure de l’échantillon.
58
Minéraux Masse spécifique Susceptibilité (10-6 m3 kg-1)
Roches Masse spécifique Susceptibilité (10-6 m3 kg-1) Ferromagnétique Igné Fer 276000 Gabbro 0.082 Cobalt 204000 Dolérite 14.738 Nikel 68850 Basalte 8.556
Ferrimagnétique Quartz syenite 0.445
Magnétite 390-1116 Markfieldite 3.737 Maghémite 286-440 Nepheline-melanite syenite 0.238-0.265 Titanomagnétite 169-290 Hornblend diorite 7.175 Titanohaematite 281-315 Andésite 0.463 Pyrrhotite 50-53 Granite 0.026
Antiferromagnétique Biotite granite 0.07
Haematite 1.19-1.69 Microgranite 0.93 Goethtie 0.35-0.70 Phyolite 1.606
Paramagnétique Aegirine-albite porhyry 0.469
Ilmenite 1.70 Felsite porphyry 0.298 Olivine 0.01-1.30 Pitchstone 0.117 Sidérite 1.0 Pegmatite 0.335 Biotite 0.05-0.95 Conglomeratic tuff 0.117 Pyroxène 0.04-0.94 Métamorphique
Chamosite 0.9 Lewisian gneiss 6.491 Nontronite 0.863 Orthogneiss 0.144 Amphibole 0.16-0.69 Schist 0.165 Epidote 0.25-0.31 Slate 0.136 Pyrite 0.3 Dolomitised limestone 0.019 Lepidocrocite 0.5-0.75 Sédimentaire
Prochlorite 0.157 Mudstone 0.108 Vermiculite 0.152 Shale 0.03
Illite 0.15 Silstone 0.045 Bentonite 0.058 Red stone 0.009 Smectite 0.27-0.05 Arkose a gros grain 0.037 Chalcopyrite 0.03 Eriboll quartzite 0.007 Attapulgite 0.02 Brodick breccia 0.029
Dolomite 0.011 Autres
Diamagnétique Eau -0.009
Calcite -0.0048 Plastique -0.005 Alkali-feldspath -0.005 Halite -0.009 Quartz -0.0058 Kaolinite -0.0019
59
3.1.6. Perméabilité
Le perméamétre de précision (un des seuls en France) à été réalisé par Elodie Larive lors de sa thèse en 2002, sous la direction de David Mainprice. Nous avons fait des mesures de perméabilité sur les carottes de l’aquifère de Ploemeur afin de voir l’effet de l’altération et les relations entre les paramètres hydrodynamiques et électriques.
La perméabilité d’un milieu est caractérisée par son aptitude à laisser circuler un fluide (liquide ou gaz) au sein de son espace poreux, sous l’effet d’un gradient de pression. Elle dépend de la structure interne de l’espace poreux et particulièrement de la connectivité de ces différents éléments. C’est une propriété de transport macroscopique exprimant le rapport entre une force (gradient de pression) imposée à un fluide pour traverser le milieu et le débit résultant. On peut mesurer la perméabilité d’un milieu avec un échantillon de laboratoire ou de terrain. La perméabilité d’un milieu étudié s’exprime en (m2) en unité S.I. mais aussi en
Darcy, unité couramment utilisée par les pétroliers. Un Darcy correspond à la perméabilité d’un milieu dans lequel un fluide d’une viscosité de 1 centipoise (eau à 20 C°) soumis à un gradient de pression de 1 atm.cm-1, s’écoule à la vitesse de 1 cm s-1, avec
1 Darcy = 0,97. 10-12 m2.
Le perméamètre permet de contrôler des débits très faibles sur une large gamme de pression de pore et de confinement. Il permet également de réguler la température car les variations thermiques doivent être minimisées compte tenu de leur influence sur les volumes mises en jeu dans les mesures.
L’objectif de ce perméamètre (Figure 3-12) est de réaliser des mesures de perméabilités faibles à très faibles (entre 10-18 et 10-24 m2, ou du micro au picodarcy) (Table 3-6) sur des échantillons de roche cylindriques, de diamètre 2.54 cm et de longueur jusqu'à environ 4 cm, pour des pressions de confinement allant jusqu'à 1000 bars (soit 100 MPa).
60
Figure 3-12 : Perméamètre de précision et PC de mesure.
Protocole expérimental
Il existe trois méthodes principales permettant de mesurer la perméabilité des roches avec le perméamètre de précision :
La méthode "stationnaire" (steady-flow method)
On impose un débit constant à travers l'échantillon et on mesure la différence de pression entre le réservoir supérieur et inférieur. On maintient une différence de pression constante entre les réservoirs supérieur et inférieure et on mesure le débit à travers l'échantillon. La validité de la loi de Darcy (1856) est vérifiée lorsque l'on obtient une relation linéaire entre le gradient de pression et le débit (Morrow and Byerlee, 1988; Larive, 2002)
La méthode "par impulsion" (pulse transient method)
L'échantillon est maintenu sous une pression de fluide constante. A un instant t, on impose une légère augmentation de la pression, dans le réservoir supérieur. Les caractéristiques de la décroissance de cette impulsion de pression, sont suivies dans le réservoir supérieur, le réservoir inférieur ou dans les deux. Elles sont utilisées pour obtenir la valeur de la perméabilité et de la capacité de stockage de la roche étudiée, toujours en utilisant la loi de Darcy (Trimmer, 1981; Brace et al., 1968; Bernabé, 1987; Larive, 2002).
La méthode "harmonique" (pore pressure oscillation method)
La mise en œuvre de la méthode harmonique repose sur la circulation d’une onde de pression dans le milieu poreux (Larive, 2002). Elle a été développée pour l’analyse de la perméabilité
61
dans les sondages (Jouanna and Fras, 1979; Jouanna, 1991, 1992). On crée une onde de pression sinusoïdale dont on contrôle l’amplitude et la période dans le réservoir supérieur de l'échantillon. Lors de sa propagation à travers l'échantillon, cette onde est atténuée et déphasée par rapport au signal initial. On mesure simultanément les pressions en fonction du temps dans les réservoirs inférieur et supérieur, en fonction du temps. La pression enregistrée dans le réservoir siuai après l’échantillon à la forme d’une oscillation sinusoïdale. Le rapport des amplitudes et le déphasage des deux ondes permettent le calcul de la perméabilité et de la capacité de stockage de l'échantillon de la roche étudiée. Cette méthode a été retenue pour étudier nos échantillons venant de l’aquifère de Ploemeur (Kranz, et al., 1990; Fischer and Paterson, 1988; Larive, 2002).
Roches Perméabilité (cm/s) Porosité totale (%)
Argilite 10-8-10-9 35 Craie 10-5 35 Tuf volcanique 10-5 32 Marnes 10-7-10-9 27 Grès 10-3-10-6 3 à 35 Dolomite 10-5-10-7 1 à 12 Calcaires 10-10-10-12 3 Métaschistes 10-4-10-9 2.5 Gneiss 10-8 1.5 Quartz 10-10 <1 Granite 10-9-10-10 1 Gabbro 10-4-10-9 1 à 3 Basalte 10-6-10-8 1.5
Table 3-6: Perméabilité et porosité des différentes roches