PROJET DE RECHERCHE Deuxième année d Ecole d Ingénieur

PROJET DE RECHERCHE Deuxième année d Ecole d Ingénieur Apport des mesures sismologiques en fond de puits dans le projet de géothermie profonde de Soultz-Sous-Forêts Chloé PERRIN 2014-2015 Encadrants: Jean Schmittbuhl - Nicolas Cuenot - Marc Schaming

Abstract This project is a bibliographic one, and is based on articles published between 1993 and 2008. It deals with the downhole seismologic network on the site of Soultz-sous-Forêt. We study the seismic cloud which appears during a stimulation by fluid injection of a borehole and is detected by the network. The study of this cloud brings a lot of information concerning permeability and the state of stress of the rock. So we present here the devices of the network, how and when worked, the results it brought and their interpretations. We will also compare it to the surface network, discuss its default which caused the end of its activity. Résumé Ce projet de recherche est bibliographique, il s appuie sur de nombreux articles publiés entre 1993 et 2008 et a pour objet d étude le réseau sismologique profond déployé sur le site de Soultz-sous-Forêt. Plus précisément, nous présenterons les dispositifs, l historique de fonctionnement, les résultats apportés et les interprétations qui en ont découlé. Pour cela, nous nous intéressons au nuage de sismicité obtenu grâce à la localisation des microséismes détectés par le réseau, ainsi qu aux informations sur le milieu que son étude apporte, notamment sur la perméabilité et l état de contrainte. Nous comparerons le réseau profond à celui de surface, également en place sur le site de Soultz-sous-Forêt, et nous discuterons des failles de ce réseau, qui ont causé l arrêt de son activité, ainsi que les perspectives d amélioration. 1

Table des matières Introduction... 3 I) Le réseau sismologique... 4 1. Instrumentation... 4 2. Numérisation... 5 3. Historique de fonctionnement... 7 4. Réseau de surface... 7 II) Résultats obtenus grâce au réseau fond de puits... 9 1. Nuage de sismicité... 9 2. Perméabilité... 12 3. Etat de contrainte... 14 4. Glissement asismique... 16 III) Bilan et perspectives... 17 1. Etat du réseau fond de puit... 17 2. Un nouveau projet... 17 Conclusion... 19 Remerciements... 19 Références bibliographiques... 20 Annexes... 21 2

Introduction Le projet de Soultz-sous-Forêts a vu le jour en 1987 et est aujourd hui le programme de recherche le plus avancé au monde dans le domaine de la géothermie profonde. Le site de Soultz-sous-Forêts présente un sous-sol particulier : on y trouve une anomalie thermique, le gradient de température est beaucoup plus élevé que la normale, ce qui constitue une bonne source de chaleur. On note également la présence d un granite parcouru de grandes fractures riches en une eau saumâtre, qui constitue un fluide qui circule naturellement sur plusieurs kilomètres, ce qui permet le transport de chaleur vers la surface. En effet, la géothermie profonde repose sur le transfert thermique : le fluide géothermal circule dans une boucle fermée, il transmet sa chaleur en surface via un échangeur thermique à un fluide intermédiaire. Ce dernier se vaporise à d assez basse température, et permet ainsi la rotation d une turbine, et la production d électricité. Le fluide géothermal est ensuite réinjecté en profondeur pour se réchauffer à nouveau grâce aux circulations profondes. Figure 1 : Centrale de Soultz-sous-Forets, principe de fonctionnement BRGM Mais avant l inauguration de la centrale en 2008, de nombreux tests ont dut être entrepris. Plusieurs stimulations par injection de fluide ont été faites entre 1993 et 2000 afin de caractériser au mieux le milieu. Notamment, l apparition d une microsismicité induite par ces injections est rapidement observée. Les microséismes sont mesurés par des réseaux sismologiques, l un en profondeur, l autre en surface. Nous nous intéresserons en particuliers aux mesures sismologiques du réseau en fond de puit, et à ce qu il a apporté quant à l étude du réservoir, et donc à l évolution du projet. 3

I) Le réseau sismologique 1. Instrumentation Le réseau profond est composé de capteurs placés au fonds de puits d observation. Ces capteurs sont permanents, donc ils ne sont pas retirés après la fin de la stimulation et ne sont pas manipulables, car cimentés au fond du puit. Ils résistent à de hautes températures (jusqu à environ 140 C) et sont censés fonctionner au moins 5 ans. On a deux types de capteurs : d une part trois accéléromètres de type CMSA (Camborne School of Mines Associates) à quatre composantes placés entre 1400m et 1600m de profondeur Ils sont en configuration tétraédrique, avec une composante verticale et les autres formant un angle de 109,5 entre elles. Cette configuration permet une redondance des mesures, contrairement à la configuration orthogonale, plus utilisée, dans laquelle le mauvais fonctionnement d un des capteurs entraîne la perte de l aspect 3D de la mesure. D autre part on utilise des hydrophones (un seul lors de l injection de 1993, deux lors de celle de 2000), placés à 2100m de profondeur. Les hydrophones, contrairement aux accéléromètres, ne sont mis en place que pour les injections et retirés lorsque l activité sismique induite cesse. Ce réseau profond s affranchit de la pollution de la forme d onde provoquée par la traversé du milieu sédimentaire car il se trouve directement dans le granite. Il est également moins sensible aux effets d atténuation car les capteurs sont proches des hypocentres des éventuels microséismes. Figure 2 : Localisation des puits d observation où se trouvent les trois accéléromètres (4550, 4616 et 4601) et les hydrophones (EPS1) et du premier puit d injection (GPK1) (d après Seid Bourouis) 4

2. Numérisation Les stations détectent les microséismes par déclenchement automatique. Sur les quatre composantes des accéléromètres, les arrivées des ondes P et des ondes S sont claires et bien distinctes (séparées de 0,15 à 0,25s), ce qui correspond à des distances épicentrales comprises entre 1km et 2km. L arrivée des ondes S n apparait pas sur l enregistrement des hydrophones. La durée de l enregistrement est d environ 2s, mais l accélérogramme en lui-même, c est-à-dire les amplitudes plus importantes que le niveau de bruit, ne dure que 1,6s. Les capteurs enregistrent avec une fréquence d échantillonnage d environ 5000Hz et ont une réponse plate jusqu à 1000Hz, c est-à-dire qu une fois cette fréquence dépassée, le signal peut être modifié par l appareil : des fréquences de résonnance instrumentale peuvent apparaitre. Figure 3 : Exemple de sismogramme d un microséisme enregistré par un accéléromètre du réseau profond (la première composante est la verticale) (Jones et al. 1995) 5

Les accélérogrammes enregistrés par la station 4601 sont particuliers : les signaux sont coupés à une fréquence beaucoup plus basse par rapport aux autres stations. On constate que les hautes fréquences sont coupées au-dessus de 140Hz, sa bande passante est donc de 80Hz- 140Hz, alors qu elle est de 80Hz-800Hz pour les autres stations. Cela peut s expliquer par le fait qu elle est beaucoup plus éloignée que les autres de l endroit où vont se concentrer les microséismes (comme on peut le voir sur la figure 2) ou encore qu elle est située dans les sédiments, et non dans le granite. Les signaux enregistrés sont ensuite transmis à une centrale d acquisition où il leur est appliqué un filtre passe-bas anti-aliasing à 1500Hz, et sont digitalisés à un taux de 5000 échantillons par seconde (d après Seid Bourouis). Figure 4 : Enregistrement d un séisme par le réseau fond de puit. Les trois accéléromètres 4550, 4601 et 4616 ont quatre voix, l hydrophone une seule. On constate un net retard d arrivée des ondes pour la station 4601 (d après Seid Bourouis) 6

3. Historique de fonctionnement En 1993, soit six après le début du forage, GPK1 de 3590m de profondeur est stimulé pour la première fois. Ce programme d injection est en tout composé de cinq tests : un premier test de production, puis une seconde série d injection avec obturateur (packer). Le fond de puit est rempli avec du sable et une troisième injection, beaucoup plus importante, effectuée en septembre. On constate une forte activité sismique lors de cette injection. Le sable est ensuite en partie retiré. La quatrième injection visait à stimuler particulièrement une certaine structure détectée à 3485m. Enfin, pour la dernière injection, en octobre, tout le sable et tous les obturateurs sont retirés, et beaucoup de microséismes sont également enregistrés. En 1995, un second puit GPK2 est foré (jusqu à une profondeur de 3380m pour être ensuite être allongé à 5000m en 1999), il sera stimulé la même année, puis en 2000. GPK 3 est foré à 5000m en 2002, puis stimulé en 2003 et GPK4 est foré et stimulé une première fois en 2004 puis de nouveau en 2005. Parmi les articles étudiés, le plus récent date de 2008 (Cuenot et al., 2008), mais il n est pourtant jamais question des deux derniers puits forés. Les études basées sur les mesures apportées par le réseau fond de puit semblent cesser après l injection de 2000. 4. Réseau de surface Le réseau de surface, installé par l EOST, est composé de 3 stations permanentes (depuis 2002) et 14 temporaires. Parmi elles, on trouve 8 sismomètres dotés de capteurs verticaux qui enregistrent en continu mais seulement les ondes P, compte tenu de leur polarité et de l unique composante de l instrument. On a également 6 sismomètres à trois composantes, dont l un d eux enregistre en continu. Seules les stations SUBF, OPSO et FORO sont équipés de capteurs horizontaux (voir figure 5). Les stations de surface sont de plus longue période que celles fond de puits, les fréquences de coupure étant de l ordre du Hertz pour le réseau de surface contre une dizaine de Hertz en fond de puit. Les signaux sont enregistrés à une fréquence d échantillonnage de 150 points par seconde. Les stations temporaires sont retirées cinq jours après la fin de l injection, cependant des microséismes ont encore lieu après cette date, ils ne sont donc enregistrés que par le réseau fond de puit. On constate que les deux réseaux enregistrent les microséismes dans des domaines de magnitude de complétude différents : entre -0,5 et 1,9 pour le réseau de surface et entre -1,83 et 1,05 pour celui en fond de puit, lors de l injection de 1993. Ce dernier permet donc de détecter des microséismes plus petits, ce qui est certainement du à l atténuation avec la profondeur et la présence de sédiments entre les hypocentres et les stations en surface. Cependant, la différence de seuil haut pour ces domaines de magnitude peut sembler surprenante : en effet on s attend à ce qu un séisme important détecté par le réseau de surface le soit également avec le réseau profond. Cela peut être dû à une saturation des capteurs fonds de puits pour les séismes les plus forts. On mesure ainsi, durant l injection de 1993 environ 165 microséismes avec les stations en surface, contre environ 20000 avec celles en fond de puit 7

(Cornet et al., 1997). Le réseau de surface semble donc moins efficace pour étudier les caractéristiques du réservoir, comme sa géométrie, sa perméabilité et donc son évolution à long terme. Ce réseau a davantage pour but de surveiller les répercutions que peut avoir la sismicité induite en surface. Figure 5 : localisation du réseau de surface par rapport aux puits d injection et d observation, vue du dessus (d après Cuenot et al., 2008) Figure 6 : Vue en coupe des deux réseaux de mesures sismologiques (d après Cuenot et al., 2008) 8

II) Résultats obtenus grâce au réseau fond de puits 1. Nuage de sismicité Afin d étudier la sismicité induite par une injection, il faut tout d abord localiser les microséismes. L une des méthodes utilisée la méthode dite «multiplet clustering» (Moriya et al., 2003), elle est plus précise et donne des erreurs plus petite que d autres méthodes (la méthode Joint Hypocenters Determination par exemple). Un multiplet est un groupe de microséismes dont les formes d ondes sont similaires, bien que les temps d origines soient différents. Les microséismes au sein d un même multiplet sont considérés comme des séismes ayant pour origine la même aspérité. Le «multiplet- clustering» est en fait la combinaison de deux méthodes : la «clustering analysis» qui consiste à relever des temps d arrivée absolus et la «multiplet analysis», qui consiste à relever les temps d arrivée relatifs à l aide de la méthode interspectrale. Les signaux analysés grâce à cette méthode sont mesurés par les accéléromètres à quatre composantes en fond de puit avant d être convertis en signaux à trois composantes orthogonales. La similarité des signaux est établie automatiquement grâce à une fonction de cohérence. On les regroupe ainsi par multiplets. Ensuite, les positions relatives des sources associées aux multiplets sont estimées grâce à une analyse d interspectres. Une fois les hypocentres localisés, on constate qu ils sont concentrés dans une zone particulière : c est ce qu on appelle le nuage de sismicité. On peut ainsi le situer et le décrire : il se trouve entre 4000m et 5500m de profondeur et a la forme d un ellipsoïde aplati. Il fait environ 2000m de long et est orienté dans la direction 30 N-35 O (Cuenot et al., 2008). On constate que l orientation du nuage dépend de l état de contrainte, et donc varie avec la profondeur, point que nous développerons plus loin (voir figure 7). Figure 7 : projection horizontale du nuage de sismicité dans trois domaines de profondeur : (de droite à gauche) 2700-2900m, 2900-3100m et en dessous de 3100m (d après Cornet et al. 1997) 9

A B Figure 8 : Représentation du nuage de sismicité en coupe, lors de la stimulation de 2000. A : coupe transversale dans la direction N55 E (extension minimum du nuage) B : coupe transversale dans la direction N145 E (extension maximum du nuage) Le trait noir correspond au puit d injection, la taille des cercles indique la magnitude. (d après Cuenot et al., 2008) 10

On calcule également la valeur du coefficient b de la loi de Gutenberg-Richter : Log(N(M))=a-bM (N étant le nombre de séismes de magnitude supérieur à M, b représente le rapport entre grands séismes et petits séismes.) Pour l injection de 1993, on trouve une valeur de b d environ 1,26 et 1,29 pour celle de 2000 (Cuenot et al., 2008). Figure 9 : Distribution des séismes selon leur magnitude et leur fréquence et estimation de b lors de la stimulation de 2000. (d après Cuenot et al., 2008) 11

2. Perméabilité Lors des différents tests, on constate une forte corrélation entre sismicité et flux d injection : le nombre de microséismes augmente avec le flux et la pression. L évolution du nuage de sismicité au fur et à mesure d une injection peut permettre de déduire des caractéristiques de la perméabilité du milieu. La perméabilité du milieu est mesurée avant les injections (une perméabilité équivalente de 3.10-16 m² en 1993 d après Evans et al., 2005) est plus importante après. Le milieu est constitué de granite, qui est une roche naturellement fissurée, avec ici une direction préférentielle NNO. Ces fissures créent des chemins préférentiels pour le fluide, ce dont dépend sa circulation et donc le bon fonctionnement du système. On s appuie sur la série de tests menés en 1993 sur GPK1 : on a deux injections principales une en septembre, l autre en octobre avec un puit plus profond (car le sable présent lors de la première a été enlevé). On observe que le nuage de sismicité n est pas isotrope, il migre le long de structures préexistantes. La concentration de microséismes est plus importante dans la zone où se trouvait le sable, qui n avait donc pas subit la propagation de pression lors de la première injection, en septembre. De plus il faut atteindre une pression d injection plus importante lors de la seconde injection pour mesurer les premiers microséismes. Cela met en évidence l ouverture des fissures préexistantes par l eau, ce qui déclenche les microséismes (Jones et al., 1995). Cette ouverture de fissure est également mise en évidence par les mesures du coefficient b, lors de l injection de 2000 (Cuenot et al., 2008) : sa valeur augmente avec une première augmentation brutale du débit d injection (ce qui correspond à une hausse du nombre de microséismes), mais lors d une seconde augmentation de débit sa valeur diminue. En effet les fractures ont déjà été ouvertes, il y a donc moins de nouveaux microséismes qui apparaissent, c est ce qu on appelle l effet Kaiser. La stabilisation de la pression d injection, malgré l augmentation du débit d injection après un certain temps (quand le débit, progressivement augmenté, atteint les 24 l/s en 1993) suggère également cette ouverture. On constate aussi un changement de comportement des fractures avec la profondeur : dans la partie supérieure du puit (près du point d injection), les fractures pré-existantes s ouvrent alors que plus en profondeur, on assiste à des phénomènes de fracturation hydraulique et thermique (dû au changement brusque de température). La fracturation hydraulique apparaît donc en dessous d un certain seuil de pression d injection, la première fracture de cette sorte est observée après 2000m de profondeur (d après Cornet et al., 1997). Les limites spatiales du nuage sont également intéressantes à étudier. En effet celui-ci semble avoir une «extension maximum» (voir figure 6), au-delà de laquelle la sismicité ne pourrait pas migrer, ce qui met en évidence des structures particulières qui entoure le nuage. Deux hypothèses sont alors faîtes : soit ce sont des zones très imperméables, qui ne permettent pas la circulation du fluide, soit au contraire elles sont très perméables, et empêchent donc la surpression d être suffisamment importante et donc empêche également le relâchement de contrainte à l origine des microséismes (Cuenot et al., 2008). On constate également lors de l injection de 2000 que les microséismes postérieurs à l arrêt de l injection ont leurs hypocentres 12

situés dans la partie supérieure du réservoir, alors que durant l injection, la répartition était plus homogène. Cela met en évidence deux zones, au nord-ouest et au sud du réservoir, où la sismicité doit être contrôlée par une structure particulière du milieu, qui déclenche les séismes tardivement. Dans l article Shapiro et al., 2003 une hypothèse particulière est émise : la diffusion de la relaxation de la pression de pore dans la roche serait un mécanisme majeur du déclenchement de la microsismicité lors d une injection de fluide. L injection peut être assimilée à une source ponctuelle de perturbation de pression. La représentation de l évolution de cette pression de pore en fonction du temps correspond à une fonction échelon. On peut donc considérer que la probabilité qu un séisme ait lieu croit avec l importance de la perturbation. On peut ainsi définir la notion de «front de déclenchement» soit à un instant donné, les microséismes ont une forte probabilité de se déclencher à l intérieur de la zone de relaxation de la pression de pore, et leur apparition est donc moins probable hors de cette zone. La surface qui sépare ces deux domaines est appelée «front de déclenchement» Cette théorie est mise en pratique avec l injection de 1993 (voir figure 9) ou l on peut constater la présence d une enveloppe parabolique (à une diffusivité donnée) des microséismes qui pourrait correspondre à ce front de déclenchement. Cette étude a permis de démontrer que le tenseur de diffusivité thermique est proportionnel à celui de perméabilité. Cet état de fait nous permet d évaluer la perméabilité de ce milieu. Figure 10 : distance du point d injection en fonction du temps écoulé après le début de l injection. Les microséismes sont représentés par les croix noires. On voit que la courbe noire (à D=0,05m²/s) en enveloppe la plupart. (d après Shapiro et al., 2003) 13

3. Etat de contrainte L étude de la microsismicité lors des stimulations peut également donner des informations sur l état de contrainte du milieu ainsi que sur son évolution.. Les mécanismes au foyer des microséismes correspondent en grande majorité à des failles normales, avec une composante décrochante : on peut en déduire que la contrainte principale horizontale maximum (S H) et la contrainte verticale (S V) sont pratiquement identiques (d après Cornet et al, 1997). On remarque aussi que la contrainte principale horizontale minimum (S h) est très faible et proche de la pression hydrostatique, ce qui suggère qu une injection dans le granite est assez aisée et que la densité du fluide injecté va influer sur la direction de son flux dans le réservoir. S H change d orientation avec la profondeur : à partir de 3500m elle passe d une direction N 170 E à N-E, ce qui peut être dû à une faille (d après Baria et al., 1999). On note également que le changement de direction de S H est prévisible si on observe les mécanismes au foyer des microséismes. On s intéresse ensuite au nuage de sismicité, et on constate qu il apparait à la profondeur où la pression d injection dépasse la valeur de S h et que l orientation du nuage coïncide globalement avec celle de S H. Cependant, comme nous avons vu dans le paragraphe précédent, la direction de S H varie, le nuage est orienté différemment selon la profondeur : NS entre 2700 et 2900m, 145 N-160 E entre 3200 et 3600m (voir figure 7). Ces différences sont liées au rapport entre pression de pore et contrainte : à 2700-2900m, la pression de pore est supérieure à la contrainte normale et un grand nombre de fissures sont déjà ouvertes alors qu au-delà de 3000m la pression de pore est plus petite que la contrainte normale et de nouvelles fissures s ouvrent (d après Cornet et al., 1997). La contrainte principale horizontale a une grande influence sur la direction que prend le flux d injection. Lors de la stimulation de 1993, on constate que si la pression d injection est inférieure à S h, la direction du flux suit les fractures pré-existantes, qui forment un angle entre 20 et 40 avec S H. Quand cette pression est égale à S h, le fluide emprunte les fractures perpendiculaires à S H comme chemins préférentiels. Enfin, quand la pression est supérieure à S h, le fluide emprunte les fractures parallèles à S H (d après Cornet et al., 1994) (figure 12). Anticiper la direction du flux de fluide lors d une injection dans un de ces puits est donc une étape fondamentale pour le bon fonctionnement de ce projet de géothermie. Les traces sismiques que l on obtient lors d une stimulation indiquent qu un mouvement de cisaillement anime les failles et se trouve être l origine principale de la microsismicité. Lors de la stimulation de 1993, on remarque une structure particulière au sein du nuage sismique : une plaque quasiment plane, d une largeur d une vingtaine de mètres qu on appelle l Evans Line (d après Evans et al., 2005). L étude des multiplets permet de mettre en évidence la création de zones de cisaillements (de quelques dizaines de mètres), concentrée dans l Evans Line. Ces zones forment un réseau, qui constitue des passages dans la roche pour les fluides, car le cisaillement a agrandi les fissures (figure 12). Les mouvements de cisaillement qui affectent les fissures peuvent également modifier la géométrie du puit (figure 11). 14

Figure 11 : mouvement de cisaillement sur une fracture préexistante. (d après Cornet et al., 1997) Figure 12 : comportement du flux dans la roche selon la profondeur. Le fluide se propage dans une direction préférentielle qui varie selon la zone, notamment elle est favorisée dans les zones où le cisaillement est important. (d après Evans et al., 2005) 15

4. Glissement asismique On constate que durant l injection de 1993, les mouvements de failles peuvent aller jusqu à 4cm, ce qui correspond à des séismes de magnitude 3,5. Compte tenu des magnitudes beaucoup plus faibles des séismes détectés par le réseau profond (entre -0,5 et 1,9 pour ce casci), on met en relief la présence de fluage. On observe en particulier la faille dont le mouvement est le plus important (4,3cm) (d après Bourouis et al, 2007). On considère que les microséismes sont provoqués par des ruptures d aspérité, et on estime qu au moment de cette rupture on a : un glissement soudain (mouvement cosismique) et un relâchement de contrainte. On observe que les aspérités commencent leur activité dès le tout début de l injection, leur taux de rupture diminue ensuite progressivement. On observe également une forte dépendance de cette rupture avec la profondeur. Les mouvements de failles sont d autant plus rapides que la pression d eau lors de l injection est importante. La majeure partie de la sismicité est ici induite par une contrainte qui découle du fluage autours des failles. Dans le volume étudié, la contrainte dominante est asismique et entraine la création de nouvelles failles. Cela diffère des explications habituelles de la sismicité induite : les ruptures causées par l augmentation de la pression de pores. Cependant le fluage est lui-même la conséquence de cette augmentation de la pression de pores dans les zones où les fissures sont déjà présentes. De plus, la distribution des aspérités nous amène à la notion de densité critique d aspérité, au-delà de laquelle une rupture dynamique qui se propage d aspérité en aspérité est favorisée. En dessous de cette valeur critique, le fluage asismique est dominant, ce qui est le cas à Soultz-Sous-Forêts. Le fluage autours des failles induirait donc la microsismicité mais empêcherait le déclenchement de séismes plus importants du fait que ce glissement par fluage provoquerait un relâchement de contrainte. Figure 13 : distributions des aspérités et comportement sismique qui en découle, cas général de la croûte continentale. (d après Bourouis et al., 2007) 16

Cependant les mouvements causés par le fluage sont très lents, et les accéléromètres du réseau profonds ont du mal à les détecter, car leurs fréquences sont trop petites. Les mouvements asismiques sont généralement étudiés par GPS. Notons que le réseau sismologique profond a donc permis de mettre en évidence des phénomènes asismique, même si il est pas conséquences inefficace pour les étudier plus en détails, et évaluer plus précisément les conséquences de la stimulation. III) Bilan et perspectives 1. Etat du réseau fond de puit Après l injection de l année 2000, deux autres puits sont forés sur le site de Soultz-Forêt, GPK3 et GPK4. Ils sont respectivement stimulés en 2003 et 2005. Durant cette période, le réseau fond de puit était encore actif. Mais à cause des conditions de pression et de températures liées à la profondeur des puits d observation (à environ 1500m et 125 C pour les accéléromètres, environ 2000m et 145 C pour les hydrophones), les capteurs se sont rapidement dégradés et ont cessé de fonctionner les uns après les autres. Le réseau est ainsi laissé à l abandon depuis 2008. Le projet du remplacement de ces capteurs est toujours évoqué mais la technologie nécessaire au fonctionnement de ces appareils à de telles profondeurs est très onéreuse, pour une durée de vie plus courte et incertaine. Aussi la priorité est au renouvellement et entretien du réseau de surface. 2. Un nouveau projet En 2013 est initié un nouveau projet : l installation d un équipement à large bande, dans un puit de 190m de profondeur se situant à côté de la centrale géothermique, qu on nomme puit du Güralp, en raison du type de l appareil présent (voir figure 13). D abord constitué d un vélocimètre seulement, il est complété fin Mars 2015. Cet équipement est désormais constitué d un vélocimètre à trois composantes, qui possède une bande passante de 120s-50Hz, un accéléromètre à trois composantes également, avec une bande passante de 0-100Hz et d un inclinomètre (voir figure 15). Les bandes-passantes particulièrement larges de cet équipement permettent l étude des glissements asismiques, qui sont des déformations lentes dont les fréquences sont basses, comme nous en avons parlé à la fin du II. Le projet a également pour objectif d étudier 17

l atténuation et les phénomènes d amplification des ondes dans la couverture sédimentaire, d imager la structure du réservoir. Enfin, il permettra de densifier le réseau de surveillance régional, et d étudier les facteurs qui peuvent avoir une incidence sur les risques sismiques liés aux injections et circulations de fluides dans les réservoirs géothermiques. Figure 14 : Le puit d observation, dit «puit du Güralp». Figure 15 : Capteur placé en fond de puit composé d un vélocimètre, un accéléromètre et un inclinomètre. 18

Conclusion Le réseau fond de puits a fonctionné pendant plus de dix ans, et a permis d étudier le comportement de plusieurs puits lors de stimulations par injection, en détectant beaucoup plus de microséismes que le réseau de surface. L étude de cette sismicité induite a pu mettre en évidence des caractéristiques fondamentales à l étude d un réservoir HDR, particulièrement en ce qui concerne la perméabilité du milieu et son augmentation lors de l injection, ainsi que l état de contrainte et son influence sur la circulation du fluide. Le réseau a également permis de détecter la présence de mouvement asismique, mais n est pas adapté pour l étudier précisément. L instrumentation n était pas non plus idéale pour résister aux conditions de pression et températures à de grandes profondeurs. A l échelle du programme de géothermie de Soultz- Sous-Forêts, le réseau fond de puits est un outil d étude à court terme, mais a permis de tirer des conclusions essentielles au développement du projet. Remerciements Je tiens à remercier Jean Schmittbuhl pour sa grande disponibilité, ses conseils et son aide durant ce projet, ainsi que Hélène Jund, pour avoir pris sur son temps afin de répondre à mes questions et me fournir des informations très utiles. Je remercie également Emmanuel Perrin pour le regard externe qu il a apporté, nécessaire à l amélioration de la rédaction de ce rapport. 19

Références bibliographiques [1] F.H. Cornet, R. Jones (1994) Field evidences on the orientation of forced water flow with respect to the regional principal stress directions, Rock Mechanics, p. 61-69 [2] R. Jones, A. Beauce, A. Jupe, H. Fabriol, C. Oyer (1995) Imaging induced microsismicity during the 1993 injection tests at Soultz-sous-Forêts, France [3] F.H. Cornet, J. Helm, H. Poitrenaud, A. Etchecopar (1997) Seismic and aseismic slip induced by large-scale fluid injection, Pure and applied geophysics, vol. 150, p. 563-583 [4] R. Baria, J. Baumgärtner, A. Gérard, R. Jung, J. Garnish (1999) European HDR programme at Soultz-sous-Forêts (France) 1987-1996, Geothermics, vol. 28, p. 655-669 [5] H. Moriya, H. Niitsuma, R. Baria (2003) Multiplet-Clustering Analysis Reveals Structural Details within the Seismic Cloud at the Soultz Geothermal Field, France, Bulletin of the Seismological Society of America, vol. 93, p. 1606-1620 [6] S. A. Shapiro, R. Patzig, E. Rothert, J. Rindschwentner (2003) Triggering of Seismicity by Porepressure Perturbations: Permeability-related Signatures of the Phenomenon, Pure and applied geophysics, vol. 160, p. 1051-1066 [7] K. F. Evans, H. Moriya, H. Niitsuma, R. H. Jones, W. S. Phillips, A. Genter, J. Sausse, R. Jung, R. Baria (2005) Microseimicity and permeability enhancement of hydrogeologic structures during massive fluid injections into granite at 3km depth at the Soultz-sous-Forêt HDR site., Geophysical Journal International, vol. 160, p. 388-412 [8] S. Bourouis, P. Bernard (2007) Evidence for coupled seismic and aseismic fault slip during water injection in the geothermal site of Soultz-sous-Forêt and implications for seismogenic transcients, Geophysical Journal International, vol. 169, p. 723-732 [9] N. Cuenot, C. Dorbath, L. Dorbath (2008) Analysis of the microseismicity induced by fluid injections at the EGS site of Soultz-sous-Forêt (Alsace, France). Implication for the characterization of the geothermal properties, Pure and applied geophysics, vol. 165, p. 797-828 Extrait de la thèse de Seid Bourouis (2004) Sismicité induite et comportement mécanique d'un massif granitique fracturé par injection d'eau. Application au site géothermique de Soultz-Sous- Forêts, p. 16-27 20

Annexes Chaque article cité dans la bibliographie a fait l objet d une synthèse, afin de faciliter leur étude, la rédaction du rapport ainsi que sa lecture. [1] Field evidences on the orientation of forced water flow with respect to the regional principal stress directions (F.H. Cornet & R. Jones, 1994) Cet article traite de la détermination des directions du flux de fluide injecté, qui est primordial dans le cadre de la géothermie des roches chaudes sèches (Hot Dry Rocks ou HDR). On s intéresse ici à deux sites en France : Mayet de Montagne où les circultations sont peu profondes (800m), et Soultz-sous-forêt où le puit atteint les 3500m, les injections se font à grande échelle. Les directions des flux sont déterminées grâce à la sismicité induite. A Mayet de Montagne, donc à une échelle locale, on constate l existence de zones plus perméables, qui induisent des directions préférentielle pour les flux de fluide. Celles-ci ne sont pas toutes orientées perpendiculairement au minimum de la contrainte horizontale principale, elles coïncident avec des structures pré-existantes dans le granite (hétérogénéités) On s intéresse ensuite au site de Soultz, à plus grande échelle, où un puit de 3590m de profondeur est creusé. Des test hydrauliques fait à très faible pression d injection ont révélé la présence d un zone de failles à environ 3495m de profondeur. On réalise ensuite des injections au flux beaucoup plus important. On s intéresse à la microsismicité induite par l injection, et la localisation des microséismes permet de représenter et observer un nuage d évènements sismiques. L orientation de ce nuage coincide avec la direction de la contrainte principale horizontale maximum. Le réseau sismologique de surface a permis de déterminer les mécanismes au foyer des microséismes les plus importants, ils correspondent pour la plupart à des failles normales. Les résultats suggèrent que le maximum de la contrainte principale horizontale n est que légèrement inférieure à la composante verticale. On constate d abord qu en augmentant le flux d injection, la pression d injection croit linéairement dans un premier temps, puis se stabilise. Si la pression d injection est inférieure au minimum de la contrainte principale, la direction du flux suit les fractures pré-existantes, qui forment un angle de 20 à 40 avec la contrainte principale. Quand la pression atteint le minimum de la contrainte principale, les fractures s orientent perpendiculairement à la contrainte principale et contiennent la majorité du flux. Quand la pression est supérieure au minimum de la contrainte principale, elles sont parallèles. La direction du flux est donc majoritairement contrôlée par les fractures pré-existante dans la roche, et par la contrainte principale qui lui est appliquée. 21

[2] Imaging induced microseismicity during the 1993 injection tests at Soultz-Sous-Forêt, France (R. H. Jones, A. Beauce, A. Jupe, Fabriol and C. Oyer) Cet article s intéresse aux résultats donnés par les mesures sismologiques, lors de l injection de 1993, dans le puit GPK1. Tout d abord, afin de détecter un maximum de microséismes, les capteurs doivent être placés dans le socle, sous les couches sédimentaires, car c est à cet endroit que les microséismes ont lieu. Les sondes sont donc placés dans des puits d observation, à entre 1400 et 1600m de profondeur. Elles sont censée résister à des températures allant jusqu à 150 degrés, et fonctionner au moins cinq ans. Les capteurs en questions sont trois accéléromètres, positionnés dans une configuration étudiée pour augmenter la qualité et la fiabilité des mesures : plutôt qu une habituelle configuration orthogonale, les capteurs furent positionnés en un tétraèdre équilatéral (quatre composantes formant le même angle entre elles). En effet, cette configuration permet une redondance dans les mesures, en cas de disfonctionnement d un appareil. Les accéléromètres sont accompagnés d un hydrophone, à 2100m de profondeur. Celui-ci n est installé que lors de l injection. Les signaux sont filtrés et numérisé à un taux de 5000 échantillons par seconde. Le programme d injection de 1993 est en tout constitué de cinq tests : un premier test de production, puis une seconde série d injection avec obturateur. Le fond de puit est rempli avec du sable et une troisième injection, beaucoup plus importante, effectuée (en septembre). On constate une forte activité sismique lors de cette injection. Le sable est ensuite en partie retiré. La quatrième injection visait à stimuler une certaine structure détectée à 3485m. Enfin, pour la dernière injection tout le sable et tous les obturateurs sont retirés, et beaucoup de microséismes sont également enregistrés (en octobre). Les traces sismiques obtenues sont typiques de microséismes et indique qu un mécanisme de cisaillement en est l origine principal. Le nuage de sismicité est représenté, et on constante qu il est orienté NO-SE. On constate également que la zone où la sismicité est la plus intense est centrée sur le puit à une profondeur de 2900m. Lors de l injection de septembre, l activité sismique commence à être mesurée à partir d un débit d injection de 6 L/s et d une pression d injection de 6MPa. Le taux de sismicité augmente avec la pression d injection. Lors de l injection d octobre, le puit est plus étendu (2850 à 3600m au lieu de 2850 à 3400m en septembre), et la sismicité se concentre dans cette nouvelle zone. La zone déjà stimulé doit subir de plus fortes pressions avant que le cisaillement (et donc les microséismes) puisse avoir lieu. On constate une forte corrélation entre flux d injection et sismicité, en particulier si les zone n a pas été stimulé auparavant. On observe également que dans le nuage, les microséismes ont des mécanismes au foyer bien différents selon la zone, ce qui suggère des réseaux de fissures différents dans la roche. 22

[3] Seismic and Aseismic Slips Induced by Large-scale Fluid Injections (F.H Cornet, J. Helm, H. Poitrenaud, A. Etchecopar) Cet article s intéresse à l injection de 1993 dans le puit GPK1 à Soultz-Sous-Forêt, afin de caractériser le comportement hydraulique de la roche. Les microséismes induits par cette injection ont été enregistré par un réseau sismologique fond de puit (qui permet de localiser précisément les séismes) et un réseau de surface (qui aide à mesurer la magnitude et identifier les mécanismes au foyer). On constate que dans un premier temps, la surpression dans le puit augmente avec le flux d injection, puis se stabilise dans un deuxième temps, bien que le flux continue d augmenter, ce qui met en évidence un phénomène d ouverture de fissures. Le réseau profond et composé d accéléromètres à quatre composantes : une composante verticale, et les trois autres forment un angle de 109,5 entre eux, et avec la verticale. Les capteurs enregistrent le signal sans modification jusqu au fréquence dépassant les 1000Hz et n enregistrent pas les fréquences supérieures à 1500Hz. Ce réseau profond permet de représenter le nuage de microsismicité et d en connaitre l orientation. Il est orienté différemment selon la profondeur : NS entre 2700 et 2900m, 145 N-160 E entre 3200 et 3600m. Ces différences sont liées au rapport entre pression de pore et contrainte : à 2700-2900m, la pression de pore est supérieure à la contrainte normale et beaucoup de fissures sont déjà ouvertes alors qu au-delà de 3000m la pression de pore est plus petite que la contrainte normale et de nouvelles fissures s ouvrent. On mesure avec le réseau de surface des magnitudes comprises entre -0,5 et 1,9 et en comparant avec les données du réseau profond, on déduit que la couche de sédiments atténue et empêche de mesurer les séismes de magnitude inférieure à -0,5. On utilise une méthode à ultrason pour caractériser les parois du puit : on constate que les fractures préexistantes sont beaucoup plus prononcées après l injection (on a également une fracturation liée aux variations de températures). Cette méthode permet aussi de mettre en évidence le fait que les glissements le long des fractures modifient la géométrie du puit (on étudie l évolution de sa section). On identifie les mouvements de six grandes fractures (la mesure est possible et fiable quand le mouvement est supérieur à 0,4cm), qui vont de 0,8cm à 4,7cm. Les fréquences des appareils du réseau profond et de surface ne semblent pas adaptées à l étude de ces mouvements. Les mécanismes au foyer des microséismes correspondent majoritairement à des failles normales, certains avec une composante décrochante. On en déduit que la contrainte verticale est la contrainte principales maximum et que le maximum de la contrainte horizontale est presque égale à la contrainte verticale. A partir de l amplitude du glissement et du relâchement de contraintes cisaillantes associées, on calcule théoriquement le rayon de la zone de cisaillement, et on trouve des valeurs entre 120 et 150m. Pourtant, le rayon pour le séisme de magnitude la plus élevée est estimé à environ 30m (pour un même relâchement de contrainte). La majorité des mouvements induits par les injections semblent donc asismiques. 23

[4] European HDR research programme at Soultz-sous-Forêts (France) 1987-1996 (Roy Baria, Jörg Baumgärtner, André Gérard, Reinhard Jung, John Garnish) Le projet HDR de Soultz-sous-Forêts a débuté en 1987. Entre 1987 et 1989, le premier puit (GPK1) est creusé jusqu à 2000m de profondeur. Il est ensuite approfondi jusqu à 3590m dans les années 1992 et 1993, pour ensuite être soumis à divers tests (hydrauliques à basse pressions) avant les grandes injections de 1993. On établit dans un premier temps les caractéristiques du milieu avant injection. On a mesuré le gradient de température : 10.58 C/100 m dans les 900 premiers mètres, passant ensuite à 1.58 C/100 m jusqu aux 2350 m pour enfin réaugmenter à 38 C/100 m jusqu à 3800m de profondeur. Cette irrégularité dans l évolution du gradient suggère l existence d une zone où la circulation serait favorisée, entre le granite et la couche de sédiments, la chute du gradient indique également la présence de cellules de convections. On détermine ensuite l état de contrainte, et on observe qu en fond de puit, la contrainte horizontale maximum (S H) et la contrainte verticale (S V) sont quasiment identique. On remarque aussi que la contrainte horizontale minimum (S h) est très faible et proche de la pression hydrostatique, ce qui suggère qu une injection dans le granite est assez facile. S H change d orientation avec la profondeur : à partir de 3500m elle passe de direction N 170 E à N-E, ce qui peut être dû à une faille. Quatre accéléromètres et un hydrophone sont placés au fond de puit d observation, et un réseau sismologique de surface est mis en place. Les microséismes enregistrés mettent en évidence les deux zones les plus stimulées par l injection : la première et plus importante se situe à 2900m et est orienté N-S, la seconde, plus petite se trouve à environ 3500m et est orientée NNO-SSE. Le réseau de surface permet d identifier les mécanismes aux foyers, qui correspondent à des failles normales pour la plupart. GPK2 est creusé en 1995 à une profondeur de 3876m, environ 450m au sud de GPK1. Les tests dans GPK1 ont suggéré que la densité du fluide avait son importance sur la propagation et la direction du flux, un liquide plus dense créant une propagation plus homogène. C est de la saumure qui fut utilisée en pour stimuler GPK2 (plutôt que de l eau pour GPK1), et l injection se fait en trois paliers de débits : 24, 45 et 78 l.s -1. La microsismicité apparait à 3222m (à l endroit de l injection) quand le débit atteint les 78L/s et se propage jusque 3700m. On remarque une augmentation de la transmissivité suite aux injections : elle passe de 0,2Dm à 1Dm. La répartition des microséismes suggère que la direction du flux de fluide est conditionnée par les fractures pré-existantes, ainsi que par l état de contrainte (direction de S H), ce qui donne une idée de l étendue possible du réservoir. 24

[5] Multiplet-Clustering Analysis Reveals Structural Details within the Seismic Cloud at the Soultz Geothermal Field, France (Hirokazu Moriya, Hiroaki Niitsuma, and Roy Baria) Les injections de fluides à Soultz-Sous-Forêts créent une sismicité induite, sous forme de microséismes. La méthode du Multiplet-clustering est une méthode pour localiser précisément ces microséismes, ce qui permet de distinguer les chemins qu emprunte préférentiellement le fluide (et donc les fractures, les zones de propagation de la pression de pore..), ce qui est central dans l évaluation d un réservoir HDR. Cette méthode permet plus particulièrement d évaluer des fractures individuelles. Un multiplet est un groupe de microséismes dont les formes d ondes sont similaires, bien que les temps d origine soient différents. Les multiplets traduisent également le relâchement de contrainte dans la même zone fracturée, car la similarité des formes d ondes suggèrent les mêmes mécanismes au foyer. Le «multiplet-clustering» est en fait la combinaison de deux méthodes : la «clustering analysis» qui consiste à relever des temps d arrivée absolus et la «multiplet analysis», qui consiste à relever les temps d arrivée relatifs à l aide de la méthode interspectrale. Les signaux analysés grâce à cette méthode sont mesurés par les accéléromètres à quatre composantes en fond de puit, puis convertis en signaux à trois composantes orthogonales. La similarité des signaux est établie automatiquement grâce à une fonction de cohérence. On regroupe les regroupe ainsi par multiplets. Ensuite, les positions relatives des sources associées aux multiplets s sont estimées grâce à une analyse d interspectres. Les signaux sont ensuite filtrés par un filtre passe-bas, et ensuite rassemblés en un seul signal par multiplet. Grâce aux déphasages entre multiplets, on déduit les positions relatives des centroides associés aux multiplets. On applique cette méthode aux microséismes créés par l injection de 1993 à Soultz. Seuls les multiplets rassemblant cinq microséismes ou plus sont gardés pour l analyse, ce qui donne 142 multiplet contenants 1052 séismes (sur les 10 182 enregistrés par le réseau fond de puits), qui ont pu être divisés en sept groupes. On trouve donc sept temps d arrivée relatifs qui permettent la localisation, qui permettent de de délimiter trois zones correspondant à trois grandes structures différentes. On constate que cette méthode est plus précise, les erreurs sont plus petites (comparée à la méthode Join Hypocenter Determination par exemple) et permet d identifier des structures bien plus fines. 25

[6] Triggering of Seismicity by Pore-pressure Perturbations: Permeability-related Signatures of the Phenomenon (S. A Shapiro, R. Patzig, E. Rothert et J. Rindschwentner) Dans cet article, on fait l hypothèse que la diffusion de la relaxation de la pression de pore dans la roche est un mécanisme majeur du déclenchement de la microsismicité, lors d une injection de fluide., et on tente de la vérifier à l aide de données expérimentales. On assimile l injection à une source ponctuelle de la perturbation de pression. L évolution de cette pression de pore en fonction du temps est une fonction en échelon, et on considère que la probabilité de déclencher un séisme croit avec l importance de la perturbation. A un temps donné les microséismes sont donc plus susceptibles d apparaître à l intérieur de la zone de relaxation de la pression de pore, et leur déclenchement est moins probable hors de cette zone. C est la surface qui sépare ces deux domaines qu on appelle «front de déclenchement». Dans un milieu homogène et isotrope, on obtient une expression du rayon de ce front (qu on nomme r), qui quantifie donc sa taille. A Soultz-sous-Forêts, lors de l injection de 1993 : on obtient des résultats cohérents avec la théorie : une enveloppe parabolique (pour une diffusivité hydraulique donnée) des microséismes en les représentant sur le graphe r en fonction du temps écoulé après l injection, ce qui serait caractéristique d une sismicité déclenché par l eau. On observe que le tenseur de diffusivité thermique est proportionnel à celui de perméabilité, ce qui permet d évaluer la perméabilité du milieu. On applique ensuite cette théorie aux répliques du séisme d Antofagasta en 1995, qui semblent adopter un comportement similaire à celui des microséismes. On en déduit la possibilité que le séisme ait été provoqué par une grosse perturbation de la pression de pore au niveau de son hypocentre. 26

[7] Microseimicity and permeability enhancement of hydrogeologic structures during massive fluid injections into granite at 3km depth at the Soultz HDR site. (K. F. Evans, H. Moriya, H. Niitsuma, R. H. Jones, W. S. Phillips, A. Genter, J. Sausse, R. Jung and R. Baria) Dans cet article on s intéresse à la création et l augmentation de la perméabilité dans le granite lors de l injection de 1993 à Soultz-sous-forêt, dans le puit GPK1. On s intéresse tout d abord à l état, donc les fractures et la perméabilité du granite présent dans ce puit. Le granite est une roche qui est naturellement fracturée, et ces fractures ont une orientation préférentielle dans la direction NNO. On caractérise la perméabilité grâce à des tests hydraulique : on obtient une transmissivité de 0.7 l s-1mpa-1 et une perméabilité équivalente de 3.10-16 m². On détermine également la direction de la contrainte horizontale principale, 170 NE. On effectue une première injection, dans le puit rempli de sable (en septembre), puis une deuxième sans le sable (en octobre). Des tests à basse pression suivirent dans l année, afin d estimer les effets des injections. La microsismicité induite est mesurée grâce au réseau profond, constitués de trois accéléromètres accéléromètres à quatre composantes (placé dans trois puits d observation) et d un hydrophone. Pour l injection de Septembre, on observe un nuage d évènements sismiques de 1,2km de long, 0,5km de large et 1,5km de haut et est orienté à 25 NO. Le premier évènement sismique est mesuré quand le différentiel de pression dépasse les 5,0MPa (en même temps qu une accélération de l augmentation de la transmissivité). Le nuage de sismicité apparaît être composé de structure différentes : la plus importante est un cylindre de 300m de long, on l appelle la Evans Line (EL). Les premiers séismes apparaissent dans les 50m autour de l endroit ou arrive le fluide. Cette zone de séisme s étend sur 100 dans chaque direction après une trentaine d heure.la structure de l EL ne se distingue vraiment qu après 60h, et atteint sa forme finale après 90h. L évolution de sa structure en fonction du temps suggère dans cette zone, une structure géologique continue qui crée un chemin d accès à la pression pour pénétrer dans la roche. Une analyse des multiplets (une méthode plus précise) permet de réévaluer la forme de l EL : plutôt qu un tube, on aurait une plaque quasiment plane, d une largeur d une vingtaine de mètres. Cette différence peut s expliquer par le fait que la première méthode qui avait permis d établir la forme de l EL impliquait une erreur de localisation horizontale pour les séismes de plus ou moins 50m. L étude des multiplets permet également de mettre en évidence la création de zones de cisaillements (de quelques dizaines de mètres), concentrée dans l EL. Ces zones forment un réseau, qui constitue des passages dans la roche pour les fluides (car le cisaillement a agrandi les fissures).de plus, des observations sur les bords du puits suggèrent que le cisaillement et l augmentation de perméabilité se font dans les zones où la roche est altérée par le fluide. La microsismicité observée doit représenter la pénétration du fluide dans la roche. on peut donc dire que l injection a renforcé la perméabilité du milieu (la porosité connectée de base étant plutôt faible) 27