DEUST Géosciences Module de géophysique

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1 DEUST Géosciences Module de géophysique Université de la Nouvelle Calédonie Séance 3 : L outil géophysique les différentes méthodes d imagerie géophysique J. Collot Service géologique de Nouvelle Calédonie DIMENC julien.collot@gouv.nc 1

2 Séance 3 : L outil géophysique les différentes méthodes d imagerie géophysique 1. Méthodes potentielles a) Généralités b) Méthode électrique a) Mesure de la polarisation b) Mesure de la résistivité c) Méthodes électromagnétiques a) Méthode tellurique b) Méthode magnétotellurique c) AFMAG d) CW e) TEM f) VLF g) Georadar d) Méthode gravimétrique e) Méthode magnétique 2. Méthodes acoustiques a) Généralités b) Sismique réflexion c) Sismique réfraction d) Sismique de puits 3. Autres méthodes a) Radiométrie b) Télédétection c) Diagraphies 2

3 1. Méthodes potentielles 3

4 Méthodes potentielles 1 a Généralités : Définition générale Les données de potentiel correspondent aux mesures des champs de vecteurs qui dérivent d un potentiel Exemple : Le gravimètre mesure le champs gravimétrique qui dérive du potentiel d attraction newtonien. Potentiels électrique, gravimétrique, électromagnétique, magnétique 4

5 1 b Méthodes électriques Utilisées en géophysique appliquée essentiellement pour la prospection minière, l'hydrogéologie, le génie civil et l'archéologie. L'ensemble de ces méthodes peut être classé en fonction et de la source utilisée : sources naturelles (ou passives) : polarisation spontanée sources artificielles (ou actives) : polarisation induite mesures de résistivité 5

6 1 b a Polarisation spontanée La polarisation spontanée est la méthode de géophysique appliquée la plus simple à mettre en œuvre et la moins chère. Une polarisation spontanée peut être observée par une simple mesure de la différence de potentiel à la surface du sol de quelques millivolts à environ un volt. Origines possibles de polarisation spontanée environnementale, c est à dire qu elle est liée au courant d un fluide, activité bioélectrique végétale concentration électrolytique dans les eaux souterraines liée à une minéralisation. En effet, certaines minéralisations possèdent une conductivité naturelle qui les f 6

7 Méthodes électriques Polarisation spontanée Quelques grandeurs observables : Le dispositif de mise en œuvre est très simple et ne nécessite que deux électrodes et un voltmètre, mais peut être déclinée en deux variantes : méthode de l amplitude méthode du gradient Méthode de l amplitude : une électrode est placée loin de la zone d étude, de sorte qu on puisse la considérer à l'infini, et reste fixe à la station de base. La seconde autre électrode est déplacée sur la zone à cartographier. Son déplacement est organisé le long de profils, de sorte à obtenir une carte des potentiels obtenus qui permet de localiser la minéralisation ou la source hydraulique. 7

8 Méthodes électriques Polarisation spontanée Méthode du gradient: on déplace les deux électrodes le long des lignes de profil. On garde une distance constante et petite entre les électrodes. On divise les voltages mesurés par l écart des électrodes afin de pouvoir tracer des cartes de gradient. Dans les deux cas, les profils doivent être choisis orthogonalement aux structures suspectées. 8

9 Méthodes électriques Polarisation spontanée La méthode de la polarisation spontanée possède un faible pouvoir discriminateur entre les origines possibles des anomalies N autorise pas de considération sur la taille des structures enfouies. En conséquence, elle ne peut être utilisée seule mais vient forcément en complément d autres sources de connaissance géologique. 9

10 Méthodes électriques 1 b b Polarisation induite Méthode utilisée depuis les années 40 et est la conséquence des recherches menées par l U.S. Navy pour développer un détecteur de mines. Cette technique est utilisée surtout dans le cadre de la prospection minière, aquifère ou géothermale. Principe : Injection de courant continu dans le sol Les roches accumulent de l énergie (par le biais de processus chimiques) Coupure brutale du courant injecté Les roches libèrent cette énergie pour revenir à un état énergétique initial La décroissance progressive de la différence de potentiel avec le temps, exprimée en terme de chargeabilité, traduit les propriétés du sol qui s'est chargé comme un accumulateur de faible capacité pour ensuite se décharger. 10

11 Méthodes électriques Polarisation induite Méthodologie : A l aide de deux électrodes d injection et de deux autres électrodes de mesure, on observe le retour à zéro de la différence de potentiel induite par l injection de courant et calculer la chargeabilité M 2 techniques : Technique espace-temps dispositif fixe que l on déplace le long de profils. Mesures effectuées sur l ensemble de la zone à prospecter Interprétation finale se fait grace à une carte de chargeabilité. Technique espace-fréquence 11

12 Méthodes électriques Polarisation induite Polarisation induite espace fréquence: on ne se contente pas d injecter et de couper le courant une seule fois on répète cette séquence un certain nombre de fois et selon deux fréquences qui ne dépassent pas 10Hz, par exemple Fmin = 0,1Hz puis Fmax = 5Hz. A chacune des fréquences, on mesure la résistivité apparente du sous sol que l on nomme ρ min puis ρ max. Plus le temps d injection du courant dans le sol est grand et plus la différence de potentiel Vp, qui traduit le survoltage, est grande alors que l intensité reste constante. Plus le temps d injection est bref et plus sa fréquence est élevée. 12

13 Méthodes électriques Polarisation induite Polarisation induite espace fréquence: Calcul du pourcentage de l effet de fréquence (FEP) et du paramètre facteur métal (MFP) : 13

14 Méthodes électriques 1 b c Mesures de résistivité Largement utilisées en prospection minière, hydrogéologique et génie civile Matériel simple Principe : Injection d un courant d une intensité connue dans le sol au moyen de deux électrodes et à la mesure de la différence de potentiel induite par les caractéristiques du sous sol à l aide de deux autres électrodes. On déduit de ces mesures les valeurs de la résistivité apparente du sous sol (U=RI) 2 techniques En sondage : en un lieu donné en variant la géométrie du dispositif En traînée : traîner le dispositif qui garde sa géométrie fixe et ainsi effectuer une cartographie anomalitique des résistivités apparentes L utilisation de forages équipés en électrodes d injection et de réception permet de construire directement une coupe géoélectrique. Cela consiste à faire de la tomographie électrique. 14

15 Méthodes électromagnétiques 1 c Méthodes électromagnétiques Principe général : utilisation d un champ électromagnétique incident dans un milieu, et lecture de la réponse du sous sol à cette sollicitation. 15

16 Méthodes électromagnétiques Méthodes électromagnétiques Ne nécessitent pas la mise en place d un dispositif en prise directe sur le sol (permet l aéroporté) sources naturelles : méthode tellurique méthode magnétotellurique méthode audio (AFMAG) sources artificielles : méthode d'induction continue (CW) méthode d induction transitoire (TEM) méthode très basse fréquence (VLF) Géoradar Les courants électriques utilisés sont variables en fréquence Profondeur d investigation : H = 100 (Fθ) 1/2 avec F: fréquence de la source θ: conductivité du sous sol 16

17 Méthodes électromagnétiques 1 c a La méthode tellurique L'ionosphère est le siège de courants électriques intenses qui produisent un champ magnétique variable. Ce champ électromagnétique primaire induit dans la croûte terrestre un champ électromagnétique secondaire. Ces courants électriques telluriques, dont les lignes de circulation sont à l'échelle du globe, varient constamment en amplitude et en direction. Les variations les plus lentes peuvent être assimilées à des courants continus dont l'intensité est fonction de la conductivité locale. La mesure de la composante électrique du champ électromagnétique tellurique permet de connaître la conductivité du sous sol. 17

18 Méthodes électromagnétiques 2 jeux d électrodes : La méthode tellurique Méthodologie Le premier jeu d électrodes est fixe et constitue la station de base. Le second jeu est déplacé sur la zone à prospecter et constitue la station mobile. Pour chaque nouvelle position de la station mobile, on effectue simultanément une mesure de différence de potentiel aux deux stations. La différence entre la différence de potentiel de la station mobile et celle de la station de base est donc une mesure de la différence de potentiel induite par les courants telluriques et affranchie de leurs variations. Les variations de différence de potentiel cartographiées sont dues aux variations de conductivité du sous sol et donc à sa constitution géologique. 18

19 Méthodes électromagnétiques 1 c b La méthode magnétotellurique Principe : IDEM QUE METHODE TELLURIQUE MAIS ON MESURE LES 2 COMPOSANTES DU CHAMP SECONDAIRE (au lieu de la seule composante électrique) Dispositif : électrodes et magnétomètres 2 techniques : En sondage Dispositif fixe et on fait varier la fréquence de mesure du champ électromagnétique tellurique En profilage Déplacement du dispositif à fréquence constante (conductivités apparentes) 19

20 Méthodes électromagnétiques 1 c c La méthode Audio (AFMAG) AFMAG = Audio Frequency MAGnetic fields Source primaire = foudre et orages magnétiques Ondes se propagent à la surface de la terre et base ionosphère Méthodologie: 2 bobines perpendiculaires mesurent les variations de l inclinaison de ce champ électromagnétique Utilisé en prospection terrestre et aéroportée selon technique de profilage 20

21 Méthodes électromagnétiques 1 c d La méthode d induction continue (CW) Source artificielle continue (bobine) Recepteur (autre bobine) : mesure l inclinaison, l intensité et la phase du champ secondaire induit Profilage ou sondage 21

22 Méthodes électromagnétiques 1 c e La méthode d induction transitoire (TEM) Principe et méthode On dispose d une très grande boucle dans laquelle on applique un important courant électrique pendant à peine quelques dizaines de millisecondes. Ce courant provoque à la surface du sol un champ magnétique orienté verticalement. Ce champ, s il traverse un corps géologique conducteur, va créer des courants électriques secondaires souterrains alors que le champ magnétique primaire se dissipe à la surface. Les courants électriques secondaires induisent un champ magnétique secondaire dont l amplitude décroit rapidement avec le temps. Une seconde boucle, plus petite que la première et placée en son centre permet de recevoir le champ magnétique secondaire et de mesurer son amplitude. On répète le processus plusieurs fois et on stack les résultats pour chaque position de mesure. 22

23 Méthodes électromagnétiques La méthode d induction transitoire (TEM) 23

24 Méthodes électromagnétiques 1 c f La méthode très basse fréquence Principe et méthode (VLF) La source utilisée dans cette méthode sont les ondes radio à très basses fréquences, émises par une quinzaine de balises militaires utilisées pour la navigation aérienne et maritime. Ces ondes se comportent comme des ondes planes et se propagent sur d immenses surfaces terrestres. Le principe de la méthode est ensuite similaire à celui des méthodes d'induction. Elle est cependant limitée au profilage terrestre ou aéroporté et autorise la cartographie de la conductivité apparente. La méthode très basse fréquence est cependant limitée dans son utilisation lorsque la source est inexistante ou inopérante ou dans le cas d une topographie trop abrupte. 24

25 Méthodes électromagnétiques 1 c g Le Géoradar Principe Attention! Principe différent des autres méthodes électromagnétiques Principe de propagation des ondes (et non d induction): Un milieu possède une vitesse de propagation des ondes radio qui dépend de sa constante diélectrique et de sa perméabilité magnétique. En conséquence, les différentes formations géologiques possèdent des vitesses distinctes. Les ondes émises par le géoradar s enfoncent dans le sous sol ou elles peuvent se réfléchir à l interface entre deux milieux de vitesses de propagation différentes. Plus le contraste de vitesses est important plus la quantité d énergie réfléchie et donc renvoyée vers le récepteur est importante. Le récepteur enregistre les temps d arrivée des ondes réfléchies ou réfractées qui arrivent jusque lui avec suffisamment d énergie. 25

26 Méthodes électromagnétiques Le Géoradar La perte d énergie électromagnétique au cours du trajet dans les roches est très importante et limite de façon conséquente l applicabilité du géoradar H la profondeur d investigation : 26

27 Méthodes électromagnétiques Le Géoradar 2 techniques : Profilage réflexion Déplacement du géoradar le long d un profil Réfraction grand angle (WARR) Idem qu en sismique 27

28 Méthode gravimétrique 1 d Méthode gravimétrique Principe La méthode gravimétrique consiste à effectuer des mesures de la composante verticale du vecteur gravité à l aide d un gravimètre. Ces mesures sont effectuées en profilage sur l ensemble de la zone à étudier. Un certain nombre de corrections doivent être appliquées aux données avant interprétation: correction instrumentale correction de marées correction d Eötvös correction de latitude correction isostatique correction d altitude (air libre ou bouguer) correction de terrain Ces corrections permettent de ramener l ensemble des mesures à une valeur théorique à la surface du géoïde. 28

29 Méthode gravimétrique La correction instrumentale permet d annuler la dérive instrumentale. Les gravimètres doivent en effet régulièrement être réétalonnées. Les marées provoquent non seulement un déplacement des fluides à la surface terrestre, mais aussi une déformation pluridécimétrique des formations géologiques qui sont élastiques. Ces mouvements des masses rocheuses perturbent donc localement le champ gravimétrique et il convient donc de s en soustraire. La correction d Eötvös permet de contrebalancer l accélération de coriolis qui affecte la mesure de l accélération gravimétrique. La correction isostatique permet de contrebalancer les effets des différences d épaisseur et de densité crustales qui sont très importantes, par exemple entre une mesure effectuée à terre et une autre acquise en mer. La correction de latitude permet de tenir compte de l applatissement terrestre aux pôles. La correction d altitude vise à supprimer les effets des grandes masses dépassant le géoïde, cette correction est dite «à l air libre» en mer et de «bouguer» sur terre. La correction de terrain permet d éliminer les effets des petites masses non prises en compte par la correction d altitude, c est à dire le relief immédiat. 29

30 Méthode magnétique 1 e Méthode magnétique Principe La magnétométrie consiste en la mesure des anomalies du champ magnétique terrestre On mesure le magnétisme induit et le magnétisme rémanent Nécessite l utilisation de deux magnétomètres: un premier appareil est statique et sert de station de base, un second appareil est mobile et sert de station de mesure. On déplace la station de mesure, et pour chacune de ses positions on effectue une mesure simultanée des deux stations. La différence entre la valeur mesurée à la station de mesure et la valeur mesurée à la station de base donne une valeur affranchie des variations temporelles du champs magnétique terrestre. 30

31 Méthode magnétique 31

32 2. Méthodes acoustiques 32

33 Méthodes acoustiques 2 a Généralités Principe Etude de la propagation des ondes acoustiques dans le sol Source actives : masse explosif canon à air canon à eau vibrateur 33

34 Méthodes acoustiques 2 a Généralités Les ondes élastiques créées se propagent dans le sous sol. Durant leur trajet il est possible qu elles se réfractent ou qu elles se réfléchissent sur des interfaces. On enregistre leur temps de parcours. Géophones à terre, hydrophones en mer 3 techniques : Sismique réflexion Sismique réfraction Sismique de puits 34

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36 Méthodes acoustiques 2 b Sismique réfraction Angle d incidence critique Analyse des temps d arrivées des ondes réfractées Fourni un modèle de vitesse 36

37 Méthodes acoustiques 2 b Sismique réflection La sismique réflexion est une technique ardue qui s'attache à reconstituer un modèle structural à partir de l'enregistrement des ondes réfléchies. Traitement sismique Notion de Common Mid Point (CMP) Analyse de vitesse Stack 37

38 Méthodes acoustiques 2 b Sismique de puits La sismique de puits se distingue des autres techniques principalement en raison du dispositif d acquisition des données. En effet, la source et les géophones ne sont pas disposés sur le sol mais le long d un puits s enfonçant dans le sous sol. Analyse de ondes directes 38

39 3. Autres méthodes 39

40 3 a Radiométrie Analyse des rayonnements radioactifs La méthode consiste en une cartographie des anomalies établie à l'aide d'un compteur Geiger Muller, d'un scintillomètre ou surtout d'un spectromètre gamma. Cette cartographie procède évidemment par profilage terrestre ou aéroporté. La prospection radiométrique est essentiellement utilisée dans le cadre de la cartographie géologique et de la recherche des gisements d'uranium. 40

41 3 a Diagraphies Les méthodes diagraphiques sont basées sur l implémentation des sondages en outils de mesure géophysiques. Apporte des connaissances directes puisque acquises in situ 41

42 3 a Télédétection La télédétection recouvre l'ensemble des méthodes qui permettent de connaître à distance, par l'intermédiaire de capteurs électromagnétiques embarqués sur des satellites artificiels, les propriétés d'un terrain Les principaux satellites peuvent être classés selon leur domaine spectral : domaine solaire : 0.4 à 2 mm LANDSAT, METEOSAT, NOAA et SPOT domaine thermique : 8 à 14 mm LANDSAT, METEOSAT et NOAA domaine des micro ondes : 3 à 300 mm ERS, RADARSAT, SEASAT et TIROS 42