Bases Sismique (PE-GMS_Pr MEHDI) PDF

Université Sultan Moulay Slimane Faculté Polydisciplinaire Khouribga Parcours GMS Semestre 5 BASES DE LA SISMIQUE REFRACTION MODULE GÉOPHYSIQUE MINIÈRE Pr. MEHDI Khalid L...

Université Sultan Moulay Slimane Faculté Polydisciplinaire Khouribga Parcours GMS Semestre 5 BASES DE LA SISMIQUE REFRACTION MODULE GÉOPHYSIQUE MINIÈRE Pr. MEHDI Khalid La sismique étudie les variations de la vitesse sismique du sous-sol, variations qui sont en relation avec la dureté, le degré de consolidation et la saturation. Avec cette méthode on peut distinguer la roche compacte du terrain meuble, la roche compacte et la roche altérée, les zone fracturées dans une roche saine, le niveau de la nappe phréatique, les amas métallifères… Parmi les méthodes géophysiques la sismique est de loin la méthode la plus importante tant du point de vue de l'argent dépensé que du point de vue des géophysiciens employés. En recherche pétrolière il s'agit essentiellement de sismique réflexion alors que dans les travaux relevant de la géologie de l'ingénieur (construction de routes, barrages, tunnels, hydrogéologie, géologie minière...), il s'agit le plus souvent de sismique réfraction.. 2.2 Paramètres mesurés 2.2.1 Introduction La méthode sismique est l'étude de la propagation d'ondes sismiques provoquées par l'homme. Le paramètre qui nous intéresse est la vitesse de propagation de ces ondes dans le sous-sol. En effet chaque roche peut être définie à partir de la mesure de la vitesse sismique qui lui est propre. La propagation des ondes sismiques dépend des propriétés élastiques des roches composant le sous-sol. La théorie de l'élasticité est une théorie mathématique rigoureuse. Elle part du principe suivant : Il n'existe pas de corps indéformable. Un solide, s'il est soumis à des tensions, se déforme. On pose à priori que forces et déformations sont infiniment petites, ce qui revient à écrire (du point de vue mathématique) que les relations entre forces et déformations sont linéaires, ce qui implique que les déformations sont réversibles. Cela signifie que le corps reprend sa forme initiale dès que les forces qui s'exercent sur lui ont cessé. Un tel corps idéal est dit élastique. Dans un corps de ce type, toute l'énergie est conservée. Les roches peuvent être considérées comme élastiques lorsque les déformations sont faibles. Cette théorie de l'élasticité s'applique très bien à la propagation des ondes sismiques, pour autant que l'on ne soit pas trop près de la source. En effet près de la source, les déformations sont trop grandes et elles deviennent irréversibles. Par exemple, après l'explosion, il y a un cratère autour du point de tir, et de plus une partie de l'énergie s'est transformée en chaleur. 2.2.2 Elasticité On définit un certain nombre de paramètres d'élasticité : 2.2.2.1 Le module de young E (module de traction) Si un corps a une longueur l et qu'il s'allonge sous l'effet d'une traction de la quantité ∆l, l’on obtient: F = force de traction appliquée [N] S = section [m 2 ] E = module de Young [Pa] Coefficient de Poisson (module de compression élastique) d = épaisseur [m] ∆d = rétrécissement [m]  = coefficient de Poisson [sans dimension] 2.2.2.2 Module d'incompressibilité K Si V est le volume, on définit la dilatation cubique comme : Si P est la pression appliquée on obtient : 2.2.2.3 Module de torsion ou de rigidité, module de cisaillement Il peut s'exprimer en fonction de E et de µ : µ est évidemment nul pour un liquide qui ne résiste pas aux efforts tangentiels. Un tel liquide est dépourvu de toute rigidité. Il est très souvent noté G en génie civil. 2.3 Ondes sismiques Dans un milieu homogène, infini, isotrope et élastique deux sortes d'ondes peuvent principalement se propager : les ondes P et les ondes S. 2.3.1 Les ondes P Le premier type d'ondes est appelé ondes longitudinales, ondes de compression ou ondes primaires P car ce sont elles qui arrivent en premier. Le mouvement des particules se fait selon un mouvement de compression et de dilatation. Le sens de vibration des particules est parallèle à l'axe de propagation : La vitesse de telles ondes peut s'exprimer en fonction des différents paramètres d'élasticité : K= module d'incompressibilité [Pa] µ = module de torsion [Pa]  = densité [sans dimension] E = module de Young [Pa]  = coefficient de Poisson [sans dimension] Différents types d’ondes observable sur un enregistrement sismique Nature et mode de propagation Ondes de volume Les ondes primaires P (ondes longitudinales) 2.3.2 Onde S Le second type d'ondes correspond à un mouvement de cisaillement. On les appelle des ondes transverses, ondes de torsion ou ondes secondaires S car ce sont elles qui arrivent en second. Le mouvement des particules dans ce cas se fait perpendiculairement à la direction de propagation Com me il n'existe pas de m od u le de cisaillement dans les liquides, les ondes S ne s ' y p r o p a g e n t p a s. La vitesse des ondes secondaires s'exprime en fonction elle aussi des paramètres d'élasticité : μ=module de torsion [Pa] ρ = densité [sans dimension] Nature et mode de propagation Ondes de volume Les ondes secondaires S (ondes transversales) Nature et mode de propagation Ondes de surface Dans un milieu homogène et isotrope Les ondes de Rayleigh 2.3.3 Les ondes guidés D'autres ondes apparaissent et se propagent le long de surfaces qui agissent comme guide d'ondes. Ces ondes sont appelées ondes de surface ou ondes guidées. les ondes guidées sont principalement des ondes de Rayleigh et des ondes de Love. Les ondes de Rayleigh ont un mouvement de particules elliptique dans le plan perpendiculaire à la surface de la direction de propagation Les ondes de Love sont des ondes S, polarisées horizontalement. La d i r e c t i o n d e p o l a r i s a t i o n é t a n t p er p e n d ic u l a i re à l a d i rec t ion d e p rop a g a t i o n Nature et mode de propagation Ondes de surface Dans un milieu hétérogène et/ou anisotrope Les ondes de Love En sismique de puits ou en diagraphie acoustique, le trou de forage est un guide d'ondes et on y observe des ondes particulières appelées ondes de Stoneley ou ondes de tube. En sismique terrestre la surface libre (limite air/formation) donne naissance aux ondes de Rayleigh. La zone altérée de surface agit comme un guide d'onde qui donne naissance aux ondes de pseudo-Rayleigh et de Love., 2.4 Vitesses sismiques 2.4.1 Introduction On a souvent besoin, pour savoir si la méthode sismique réfraction est applicable à certains problèmes, de connaître l'ordre de grandeur relatif des vitesses des différentes roches en présence. En effet l'emploi de cette méthode est conditionné par l'existence d'un contraste suffisant entre les vitesses des différentes couches de la zone à étudier. En sismique réflexion c'est l'impédance acoustique qui intervient et le pouvoir réflecteur du miroir ou coefficient de réflexion à incidence normale. On définit l'impédance acoustique comme le produit de la vitesse par la densité, le pouvoir réflecteur d'un miroir devient : V = vitesse du milieu [m/s]  = densité du milieu [sans dimension] On remarque qu'en sismique réflexion c'est le contraste d'impédance acoustique qui intervient alors qu'en réfraction il s'agit du contraste de vitesse. 2.4.2 La porosité et la saturation D'une façon générale, les vitesses sismiques décroissent lorsque les porosités croissent. Par ailleurs, pour une même porosité, les terrains propagent les ondes sismiques plus rapidement quand ils sont saturés que quand ils ne le sont pas. Par exemple, pour une porosité de 60% environ, la vitesse de propagation est proche de 330 m/s (vitesse de l'air) lorsque la roche est sèche, et de 1500 m/s (vitesse dans l'eau) si la roche est saturée. La mesure de la vitesse dans un terrain saturé permet par ailleurs d'obtenir la porosité grâce à la Loi de Wyllie, qui reste approximative, mais qui est utile pour l'estimation des porosités en général, et plus particulièrement pour l'estimation du degré de fracturation des roches consolidées :  = porosité [%],Vr = vitesse mesurée dans la roche [m/s], Vf = vitesse de propagation dans le fluide imprégnant la roche [m/s], Vma= vitesse de propagation dans la matrice [m/s] 2.4.3 La présence d'argiles Castagna (1985) a proposé aussi un ensemble de formule liant les vitesses P ou S à la porosité, l'argilosité, et la vitesse P par rapport à la vitesse S. Ces lois ont été tirées de mesures de laboratoire réalisées sur des échantillons de grès et d'argiles. Vs = 0.862 VP – 1170 Vs = vitesse de l'onde S [m/s] VP = 5810 – 9420 φ - 2210 Vcl VP = vitesse de l'onde P [m/s] VS = 3890 – 7070 φ - 2040 Vcl Vcl = volume d'argile [exprimé entre 0 et 1] 2.4.4 La profondeur et l'âge de la formation Les vitesses augmentent généralement avec la profondeur et l'age de la formation, cela peut être dû à :.une diminution de la porosité.une augmentation de la saturation Faust (1957) a développé une relation empirique qui relie la vitesse Vp et la profondeur : VP = L (A z)1/6 VP = vitesse de l'onde P [m/s] L = facteur lithologique A = âge de la formation [années] z = profondeur [m] 2.4.5 L'anisotropie Les vitesses sismiques montrent aussi de l'anisotropie dans les milieux stratifiés. La vitesse longitudinale est en générale plus élevée de 10 à 15 % que la vitesse transversale. 2.4.6 Vs à partir des ondes de Stoneley En acoustique il existe aussi une approximation qui permet d'obtenir la vitesse des ondes S en fonction de la vitesse des ondes de Stoneley et des densités (White 1983). Pour une formation saturée en eau on obtient : Vs= vitesse de l'onde S [m/s]  = densité de la formation Vst= vitesse de l'onde de Stoneley [m/s]  f = densité du fluide Vf= vitesse du fluide [m/s] 2.4.7 Gamme de vitesses On peut distinguer 6 grands groupes de roches sur les vitesses P : 1. Roche compactes, porosités inférieures à 3%, pas de fracturation, pas d'altération. Granites, Gneiss, Dolomites et calcaires massifs, Marbres, Quartzites, Basaltes. Vitesses de 4000 à 6000 m/s. 2. Les mêmes roches mais fracturées, porosité totale de 3 à 10%, peu ou pas d'altération. Vitesses de 3000 à 4000 m/s. 3. Roches poreuses, porosité supérieure à 5% pas de fracturation, pas d'altération. Calcaires, Craies, Grès,... Vitesses 2500 à 4000 m/s. 4. Les mêmes roches mais fracturées, porosités supérieures à 8%, peu ou pas d'altération. Vitesses 2000 à 3500 m/. 5. Roches altérées, vitesses très variables selon le degré d'altération. Vitesses toujours inférieures aux vitesses dans les roches saines. 6. Formations meubles, soit non consolidées, soit déconsolidées par une profonde altération ( surtout pour les roches à feldspaths abondants ) Graviers, sables, silts, tuf, Moraines Altérites. Vitesses 300 à 2500 m/s. Les formations aérées (air 330 m/s) présentent des vitesses plus faibles que celles qui sont saturées (eau = 1500 m/s). Avant de tirer des conclusions trop hâtives à partir de l'estimation des vitesses des roches on peut se souvenir de quelques règles :.La vitesse est grossièrement proportionnelle au degré de consolidation des roches..Dans du matériel non consolidé, la vitesse augmente avec la saturation en eau..L'altération de la roche diminue généralement sa vitesse..Les mesures de vitesse sont très sensibles au pendage. 2.4.8 Exemples Voici les vitesses des ondes P, S et les masses volumiques de divers types de terrains :