le sel dans du et - BRGM

rhéologie, propriétés physiquesdu sel gemme et phénomènes

de migration dans le sel

analyse bibliographique

MJIiBliMLîJf iJ. «Í i^» t u* ' ! u>* %^ '^ i




MJIiBliMLîJf iJ. «Í i^» t u* ' ! u>* %^ '^ i

BRGM




P. Massai

février 1 98888 SGN 191 STO

BUREAU DE RECHERCHES GEOLOGIQUES ET MINIERESSERVICE GÉOLOGIQUE NATIONAL

Département StockagesB.P. 6009 - 45060 ORLÉANS CEDEX 2 - Tél.: 38.64.34.34

BRGM




P. Massai

février 1 98888 SGN 191 STO

BUREAU DE RECHERCHES GEOLOGIQUES ET MINIERESSERVICE GÉOLOGIQUE NATIONAL

Département StockagesB.P. 6009 - 45060 ORLÉANS CEDEX 2 - Tél.: 38.64.34.34

SOMMAIRE

Pages

INTRODUCTION 1

1 - LES LOIS DE COMPORTEMENT 2

1.1 - L'approche empirique 41.2 - L'approche théorique 7

1.2.1 - Les modèles mécaniques (rhéologiques) 7

1.2.2 - Les lois structurales et thermodynamiques 9

2 - LES PROPRIETES SPECIFIQUES OU PARTICULIERES DU SEL 16

2.1 - Le conflit entre essais de laboratoire et essaisin-situ 17

2.2 - Caractéristiques mécaniques 192.3 - Densité 212.4- Porosité 232.5 - Teneur en eau 232.6 - Pennéabilité 232.7 - Caractéristiques thermiques 30

2.7.1 - Rappel des définitions 302.7.2 - Les valeurs des caractéristiques thermiques du

sel gemme 322.7.3 - Les modifications subies par le sel gemme et

quelques minéraux associés en fonction de latempérature 36

3 - L'HYDROGEOLOGIE DU SEL GEMME 40

3.1 - Notion de couverture et de barrière géologique 40

3.1.1 - Les causes naturelles 413.1.2 - Les causes accidentelles 41

3.1.2.1 - REALISATION DU STOCKAGE 423.1.2.2 - STOCKAGE 42

3.2 - L'hydrogéologie du sel 423.3 - Perméabilité 43

4 - LES ESSAIS IN-SITU 46

4.1 - La nature des déformations (convergence) dues au fluagedes cavités et des forages 47

4.2 - La mesure des contraintes in-situ dans le sel gemmepar fracturation hydraulique 50

SOMMAIRE

Pages

INTRODUCTION 1

1 - LES LOIS DE COMPORTEMENT 2

1.1 - L'approche empirique 41.2 - L'approche théorique 7

1.2.1 - Les modèles mécaniques (rhéologiques) 7

1.2.2 - Les lois structurales et thermodynamiques 9

2 - LES PROPRIETES SPECIFIQUES OU PARTICULIERES DU SEL 16

2.1 - Le conflit entre essais de laboratoire et essaisin-situ 17

2.2 - Caractéristiques mécaniques 192.3 - Densité 212.4- Porosité 232.5 - Teneur en eau 232.6 - Pennéabilité 232.7 - Caractéristiques thermiques 30

2.7.1 - Rappel des définitions 302.7.2 - Les valeurs des caractéristiques thermiques du

sel gemme 322.7.3 - Les modifications subies par le sel gemme et

quelques minéraux associés en fonction de latempérature 36

3 - L'HYDROGEOLOGIE DU SEL GEMME 40

3.1 - Notion de couverture et de barrière géologique 40

3.1.1 - Les causes naturelles 413.1.2 - Les causes accidentelles 41

3.1.2.1 - REALISATION DU STOCKAGE 423.1.2.2 - STOCKAGE 42

3.2 - L'hydrogéologie du sel 423.3 - Perméabilité 43

4 - LES ESSAIS IN-SITU 46

4.1 - La nature des déformations (convergence) dues au fluagedes cavités et des forages 47

4.2 - La mesure des contraintes in-situ dans le sel gemmepar fracturation hydraulique 50

5 - LES PHENOMENES DE TRANSPORT ET DE RETENTION DANS LA ROCHE

SALINE , 55

5.1 - Teneur en eau et inclusions fluides 55

5.1.1 - L'eau dans le sel 565.1.2 - Les inclusions fluides 57

5.2 - Influence d'un gradient de température : migration dede l'eau et des inclusions 58

5.3 - Rétention et transport ionique dans le sel 665.4 - Effets de l'irradiation sur les propriétés du sel 74

5.4,1 - Coloration du sel 74

REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES 79

5 - LES PHENOMENES DE TRANSPORT ET DE RETENTION DANS LA ROCHE

SALINE , 55

5.1 - Teneur en eau et inclusions fluides 55

5.1.1 - L'eau dans le sel 565.1.2 - Les inclusions fluides 57

5.2 - Influence d'un gradient de température : migration dede l'eau et des inclusions 58

5.3 - Rétention et transport ionique dans le sel 665.4 - Effets de l'irradiation sur les propriétés du sel 74

5.4,1 - Coloration du sel 74

REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES 79

INTRODUCTION

Les massifs salifères, qu'ils soient en couche ou en dôme sont

considérés comme un des types de formations envisageables pour le

stockage des déchets radioactifs.

De nombreuses études ont été développées ces dernières années,

essentiellement aux Etats-Unis et en République Fédérale d'Allemagne,

dans le but de vérifier les capacités de confinement de la barrière

géologique pour les différents types de gisement salifère, ainsi que

pour mieux connaître les propriétés particulières de ce matériau et

leurs variations sous l'effet d'un stockage.

En France, les gisements de sel profonds, en couche, ont été

utilisés depuis une vingtaine d'années pour réaliser des cavités de

stockage de gaz ou d'hydrocarbure.

Plus récemment le sel en couche, situé en Bresse, a été choisi

comme un des quatre sites envisagés pour le stockage géologique de

déchets radioactifs.

En vue de compléter ses connaissances sur ce type de milieu, le

BRGM a réalisé dans le cadre de son programme de recherche une étude

bibliographique ; celle-ci est essentiellement centrée sur le

comportement rhéologique du sel, et sur ses propriétés particulières au

regard des problèmes posés par le stockage de déchets radioactifs.

INTRODUCTION

Les massifs salifères, qu'ils soient en couche ou en dôme sont

considérés comme un des types de formations envisageables pour le

stockage des déchets radioactifs.

De nombreuses études ont été développées ces dernières années,

essentiellement aux Etats-Unis et en République Fédérale d'Allemagne,

dans le but de vérifier les capacités de confinement de la barrière

géologique pour les différents types de gisement salifère, ainsi que

pour mieux connaître les propriétés particulières de ce matériau et

leurs variations sous l'effet d'un stockage.

En France, les gisements de sel profonds, en couche, ont été

utilisés depuis une vingtaine d'années pour réaliser des cavités de

stockage de gaz ou d'hydrocarbure.

Plus récemment le sel en couche, situé en Bresse, a été choisi

comme un des quatre sites envisagés pour le stockage géologique de

déchets radioactifs.

En vue de compléter ses connaissances sur ce type de milieu, le

BRGM a réalisé dans le cadre de son programme de recherche une étude

bibliographique ; celle-ci est essentiellement centrée sur le

comportement rhéologique du sel, et sur ses propriétés particulières au

regard des problèmes posés par le stockage de déchets radioactifs.

1 - LES LOIS DE COMPORTEMENT

On appelle loi de comportement une relation tensorielle qui à

une histoire donnée du tenseur des déformations fait correspondre une

valeur du tenseur des contraintes au temps t en tout point M :

e (M,t)-E>o (M, t)

La fonction F caractérise le comportement mécanique du milieu

étudié ; elle est l'objet de la rhéologie, science qui étudie les

propriétés de déformation et de fracturation des matériaux, en fonction

des contraintes, de la température et du temps (M. LANGER, 1981).

Tous les mécaniciens du sel gemme prennent les essais de

fluage uniaxiaux et isothermes comme point de départ. Toutes les

rhéologies proposées découlent de l'interprétation d'essai de fluage et

c'est pourquoi la plupart des lois proposées restent marquées par

l'approche empirique initiale. Les tentatives pour insérer les obser¬

vations expérimentales au sein de théories plus générales ne sont pas

encore probantes (H. ROLNIK, 1984).

D'une façon générale, on distingue trois phases de fluage des

matériaux :

- le fluage primaire dans lequel la vitesse de déformation

diminue à charge constante ;

- le fluage secondaire dans lequel la vitesse de déformation

reste constante ;

- le fluage tertiaire dans le lequel la vitesse de déformation

augmente et mène à la rupture.

1 - LES LOIS DE COMPORTEMENT

On appelle loi de comportement une relation tensorielle qui à

une histoire donnée du tenseur des déformations fait correspondre une

valeur du tenseur des contraintes au temps t en tout point M :

e (M,t)-E>o (M, t)

La fonction F caractérise le comportement mécanique du milieu

étudié ; elle est l'objet de la rhéologie, science qui étudie les

propriétés de déformation et de fracturation des matériaux, en fonction

des contraintes, de la température et du temps (M. LANGER, 1981).

Tous les mécaniciens du sel gemme prennent les essais de

fluage uniaxiaux et isothermes comme point de départ. Toutes les

rhéologies proposées découlent de l'interprétation d'essai de fluage et

c'est pourquoi la plupart des lois proposées restent marquées par

l'approche empirique initiale. Les tentatives pour insérer les obser¬

vations expérimentales au sein de théories plus générales ne sont pas

encore probantes (H. ROLNIK, 1984).

D'une façon générale, on distingue trois phases de fluage des

matériaux :

- le fluage primaire dans lequel la vitesse de déformation

diminue à charge constante ;

- le fluage secondaire dans lequel la vitesse de déformation

reste constante ;

- le fluage tertiaire dans le lequel la vitesse de déformation

augmente et mène à la rupture.

COURBE DE FLUAGE A TEMPERATURE CONSTANTE

(d'après DA COSTA ANMIADE, 1910, in H. ROLNIK, 1984)

C'est essentiellement depuis une vingtaine d'années, lors du

programme de stockage d'hydrocarbures en gisement salifère, qu'estréellement née la mécanique du sel gemme. C'est après plusieurs années

de mesures de convergence in-situ des cavités de stockage que l'on a été

amené à admettre l'importance primordiale des propriétés de déformabi-

lité différée du sel gemme (BOUCHER, VOUILLE, BEREST, non publié).

De multiples fonnulations de loi de comportement ont été

élaborées et les approches théoriques ont évolué progressivement en

complexité (BEREST, 1984). Afin d'examiner l'ensemble de ces lois, nous

distinguerons l'approche empirique et l'approche théorique.

COURBE DE FLUAGE A TEMPERATURE CONSTANTE

(d'après DA COSTA ANMIADE, 1910, in H. ROLNIK, 1984)

C'est essentiellement depuis une vingtaine d'années, lors du

programme de stockage d'hydrocarbures en gisement salifère, qu'estréellement née la mécanique du sel gemme. C'est après plusieurs années

de mesures de convergence in-situ des cavités de stockage que l'on a été

amené à admettre l'importance primordiale des propriétés de déformabi-

lité différée du sel gemme (BOUCHER, VOUILLE, BEREST, non publié).

De multiples fonnulations de loi de comportement ont été

élaborées et les approches théoriques ont évolué progressivement en

complexité (BEREST, 1984). Afin d'examiner l'ensemble de ces lois, nous

distinguerons l'approche empirique et l'approche théorique.

1.1. - L'APPROCHE EMPIRIQUE

On constate en général une réponse instantanée de l'éprouvette

suivie d'une réponse différée. On admet, lors de la mise au point d'une

loi de comportement, le principe d'additivité des déformations selon

BOLTZMANN :

inst. écoul.e = e + e

la déformation totale résultant de la somme d'une déformation instan¬

tanée et d'une déformation caractéristique de l'écoulement (H. ROLNIK,

1984).

Le terme e * traduit le comportement instantané faisant

intervenir les effets d'élasticité idéale, de dilatation thermique et de

plasticité instantanée. Son importance dans la réponse globale de la

structure est mineure. Aussi tout l'effort de recherche est porté sur leécoulterme e *. L'école française est tentée d'y reconnaître une défor¬

mation viscoplastique (BEREST, 1984), tandis que pour les écoles améri¬

caine et allemande le terme 6 * correspond à un comportement

visqueux au sens large (possibilité d'écoulement quelle que soit la

contrainte axiale appliquée).

Les diverses formulations des lois empiriques peuvent être

classées suivant les catégories ci-après (G. FERNANDEZ, 1984) :

a) - loi de fluage exponentielle

6te = e + ê .t + e (1 - e )

os "

e : déformation élastique (instantanée)o

ê , e , 3 : paramètres de fluage

t : temps.

1.1. - L'APPROCHE EMPIRIQUE

On constate en général une réponse instantanée de l'éprouvette

suivie d'une réponse différée. On admet, lors de la mise au point d'une

loi de comportement, le principe d'additivité des déformations selon

BOLTZMANN :

inst. écoul.e = e + e

la déformation totale résultant de la somme d'une déformation instan¬

tanée et d'une déformation caractéristique de l'écoulement (H. ROLNIK,

1984).

Le terme e * traduit le comportement instantané faisant

intervenir les effets d'élasticité idéale, de dilatation thermique et de

plasticité instantanée. Son importance dans la réponse globale de la

structure est mineure. Aussi tout l'effort de recherche est porté sur leécoulterme e *. L'école française est tentée d'y reconnaître une défor¬

mation viscoplastique (BEREST, 1984), tandis que pour les écoles améri¬

caine et allemande le terme 6 * correspond à un comportement

visqueux au sens large (possibilité d'écoulement quelle que soit la

contrainte axiale appliquée).

Les diverses formulations des lois empiriques peuvent être

classées suivant les catégories ci-après (G. FERNANDEZ, 1984) :

a) - loi de fluage exponentielle

6te = e + ê .t + e (1 - e )

os "

e : déformation élastique (instantanée)o

ê , e , 3 : paramètres de fluage

t : temps.

Cette loi correspond â des résultats obtenus en laboratoire

sur des échantillons de sel gemme relativement pur, à des températures

élevées.

b) - Loi de fluage logarithmique

e = e +ê .t + T Ln (1 + nt)0 s

é , Y, n : paramètres de fluage.

Cette loi résulte également d'essais de fluage en laboratoire

à des températures relativement basses.

c) - Loi en puissance

e = e + k vT t

Jj : second invariant du tenseur déviateur des contraintes

k, m, n : paramètres de fluage

Seule cette dernière loi ne comprend pas de terme correspon¬

dant à un fluage secondaire, ce qui traduit, pour des valeurs de l'ex¬

posant "n" comprises entre 0,1 et 0,6, un ralentissement de la vitesse

de fluage avec le temps. Selon G. FERNANDEZ (1984), cette loi est la

meilleure représentation des propriétés dépendant du temps du sel gemme

à court et moyen terme. Une décélération des déformations de fluage à

long terme a bien été observée lors d'essais effectués autour d'une

ouverture dans un massif salin.

Toujours selon cet auteur, la valeur du paramètre n, qui est

la puissance du temps, dépend de la grandeur de la contrainte appliquée.

Cette loi correspond â des résultats obtenus en laboratoire

sur des échantillons de sel gemme relativement pur, à des températures

élevées.

b) - Loi de fluage logarithmique

e = e +ê .t + T Ln (1 + nt)0 s

é , Y, n : paramètres de fluage.

Cette loi résulte également d'essais de fluage en laboratoire

à des températures relativement basses.

c) - Loi en puissance

e = e + k vT t

Jj : second invariant du tenseur déviateur des contraintes

k, m, n : paramètres de fluage

Seule cette dernière loi ne comprend pas de terme correspon¬

dant à un fluage secondaire, ce qui traduit, pour des valeurs de l'ex¬

posant "n" comprises entre 0,1 et 0,6, un ralentissement de la vitesse

de fluage avec le temps. Selon G. FERNANDEZ (1984), cette loi est la

meilleure représentation des propriétés dépendant du temps du sel gemme

à court et moyen terme. Une décélération des déformations de fluage à

long terme a bien été observée lors d'essais effectués autour d'une

ouverture dans un massif salin.

Toujours selon cet auteur, la valeur du paramètre n, qui est

la puissance du temps, dépend de la grandeur de la contrainte appliquée.

Les déformations calculées à l'aide des lois ci-dessus sont

très comparables pour un intervalle de temps compris entre un jour et

deux mois et leurs valeurs s'ajustent de façon satisfaisante sur les

résultats des tests réalisés en laboratoire.

D'autres auteurs (M.C. LOKEN (1983), B. LADANYI (1984),

E. PASSARIS (1982) proposent également une loi en puissance pour expri¬

mer les déformations de fluage.

Les rhéologues n'ont pas manqué d'établir une analogie entre

les courbes déformation-temps obtenues pour le sel et celles relatives

aux méta\ax, et ils se sont inspirés des recherches menées antérieurement

sur ces matériaiix.

Les notions de fluage primaire, secondaire et tertiaire,

précédemment mentionnées, sont empruntées à ces travaux. On s'est assuré

par la suite que le fluage secondaire du sel gemme jouissait des mêmes

propriétés que celui des métaux, ce qui a conduit à reprendre directe¬

ment une généralisation des lois de fluage secondaire d'Odqvist (H.

ROLNIK, 1984). L'équipe du BGR de Hanovre qui joue un rôle important

dans le débat sur la rhéologie du sel gemme en raison de ses remarqua¬

bles moyens d'essais, propose une version simplifiée de cette loi

(LANGER, 1981 - BEREST, 1984) :

ê^ = f(Jj S.,ij ^^

où i(U) = A exp ( ^ ) (Js)*RT

J, = S. . S. . J, étant le second invariant duiiii

2 " * tenseur déviateur des

contraintes.

etQ : énergie d' activation

T : la température.

Les déformations calculées à l'aide des lois ci-dessus sont

très comparables pour un intervalle de temps compris entre un jour et

deux mois et leurs valeurs s'ajustent de façon satisfaisante sur les

résultats des tests réalisés en laboratoire.

D'autres auteurs (M.C. LOKEN (1983), B. LADANYI (1984),

E. PASSARIS (1982) proposent également une loi en puissance pour expri¬

mer les déformations de fluage.

Les rhéologues n'ont pas manqué d'établir une analogie entre

les courbes déformation-temps obtenues pour le sel et celles relatives

aux méta\ax, et ils se sont inspirés des recherches menées antérieurement

sur ces matériaiix.

Les notions de fluage primaire, secondaire et tertiaire,

précédemment mentionnées, sont empruntées à ces travaux. On s'est assuré

par la suite que le fluage secondaire du sel gemme jouissait des mêmes

propriétés que celui des métaux, ce qui a conduit à reprendre directe¬

ment une généralisation des lois de fluage secondaire d'Odqvist (H.

ROLNIK, 1984). L'équipe du BGR de Hanovre qui joue un rôle important

dans le débat sur la rhéologie du sel gemme en raison de ses remarqua¬

bles moyens d'essais, propose une version simplifiée de cette loi

(LANGER, 1981 - BEREST, 1984) :

ê^ = f(Jj S.,ij ^^

où i(U) = A exp ( ^ ) (Js)*RT

J, = S. . S. . J, étant le second invariant duiiii

2 " * tenseur déviateur des

contraintes.

etQ : énergie d' activation

T : la température.

Une variante de la loi d'Odqvist établie par LEMAITEIE pour les

métaux légers, de la forme :

A e^/" é ^/"

est reprise par G. VOUILLE, (1981) qui en propose une version

généralisée.

Certains rhéologues ne reconnaissent pas de phases de fluage

(en particulier secondaire ou tertiaire) et préfèrent appeler leurs

modèles "Lois d'écrouissage", avec le temps ou la déformation. D'autres

enfin croient plus volontiers en des vitesses de déformation qui tendent

vers une valeur constante non nulle ce qui traduit un fluage avec

accroissement linéaire des déformations dans une phase secondaire

indéfinie.

1.2. - L'APPROCHE THEORIQUE

Si l'approche empirique permet, comme on vient de le voir,

l'écriture d'une loi de comportement (les valeurs des paramètres étant

déterminées expérimentalement), rien n'indique que les lois ainsi

obtenues respectent les principes de la thermodynéimique , et il n'est pas

possible d'affirmer en outre que ces relations sont représentatives du

comportement du matériau . dans toutes les configurations de sollicita¬

tion.

C'est pourquoi, les mécaniciens du sel gemme ont cherché à

étayer leur rhéologie par des considérations plus théoriques ce qui a

conduit à deux types de lois : les lois rhéologiques et les lois struc¬

turales et thermodynamiques.

1,2,1, - Les modèles mécaniques (rhéologiques)

De nombreux auteurs utilisent pour représenter les comporte¬

ments élastiques, visqueux ou plastiques des éléments mécaniques à une

dimension assemblée en série ou en parallèle de manière plus ou moins

compliquée. Les éléments mécaniques de base servant à construire les

modèles sont :

Une variante de la loi d'Odqvist établie par LEMAITEIE pour les

métaux légers, de la forme :

A e^/" é ^/"

est reprise par G. VOUILLE, (1981) qui en propose une version

généralisée.

Certains rhéologues ne reconnaissent pas de phases de fluage

(en particulier secondaire ou tertiaire) et préfèrent appeler leurs

modèles "Lois d'écrouissage", avec le temps ou la déformation. D'autres

enfin croient plus volontiers en des vitesses de déformation qui tendent

vers une valeur constante non nulle ce qui traduit un fluage avec

accroissement linéaire des déformations dans une phase secondaire

indéfinie.

1.2. - L'APPROCHE THEORIQUE

Si l'approche empirique permet, comme on vient de le voir,

l'écriture d'une loi de comportement (les valeurs des paramètres étant

déterminées expérimentalement), rien n'indique que les lois ainsi

obtenues respectent les principes de la thermodynéimique , et il n'est pas

possible d'affirmer en outre que ces relations sont représentatives du

comportement du matériau . dans toutes les configurations de sollicita¬

tion.

C'est pourquoi, les mécaniciens du sel gemme ont cherché à

étayer leur rhéologie par des considérations plus théoriques ce qui a

conduit à deux types de lois : les lois rhéologiques et les lois struc¬

turales et thermodynamiques.

1,2,1, - Les modèles mécaniques (rhéologiques)

De nombreux auteurs utilisent pour représenter les comporte¬

ments élastiques, visqueux ou plastiques des éléments mécaniques à une

dimension assemblée en série ou en parallèle de manière plus ou moins

compliquée. Les éléments mécaniques de base servant à construire les

modèles sont :

- le modèle élastique de Hooke, le modèle visqueux de Newton et le

modèle plastique de Saint-Venant (OUVRY, 1985). En associant ces

différents modèles de base, on obtient entre autres les modèles de

Kelvin, de Meixwell, de Burgers et de Bingham, et le modèle élasto-

viscoplastique.

La plupart des modèles rhéologiques employés en mécanique du

sel gemme correspondent à des corps de Burgers, qui représentent une

vitesse de fluage de la forme :

d 0 0 Eêxp(- -; t)

E^

Elasticité

instantanée

Mn

Fluage

stationnaire

k "'^"^ kn n

Fluage

transitoire

Selon B. LADANYI (1983) le sel est une roche élastique non

linéaire - viscoplastique : la déformation totale au bout d'un temps

donné sous une contrainte constante peut s'exprimer sous la forme

suivante :

e = eii> . ei^>

où e est une déformation instantanée élastique et plastique

(c)et 6 est une déformation de fluage souvent représentée par une

loi contenant un terme en puissance :

(c) è 0e = (-£) (-l)"t"

n 0c

- le modèle élastique de Hooke, le modèle visqueux de Newton et le

modèle plastique de Saint-Venant (OUVRY, 1985). En associant ces

différents modèles de base, on obtient entre autres les modèles de

Kelvin, de Meixwell, de Burgers et de Bingham, et le modèle élasto-

viscoplastique.

La plupart des modèles rhéologiques employés en mécanique du

sel gemme correspondent à des corps de Burgers, qui représentent une

vitesse de fluage de la forme :

d 0 0 Eêxp(- -; t)

E^

Elasticité

instantanée

Mn

Fluage

stationnaire

k "'^"^ kn n

Fluage

transitoire

Selon B. LADANYI (1983) le sel est une roche élastique non

linéaire - viscoplastique : la déformation totale au bout d'un temps

donné sous une contrainte constante peut s'exprimer sous la forme

suivante :

e = eii> . ei^>

où e est une déformation instantanée élastique et plastique

(c)et 6 est une déformation de fluage souvent représentée par une

loi contenant un terme en puissance :

(c) è 0e = (-£) (-l)"t"

n 0c

Une tendance actuelle, selon BEEST (1984), est d'admettre un

comportement fortement non linéaire :

^«P-A. <o. -,.-2C>"

où c est la cohésion

n est la viscosité

et n est une constante de l'ordre de 3,4 ou 5.

Enfin, LANGER propose un modèle général rendant compte d'une

élasticité instantanée, d'une élasticité retardée, du fluage transitoire

et du fluage stationnaire. Si ce modèle est susceptible de rendre compte

de toutes les observations de laboratoire, la détermination de tous les

paramètres qu'il met en jeu est une entreprise sans espoir (H, ROLNIK,

1984). M. LANGER (1981) donne une liste récapitulative des différentes

lois élaborées pour le sel gemme ainsi que des valeurs indicatives des

paramètres mis en jeu.

1,2,2, - Les lois structurales et thermodynamiques

Ces lois s'appuient sur les mécanismes de déformation micro¬

cristalline. On retrouve encore ici l'analogie avec les métaux. En

effet, l'étude de la structure microcristalline du sel gemme montre la

présence de dislocations, lacunes et joints de grain communs aux métaux.

Quatre types de mécanismes microphysiques semblent intervenir

dans le processus de fluage du sel gemme : le glissement des disloca¬

tions, la montée des dislocations ou polygonisation, la diffusion et les

déformations intergranulaires. Ces phénomènes rendent compte essentiel¬

lement du fluage stationnaire pour différents domaines de température et

de contrainte.

Enfin, les modèles issus de considérations thermodynamiques

sont les seuls à pouvoir garantir un fondement théorique valable. On

pourrait donc espérer d'eux qu'ils soient adaptés à toutes les configu¬

rations de sollicitations et conduisent toujours à un comportement

conforme à la réalité (H. ROLNIK, 1984).

Une tendance actuelle, selon BEEST (1984), est d'admettre un

comportement fortement non linéaire :

^«P-A. <o. -,.-2C>"

où c est la cohésion

n est la viscosité

et n est une constante de l'ordre de 3,4 ou 5.

Enfin, LANGER propose un modèle général rendant compte d'une

élasticité instantanée, d'une élasticité retardée, du fluage transitoire

et du fluage stationnaire. Si ce modèle est susceptible de rendre compte

de toutes les observations de laboratoire, la détermination de tous les

paramètres qu'il met en jeu est une entreprise sans espoir (H, ROLNIK,

1984). M. LANGER (1981) donne une liste récapitulative des différentes

lois élaborées pour le sel gemme ainsi que des valeurs indicatives des

paramètres mis en jeu.

1,2,2, - Les lois structurales et thermodynamiques

Ces lois s'appuient sur les mécanismes de déformation micro¬

cristalline. On retrouve encore ici l'analogie avec les métaux. En

effet, l'étude de la structure microcristalline du sel gemme montre la

présence de dislocations, lacunes et joints de grain communs aux métaux.

Quatre types de mécanismes microphysiques semblent intervenir

dans le processus de fluage du sel gemme : le glissement des disloca¬

tions, la montée des dislocations ou polygonisation, la diffusion et les

déformations intergranulaires. Ces phénomènes rendent compte essentiel¬

lement du fluage stationnaire pour différents domaines de température et

de contrainte.

Enfin, les modèles issus de considérations thermodynamiques

sont les seuls à pouvoir garantir un fondement théorique valable. On

pourrait donc espérer d'eux qu'ils soient adaptés à toutes les configu¬

rations de sollicitations et conduisent toujours à un comportement

conforme à la réalité (H. ROLNIK, 1984).

10

Or, il n'est pas possible de définir une loi de comportement

compatible avec les divers bilans mécaniques et les deux principes de la

therrriodynamique sans se livrer à une série d'hypothèses. Quand, de plus,

il faut déterminer les paramètres intervenant dans la loi au moyen de

mesures expérimentales le nombre de simplifications à faire est considé¬

rable.

L'influence de la température est généralement prise en compte

par l'ensemble des auteurs en introduisant dans l'expression de la

vitesse de fluage un terme proportionnel à exp(-'-^) où Q est l'énergieRT

d'activation. Cette expression découle de l'application de la théorie

des processus de vitesse, développée pour les fluides visqueux à partir

de considérations statistiques.

En conclusion, on notera que la plupart des lois évoquées

ci-dessus ne peuvent à elles seules rendre compte de toutes les observa¬

tions recueillies en laboratoire. De nombreuses interrogations subsis¬

tent quant à l'aptitude de ces lois à prédire le comportement in-situ.

Dans l'optique d'un stockage de déchets radioactifs, il est

nécessaire de trouver une loi de comportement à long terme. Une telle

loi implique entre autre que l'on sache modéliser l'effet de la tempéra¬

ture sur la viscosité du sel gemme. On a constaté, en effet, qu'une

élévation de la température fluidifie ce matériau : quand on passe de

22'C à sec la vitesse de fluage secondaire est en gros multipliée par

2, et elle est un peu plus de( 10' j fois supérieure pour une augmentation

de la température de 22"C à 150'C.

Or, il s'est avéré jusqu'à présent que toutes les tentatives

d'approches théoriques du comportement à long terme du sel gemme se sont

soldées par un échec. Aussi, la résolution d'un problème de dimension¬

nement d'une cavité dans du sel gemme s'accompagne donc d'un choix entre

les différentes lois rhéologiques mentionnées que seuls les faits

expérimentaux doivent dicter.

10

Or, il n'est pas possible de définir une loi de comportement

compatible avec les divers bilans mécaniques et les deux principes de la

therrriodynamique sans se livrer à une série d'hypothèses. Quand, de plus,

il faut déterminer les paramètres intervenant dans la loi au moyen de

mesures expérimentales le nombre de simplifications à faire est considé¬

rable.

L'influence de la température est généralement prise en compte

par l'ensemble des auteurs en introduisant dans l'expression de la

vitesse de fluage un terme proportionnel à exp(-'-^) où Q est l'énergieRT

d'activation. Cette expression découle de l'application de la théorie

des processus de vitesse, développée pour les fluides visqueux à partir

de considérations statistiques.

En conclusion, on notera que la plupart des lois évoquées

ci-dessus ne peuvent à elles seules rendre compte de toutes les observa¬

tions recueillies en laboratoire. De nombreuses interrogations subsis¬

tent quant à l'aptitude de ces lois à prédire le comportement in-situ.

Dans l'optique d'un stockage de déchets radioactifs, il est

nécessaire de trouver une loi de comportement à long terme. Une telle

loi implique entre autre que l'on sache modéliser l'effet de la tempéra¬

ture sur la viscosité du sel gemme. On a constaté, en effet, qu'une

élévation de la température fluidifie ce matériau : quand on passe de

22'C à sec la vitesse de fluage secondaire est en gros multipliée par

2, et elle est un peu plus de( 10' j fois supérieure pour une augmentation

de la température de 22"C à 150'C.

Or, il s'est avéré jusqu'à présent que toutes les tentatives

d'approches théoriques du comportement à long terme du sel gemme se sont

soldées par un échec. Aussi, la résolution d'un problème de dimension¬

nement d'une cavité dans du sel gemme s'accompagne donc d'un choix entre

les différentes lois rhéologiques mentionnées que seuls les faits

expérimentaux doivent dicter.

ANNEX

Constitutive laws and material parameters

for rock salt (literature)

1 . Transient creep ("primary creep")

1 . 1 Enpir ical laws

e=K.ô^.oP .^^

e s Alo.Ol In II «a»)

E =B(0.i>).l1-e-'''l

.2 Rheologii

C

t

fh-

cal

n-

.0,E

laws

'^:(l-e 1

e .0.£ Jr Il-e ^« " )

1.3 Structural laws (dislocation-theory)

0 V -5.

potential law (1,2,3,4,5,6,7)

logarithmic law (8,9)

exponential law (10,11)

strain hardening (12,13,14)

( '3 ' const . )

Kelvin-body (15)

Makamura-body (16)

extended Kelvin-body (17)^t

(10,19)

(20)

EXAMPLES FOR MATERIAL PARAMETERS

LAW UNITS LIT.

e= 7.0 * 13,9 t^'^^-io-*E = 82,0 * 6,Bt°'"2-10-''

for ô =20» C

for ^ =104«C(18)

, 1,4 0,55-19,7E = 200 t e ^ :^,o -3 (kI Ibarllsl (41)

¿ = 0,39-|u""o^'^0^'°- t"°'' fKl Ipsillhl (2)

E = 6,5-10~"i) ^'^0 ^'^ t°'" JKllpsDIhl (42)

E = 1.1-10-"00-^''"'02. 475^0. 4656,^, ,^^j,,^, ^^

4100 1 -1,5,,, ,, ,£ - 6,02- 10-^1 S^'"o'~y~ 1 0,4656 E iKljPaKsl ^^^^-43,^3,0_

S./J7e,,=b,87-I0 ^^ \ ^'^1°'", Oij IkI IpslI lsl(44)iJ \ 295,5 / ''2

J. ^ "''''li '°'*^ î1* ^ ^^^îj ' J

15.6"10"-'^ (J2)0, 974^ 9,66 ^.-0,75 I K 11 psl 1 1 hr 1 ( 3 )

V =0,45

E=0.2|-e^;°^ a ^'° I l-e-°'"'^l iKl iMPal Idl (20)

The numbers in the brackets ( ) refer to the numbers ofreferences in chapter four of this annex.

(d'après M. LANGER, 1981)

ANNEX

Constitutive laws and material parameters

for rock salt (literature)

1 . Transient creep ("primary creep")

1 . 1 Enpir ical laws

e=K.ô^.oP .^^

e s Alo.Ol In II «a»)

E =B(0.i>).l1-e-'''l

.2 Rheologii

C

t

fh-

cal

n-

.0,E

laws

'^:(l-e 1

e .0.£ Jr Il-e ^« " )


0 V -5.

potential law (1,2,3,4,5,6,7)

logarithmic law (8,9)

exponential law (10,11)

strain hardening (12,13,14)

( '3 ' const . )

Kelvin-body (15)

Makamura-body (16)

extended Kelvin-body (17)^t

(10,19)

(20)

EXAMPLES FOR MATERIAL PARAMETERS

LAW UNITS LIT.

e= 7.0 * 13,9 t^'^^-io-*E = 82,0 * 6,Bt°'"2-10-''

for ô =20» C

for ^ =104«C(18)

, 1,4 0,55-19,7E = 200 t e ^ :^,o -3 (kI Ibarllsl (41)

¿ = 0,39-|u""o^'^0^'°- t"°'' fKl Ipsillhl (2)

E = 6,5-10~"i) ^'^0 ^'^ t°'" JKllpsDIhl (42)

E = 1.1-10-"00-^''"'02. 475^0. 4656,^, ,^^j,,^, ^^

4100 1 -1,5,,, ,, ,£ - 6,02- 10-^1 S^'"o'~y~ 1 0,4656 E iKljPaKsl ^^^^-43,^3,0_

S./J7e,,=b,87-I0 ^^ \ ^'^1°'", Oij IkI IpslI lsl(44)iJ \ 295,5 / ''2

J. ^ "''''li '°'*^ î1* ^ ^^^îj ' J

15.6"10"-'^ (J2)0, 974^ 9,66 ^.-0,75 I K 11 psl 1 1 hr 1 ( 3 )

V =0,45

E=0.2|-e^;°^ a ^'° I l-e-°'"'^l iKl iMPal Idl (20)

The numbers in the brackets ( ) refer to the numbers ofreferences in chapter four of this annex.

(d'après M. LANGER, 1981)

EXAMPLES FCR MATERIAL PARAMETERS

LAW UNITS LIT.

F= 1,C"1C)"'^ o\w"^-0,3' lO"'^ OÎpslllsl (16)

t. 1..4-,0-.A^,^'^ Ipsl 1 Imin ) (22)

¿= 15-10-'^ O^'^ Ipsl ] Id ) (21)

O-10"ê" -î-y^ (AO I ^'^ Ibarl iKlIsec) (29)

>> -52Ü0 3,0 |Pa I iKllsecl (23).l,232'10'"'-'-e ô

, ..r.- -7047 . ^ 5,0-«0,419 e 5 0E V

iHPal lK)(d I (4'>)

. , .^. -6500 . n 5,0- 0,16 e r 0E V

iMPal Ul (dl (30)

262.3 n'\> ' slnh

4,5-e 46,9 Ibarl (Kisecl (29)Ical/mol K|

2. STATIONARY CREEP ("SECONDARY CREEP")

2 . I Empl rica 1 laws

A ( a ) 0

è = K 0".ô^

(21.22)

(23,24)

2.2 Rheological laws ( & = const.)

t = i'^ -0 F) '"^ 'Of" Blnghara-body (25,26)

( 0 - 0 ) t 1

F E S ''^ ' ^f' Schwedof f-body (27)E T)"


dislocation climb (28.29,30)2_RT

= = K 0"-e

- = K I sin ^ I'e dislocation glide (31,32)-Ql -g2

¿^ = K 0 " e RT + K e RT 'f(O) comb, muchanlsm (33,34)

EXAMPLES FCR MATERIAL PARAMETERS

LAW UNITS LIT.

F= 1,C"1C)"'^ o\w"^-0,3' lO"'^ OÎpslllsl (16)

t. 1..4-,0-.A^,^'^ Ipsl 1 Imin ) (22)

¿= 15-10-'^ O^'^ Ipsl ] Id ) (21)

O-10"ê" -î-y^ (AO I ^'^ Ibarl iKlIsec) (29)

>> -52Ü0 3,0 |Pa I iKllsecl (23).l,232'10'"'-'-e ô

, ..r.- -7047 . ^ 5,0-«0,419 e 5 0E V

iHPal lK)(d I (4'>)

. , .^. -6500 . n 5,0- 0,16 e r 0E V

iMPal Ul (dl (30)

262.3 n'\> ' slnh

4,5-e 46,9 Ibarl (Kisecl (29)Ical/mol K|

2. STATIONARY CREEP ("SECONDARY CREEP")

2 . I Empl rica 1 laws

A ( a ) 0

è = K 0".ô^

(21.22)

(23,24)

2.2 Rheological laws ( & = const.)

t = i'^ -0 F) '"^ 'Of" Blnghara-body (25,26)

( 0 - 0 ) t 1

F E S ''^ ' ^f' Schwedof f-body (27)E T)"


dislocation climb (28.29,30)2_RT

= = K 0"-e

- = K I sin ^ I'e dislocation glide (31,32)-Ql -g2

¿^ = K 0 " e RT + K e RT 'f(O) comb, muchanlsm (33,34)

TRANSIENT AND STATIONARY CREEP

1 EiLpirical IjuL I & ,0 = const.)

YE =E, » kt » ^r (35)

E=£|.ti{t»i,lf. (l*ct) (3 6)

-^«t =E|. k" t * 'Jln I n* (1-n) e " ]

j.i ."theological laws (ô = const.)E

1

E = 0 I E, t0

1 -Tl i

( 37)

Burge r s-bod\'(38)

E = 0 I E 0 * ^ "-^ " + ( 0 - 0 p)-Tlm t Cchof ield-

ScottBlalr-body (39)

S- I

e =o[ir-l(i-e'^ 11+ ( 0 - 0 ) -S iE E Kr

1 = 1

E

--n t 1 .

(l-e )MO-Op)-T,^ «^

Schof ield-ücot tBla ir-body , extended (40)

3.3 Structural laws (di s 1 oca t ion- thef^ry )

B e I l-e 1 + A-RT

(20)

4. REFERENCES

(1) Boresi, A. P. and Deere, n.U., Il963l , "Creep closureof a spherical cavity in a infinite med ium, "Reportfor Holmes Narver Inc., Las Vegas.

(2) Lomenlck, T.F. and Bradshaw, R.L., |l969l, "ModelPillar Tests for Evaluating the Structural StabilityOpoiiings in Rock Salt Utilized for the Disposal ofHad loact i vo VNuc . Eng. Dfs. 9| 269.

(3) Thoms, R.L. and C.V. Cl\ar, |1972) ."Finite elementanalysis of rock salt pillar models," Rock Medíanles,393-410.

(4) Possum, A.F., (1977 1 , "On the structural behavior ofprogressively mined solution cavities In salt,"Journ. of Appl Hech.

(5) Hansen, F.D., "Evaluation of an inelastic law forRock Mech. ,ll977l

(6) Mdxwull, D.E., "Review and Continuing Analysis of theSAI Creep Model," Science Applications inc. SAI-FR-137-1 ONWl/Sub/78/Ë512-0130Q, (19781

(7) Hardy, M.P. and JOHN) C.H.St., I197B], "Surface Displacements and Pillar Stresses Associated with Nucle¬ar Waste Disposal In Salt, Nuclear Technology,"

(0) Weertman, J. and Weertman, J.R., I 1 970 1 , "MechanicalProperties, Strongly Temperature Dependent,"Physical Metallurgy ed. R.W. Cain, North-Holland.

(9) Knoll, P. ,11973] ,"Beitrag zum EinfluB der Zeit aufdie Verformung und den Bruch von Sa 1 zges te in , "Freib. Forschungshef t A 528.

(10) Mc Vetty, P.G., I 1 9 34 ), "Work Ing Stresses for Hii;liTemperature Service," Hech. Eng. 56, 149.

(11) Webster, G.A., [ 19661, "Widely Applicable DislocationModel of Creep," Phil . Mag. 14 , 775.

(12) Mcnzel, W., Sclirelner, W. and Weber, D.t|976l,"Zum geomechan Ischen Verhalten von Steinsalz bei er-hôhten Gebirgstempera turen , " Neue Bcrgbautechn ik ,

442-446.

(13) Maxwell, D.E., Wahi, KK. and Dial, B., (1978],"The Thermomechanlcal Response of WIPP Repositories,"Science Applications Incorporated, SAI-FR-145.

TRANSIENT AND STATIONARY CREEP

1 EiLpirical IjuL I & ,0 = const.)

YE =E, » kt » ^r (35)

E=£|.ti{t»i,lf. (l*ct) (3 6)

-^«t =E|. k" t * 'Jln I n* (1-n) e " ]

j.i ."theological laws (ô = const.)E

1

E = 0 I E, t0

1 -Tl i

( 37)

Burge r s-bod\'(38)

E = 0 I E 0 * ^ "-^ " + ( 0 - 0 p)-Tlm t Cchof ield-

ScottBlalr-body (39)

S- I

e =o[ir-l(i-e'^ 11+ ( 0 - 0 ) -S iE E Kr

1 = 1

E

--n t 1 .

(l-e )MO-Op)-T,^ «^

Schof ield-ücot tBla ir-body , extended (40)

3.3 Structural laws (di s 1 oca t ion- thef^ry )

B e I l-e 1 + A-RT

(20)

4. REFERENCES

(1) Boresi, A. P. and Deere, n.U., Il963l , "Creep closureof a spherical cavity in a infinite med ium, "Reportfor Holmes Narver Inc., Las Vegas.

(2) Lomenlck, T.F. and Bradshaw, R.L., |l969l, "ModelPillar Tests for Evaluating the Structural StabilityOpoiiings in Rock Salt Utilized for the Disposal ofHad loact i vo VNuc . Eng. Dfs. 9| 269.

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(4) Possum, A.F., (1977 1 , "On the structural behavior ofprogressively mined solution cavities In salt,"Journ. of Appl Hech.

(5) Hansen, F.D., "Evaluation of an inelastic law forRock Mech. ,ll977l

(6) Mdxwull, D.E., "Review and Continuing Analysis of theSAI Creep Model," Science Applications inc. SAI-FR-137-1 ONWl/Sub/78/Ë512-0130Q, (19781

(7) Hardy, M.P. and JOHN) C.H.St., I197B], "Surface Displacements and Pillar Stresses Associated with Nucle¬ar Waste Disposal In Salt, Nuclear Technology,"

(0) Weertman, J. and Weertman, J.R., I 1 970 1 , "MechanicalProperties, Strongly Temperature Dependent,"Physical Metallurgy ed. R.W. Cain, North-Holland.

(9) Knoll, P. ,11973] ,"Beitrag zum EinfluB der Zeit aufdie Verformung und den Bruch von Sa 1 zges te in , "Freib. Forschungshef t A 528.

(10) Mc Vetty, P.G., I 1 9 34 ), "Work Ing Stresses for Hii;liTemperature Service," Hech. Eng. 56, 149.

(11) Webster, G.A., [ 19661, "Widely Applicable DislocationModel of Creep," Phil . Mag. 14 , 775.

(12) Mcnzel, W., Sclirelner, W. and Weber, D.t|976l,"Zum geomechan Ischen Verhalten von Steinsalz bei er-hôhten Gebirgstempera turen , " Neue Bcrgbautechn ik ,

442-446.

(13) Maxwell, D.E., Wahi, KK. and Dial, B., (1978],"The Thermomechanlcal Response of WIPP Repositories,"Science Applications Incorporated, SAI-FR-145.

(14i Fcssuiti, A.F., (1977], " VI sco-pla st ic behaviour duringthe excavation phase of a salt cavity," Int . J .

f-r Nucerical ar.d Analytical Methods in Geomechan 1 cs ,vol. 1, 4 5--:s.

(15, Echuppe, F., [l96l],"Zur Standf est inkel t von Bergfes-ten im Sa 1 zbergbau , " Bergakad. 13, H2, 59-62.

;16) Oterth, L., I 1 964 1 , "Deforma t lona 1 behaviour of modelpillars made from salt, trona and potash Ore,"Prsc. 6th Syrr.p. on Rock Mechanics In Roll a , Missouri ,

539-560.

(17) Langer, H., ( 19791 , "Rheological Behaviour of rockn. a s s e s , " Pr-.c. 4. Int. Cong. Rock Hech, Vol 3 ,Mont reux , '¿'J-'Jt> .

(16) Le Conpte, P., Il965l, "Creep in rock salt," Jouralof Geology, Vol 73, 469-489.

(IS) Carter, N.L., Il976 1 , "Steady-state flow of rocks,"Rev, of Geophysics and Space Physics, Vol. 14.

(20) BGR-Forschul.gsêricht, (author: Hunsche, U.), (l9Unl,"Cebirgsmect.an ik im Salz," 5. Zwischenber i cht , Mannover

(21) Hedley, D.G.F., (l967j,"An Appraisal of ConvergenceHeasuroments in Salt Mines," Proc. 4th Rock Mech.

(22) Thompson, E.G. and Ripperger, A., ( 1964 1 ,"An Experi¬mental Technique for the Investigation of the Flow ofHalite and Sylvinite, " Proceedings of the Sixt Symp .on Rock Hc-chanics, Rolla.

(23) Dawson, P.R. and J.R. Tillerson, (l977] , "Corapa ra t IveEvaluations of the Thermomechanlcal Responses forThree High Level Waste Canister Emplacement Alterna¬tives," SAND-77-038B.

(24) Hansen, F.D. and Hellegard, K.D., "Creep Behaviorof Bedded Salt from Southeastern New Mexico at Ele¬vated Temperature," Technical Memorandum ReportRSI-0062, RE/SPEC, Inc.

(25) Winkel, B.V., Gerstle ,K.H. and Ko, H. Y., (l972l,"Analysis of Time-Dependent Deformations of OpeningsIn Salt Media," Int. J.Rock Mech. Mln. Sci., 9,249-260.

(26) Serata, S., Sakural, S. and Adachi. T.. (l969l ,"Theory of aggregate rock behaviour on absolute threedimensional testing (ATT) of rock salt," Proc. 10thSymp. on Rock Mechanics, Austin, 431-473.

(27) Langer, M. u. Hofrlchter, E., (l969l , "Stands Icher-helt und Konvergenz von Salzkavernen , " Proc. Symp.Large permanent openings, Oslo, 147-156.

(28) Weertman, J., 1 1957 1 ."Steady-state creep throughdislocation climb," J. Appl. Phys., Vol 28.

(29) Heard, C.H., I 1972 1 ."Steady-state flow in polycris-talllne halite at pressure of 2 kllobars," Geophys .

Honogr. Series, Vol. 16.

(30) Wallner, M, Caninenberg. C, Gonther, H., [l979l."Ermlttlung zeit- und t erape ra turabhSng iger mechaiii-scher Kennwerte von Salzgestelnen , " Proc. 4 Int. Cnngr.Rock Mech., Vol. 1. Montreux.

(31) Weertman. J., Il955l ."Theory of steady-state creeobased on dislocation climb," J. Appl. Phys., Vol. 26.

(32) Heard, C.H., ( 1972 1 , "Steady-state flow in polycris-talllne halite at pressure of 2 kllobats," Geopliys.Monogr. Series, Vol. 16.

(33)

(34)

(35)

(36)

Munson, D.E., (l979l , "Prel imi nary de forma t lon-meclia-nism map for salt (with application to WIPP)," SandiaLabs., SAND-79-0076.

BGR-Forschungsbericht (author! Wallner, H.), (l98ûl,"Berechnung therr.iomechan ischer VorgSnge bel der End-lagerung hochrad loak t Iver Abfâlle In Salzgesteln , "Hannover ,

Herrmann, W., Wawerslk, W.R. and Lauson, H.S., (l980l,"Model for Transient Creep of Southeastern New MexicoRock Salt," Sandia Laboratories, SAND-80-2 1 72

Herrmann, W. , Wawerslk. W.R. and Lauson. H.S.,(l980l."Creep Curves and Fitting Parameters for SoutheasternNew Mexico Salt. " Sandia Laboratories, SAND-ao-0087 .

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(39) Serata, S., I 1978 1, "Geomechanlcal Basis for Designof Underground Salt Cavities," ASME, 7B-PET-59, Ener¬gy Technology Conference t, Ex hlbitlon, Houst on, Texas

(14i Fcssuiti, A.F., (1977], " VI sco-pla st ic behaviour duringthe excavation phase of a salt cavity," Int . J .

f-r Nucerical ar.d Analytical Methods in Geomechan 1 cs ,vol. 1, 4 5--:s.

(15, Echuppe, F., [l96l],"Zur Standf est inkel t von Bergfes-ten im Sa 1 zbergbau , " Bergakad. 13, H2, 59-62.

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(IS) Carter, N.L., Il976 1 , "Steady-state flow of rocks,"Rev, of Geophysics and Space Physics, Vol. 14.

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(21) Hedley, D.G.F., (l967j,"An Appraisal of ConvergenceHeasuroments in Salt Mines," Proc. 4th Rock Mech.

(22) Thompson, E.G. and Ripperger, A., ( 1964 1 ,"An Experi¬mental Technique for the Investigation of the Flow ofHalite and Sylvinite, " Proceedings of the Sixt Symp .on Rock Hc-chanics, Rolla.

(23) Dawson, P.R. and J.R. Tillerson, (l977] , "Corapa ra t IveEvaluations of the Thermomechanlcal Responses forThree High Level Waste Canister Emplacement Alterna¬tives," SAND-77-038B.

(24) Hansen, F.D. and Hellegard, K.D., "Creep Behaviorof Bedded Salt from Southeastern New Mexico at Ele¬vated Temperature," Technical Memorandum ReportRSI-0062, RE/SPEC, Inc.

(25) Winkel, B.V., Gerstle ,K.H. and Ko, H. Y., (l972l,"Analysis of Time-Dependent Deformations of OpeningsIn Salt Media," Int. J.Rock Mech. Mln. Sci., 9,249-260.

(26) Serata, S., Sakural, S. and Adachi. T.. (l969l ,"Theory of aggregate rock behaviour on absolute threedimensional testing (ATT) of rock salt," Proc. 10thSymp. on Rock Mechanics, Austin, 431-473.

(27) Langer, M. u. Hofrlchter, E., (l969l , "Stands Icher-helt und Konvergenz von Salzkavernen , " Proc. Symp.Large permanent openings, Oslo, 147-156.

(28) Weertman, J., 1 1957 1 ."Steady-state creep throughdislocation climb," J. Appl. Phys., Vol 28.

(29) Heard, C.H., I 1972 1 ."Steady-state flow in polycris-talllne halite at pressure of 2 kllobars," Geophys .

Honogr. Series, Vol. 16.

(30) Wallner, M, Caninenberg. C, Gonther, H., [l979l."Ermlttlung zeit- und t erape ra turabhSng iger mechaiii-scher Kennwerte von Salzgestelnen , " Proc. 4 Int. Cnngr.Rock Mech., Vol. 1. Montreux.

(31) Weertman. J., Il955l ."Theory of steady-state creeobased on dislocation climb," J. Appl. Phys., Vol. 26.

(32) Heard, C.H., ( 1972 1 , "Steady-state flow in polycris-talllne halite at pressure of 2 kllobats," Geopliys.Monogr. Series, Vol. 16.

(33)

(34)

(35)

(36)

Munson, D.E., (l979l , "Prel imi nary de forma t lon-meclia-nism map for salt (with application to WIPP)," SandiaLabs., SAND-79-0076.

BGR-Forschungsbericht (author! Wallner, H.), (l98ûl,"Berechnung therr.iomechan ischer VorgSnge bel der End-lagerung hochrad loak t Iver Abfâlle In Salzgesteln , "Hannover ,

Herrmann, W., Wawerslk, W.R. and Lauson, H.S., (l980l,"Model for Transient Creep of Southeastern New MexicoRock Salt," Sandia Laboratories, SAND-80-2 1 72

Herrmann, W. , Wawerslk. W.R. and Lauson. H.S.,(l980l."Creep Curves and Fitting Parameters for SoutheasternNew Mexico Salt. " Sandia Laboratories, SAND-ao-0087 .

(37) Munson. D.E. and Dawson, P.R., I 19791, "ConstitutiveModel for the Low Temperature Creep of Salt (WitliApplication to WIPP)," Sandia Laboratories, SAND-79-1853.

(38) Loonen, J.H.E., Il962l, "Theoret Ische Berechnung derum elnen zy 1 Indrischen Hohlraum in eincm vlskoclas-t isch-plastischen Medium auftretenden Spannungen undVerschiebungen, " Central Proefstatlon v.d. Stats-mljnen Llmburg, Hoensbrock-Treebeck .

(39) Serata, S., I 1978 1, "Geomechanlcal Basis for Designof Underground Salt Cavities," ASME, 7B-PET-59, Ener¬gy Technology Conference t, Ex hlbitlon, Houst on, Texas

(4L, Lar. 36 r, M.Salz De charA a c h e fi .

l 1 978 1, "Grundzûge einer theoret l scheni , " Proc. 3. Nat. Tagung Fe t smechan lk .

(41) Carter. U.L. [ 1977 1 , "Petrof abr le Analyses of ttieDfrforKati-r. Behavior of Lyons. Kansas and JeffersonIsland. " Louisiana Rock Salt. Y/OWI /SUB-70/22 303/9 .

142) Mc Clain, W.C. and Starfield. A.M., ¡1977 1,"Analysis of Combined Effects , Project Salt Vault:Démonstration of the Disposal of High-Activity Soli¬dified Wjstiis in Underground Salt Mines, " Chapter 1 3 ,ORNL-4 55^ IJf. -70.

(4i) Hansen, F.D., [ 1977 1 , "Triaxial Quasi-Static Com¬pression dtiil Creep Behavior of Bedded Salt fromSoutheastKin New Mexico, "Technical Memorandum Re¬port RSI -Qui 5.

(44) Ratigan, J.L. and Callahan, G.D., ll978l , "Evaluationof the Prc'iiclive Capability of the Finite ElementMethod: II. Project Salt Vaul t-Thermov 1 sco-e la s 1 1 cSimulation, " Y/OWI /SUB-78/2 2 30 3/ 1 1 .

(45) Albrecht. H.. I 197 1 1 . "Rheologi sche und gefügekund-liche Uiili'rsuchungen beim Bau einer Krafthauskaverne,"Di ss . Un 1 K i ¤ 1 . 6 7.

(4L, Lar. 36 r, M.Salz De charA a c h e fi .

l 1 978 1, "Grundzûge einer theoret l scheni , " Proc. 3. Nat. Tagung Fe t smechan lk .

(41) Carter. U.L. [ 1977 1 , "Petrof abr le Analyses of ttieDfrforKati-r. Behavior of Lyons. Kansas and JeffersonIsland. " Louisiana Rock Salt. Y/OWI /SUB-70/22 303/9 .

142) Mc Clain, W.C. and Starfield. A.M., ¡1977 1,"Analysis of Combined Effects , Project Salt Vault:Démonstration of the Disposal of High-Activity Soli¬dified Wjstiis in Underground Salt Mines, " Chapter 1 3 ,ORNL-4 55^ IJf. -70.

(4i) Hansen, F.D., [ 1977 1 , "Triaxial Quasi-Static Com¬pression dtiil Creep Behavior of Bedded Salt fromSoutheastKin New Mexico, "Technical Memorandum Re¬port RSI -Qui 5.

(44) Ratigan, J.L. and Callahan, G.D., ll978l , "Evaluationof the Prc'iiclive Capability of the Finite ElementMethod: II. Project Salt Vaul t-Thermov 1 sco-e la s 1 1 cSimulation, " Y/OWI /SUB-78/2 2 30 3/ 1 1 .

(45) Albrecht. H.. I 197 1 1 . "Rheologi sche und gefügekund-liche Uiili'rsuchungen beim Bau einer Krafthauskaverne,"Di ss . Un 1 K i ¤ 1 . 6 7.

16

2 - LES PROPRIETES SPECIFIQUES OU PARTICULIERES DU SEL

Les gisements de sel constituent une des formations hôtes qui

sont retenues pour le stockage des déchets radioactifs, à cause en

particulier des propriétés uniques de ce matériau (F. DJAHANGUIRI and

S.C. MATTHEWS, 1985), qui contribuent à sa capacité de confinement :

- le comportement plastique du sel contribue à l'auto-fermeture des

cavités et des vides résiduels,

- le sel a une grande conductivité thermique comparé à la quasi-tota¬

lité des autres roches (roches cristallines et argileuses).

De plus, il possède d'autres propriétés favorables en tant que

formation hôte pour un stockage :

- très faible perméabilité,

- faible porosité,

- en général sec et isolé des circulations d'eau souterraine,

- la structure géologique du sel est relativement simple, dans le cas

de sel en couches,

- il est facile de 1 'excaver.

D'autres propriétés sont au contraire défavorables :

- grande solubilité dans l'eau,

- faible résistance à la compression instantanée (de 10 à 40 MPa),

- faible densité (entre 2,10 et 2,23 g/cm' selon P.C. KELSALL (1985),

le plus souvent 2,16 g/cm').

16

2 - LES PROPRIETES SPECIFIQUES OU PARTICULIERES DU SEL

Les gisements de sel constituent une des formations hôtes qui

sont retenues pour le stockage des déchets radioactifs, à cause en

particulier des propriétés uniques de ce matériau (F. DJAHANGUIRI and

S.C. MATTHEWS, 1985), qui contribuent à sa capacité de confinement :

- le comportement plastique du sel contribue à l'auto-fermeture des

cavités et des vides résiduels,

- le sel a une grande conductivité thermique comparé à la quasi-tota¬

lité des autres roches (roches cristallines et argileuses).

De plus, il possède d'autres propriétés favorables en tant que

formation hôte pour un stockage :

- très faible perméabilité,

- faible porosité,

- en général sec et isolé des circulations d'eau souterraine,

- la structure géologique du sel est relativement simple, dans le cas

de sel en couches,

- il est facile de 1 'excaver.

D'autres propriétés sont au contraire défavorables :

- grande solubilité dans l'eau,

- faible résistance à la compression instantanée (de 10 à 40 MPa),

- faible densité (entre 2,10 et 2,23 g/cm' selon P.C. KELSALL (1985),

le plus souvent 2,16 g/cm').

17

2.1. - Le conflit entre essais de laboratoire et essais in-situ

L'interprétation des expériences de laboratoire seules ne

conduit pas à une loi rhéologique représentative du comportement in-

situ.

Les résultats des études de laboratoire surestiment, en

général, les capacités réelles du sel à supporter les charges engendrées

par le creusement d'un ouvrage souterrain.

Par exemple, au laboratoire, même pour un essai lent, le sel

ne casse pas en général avant une charge de 20 MPa. Or in-situ, l'étude

de la tectonique salifère montre que le sel est pratiquement incapable

de supporter sans fluage considérable un déviateur de quelques bars

(BEREST, 1984).

D'autre part, les données expérimentales fournies par des

laboratoires distincts sont très dispersées, même pour des échantillons

ayant exactement la même origine.

L'effet d'échelle dans les dimensions de l'échantillon est

familier au mécanicien des roches : dans le cas du sel gemme, la taille

des cristaux est variable et souvent centimétrique, ce qui est loin

d'être négligeable par rapport aux dimensions de l'éprouvette. De plus

in-situ, le massif salifère présente souvent des hétérogénéités, telles

que des couches d'autres matériaux (argiles, anhydrites,...)

intercalées, qui viennent perturber les propriétés propres du sel gemme.

Cependant, dans le cas présent, c'est surtout l'effet d'échelle sur le

temps qui est à prendre en compte (BEREST, 1984). On tente en effet de

saisir par des expériences nécessairement courtes (quelques jours ou

parfois quelques mois) un comportement dans lequel les effets différés

sont prépondérants.

B. LADANYI (1983) donne de son côté un autre argument pour

étudier le sel in-situ, plutôt qu'en laboratoire : il a été montré que

le sel présente un comportement initial non linéaire sous compression,

comportement dû à la fermeture et au glissement de micro-fractures.

17

2.1. - Le conflit entre essais de laboratoire et essais in-situ

L'interprétation des expériences de laboratoire seules ne

conduit pas à une loi rhéologique représentative du comportement in-

situ.

Les résultats des études de laboratoire surestiment, en

général, les capacités réelles du sel à supporter les charges engendrées

par le creusement d'un ouvrage souterrain.

Par exemple, au laboratoire, même pour un essai lent, le sel

ne casse pas en général avant une charge de 20 MPa. Or in-situ, l'étude

de la tectonique salifère montre que le sel est pratiquement incapable

de supporter sans fluage considérable un déviateur de quelques bars

(BEREST, 1984).

D'autre part, les données expérimentales fournies par des

laboratoires distincts sont très dispersées, même pour des échantillons

ayant exactement la même origine.

L'effet d'échelle dans les dimensions de l'échantillon est

familier au mécanicien des roches : dans le cas du sel gemme, la taille

des cristaux est variable et souvent centimétrique, ce qui est loin

d'être négligeable par rapport aux dimensions de l'éprouvette. De plus

in-situ, le massif salifère présente souvent des hétérogénéités, telles

que des couches d'autres matériaux (argiles, anhydrites,...)

intercalées, qui viennent perturber les propriétés propres du sel gemme.

Cependant, dans le cas présent, c'est surtout l'effet d'échelle sur le

temps qui est à prendre en compte (BEREST, 1984). On tente en effet de

saisir par des expériences nécessairement courtes (quelques jours ou

parfois quelques mois) un comportement dans lequel les effets différés

sont prépondérants.

B. LADANYI (1983) donne de son côté un autre argument pour

étudier le sel in-situ, plutôt qu'en laboratoire : il a été montré que

le sel présente un comportement initial non linéaire sous compression,

comportement dû à la fermeture et au glissement de micro-fractures.

18

développées dans l'échantillon par décompression lors de. la préparation

de l'éprouvette ; ceci est vrai pour la majorité des matériaux, mais

particulièrement marqué pour le sel. Ainsi, le comportement observé ne

rendrait pas compte du véritable comportement du sel in-situ.

De la même manière, si l'histoire des précharges d'un échan¬

tillon n'est pas connue (Z. GUESSOUS, B. LADANYI, D.E. GILL, 1984) ou

s'il n'en est pas tenu compte, les propriétés contrainte-déformation du

sel obtenues au laboratoire peuvent être différentes de celles' observées

in-situ.

Pour les études en laboratoire, il faut apporter beaucoup de

soins au prélèvement des échantillons, en particulier pour les conserver

dans le même état de confinement (contrainte), de température et d'humi¬

dité.

Dans tous les cas, les résultats des essais in-situ sont

indispensables (P. BEREST, 1981).

Une liste des paramètres susceptibles d'influencer le compor¬

tement d'une cavité profonde peut être établie a priori :

- profondeur des cavités (conditionnant l'état de contrainte) ;

- valeur moyenne et variations de la pression intérieure ;

- foirme de la cavité ;

- nature des couches de terrain surincombantes ;

- voisinage éventuel d'autres cavités.

Selon BEREST (1981), on peut postuler sous réserve des leçons

d'un inventaire plus complet, que le comportement est pour l'essentiel

indépendant du site considéré, pour ce qui concerne les cavités

réalisées en France pour le stockage d'hydrocarbure.

Par contre, les propriétés microscopiques (différences de

structure et de composition) influencent fortement le comportement

mécanique en laboratoire, comportement qui est difficilement transpo¬

sable in-situ. Cette opinion est cependant contredite par HUGOUT (1983)

<

18

développées dans l'échantillon par décompression lors de. la préparation

de l'éprouvette ; ceci est vrai pour la majorité des matériaux, mais

particulièrement marqué pour le sel. Ainsi, le comportement observé ne

rendrait pas compte du véritable comportement du sel in-situ.

De la même manière, si l'histoire des précharges d'un échan¬

tillon n'est pas connue (Z. GUESSOUS, B. LADANYI, D.E. GILL, 1984) ou

s'il n'en est pas tenu compte, les propriétés contrainte-déformation du

sel obtenues au laboratoire peuvent être différentes de celles' observées

in-situ.

Pour les études en laboratoire, il faut apporter beaucoup de

soins au prélèvement des échantillons, en particulier pour les conserver

dans le même état de confinement (contrainte), de température et d'humi¬

dité.

Dans tous les cas, les résultats des essais in-situ sont

indispensables (P. BEREST, 1981).

Une liste des paramètres susceptibles d'influencer le compor¬

tement d'une cavité profonde peut être établie a priori :

- profondeur des cavités (conditionnant l'état de contrainte) ;

- valeur moyenne et variations de la pression intérieure ;

- foirme de la cavité ;

- nature des couches de terrain surincombantes ;

- voisinage éventuel d'autres cavités.

Selon BEREST (1981), on peut postuler sous réserve des leçons

d'un inventaire plus complet, que le comportement est pour l'essentiel

indépendant du site considéré, pour ce qui concerne les cavités

réalisées en France pour le stockage d'hydrocarbure.

Par contre, les propriétés microscopiques (différences de

structure et de composition) influencent fortement le comportement

mécanique en laboratoire, comportement qui est difficilement transpo¬

sable in-situ. Cette opinion est cependant contredite par HUGOUT (1983)

<

19

dont les résultats obtenus in-situ ont permis d'ajuster les paramètres

de la loi de comportement mécanique, en accord avec les tests réalisés

en laboratoire. Selon cet auteur, le comportement mécanique d'une cavité

peut être totalement différent d'un site à un autre, en fonction de la

nature même du sel (cristallisation, présence d'impuretés, ...).

2.2. - Caractéristiques mécaniques

Nous avons rassemblé dans le tableau ci-après, une série de

valeurs des caractéristiques élastiques du sel gemme. Si, en général, la

valeur du module de déformabilité (ou module d' YOUNG : E) se situe entre

20.000 MPa et 35.000 MPa, on rencontre dans quelques cas des valeurs

nettement plus faibles (1.380 MPa et 6.600 MPa), valeurs obtenues

in-situ. On peut cependant dire qu'en général c'est une caractéristique

du sel, d'avoir une faible déformabilité et que celle-ci semble être

indépendante du site considéré (F.D. HANSEN, 1984).

La résistance à la compression simple est relativement faible

et reste comprise entre 10 et 30 MPa, tandis que la résistance à la

traction (Brésilien) est de l'ordre de 1,5 à 2,5 MPa.

On observe enfin pour ce qui conceme les caractéristiques

plastiques, un bon accord pour les valeurs de la cohésion -de 1,5 à

2 MPa-, mais par contre, une extrême dispersion pour l'angle de frot¬

tement inteme qui peut varier de 0* (BEREST, 1984-pp.555, VOUILLE,

1984-PP.408) à 49* (DJAHANGUIRI, 1985) et même 60* (F.D. HANSEN, 1984).

Cette dispersion des résultats s'explique par la méthode de

mesure : les faibles valeurs de l'angle de frottement découlent d'essais

uniaxiaux et tricixiaux de fluage, donc â long terme, tandis que des

essais de compression uniaxiaux ou triaxiaux classiques donnent des

valeurs beaucoup plus élevées.

19

dont les résultats obtenus in-situ ont permis d'ajuster les paramètres

de la loi de comportement mécanique, en accord avec les tests réalisés

en laboratoire. Selon cet auteur, le comportement mécanique d'une cavité

peut être totalement différent d'un site à un autre, en fonction de la

nature même du sel (cristallisation, présence d'impuretés, ...).

2.2. - Caractéristiques mécaniques

Nous avons rassemblé dans le tableau ci-après, une série de

valeurs des caractéristiques élastiques du sel gemme. Si, en général, la

valeur du module de déformabilité (ou module d' YOUNG : E) se situe entre

20.000 MPa et 35.000 MPa, on rencontre dans quelques cas des valeurs

nettement plus faibles (1.380 MPa et 6.600 MPa), valeurs obtenues

in-situ. On peut cependant dire qu'en général c'est une caractéristique

du sel, d'avoir une faible déformabilité et que celle-ci semble être

indépendante du site considéré (F.D. HANSEN, 1984).

La résistance à la compression simple est relativement faible

et reste comprise entre 10 et 30 MPa, tandis que la résistance à la

traction (Brésilien) est de l'ordre de 1,5 à 2,5 MPa.

On observe enfin pour ce qui conceme les caractéristiques

plastiques, un bon accord pour les valeurs de la cohésion -de 1,5 à

2 MPa-, mais par contre, une extrême dispersion pour l'angle de frot¬

tement inteme qui peut varier de 0* (BEREST, 1984-pp.555, VOUILLE,

1984-PP.408) à 49* (DJAHANGUIRI, 1985) et même 60* (F.D. HANSEN, 1984).

Cette dispersion des résultats s'explique par la méthode de

mesure : les faibles valeurs de l'angle de frottement découlent d'essais

uniaxiaux et tricixiaux de fluage, donc â long terme, tandis que des

essais de compression uniaxiaux ou triaxiaux classiques donnent des

valeurs beaucoup plus élevées.

20

VALEURS DU MODULE D'YOUNG ET DU COEFFICIENT DE POISSON DU SEL

D'APRES DIFFERENTS AUTEURS

AUTEURS

BEREST 1981

LADANYI 1983

LIEDTKE 1985

NELSON

(1982)

SENSENY

(1984)

KELSALL

(1983)

ROHR (1974)

LOKEN (1983)

BOUCLY 1981

DJAHANGUIRI

(1983)

F.D. HANSEN

(1984)

P.E. SENSENY

(1986)

SITES

Tersarme (France)

Gorleben statique(RFA) dynâiique

Gibson DoieUTAH (E.U.)

4 sites (E.U.)

D6ies de se1

(Golfe du Mexique) (E.U.)

Kiel(RFA)

Tersanne (France)

Texas (E.U.)

10 sites différents(E.U.) Avery Island

Se] en couchePalo Duro 25*C

lOO'C

E (HPa)

20 000

20 000

25 000

36 000

6 600

29 000

37 000

30 600

26 400

27 100

28 700

30 000

20 000

17 500

1 379

20 000

19 000

33 400

30 000

27 500

31 100

29 900

V

0,25

0,40

0,27

0,30

0.380,270,320,31

0,35

0,40

0,25

0,240,41

0,35

0,26

0,41

in-situ

laboratoirein-situ(nesures 9éophysiques)

laboratoireft

ft

11

laboratoire

in-situ

laboratoire

laboratoire

laboratoire

laboratoire

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VALEURS DU MODULE D'YOUNG ET DU COEFFICIENT DE POISSON DU SEL

D'APRES DIFFERENTS AUTEURS

AUTEURS

BEREST 1981

LADANYI 1983

LIEDTKE 1985

NELSON

(1982)

SENSENY

(1984)

KELSALL

(1983)

ROHR (1974)

LOKEN (1983)

BOUCLY 1981

DJAHANGUIRI

(1983)

F.D. HANSEN

(1984)

P.E. SENSENY

(1986)

SITES

Tersarme (France)

Gorleben statique(RFA) dynâiique

Gibson DoieUTAH (E.U.)

4 sites (E.U.)

D6ies de se1

(Golfe du Mexique) (E.U.)

Kiel(RFA)

Tersanne (France)

Texas (E.U.)

10 sites différents(E.U.) Avery Island

Se] en couchePalo Duro 25*C

lOO'C

E (HPa)

20 000

20 000

25 000

36 000

6 600

29 000

37 000

30 600

26 400

27 100

28 700

30 000

20 000

17 500

1 379

20 000

19 000

33 400

30 000

27 500

31 100

29 900

V

0,25

0,40

0,27

0,30

0.380,270,320,31

0,35

0,40

0,25

0,240,41

0,35

0,26

0,41

in-situ

laboratoirein-situ(nesures 9éophysiques)

laboratoireft

ft

11

laboratoire

in-situ

laboratoire

laboratoire

laboratoire

laboratoire

21

2.3. - Densité

Le sel a, dès sa genèse, une porosité (n) très faible. Elle

est dans la plus grande partie des cas inférieure à 5 %. La densité,

dont la valeur est directement liée à celle de la porosité, présente

donc un domaine de variation relativement peu étendu.

A partir de 44 mesures, dont l'histogramme est représenté sur

la figure ci-après, L. CHARO et P. HABIB ont obtenu, pour le sel du

bassin de Bresse, une densité moyenne de 2,18.

n ;

24

20

16

12

8

4

0

L

~

'^//.'L

i////

1m ¡i)))i

n =44

Pmoy =2,18

vnnn ^-

2.13 2,16 2,19 2,22 2,25 2.28 2.31 2,34

Figure II 1.2 - Densité du sel (Etrez-Bassin de la Bresse)

Unité 1 (715 - 1040 m)

(d'après L. CHARO et P. HABIB, 1987)

21

2.3. - Densité

Le sel a, dès sa genèse, une porosité (n) très faible. Elle

est dans la plus grande partie des cas inférieure à 5 %. La densité,

dont la valeur est directement liée à celle de la porosité, présente

donc un domaine de variation relativement peu étendu.

A partir de 44 mesures, dont l'histogramme est représenté sur

la figure ci-après, L. CHARO et P. HABIB ont obtenu, pour le sel du

bassin de Bresse, une densité moyenne de 2,18.

n ;

24

20

16

12

8

4

0

L

~

'^//.'L

i////

1m ¡i)))i

n =44

Pmoy =2,18

vnnn ^-

2.13 2,16 2,19 2,22 2,25 2.28 2.31 2,34

Figure II 1.2 - Densité du sel (Etrez-Bassin de la Bresse)

Unité 1 (715 - 1040 m)


Les échantillons qui ont fait l'objet d'une mêsure de densité

couvrent la zone comprise entre 867 m et 1 021 m du secteur d'Etrez.

Leur porosité et teneur en eau sont inférieures à 2 %. C'est la présence

d'éléments insolubles (carbonates, argiles, anhydrite, célestite

[environ 10 %]) qui explique cette valeur de la densité moyenne un peu

plus forte que la valeur moyenne typique habituelle de 2,16.

La figure suivante donne la variation de la densité en fonc¬

tion de la température.

1.0

1,5

UJH;vi

s 2,0

T 1 1 1 1 1 1 1 1 1 r

2,51 :_i I I I I , I I I I I L_-200 0 200 400 600 800 100Ü

temperatureC°c)

Figure II. 2 - Densité de la halite en fonction dela température (d'après W.C. Gussow - 1968)


On peut constater qu'entre les températures de 30°C (tempéra¬

ture du sel d'une couche située à environ 500 m de profondeur) et de

220*C (température maximum atteinte au voisinage immédiat des déchets

vitrifiés lors d'un stockage), l'influence de la température sur la

densité est relativement faible.

Les échantillons qui ont fait l'objet d'une mêsure de densité

couvrent la zone comprise entre 867 m et 1 021 m du secteur d'Etrez.

Leur porosité et teneur en eau sont inférieures à 2 %. C'est la présence

d'éléments insolubles (carbonates, argiles, anhydrite, célestite

[environ 10 %]) qui explique cette valeur de la densité moyenne un peu

plus forte que la valeur moyenne typique habituelle de 2,16.

La figure suivante donne la variation de la densité en fonc¬

tion de la température.

1.0

1,5

UJH;vi

s 2,0

T 1 1 1 1 1 1 1 1 1 r

2,51 :_i I I I I , I I I I I L_-200 0 200 400 600 800 100Ü

temperatureC°c)

Figure II. 2 - Densité de la halite en fonction dela température (d'après W.C. Gussow - 1968)


On peut constater qu'entre les températures de 30°C (tempéra¬

ture du sel d'une couche située à environ 500 m de profondeur) et de

220*C (température maximum atteinte au voisinage immédiat des déchets

vitrifiés lors d'un stockage), l'influence de la température sur la

densité est relativement faible.

23

2.4. - Porosité

La porosité est généralement d'un faible intérêt en elle-même,

mais elle a, par contre, une influence sur la perméabilité

(P.C. KELSALL, 1985). Une valeur représentative est de l'ordre de 1 %

avec un éventail allant de 0,2 % à 6 %. Ainsi, des mesures de porosité

réalisés sur 17 échantillons provenant de 4 sites différents (des mines

situées aux Etats-Unis et au Canada) ont donné des valeurs comprises

entre 0,62 % et 7,17% (AUFRICHT, 1961).

2.5. - Teneur en eau

Les mesures de l'eau contenue dans le sel donnent des valeurs

très faibles, généralement moins de 1 % et fréquemment moins de 0,1 %

(KELSALL, 1985), 90 % des échantillons ont une teneur inférieure à

0,4 %.

Cette eau se présente sous trois formes : l'eau des minéraux

hydratés, l'eau adsorbée et l'eau interstitielle. 99 % de cette eau est

de l'eau de constitution et inclusions (polyhalite et kieserite).

L'effet thermique consécutif au stockage peut dans certaines

conditions favoriser la migration d'une partie de cette eau. L'analyse

et la compréhension des phénomènes hydrauliques au sein de la formation

hôte salifère pour un stockage, permet d'évaluer les conditions d'accès

des fluides présents (saumure, inclusions, eau libre, ...) vers les

colis de déchets, afin d'étudier les possibilités de corrosion puis de

libération éventuelle de radioéléments.

2.6. - Perméabilité

On considère souvent le sel comme pratiquement imperméable,

mais les m.esures effectuées sont très variables d'un site à un autre et

dépendent beaucoup de la méthode de mesure utilisée. Le sel sec à faible

profondeur est par exemple perméable et poreux. On estime que la circu¬

lation de fluide responsable de la pennéabilité se fait le long des

limites de cristaux, des plans de clivage et à travers les couches

d'argiles et autres impuretés.

23

2.4. - Porosité

La porosité est généralement d'un faible intérêt en elle-même,

mais elle a, par contre, une influence sur la perméabilité

(P.C. KELSALL, 1985). Une valeur représentative est de l'ordre de 1 %

avec un éventail allant de 0,2 % à 6 %. Ainsi, des mesures de porosité

réalisés sur 17 échantillons provenant de 4 sites différents (des mines

situées aux Etats-Unis et au Canada) ont donné des valeurs comprises

entre 0,62 % et 7,17% (AUFRICHT, 1961).

2.5. - Teneur en eau

Les mesures de l'eau contenue dans le sel donnent des valeurs

très faibles, généralement moins de 1 % et fréquemment moins de 0,1 %

(KELSALL, 1985), 90 % des échantillons ont une teneur inférieure à

0,4 %.

Cette eau se présente sous trois formes : l'eau des minéraux

hydratés, l'eau adsorbée et l'eau interstitielle. 99 % de cette eau est

de l'eau de constitution et inclusions (polyhalite et kieserite).

L'effet thermique consécutif au stockage peut dans certaines

conditions favoriser la migration d'une partie de cette eau. L'analyse

et la compréhension des phénomènes hydrauliques au sein de la formation

hôte salifère pour un stockage, permet d'évaluer les conditions d'accès

des fluides présents (saumure, inclusions, eau libre, ...) vers les

colis de déchets, afin d'étudier les possibilités de corrosion puis de

libération éventuelle de radioéléments.


On considère souvent le sel comme pratiquement imperméable,

mais les m.esures effectuées sont très variables d'un site à un autre et

dépendent beaucoup de la méthode de mesure utilisée. Le sel sec à faible

profondeur est par exemple perméable et poreux. On estime que la circu¬

lation de fluide responsable de la pennéabilité se fait le long des

limites de cristaux, des plans de clivage et à travers les couches

d'argiles et autres impuretés.

7/

10-e

lO-isl i

HELIUM (FROM REYNOLDS S GLOYNA , I960)

_L _L

£

10'

10'

10''

001 0.1 1.0 10

NET CONFINING STRESS (0^^) - MPa

Fipure 5. Permeability of Salt as a Function of Hydrostatic Cor.fining Pressure.

100

cc<UJSc:

C lO '

10-

I

/y

DOME SALT

:OTE BLANCHE (GOLCER, 1977)

T TATUM ( WES , 1963)

A GOAND SALINE ( REYNOLDS 6GLOYNA , 1960 )

BEDIED SAL'

D HUTCHINSON (REYNOLDS ÔGLCYNA , i960)

O nea MEXICO ;sutherlano aCAVE , 1980)

OiT.: rOR CCMfiÊO SOUPLES Oivir

d'aprèsP.C. KELSALL (1983)

(1 md Oi 10"'' 5 ^2)

4 6

POROSITY ( 7o )

a 10

Figure 6. Permeability of Confined Done and Bedded Salt as a Function ofPorosity.

7/

10-e

lO-isl i

HELIUM (FROM REYNOLDS S GLOYNA , I960)

_L _L

£

10'

10'

10''

001 0.1 1.0 10

NET CONFINING STRESS (0^^) - MPa

Fipure 5. Permeability of Salt as a Function of Hydrostatic Cor.fining Pressure.

100

cc<UJSc:

C lO '

10-

I

/y

DOME SALT

:OTE BLANCHE (GOLCER, 1977)

T TATUM ( WES , 1963)

A GOAND SALINE ( REYNOLDS 6GLOYNA , 1960 )

BEDIED SAL'

D HUTCHINSON (REYNOLDS ÔGLCYNA , i960)

O nea MEXICO ;sutherlano aCAVE , 1980)

OiT.: rOR CCMfiÊO SOUPLES Oivir

d'aprèsP.C. KELSALL (1983)

(1 md Oi 10"'' 5 ^2)

4 6

POROSITY ( 7o )

a 10

Figure 6. Permeability of Confined Done and Bedded Salt as a Function ofPorosity.

25

Les valeurs de la pennéabilité mesurées in-situ dans les dômes

de sel des E.U. se trouvent généralement comprises entre 9,8.10 m' et_1 7 _1 8

1.10 m' (KELSALL, 1983). On considère que 1.10 m* est une valeur

moyenne. Au laboratoire, les valeurs obtenues ont une limite inférieure

identique, mais par contre peuvent atteindre 4.10 m* (KELSALL, 1985).

Une série de mesures effectuées sur 34 échantillons, au gaz sec, donne_2 0 _1 8

des valeurs comprises entre 9.10 m^ et 7.10 m*. Lorsqu'on augmente

la pression d'injection de 0,7 MPa à 5,5 MPa, la pennéabilité est

réduite de 10 à 100 fois (AUFRICHT et HOWARD, 1961).

Mesurée avec une saumure par les mêmes auteurs, la perméabi¬

lité diminue de manière drastique, en fonction du temps, pour atteindre

parfois une perméabilité nulle au bout de quelques dizaines d'heures. Ce

phénomène est dû à la recristallisation du sel et au nouveau dépôt

d'impuretés inhérentes dans le sel.

Les différences observées entre les mesures en laboratoire et

in-situ peuvent être attribuées aux perturbations de l'échantillon,

provoquées par le prélèvement et le transport et par la perte du confi¬

nement. En effet, les mesures de perméabilité réalisées en laboratoire

peuvent varier de plusieurs ordres de grandeur, en fonction de la

contrainte de confinement qui elle-même engendre des variations de la

porosité (KELSALL). Ainsi, pour une pression de confinement passant de

0,1 à 10 MPa, la perméabilité se trouve divisée par 100 (CJ. PEACH and

ail. 1985). On observe de même une variation similaire de la

perméabilité pour des échantillons dont la porosité varie de 5 % à 1 %,

Comme on vient de le voir on peut mesurer la perméabilité du

sel soit au gaz soit à la saumure. Dans chacun des cas on peut utiliser

soit la technique de l'écoulement permanent (loi de Darcy) soit la

technique du puise-test qui est préférable dans le cas des faibles

perméabilités.

25

Les valeurs de la pennéabilité mesurées in-situ dans les dômes

de sel des E.U. se trouvent généralement comprises entre 9,8.10 m' et_1 7 _1 8

1.10 m' (KELSALL, 1983). On considère que 1.10 m* est une valeur

moyenne. Au laboratoire, les valeurs obtenues ont une limite inférieure

identique, mais par contre peuvent atteindre 4.10 m* (KELSALL, 1985).

Une série de mesures effectuées sur 34 échantillons, au gaz sec, donne_2 0 _1 8

des valeurs comprises entre 9.10 m^ et 7.10 m*. Lorsqu'on augmente

la pression d'injection de 0,7 MPa à 5,5 MPa, la pennéabilité est

réduite de 10 à 100 fois (AUFRICHT et HOWARD, 1961).

Mesurée avec une saumure par les mêmes auteurs, la perméabi¬

lité diminue de manière drastique, en fonction du temps, pour atteindre

parfois une perméabilité nulle au bout de quelques dizaines d'heures. Ce

phénomène est dû à la recristallisation du sel et au nouveau dépôt

d'impuretés inhérentes dans le sel.

Les différences observées entre les mesures en laboratoire et

in-situ peuvent être attribuées aux perturbations de l'échantillon,

provoquées par le prélèvement et le transport et par la perte du confi¬

nement. En effet, les mesures de perméabilité réalisées en laboratoire

peuvent varier de plusieurs ordres de grandeur, en fonction de la

contrainte de confinement qui elle-même engendre des variations de la

porosité (KELSALL). Ainsi, pour une pression de confinement passant de

0,1 à 10 MPa, la perméabilité se trouve divisée par 100 (CJ. PEACH and

ail. 1985). On observe de même une variation similaire de la

perméabilité pour des échantillons dont la porosité varie de 5 % à 1 %,

Comme on vient de le voir on peut mesurer la perméabilité du

sel soit au gaz soit à la saumure. Dans chacun des cas on peut utiliser

soit la technique de l'écoulement permanent (loi de Darcy) soit la

technique du puise-test qui est préférable dans le cas des faibles

perméabilités.

26

Plusieurs hypothèses sont inhérentes à cette dernière méthode

et en particulier :

- La loi de Darcy pour l'écoulement laminaire est respectée

- Le volume du système demeure constant, et en particulier

l'espace poreux n'est pas modifié par la pression de gaz

- L'effet Klinkenberg est négligeable ou inexistant.

L'effet Klinkenberg rend compte du phénomène suivant : l'écou¬

lement d'un gaz compressible dans des conduits étroits (pores très

petits, conduits capillaires) ne suit pas la loi de Darcy ; le débit

dépend non seulement du gradient de pression appliqué mais aussi de la

pression moyenne du gaz, ce qui conduit souvent à des valeurs de la

perméabilité apparente, pour les matériaux à pores très petits, nette¬

ment plus grandes que celles obtenues avec un liquide. Cette observation

est expliquée par un mécanisme de "glissement", tel que la vitesse

moyenne des molécules de gaz sur la surface des conduits n'est pas égale

à zéro (les propriétés d'un écoulement de Darcy sont : un écoulement

laminaire et visqueux parallèle à la surface du conduit, la vitesse

moyenne étant nulle sur cette surface). Ce phénomène qui est relié au

libre parcours moyen des molécules de gaz, augmente le débit de

l'écoulement quand le diamètre des conduits (pores) est plus petit que

le libre parcours moyen et quand la pression de gaz est faible . On peut

dire en conclusion que la perméabilité apparente, pour les pressions de

gaz habituellement utilisées, diffère de moins de 8 % de celle mesurée

avec un liquide, pour les échantillons de sel (mine de ASSE) dont la-20perméabilité est inférieure à 10 m* .

Les diferentes méthodes de mesure de la perméabilité supposent

qu'il n'y a aucune interaction entre le fluide et l'échantillon. Ceci

peut ne pas être le cas lorsqu'on utilise la saumure pour mesurer la

perméabilité de la roche saline. Des interactions electrovisqueuses et

chimiques peuvent modifier l'écoulement pour des échantillons de faible

perméabilité.

26

Plusieurs hypothèses sont inhérentes à cette dernière méthode

et en particulier :

- La loi de Darcy pour l'écoulement laminaire est respectée

- Le volume du système demeure constant, et en particulier

l'espace poreux n'est pas modifié par la pression de gaz

- L'effet Klinkenberg est négligeable ou inexistant.

L'effet Klinkenberg rend compte du phénomène suivant : l'écou¬

lement d'un gaz compressible dans des conduits étroits (pores très

petits, conduits capillaires) ne suit pas la loi de Darcy ; le débit

dépend non seulement du gradient de pression appliqué mais aussi de la

pression moyenne du gaz, ce qui conduit souvent à des valeurs de la

perméabilité apparente, pour les matériaux à pores très petits, nette¬

ment plus grandes que celles obtenues avec un liquide. Cette observation

est expliquée par un mécanisme de "glissement", tel que la vitesse

moyenne des molécules de gaz sur la surface des conduits n'est pas égale

à zéro (les propriétés d'un écoulement de Darcy sont : un écoulement

laminaire et visqueux parallèle à la surface du conduit, la vitesse

moyenne étant nulle sur cette surface). Ce phénomène qui est relié au

libre parcours moyen des molécules de gaz, augmente le débit de

l'écoulement quand le diamètre des conduits (pores) est plus petit que

le libre parcours moyen et quand la pression de gaz est faible . On peut

dire en conclusion que la perméabilité apparente, pour les pressions de

gaz habituellement utilisées, diffère de moins de 8 % de celle mesurée

avec un liquide, pour les échantillons de sel (mine de ASSE) dont la-20perméabilité est inférieure à 10 m* .

Les diferentes méthodes de mesure de la perméabilité supposent

qu'il n'y a aucune interaction entre le fluide et l'échantillon. Ceci

peut ne pas être le cas lorsqu'on utilise la saumure pour mesurer la

perméabilité de la roche saline. Des interactions electrovisqueuses et

chimiques peuvent modifier l'écoulement pour des échantillons de faible

perméabilité.

27

Pour des échantillons dont la perméabilité à la saumure est-20inférieure à 10 m* on utilise la méthode du puise-test ; pour des

perméabilités plus grandes on utilise la méthode de l'écoulement

permanent.

Les mesures effectuées montrent que la perméabilité à la

saumure est très voisine de la perraéabilité au gaz pour une même

pression de confinement.

On observe généralement une décroissance de la perméabilité en

fonction du temps, décroissance qui dépend :

- du débit de saumure et/ou du gradient de pression

- du domaine choisi pour la pression de confinement.

17 r

-18

>-

i-"m«tUJs:zr.UJo.

-20

o

-21

am

Specimen Nî[Jar BDR6

b= BCR5c= BOR 4.

d= BOR 3e= SPU3f= SPH2g= SPU1h= SPUO/r SP139y- SP13S*= mean valuesfor SP136 lo]data sets k,l,m.

JL J2L5 5Û 7.5 10

CONFINING PRESSURE (MPa)

(d'après CJ. PEACH and ail. 1985)

27

Pour des échantillons dont la perméabilité à la saumure est-20inférieure à 10 m* on utilise la méthode du puise-test ; pour des

perméabilités plus grandes on utilise la méthode de l'écoulement

permanent.

Les mesures effectuées montrent que la perméabilité à la

saumure est très voisine de la perraéabilité au gaz pour une même

pression de confinement.

On observe généralement une décroissance de la perméabilité en

fonction du temps, décroissance qui dépend :

- du débit de saumure et/ou du gradient de pression

- du domaine choisi pour la pression de confinement.

17 r

-18

>-

i-"m«tUJs:zr.UJo.

-20

o

-21

am

Specimen Nî[Jar BDR6

b= BCR5c= BOR 4.

d= BOR 3e= SPU3f= SPH2g= SPU1h= SPUO/r SP139y- SP13S*= mean valuesfor SP136 lo]data sets k,l,m.

JL J2L5 5Û 7.5 10

CONFINING PRESSURE (MPa)

(d'après CJ. PEACH and ail. 1985)

28

La figure ci-dessus donne les valeurs de la perméabilité

mesurée au gaz (Argon) sur des échantillons prélevés à 800 m de

profondeur dans la mine de ASSE (R.F.A.). Les mesures réalisées sur

l'échantillon SP136 (points k,l,m) montrent que la perméabilité décroit

quand la pression de confinement augmente et tend vers une valeur

asymptotique pour une pression de confinement qui correspond

approximativement à la pression lithostatique (~ 18 MPa). Cette valeur-21asymptotique (3.10 m*) peut être considérée comme la perméabilité du

matériau non remanié, c'est-à-dire la perméabilité "in-situ".

Les valeurs plus élevées de la perméabilité (points a,b,e)

correspondent à des échantillons prélevés près de la paroi. Au contraire

les valeurs les plus faibles (points f,g, h,i,j) correspondent à des

échantillons prélevés en profondeur dans un forage et qui sont donc

moins remaniés.

La figure suivante montre l'influence de la déformation subie

par l'échantillon sur la valeur de la perméabilité. La perméabilité-21 -21intiale de ces échantillons est comprise entre 1.10 m* et 3.10 m*

pour une pression de confinement de 5 MPa, et la vitesse de déformation

est la même pour chacun : 3.10 s

La perméabilité croit exponentiellement pour les premiers 4 %

de déformation et tend asymptotiquement vers une valeur limite de

3.10 m* environ pour une déformation permanente de 10 %.

28

La figure ci-dessus donne les valeurs de la perméabilité

mesurée au gaz (Argon) sur des échantillons prélevés à 800 m de

profondeur dans la mine de ASSE (R.F.A.). Les mesures réalisées sur

l'échantillon SP136 (points k,l,m) montrent que la perméabilité décroit

quand la pression de confinement augmente et tend vers une valeur

asymptotique pour une pression de confinement qui correspond

approximativement à la pression lithostatique (~ 18 MPa). Cette valeur-21asymptotique (3.10 m*) peut être considérée comme la perméabilité du

matériau non remanié, c'est-à-dire la perméabilité "in-situ".

Les valeurs plus élevées de la perméabilité (points a,b,e)

correspondent à des échantillons prélevés près de la paroi. Au contraire

les valeurs les plus faibles (points f,g, h,i,j) correspondent à des

échantillons prélevés en profondeur dans un forage et qui sont donc

moins remaniés.

La figure suivante montre l'influence de la déformation subie

par l'échantillon sur la valeur de la perméabilité. La perméabilité-21 -21intiale de ces échantillons est comprise entre 1.10 m* et 3.10 m*

pour une pression de confinement de 5 MPa, et la vitesse de déformation

est la même pour chacun : 3.10 s

La perméabilité croit exponentiellement pour les premiers 4 %

de déformation et tend asymptotiquement vers une valeur limite de

3.10 m* environ pour une déformation permanente de 10 %.

29

15 r

-16 r-

-17 r-

CM

E

-18 r-

CQ<LU

oe.

eno

-19 r

-20

D SRI38

o SPUO

+ SP7^7

SPU2

-21 l-i. IIIIIIIIII2 4 6 8 10%

STRAIN

(d'après CJ. PEACH and al ., 1985)

29

15 r

-16 r-

-17 r-

CM

E

-18 r-

CQ<LU

oe.

eno

-19 r

-20

D SRI38

o SPUO

+ SP7^7

SPU2

-21 l-i. IIIIIIIIII2 4 6 8 10%

STRAIN

(d'après CJ. PEACH and al ., 1985)

30

2.7. - CARACTERISTIQUES THERMIQUES

2.7.1. - Rappel des définitions

. Capacité calorifique : C

C = 4^ ou cdT Tî-Ti

c'est la quantité de chaleur nécessaire pour élever

la température du corps de Ti à Tj ;

- la chaleur spécifique est la capacité calorifi¬

que de l'unité de masse :

%° H

l'unité de mesure étant J/(kg*K)

- on utilise aussi la capacité calorifique

volumique :

C^ = c .p en J/(m'.''K), p étant la masse

volumique

Coefficient de dilatation thermique

Le coefficient de dilatation linéaire est défini

comme suit :

a^ = -^ (£ = UO (1 + Oj^ AT))

£o AT

30

2.7. - CARACTERISTIQUES THERMIQUES

2.7.1. - Rappel des définitions

. Capacité calorifique : C

C = 4^ ou cdT Tî-Ti

c'est la quantité de chaleur nécessaire pour élever

la température du corps de Ti à Tj ;

- la chaleur spécifique est la capacité calorifi¬

que de l'unité de masse :

%° H

l'unité de mesure étant J/(kg*K)

- on utilise aussi la capacité calorifique

volumique :

C^ = c .p en J/(m'.''K), p étant la masse

volumique

Coefficient de dilatation thermique

Le coefficient de dilatation linéaire est défini

comme suit :

a^ = -^ (£ = UO (1 + Oj^ AT))

£o AT

31

£o étant la longueur pour la température To ;

son unité est donc : 'K .

on peut de même définir un coefficient de

dilatation volumique :

a = (V = Vo (1 + a AT))^ Vo AT ^

Conductibilité thermique

La loi qui gouverne la distribution de la

température dans un corps isotrope et homogène f est

de la forme :

3T ..^ %IT = ^-^^ "c

P

q : quantité de chaleur dégagée par les sources de

chaleur intemes par unité de volume du corps

en 1 seconde.

Cp : chaleur spécifique,

p : masse volumique (densité),

A : opérateur de Laplace,

a : coefficient de diffusivité thermique (m*/s).

31

£o étant la longueur pour la température To ;

son unité est donc : 'K .

on peut de même définir un coefficient de

dilatation volumique :

a = (V = Vo (1 + a AT))^ Vo AT ^

Conductibilité thermique

La loi qui gouverne la distribution de la

température dans un corps isotrope et homogène f est

de la forme :

3T ..^ %IT = ^-^^ "c

P

q : quantité de chaleur dégagée par les sources de

chaleur intemes par unité de volume du corps

en 1 seconde.

Cp : chaleur spécifique,

p : masse volumique (densité),

A : opérateur de Laplace,

a : coefficient de diffusivité thermique (m*/s).

32

La diffusivité thermique caractérise la vitesse avec laquelle

s'égalise la température dans un corps chauffé non uniformément et elle

est liée à la conductivité thermique par la relation :

_ k^ " C .p

P ^

dTDans le cas stationnaire à une dimension dQ = -k .dS.dt, où

dxla conductivité thermique k est donc la quantité de chaleur transportée

à travers l'unité de surface par unité de temps pour un gradient de

température égal à l'unité ; elle est notée en W/(m.*K).

2,7,2, - Les valeurs des caractéristiques thermiques du sel

gemme

Nous avons rassemblé dans le tableau ci-après les valeurs

données dans la littérature pour les différents paramètres définis

précédemment.

On notera la faible dispersion des résultats en fonction de

l'origine de l'échantillon :

- la conductivité thermique du sel gemme : sa valeur est

deux à trois fois supérieure à celle des autres roches

sédimentaires.

Par ailleurs, la valeur de ce paramètre est dépendante de

la température : k décroît quand la température augmente

(cf. figure ci-après).

32

La diffusivité thermique caractérise la vitesse avec laquelle

s'égalise la température dans un corps chauffé non uniformément et elle

est liée à la conductivité thermique par la relation :

_ k^ " C .p

P ^

dTDans le cas stationnaire à une dimension dQ = -k .dS.dt, où

dxla conductivité thermique k est donc la quantité de chaleur transportée

à travers l'unité de surface par unité de temps pour un gradient de

température égal à l'unité ; elle est notée en W/(m.*K).

2,7,2, - Les valeurs des caractéristiques thermiques du sel

gemme

Nous avons rassemblé dans le tableau ci-après les valeurs

données dans la littérature pour les différents paramètres définis

précédemment.

On notera la faible dispersion des résultats en fonction de

l'origine de l'échantillon :

- la conductivité thermique du sel gemme : sa valeur est

deux à trois fois supérieure à celle des autres roches

sédimentaires.

Par ailleurs, la valeur de ce paramètre est dépendante de

la température : k décroît quand la température augmente

(cf. figure ci-après).

n

H-nrtN

VC

3n

oo0g-oft

s:

oVf

X

(W/mKl

en00 p

» SI

/-» Ml

g gO o

H-(Atrno.

o

n

C

19

6 -

U '

^ 3 -3XJCo

CJG«_Oi

JC

2 -

1 -

0

U)

100 1

200

Temperolure

I

300 400

^

(°C)

n

H-nrtN

VC

3n

oo0g-oft

s:

oVf

X

(W/mKl

en00 p

» SI

/-» Ml

g gO o

H-(Atrno.

o

n

C

19

6 -

U '

^ 3 -3XJCo

CJG«_Oi

JC

2 -

1 -

0

U)

100 1

200

Temperolure

I

300 400

^

(°C)

34

Cette décroissance est traduite mathématiquement de façon

différente suivant les auteurs, en fonction très certai¬

nement de l'intervalle de température dans lequel on a

cherché à ajuster la fonction :

k = 5 (|^)^'l^

k = 4.5 - 0,011 T

6.1k =1 + 4,5.10"' T*

k = 6,109 - 2,5148.10"* T* + 7, 153.10" t"* - 8,293. 10"^T*'

T en 'C

T en 'K.

- La diffusivité thermique est reliée comme on l'a vu

précédemment à la conductivité thermique par la relation

a = k/(Cp.p).

Les valeurs obtenues pour des échantillons de sel de ASSE

pour différentes températures se trouvent comprises entre

0,2. 10~ et 2.10 m^/s. Pour des échantillons provenant

de domes de sel de la région du golfe du Mexique aux

U.S.A. une valeur typique est 3.10 m*/s.

- Coefficient de dilatation thermique :

H. ROLNIK (1984) prend en compte, dans les calculs de modé¬

lisation, le coefficient de dilatation volumique :

a = 4,62.10"' + 2,8.10~*T (T en "O

CK"').

34

Cette décroissance est traduite mathématiquement de façon

différente suivant les auteurs, en fonction très certai¬

nement de l'intervalle de température dans lequel on a

cherché à ajuster la fonction :

k = 5 (|^)^'l^

k = 4.5 - 0,011 T

6.1k =1 + 4,5.10"' T*

k = 6,109 - 2,5148.10"* T* + 7, 153.10" t"* - 8,293. 10"^T*'

T en 'C

T en 'K.

- La diffusivité thermique est reliée comme on l'a vu

précédemment à la conductivité thermique par la relation

a = k/(Cp.p).

Les valeurs obtenues pour des échantillons de sel de ASSE

pour différentes températures se trouvent comprises entre

0,2. 10~ et 2.10 m^/s. Pour des échantillons provenant

de domes de sel de la région du golfe du Mexique aux

U.S.A. une valeur typique est 3.10 m*/s.

- Coefficient de dilatation thermique :

H. ROLNIK (1984) prend en compte, dans les calculs de modé¬

lisation, le coefficient de dilatation volumique :

a = 4,62.10"' + 2,8.10~*T (T en "O

CK"').

TABLEAU RECAPITULATIF DES CARACTERISTIQUES THERMIQUESDU SEL GEMME, D'APRES LA LITTERATURE

ORIGINE DEL'ECHANTILLON

(AUTEUR)

Dôme : Avery Island

Gorleben(rapport kWA 5106/2)

Palo Duro(sel en couche)

TersanneEtrez

(H. ROLNIK, 1984)

Paradox, Richton,

Vacherie, Permian(sites des E.U.)

CONDUCTIVITETHERMIQUE

W/(in.'k)

4.5 - 0,011 T*

5,02

6.1/(1+4,5.10~'t)

5-6 (30'C)4-5 (70'C)

6,109-2,51.10"''t*

6,02-1,84. 10~*T* +

3,2.10 T

COEFFICIENT DEDILATATION THERMIQUE

,.-j linéaire

0,396.10"^

4.10"

4,1.10"'

4,62.10~%2,8.10~*T*

4,1.10"'

CHALEURSPECIFIQUEJ/(kg.'k)

871

920

880(20*0810 + 0,23 T"

^

880

(877)

909

CAPACITE CALORIFIQUEVOLUMIQUEJ/(mS'k)

1,886.10"*

«Jl

* T en 'GT en 'k

TABLEAU RECAPITULATIF DES CARACTERISTIQUES THERMIQUESDU SEL GEMME, D'APRES LA LITTERATURE

ORIGINE DEL'ECHANTILLON

(AUTEUR)

Dôme : Avery Island

Gorleben(rapport kWA 5106/2)

Palo Duro(sel en couche)

TersanneEtrez

(H. ROLNIK, 1984)

Paradox, Richton,

Vacherie, Permian(sites des E.U.)

CONDUCTIVITETHERMIQUE

W/(in.'k)

4.5 - 0,011 T*

5,02

6.1/(1+4,5.10~'t)

5-6 (30'C)4-5 (70'C)

6,109-2,51.10"''t*

6,02-1,84. 10~*T* +

3,2.10 T

COEFFICIENT DEDILATATION THERMIQUE

,.-j linéaire

0,396.10"^

4.10"

4,1.10"'

4,62.10~%2,8.10~*T*

4,1.10"'

CHALEURSPECIFIQUEJ/(kg.'k)

871

920

880(20*0810 + 0,23 T"

^

880

(877)

909

CAPACITE CALORIFIQUEVOLUMIQUEJ/(mS'k)

1,886.10"*

«Jl

* T en 'GT en 'k

36

Caraciérifliquí.i therniiqiun ¡U différents matériaux techniques des puitu et terrains

S*"! f^tnnxr

Terrain* «¿«Iirrirniiiim («ri». nnhyJrtlrt. quartril^ fxccptet), ,

C.ünductivitcihrrmiqu*'

ú-f» Il '«H» C'.-5 U :tt*c

Chaleur>(i*cifiqu*' vnluminue

fkç;m*l

;g

1.5

0.3-0.f<

i.i-;.s

1

j ;;)0

1 1 000-1 700

1 3 000-4 000

! TOO-l 5U0

7 »io«

2 150

1 000-1 200

1 UOO-2 500

1C5

D'après B. HUGOUT (1982)

2,7,3. - Les modifications subies par le sel gemme et

quelques minéraux associés en fonction de la

température

L'analyse thermique différentielle permet pour un minéral

donné de mettre en évidence les modifications physiques et chimiques en

fonction de la température. On trouvera dans le tableau ci-dessous, pour

le sel gemme et quelques sulfates, les températures de modification de

l'état chimique et physique (déshydratation, réaction exothermique,

fusion, ebullition, transition de phase cristallographique, passage à

l'état amorphe, ...).

36

Caraciérifliquí.i therniiqiun ¡U différents matériaux techniques des puitu et terrains

S*"! f^tnnxr

Terrain* «¿«Iirrirniiiim («ri». nnhyJrtlrt. quartril^ fxccptet), ,

C.ünductivitcihrrmiqu*'

ú-f» Il '«H» C'.-5 U :tt*c

Chaleur>(i*cifiqu*' vnluminue

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1.5

0.3-0.f<

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1 1 000-1 700

1 3 000-4 000

! TOO-l 5U0

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2 150

1 000-1 200

1 UOO-2 500

1C5

D'après B. HUGOUT (1982)

2,7,3. - Les modifications subies par le sel gemme et

quelques minéraux associés en fonction de la

température

L'analyse thermique différentielle permet pour un minéral

donné de mettre en évidence les modifications physiques et chimiques en

fonction de la température. On trouvera dans le tableau ci-dessous, pour

le sel gemme et quelques sulfates, les températures de modification de

l'état chimique et physique (déshydratation, réaction exothermique,

fusion, ebullition, transition de phase cristallographique, passage à

l'état amorphe, ...).

37

Temperatures of Ihermal effcclii given by ult mineralv

Mineral

Bischofite

BloditcCamallitcEpsomitc

ClaseriteGlaubcn'ieGorgeyitcGypsum

HaliteKainitcKic&eriteLangbeiniteLeonJtcLôweiteMirabilitePicromeritc

PolyhaliteSylvirteSyngeniteTTienardiieVaîhofRte

Formula

Mga,.6H,0

Na,Mg(S04),.4H,0KMgCI,.6H,0MgSO.TH.O

K,Na(SO«),Na,Ca{SO,),K,Ca,(S04),.H,0CaS0..2H,O

NaClKMgS04a.3H,0MgS0,.H,OK,Mg.(S04),K,Mg(S0J..4H,0Na,Mg(SO.),.2H.ONa.SO^.lOH.OK,Mg(S0.)..6H,O

K,Mga.(S0A.2H,OKClK,a(SOJ,.H,0Na.SO,Na«Mg(SOJ,

Temperature ("Q and effect

n8(m) 155-185(b) 232idch) 298(deh.h)5l5(d,h)

1 ICKdeh) 220(dch) 625(d) 670(m)I60-J65(m) 190(b) 230(dch)425(m)52(m) 97(m) 107(b) n7(deh) 138(deh)

164(deh) 184(dch) 255(deh) 340(dch)n24(m)

437(1) 940(m)52&-54CCd> 944(m)430(dch) 950(d) IWO(m)110-120(deh) 170-180(deh) 320-380(ex.t)

1200(t)800rm)160(d,deh) 277(d,deh) 425(t) 490-540(d)340(deh) I124(m)930(m)140(deh) 180(deh) 580(t) 760(m)220(deh) 625(d) 670(m)32-4(m) 102(b) 240(t) 884(m)87(m) 125(b) 140{deh) 180(deh) 580(t)

760(m)310-320(deh) 880(m)770(m)265(deh) 430(d) 560(t) 875(m)240(t) 884(m)515(d) 800(m)

Kev: b boiling; d decomposition; deh dehydration; ex exothermic; h hydrolysis;m melting; 1 ^transition.

D'après L.G. BERG. - In Differential thennal Analysis - vol.1 - Ed.

R.C Mackenzie (Academic Press) 1970.

37

Temperatures of Ihermal effcclii given by ult mineralv

Mineral

Bischofite

BloditcCamallitcEpsomitc

ClaseriteGlaubcn'ieGorgeyitcGypsum

HaliteKainitcKic&eriteLangbeiniteLeonJtcLôweiteMirabilitePicromeritc

PolyhaliteSylvirteSyngeniteTTienardiieVaîhofRte

Formula

Mga,.6H,0

Na,Mg(S04),.4H,0KMgCI,.6H,0MgSO.TH.O

K,Na(SO«),Na,Ca{SO,),K,Ca,(S04),.H,0CaS0..2H,O

NaClKMgS04a.3H,0MgS0,.H,OK,Mg.(S04),K,Mg(S0J..4H,0Na,Mg(SO.),.2H.ONa.SO^.lOH.OK,Mg(S0.)..6H,O

K,Mga.(S0A.2H,OKClK,a(SOJ,.H,0Na.SO,Na«Mg(SOJ,

Temperature ("Q and effect

n8(m) 155-185(b) 232idch) 298(deh.h)5l5(d,h)

1 ICKdeh) 220(dch) 625(d) 670(m)I60-J65(m) 190(b) 230(dch)425(m)52(m) 97(m) 107(b) n7(deh) 138(deh)

164(deh) 184(dch) 255(deh) 340(dch)n24(m)

437(1) 940(m)52&-54CCd> 944(m)430(dch) 950(d) IWO(m)110-120(deh) 170-180(deh) 320-380(ex.t)

1200(t)800rm)160(d,deh) 277(d,deh) 425(t) 490-540(d)340(deh) I124(m)930(m)140(deh) 180(deh) 580(t) 760(m)220(deh) 625(d) 670(m)32-4(m) 102(b) 240(t) 884(m)87(m) 125(b) 140{deh) 180(deh) 580(t)

760(m)310-320(deh) 880(m)770(m)265(deh) 430(d) 560(t) 875(m)240(t) 884(m)515(d) 800(m)

Kev: b boiling; d decomposition; deh dehydration; ex exothermic; h hydrolysis;m melting; 1 ^transition.

D'après L.G. BERG. - In Differential thennal Analysis - vol.1 - Ed.

R.C Mackenzie (Academic Press) 1970.

38

Pour un échantillon de sel naturel, la perte de poids mesurée

pour différentes températures permet de mettre en évidence la proportion

d'eau contenue et les différents types d'eau adsorbée présents. Quand on

trace la courbe "perte de poids" après un temps déteminé en fonction de

la tempérautre, on voit que, lorsque la température augmente, la

libération d'eau se fait par palier. La figure ci-après montre, pour

trois échantillons de sel de composition minéralogique différente, la

libération des différentes sortes d'eau.

La perte de poids au dessus de 300 "C correspond à un cracking

thermique des minératix en trace et des mineurs, à la libération des

composants gazeux et des inclusions fluides submicroscopiques. Au dessus

de 600 'C la sublimation de la roche saline commence.

100 200 300 ¿00 500 600Temperature ['C]

Fig. 2. Loss of weight from three salt samples as a function,if temperature. Curve 1: Polyhalitic salt with 0.12% hydration.^jter from polyhalite and 0.035% adsorbed water. Curve 2; Kieser-;tic salt with 0.147% hydration water from kieserite and no adsorbed«ijccr. Curve 3: Synthetic salt with all water adsorbed at the

rv:îtal boundaries.

d'après N. Jockwer (1981)

38

Pour un échantillon de sel naturel, la perte de poids mesurée

pour différentes températures permet de mettre en évidence la proportion

d'eau contenue et les différents types d'eau adsorbée présents. Quand on

trace la courbe "perte de poids" après un temps déteminé en fonction de

la tempérautre, on voit que, lorsque la température augmente, la

libération d'eau se fait par palier. La figure ci-après montre, pour

trois échantillons de sel de composition minéralogique différente, la

libération des différentes sortes d'eau.

La perte de poids au dessus de 300 "C correspond à un cracking

thermique des minératix en trace et des mineurs, à la libération des

composants gazeux et des inclusions fluides submicroscopiques. Au dessus

de 600 'C la sublimation de la roche saline commence.

100 200 300 ¿00 500 600Temperature ['C]

Fig. 2. Loss of weight from three salt samples as a function,if temperature. Curve 1: Polyhalitic salt with 0.12% hydration.^jter from polyhalite and 0.035% adsorbed water. Curve 2; Kieser-;tic salt with 0.147% hydration water from kieserite and no adsorbed«ijccr. Curve 3: Synthetic salt with all water adsorbed at the

rv:îtal boundaries.

d'après N. Jockwer (1981)

39

THERMOMECHANICAL PROPERTIES USED IN REPOSITORY REGION ANALYSIS

(rapport ONWI-512 - 19 July 1986)

lock Ipn»CtnlMy

S|.rclfU

tnis.:ii»ltj'

tofff itWntef

Irtrnlll|'<fl>lenllt-'/ll

ItlltUlt/'lltioi'i

lltl»

tirttit

StfitltDM

liMiteniImU

Anh/trttt

ShtW

Stit

JLnh/arltt

Silt

llMttoni

D-?10

210-(Ot40-7DO

700-7»7t{-7(0}(0-ieis

101S-1D3S

io3S-is:o

lS20-)D4e

tioo

26»:sDo

2»00

:soo

2U0

7SD0

2ieo

2eso

7)7

ISlt

iooe

t7S

lost

»ss

t2S

»09

}01S

2.c:3. to

2.00

4.10

2.00

Iqn. 2.2

4.10

tçr.. 2.2

3.«0

i.e

21.2

10.)

23. t

10.3

4).0

23. S

«1.0

21.2

32.1

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4S.2

14.3

33.3

31.0

37.2

31.0

38. S

C.33

0.34

0.34

C.3(

0.34

c.3e

0.3(

0.3(

0.3i

ttn\iii

StfidstcneShtW-SlUltftnt

iilt

SmW-H'illlCinfknhytrMt

Anhjfúrltt-Llwtloni-Shtlt

SindStonc-5Ulc

0-2IS

21S-ieO

((0-»7l

S7S-1SS0

US0-2S4S

254S-304e

2103

IBOO

2110

IB3Ü

2S03

2B00

712

£37

tit

£37

E37

ECO

2.t

1.73

(an. 2.2

1.73

3.ti

2.0Ù

Hthtsn

712

£37

í.íl

2.B1

9.0

U.2

41.»

ie.2

12. (

e.o

3.0

i.O

tt.t

i.O

21.0

40.0

0.24

0.25

C.)}

0.2S

0.30

0.20

Sineitcnc

Shtlt-Sl ne t tent -11 M t lone

ShilfSOtitone-LtMtient

Jtltltonc

Anb/flrtte

StU

0-215

21S-700

700-1675

1675-3048

Ciprecli

Dom

2d;;.

20S0

2220

2520

2740

21Ë0

837 1.73

£37

SCI

90»

1.73

3.0

tqn. 2.2

9.0

14.4

16.2

16.2

22.0

41.0

0.7

4.2

£.3

0.(6

0.39

0.33

23.0

34.5

31.5

0.27

0.30

0.36

Ytchtrtc

UncontoKditcdSinetlont

ShiltKirl-ChiU

Shilt-SindltoncllMilentAn^/úrUe

llMttoncStnditeneAnh/«rlt»

Silt

0-76

76-500

SOO-iOOO

1000-1280

1280-1500

1500-1600

J60O-2000

2000-3048

Caprocl

Dome

1500

lEOO

2750

1950

2500

2900

2500

2100

2900

21£0

712 1.50

637

£37

775

£37

795

£37

712

755

909

1.73

2.10

2. 17

3.(9

4.50

3.89

2.60

4.50

Itin. 2.2

9.0

16.2

12.6

12.6

12.6

23.0

12. {9.0

23.0

41,0

0.2 0.49

2.0

11.6

20.0

20.7

34.5

20.7

34.5

34.5

31 .0

0.44

0.32

0.25

0.30

0.30

0.30

C.24

0.30

0.34

39

THERMOMECHANICAL PROPERTIES USED IN REPOSITORY REGION ANALYSIS

(rapport ONWI-512 - 19 July 1986)

lock Ipn»CtnlMy

S|.rclfU

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21.2

32.1

47.7

4S.2

14.3

33.3

31.0

37.2

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38. S

C.33

0.34

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712

£37

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C.)}

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Sineitcnc

Shtlt-Sl ne t tent -11 M t lone

ShilfSOtitone-LtMtient

Jtltltonc

Anb/flrtte

StU

0-215

21S-700

700-1675

1675-3048

Ciprecli

Dom

2d;;.

20S0

2220

2520

2740

21Ë0

837 1.73

£37

SCI

90»

1.73

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9.0

14.4

16.2

16.2

22.0

41.0

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£.3

0.(6

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34.5

31.5

0.27

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0.36

Ytchtrtc

UncontoKditcdSinetlont

ShiltKirl-ChiU

Shilt-SindltoncllMilentAn^/úrUe

llMttoncStnditeneAnh/«rlt»

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0-76

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SOO-iOOO

1000-1280

1280-1500

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2000-3048

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2900

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712 1.50

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£37

775

£37

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12.6

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11.6

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20.7

34.5

20.7

34.5

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31 .0

0.44

0.32

0.25

0.30

0.30

0.30

C.24

0.30

0.34

40

3 - ENVIRONNEMENT HYDROGEOLOGÏQUE DES MASSIFS SALIFERES : Concept de

barrière géologique vis â vis d'un stockage de déchets radioactifs

L'évaluation de la capacité de confinement de la barrière

géologique pour un stockage de déchets radioactifs et de sa stabilité

vis-à-vis des perturbations extérieures d'origine naturelle ou

accidentelle.

En effet, l'eau est le seul vecteur possible de la

radioactivité à travers la géosphère.

3,1. - Notion de couverture et de barrière géologique

La couverture est formée de terrains compris entre le toit du

sel et le premier aquifère significatif. C'est un élément essentiel de

la barrière géologique imperméable, et du système hydrogéologique local.

La présence d'un gisement de sel et de l'absence de

dissolutions actuelles, atteste de sa protection vis-à-vis des

circulations d'eau souterraine, assurées par un contexte hydraulique

favorable, dont la couverture est un élément important.

L'analyse et l'évaluation de la capacité de confinement de la

barrière géologique se fait lors de l'état actuel, puis lors de

l'évolution dans le temps, en prenant en compte les perturbations

apportées par la présence même du stockage (effets thermiques,

mécaniques, ...), et les perturbations naturelles, d'origine climatique

d'une part, et géodynamique inteme d'autre part.

Parmi les causes pouvant permettre une circulation d'eau dans

un massif salifère, on distingue :

1 - des causes naturelles, préexistantes à la réalisation du stockage ;

2 - des causes accidentelles, produites lors de la réalisation du

stockage et par le stockage lui-même.

40

3 - ENVIRONNEMENT HYDROGEOLOGÏQUE DES MASSIFS SALIFERES : Concept de

barrière géologique vis â vis d'un stockage de déchets radioactifs

L'évaluation de la capacité de confinement de la barrière

géologique pour un stockage de déchets radioactifs et de sa stabilité

vis-à-vis des perturbations extérieures d'origine naturelle ou

accidentelle.

En effet, l'eau est le seul vecteur possible de la

radioactivité à travers la géosphère.

3,1. - Notion de couverture et de barrière géologique

La couverture est formée de terrains compris entre le toit du

sel et le premier aquifère significatif. C'est un élément essentiel de

la barrière géologique imperméable, et du système hydrogéologique local.

La présence d'un gisement de sel et de l'absence de

dissolutions actuelles, atteste de sa protection vis-à-vis des

circulations d'eau souterraine, assurées par un contexte hydraulique

favorable, dont la couverture est un élément important.

L'analyse et l'évaluation de la capacité de confinement de la

barrière géologique se fait lors de l'état actuel, puis lors de

l'évolution dans le temps, en prenant en compte les perturbations

apportées par la présence même du stockage (effets thermiques,

mécaniques, ...), et les perturbations naturelles, d'origine climatique

d'une part, et géodynamique inteme d'autre part.

Parmi les causes pouvant permettre une circulation d'eau dans

un massif salifère, on distingue :

1 - des causes naturelles, préexistantes à la réalisation du stockage ;

2 - des causes accidentelles, produites lors de la réalisation du

stockage et par le stockage lui-même.

41

Dans cette optique, il est important de procéder à une recon¬

naissance hydrogéologique du site sélectionné, consistant en une carac¬

térisation du comportement du bassin au voisinage du site du point de

vue de la dynamique des écoulements naturels et en une caractérisation

des formations aquifères et des formations semi-perméables profondes.

Plus généralement, l'étude des stmctures géologiques est un outil

essentiel de caractérisation (stratigraphie, lithologie, tectonique,

géologie structurale).

3.1.1. - Les causes naturelles

Des dissolutions au toit du gisement créent des cavités et des

chenaiix : c'est l'exemple du siège de la nappe salée de Dombasle en

Lorraine. Ces cheminées bréchiques de dissolution résultent de la

complète dissolution du sel remplacé par une brèche formée à partir des

terrains supérieurs et des insolubles contenus dans le sel.

On peut supposer d'ailleurs que certaines formations salifères

ont sans doute été ainsi complètement dissoutes (GOGUEL, 1959).

Les failles peuvent aussi mettre en communication les nappes

d'eau sus-jacentes avec le massif salin. Mais ces mécanismes de disso¬

lution naturelle peuvent s'arrêter d'eux-mêmes, si la configuration

géométrique et hydraulique est favorable. Il est fréquent de rencontrer

ainsi en forage des nappes salées au toit des gisements qui n'évoluent

sans doute pratiquement plus (P, BEREST, 1984, journée sur le Sel).

3.1.2, - Les causes accidentelles

Il est vraisemblable que la moitié des mines de sel ouvertes

dans le monde ont été envahies par l'eau et ont dû être abandonnées. La

caractéristique la plus marquante de ces invasions par l'eau tient à

l'accélération brutale du débit d'eau (P. BEREST - Journée sur le Sel).

41

Dans cette optique, il est important de procéder à une recon¬

naissance hydrogéologique du site sélectionné, consistant en une carac¬

térisation du comportement du bassin au voisinage du site du point de

vue de la dynamique des écoulements naturels et en une caractérisation

des formations aquifères et des formations semi-perméables profondes.

Plus généralement, l'étude des stmctures géologiques est un outil

essentiel de caractérisation (stratigraphie, lithologie, tectonique,

géologie structurale).

3.1.1. - Les causes naturelles

Des dissolutions au toit du gisement créent des cavités et des

chenaiix : c'est l'exemple du siège de la nappe salée de Dombasle en

Lorraine. Ces cheminées bréchiques de dissolution résultent de la

complète dissolution du sel remplacé par une brèche formée à partir des

terrains supérieurs et des insolubles contenus dans le sel.

On peut supposer d'ailleurs que certaines formations salifères

ont sans doute été ainsi complètement dissoutes (GOGUEL, 1959).

Les failles peuvent aussi mettre en communication les nappes

d'eau sus-jacentes avec le massif salin. Mais ces mécanismes de disso¬

lution naturelle peuvent s'arrêter d'eux-mêmes, si la configuration

géométrique et hydraulique est favorable. Il est fréquent de rencontrer

ainsi en forage des nappes salées au toit des gisements qui n'évoluent

sans doute pratiquement plus (P, BEREST, 1984, journée sur le Sel).

3.1.2, - Les causes accidentelles

Il est vraisemblable que la moitié des mines de sel ouvertes

dans le monde ont été envahies par l'eau et ont dû être abandonnées. La

caractéristique la plus marquante de ces invasions par l'eau tient à

l'accélération brutale du débit d'eau (P. BEREST - Journée sur le Sel).

42

On peut dégager deux observations utiles :

- la réalisation de puits d'accès dans le sel gemme, fait appel à des

techniques de scellement appropriés, (congélation, injections).

- l'apparition d'une circulation d'eau peut résulter d'une qualité

insuffisante des ouvrages d'accès à la mine.

3.1.2.1. - REALISATION DU STOCKAGE

La présence de forages de reconnaissance et des ouvrages du

stockage, constitue des discontinuités dans la barrière géologique et

doit être prise en compte dans l'évaluation de la capacité de

confinement.

3.1.2.2. - STOCKAGE

L'existence d'un gradient thermique peut engendrer un mouve¬

ment des eaux souterraines, mouvement qui est cependant limité par la

forte densité de la saumure. Par modélisation, il a été montré (P.-C.

ROBINSON, D.-P. HODGKINSON, J. ElAE) que la chaleur émise par les déchets

peut créer des courants d'eau qui sont susceptibles de changer les flux

souterrains naturels pendant des milliers d'années.

Les effets provoqués par la présence du stockage comprennent

des processus comme la radiolyse, la corrosion, la production de gaz.

3.2. - L'hydrogéologie du sel

Une couche de sel interstratifiée dans un ensemble sédimen¬

taire constituant lui-même hydrogéologiquement des multicouches, ne peut

exister que si l'on admet l'absence d'une dynamique de dissolution.

42

On peut dégager deux observations utiles :

- la réalisation de puits d'accès dans le sel gemme, fait appel à des

techniques de scellement appropriés, (congélation, injections).

- l'apparition d'une circulation d'eau peut résulter d'une qualité

insuffisante des ouvrages d'accès à la mine.

3.1.2.1. - REALISATION DU STOCKAGE

La présence de forages de reconnaissance et des ouvrages du

stockage, constitue des discontinuités dans la barrière géologique et

doit être prise en compte dans l'évaluation de la capacité de

confinement.

3.1.2.2. - STOCKAGE

L'existence d'un gradient thermique peut engendrer un mouve¬

ment des eaux souterraines, mouvement qui est cependant limité par la

forte densité de la saumure. Par modélisation, il a été montré (P.-C.

ROBINSON, D.-P. HODGKINSON, J. ElAE) que la chaleur émise par les déchets

peut créer des courants d'eau qui sont susceptibles de changer les flux

souterrains naturels pendant des milliers d'années.

Les effets provoqués par la présence du stockage comprennent

des processus comme la radiolyse, la corrosion, la production de gaz.

3.2. - L'hydrogéologie du sel

Une couche de sel interstratifiée dans un ensemble sédimen¬

taire constituant lui-même hydrogéologiquement des multicouches, ne peut

exister que si l'on admet l'absence d'une dynamique de dissolution.

43

Ceci implique que l'on considère que cette couche de sel est

encaissée dans des épontes soit anhydres soit argileuses mais dont l'eau

d'imbibition serait en équilibre de saturation avec le sel. Cet état

d'équilibre a été atteint dans les conditions d'un certain régime de

température et de potentiel des aquifères de multicouches. Vis à vis des

propriétés hydrogéologiques, perméabilité et porosité, le sel en couche

est très différent du sel en dôme.

On sait que le sel contient en proportion variable de l'eau et

des fluides piégés au cours du dépôt. Ces fluides peuvent se présenter

sous forme d'eau de constitution, d'inclusions de saumure, d'eau absor¬

bée et intersticielle. Alors que pour le sel en couche, cette eau peut

représenter entre 0,2 et 3 % en volume, elle reste inférieure à 0,1 % en

volume pour le sel en dôme.

Les propriétés hydrologiques sont très variables d'un dôme à

l'autre (KELSALL - NELSON). L'analyse du sel et autres éléments dissous

dans les eaux souterraines autour du dôme, l'étude minéralogique,

pétrographique et de la structure du caprock permet de déterminer le

schéma des dissolutions passées et présentes du toit du sel. L'analyse

chimique des eaux dans les aquifères à proximité du dôme est aussi un

bon indicateur des mécanismes de dissolution et des communications

éventuelles.


La perméabilité à l'eau est un facteur important dans le rôle

de barrière géologique. Du fait de la grande solubilité du sel dans

l'eau, l'eau joue un rôle primordial. La perméabilité est un facteur

déterminant pour savoir si un transport significatif peut apparaître

dans une situation donnée. Ce paramètre est lié directement à la dilata¬

tion survenant durant la lente déformation plastique du sel.

Il faut donc détenniner les propriétés rhéologiques et de

dilatance du sel sec et humide dans différentes conditions de pression

et température et étudier la perméabilité et le transport ionique dans

le sel déformé et en déformation, en présence de saumure statique et en

circulation.

43

Ceci implique que l'on considère que cette couche de sel est

encaissée dans des épontes soit anhydres soit argileuses mais dont l'eau

d'imbibition serait en équilibre de saturation avec le sel. Cet état

d'équilibre a été atteint dans les conditions d'un certain régime de

température et de potentiel des aquifères de multicouches. Vis à vis des

propriétés hydrogéologiques, perméabilité et porosité, le sel en couche

est très différent du sel en dôme.

On sait que le sel contient en proportion variable de l'eau et

des fluides piégés au cours du dépôt. Ces fluides peuvent se présenter

sous forme d'eau de constitution, d'inclusions de saumure, d'eau absor¬

bée et intersticielle. Alors que pour le sel en couche, cette eau peut

représenter entre 0,2 et 3 % en volume, elle reste inférieure à 0,1 % en

volume pour le sel en dôme.

Les propriétés hydrologiques sont très variables d'un dôme à

l'autre (KELSALL - NELSON). L'analyse du sel et autres éléments dissous

dans les eaux souterraines autour du dôme, l'étude minéralogique,

pétrographique et de la structure du caprock permet de déterminer le

schéma des dissolutions passées et présentes du toit du sel. L'analyse

chimique des eaux dans les aquifères à proximité du dôme est aussi un

bon indicateur des mécanismes de dissolution et des communications

éventuelles.


La perméabilité à l'eau est un facteur important dans le rôle

de barrière géologique. Du fait de la grande solubilité du sel dans

l'eau, l'eau joue un rôle primordial. La perméabilité est un facteur

déterminant pour savoir si un transport significatif peut apparaître

dans une situation donnée. Ce paramètre est lié directement à la dilata¬

tion survenant durant la lente déformation plastique du sel.

Il faut donc détenniner les propriétés rhéologiques et de

dilatance du sel sec et humide dans différentes conditions de pression

et température et étudier la perméabilité et le transport ionique dans

le sel déformé et en déformation, en présence de saumure statique et en

circulation.

44

Des résultats d'essais de laboratoire (C-J.. SPIERS, G. -S.

LISTER, H.-J. ZWART, 1981-1982) montrent que le sel humide est mécani¬

quement plus faible que la roche saline sèche, particulièrement pour de

faibles vitesses de déformation. Mais on ne peut encore bien apprécier

l'importance du mécanisme de fluage humide in-situ. Il faut noter en

outre, que ces résultats s'appliquent â du sel pur, à grain fin, déformé

sous des conditions où la pression de pore du fluide est à peu près

égale à la pression de confinement. On ne connaît pas bien encore

l'effet de la dimension des grains et du rapport [pression de confine¬

ment sur pression de fluide] sur les propriétés de fluage d'un échantil¬

lon humide.

La dilatance devient importante dans une roche saline pour une

pression de confinement inférieure à 10 - 12,5 MPa et pour une déforma¬

tion axiale de compression â température ambiante dont la vitesse est de

5.10 s .

L'accroissement de l'importance de la dilatance avec la

diminution de la pression est accompagnée par la faible diminution de la

résistance et est associée à une augmentation de la déformation cata-

clastique accompagnant la plasticité intracristalline.

Des observations microstructurales montrent que le mécanisme

de fluage secondaire humide observé prend en compte des cataclases

ductiles avec glissement de joints de grains.

Ainsi, la température et la contrainte ont une influence très

sensible sur la perméabilité :

- la dilatation thermique modifie la forme géométrique des

fractures ;

- l'interaction fluide-roche modifie la géométrie des pores.

44

Des résultats d'essais de laboratoire (C-J.. SPIERS, G. -S.

LISTER, H.-J. ZWART, 1981-1982) montrent que le sel humide est mécani¬

quement plus faible que la roche saline sèche, particulièrement pour de

faibles vitesses de déformation. Mais on ne peut encore bien apprécier

l'importance du mécanisme de fluage humide in-situ. Il faut noter en

outre, que ces résultats s'appliquent â du sel pur, à grain fin, déformé

sous des conditions où la pression de pore du fluide est à peu près

égale à la pression de confinement. On ne connaît pas bien encore

l'effet de la dimension des grains et du rapport [pression de confine¬

ment sur pression de fluide] sur les propriétés de fluage d'un échantil¬

lon humide.

La dilatance devient importante dans une roche saline pour une

pression de confinement inférieure à 10 - 12,5 MPa et pour une déforma¬

tion axiale de compression â température ambiante dont la vitesse est de

5.10 s .

L'accroissement de l'importance de la dilatance avec la

diminution de la pression est accompagnée par la faible diminution de la

résistance et est associée à une augmentation de la déformation cata-

clastique accompagnant la plasticité intracristalline.

Des observations microstructurales montrent que le mécanisme

de fluage secondaire humide observé prend en compte des cataclases

ductiles avec glissement de joints de grains.

Ainsi, la température et la contrainte ont une influence très

sensible sur la perméabilité :

- la dilatation thermique modifie la forme géométrique des

fractures ;

- l'interaction fluide-roche modifie la géométrie des pores.

45

Des mesures de perméabilité ont été réalisées en laboratoire

soit au gaz (Argon) soit à la saumure.

La pennéabilité à l'argon mesurée en laboratoire, par la

méthode du "test-pulse" donne des valeurs moyennes de l'ordre de_1 9 _2 1

10 m*, pouvant atteindre 10 m* pour un échantillon non remanié et-'*m*5.10 pour un échantillon ayant subi une déformation de l'ordre de

10 %. On constate de plus que la perméabilité diminue quand la pression

de confinement augmente et diminue également en fonction du temps (CJ.

PEACH, 1987).

La perméabilité à la saumure, mesurée au laboratoire par une

méthode plus classique en écoulement permanent, donne une valeur de-"m*l'ordre de 3.10 , pour un gradient hydraulique de 1 à 1,4 MPa. On

observe comme précédemment une diminution de la perméabilité en fonction

du temps et quand la pression de confinement augmente. Il a été vérifié

que l'écoulement se faisait bien à travers toute la section de l'échan¬

tillon. Certains auteurs ont mis en évidence un écoulement interfacial

et intergranulaire et ont constaté un transport de sel avec recristal¬

lisation dans les vides.

45

Des mesures de perméabilité ont été réalisées en laboratoire

soit au gaz (Argon) soit à la saumure.

La pennéabilité à l'argon mesurée en laboratoire, par la

méthode du "test-pulse" donne des valeurs moyennes de l'ordre de_1 9 _2 1

10 m*, pouvant atteindre 10 m* pour un échantillon non remanié et-'*m*5.10 pour un échantillon ayant subi une déformation de l'ordre de

10 %. On constate de plus que la perméabilité diminue quand la pression

de confinement augmente et diminue également en fonction du temps (CJ.

PEACH, 1987).

La perméabilité à la saumure, mesurée au laboratoire par une

méthode plus classique en écoulement permanent, donne une valeur de-"m*l'ordre de 3.10 , pour un gradient hydraulique de 1 à 1,4 MPa. On

observe comme précédemment une diminution de la perméabilité en fonction

du temps et quand la pression de confinement augmente. Il a été vérifié

que l'écoulement se faisait bien à travers toute la section de l'échan¬

tillon. Certains auteurs ont mis en évidence un écoulement interfacial

et intergranulaire et ont constaté un transport de sel avec recristal¬

lisation dans les vides.

46

4 - LES ESSAIS IN-SITU

En vue de réaliser un stockage dans le sel, on peut établir

une liste des problèmes nécessitant une étude approfondie (DJAHANGUIRI,

1983). Parmi ceux-ci, citons entre autres :

- les problèmes de convergence des cavités souterraines (dont la

résolution nécessite la mesure des contraintes in-situ) ;

- l'identification des discontinuités géologiques : poches

d'huile et de saumure, couches intercalées ;

- l'influence de la profondeur et de l'épaisseur des couches de

sel et des couches intercalaires sur les caractéristiques de

déformation globale ;

- l'influence du gradient géothermique et de l'élévation de

température liée au dégagement de chaleur par les déchets

nucléaires sur les caractéristiques de déformation ;

- l'influence des intercouches, telles que : 1' anhydrite,

l'argile, la dolomite, sur les caractéristiques thermiques et

thermomécaniques ;

- le choix du modèle de fluage, qui doit être apte en particu¬

lier à reproduire des observations faites in-situ.

Ce que l'on peut observer au cours des essais in-situ résulte

de l'intervention de trois phénomènes (BOUCLY, 1981) :

- la déformation du forage ou de la cavité: le massif étant le

siège de phénomènes de fluage, on raesure une diminution du

volume du trou de forage ou de la cavité. C'est le phénomène

essentiel que l'on veut mettre en évidence, afin de pouvoir

46

4 - LES ESSAIS IN-SITU

En vue de réaliser un stockage dans le sel, on peut établir

une liste des problèmes nécessitant une étude approfondie (DJAHANGUIRI,

1983). Parmi ceux-ci, citons entre autres :

- les problèmes de convergence des cavités souterraines (dont la

résolution nécessite la mesure des contraintes in-situ) ;

- l'identification des discontinuités géologiques : poches

d'huile et de saumure, couches intercalées ;

- l'influence de la profondeur et de l'épaisseur des couches de

sel et des couches intercalaires sur les caractéristiques de

déformation globale ;

- l'influence du gradient géothermique et de l'élévation de

température liée au dégagement de chaleur par les déchets

nucléaires sur les caractéristiques de déformation ;

- l'influence des intercouches, telles que : 1' anhydrite,

l'argile, la dolomite, sur les caractéristiques thermiques et

thermomécaniques ;

- le choix du modèle de fluage, qui doit être apte en particu¬

lier à reproduire des observations faites in-situ.

Ce que l'on peut observer au cours des essais in-situ résulte

de l'intervention de trois phénomènes (BOUCLY, 1981) :

- la déformation du forage ou de la cavité: le massif étant le

siège de phénomènes de fluage, on raesure une diminution du

volume du trou de forage ou de la cavité. C'est le phénomène

essentiel que l'on veut mettre en évidence, afin de pouvoir

47

comprendre les lois régissant le comportement mécanique du

massif salifère. Il est malheureusement masqué en partie par

les deux autres phénomènes suivants :

- le réchauffement des fluides de forage,

- la dissolution.

4.1. - La mesure des déformations (convergence) dues au fluage des

cavités et des forages

Ainsi que nous l'avons déjà signalé, la mesure des déforma¬

tions in-situ est indispensable pour vérifier la loi de fluage et caler

les paramètres de cette loi.

La vitesse de fermeture par fluage d'une ouverture souterraine

dépendra de la profondeur, de la température, de la forme de la cavité,

de la pression du fluide contenu dans la cavité et des propriétés

propres au sel (KELSALL, 1983). L'effet de chacun de ces paramètres peut

être étudié en utilisant les solutions, incorporant une loi de fluage

pour des ouvertures cylindriques ou sphériques, développées par

CHABANNES (1983) entre autre.

HARDY, CHABANNES et MRUGALA (1983) ont développé les solutions

donnant, pour un cylindre creux épais :

la contrainte tangentielle à la paroi

- */n (P^ - P.)0 = v3 a 0 1

e ^/nn r

0 = contrainte effectivee

P. = pression interne

P = contrainte hydrostatique

n = constante déterminée expérimentalement

a = rayon intérieur du cylindre creux épais

r = rayon extérieur du cylindre.

47

comprendre les lois régissant le comportement mécanique du

massif salifère. Il est malheureusement masqué en partie par

les deux autres phénomènes suivants :

- le réchauffement des fluides de forage,

- la dissolution.

4.1. - La mesure des déformations (convergence) dues au fluage des

cavités et des forages

Ainsi que nous l'avons déjà signalé, la mesure des déforma¬

tions in-situ est indispensable pour vérifier la loi de fluage et caler

les paramètres de cette loi.

La vitesse de fermeture par fluage d'une ouverture souterraine

dépendra de la profondeur, de la température, de la forme de la cavité,

de la pression du fluide contenu dans la cavité et des propriétés

propres au sel (KELSALL, 1983). L'effet de chacun de ces paramètres peut

être étudié en utilisant les solutions, incorporant une loi de fluage

pour des ouvertures cylindriques ou sphériques, développées par

CHABANNES (1983) entre autre.

HARDY, CHABANNES et MRUGALA (1983) ont développé les solutions

donnant, pour un cylindre creux épais :

la contrainte tangentielle à la paroi

- */n (P^ - P.)0 = v3 a 0 1

e ^/nn r

0 = contrainte effectivee

P. = pression interne

P = contrainte hydrostatique

n = constante déterminée expérimentalement

a = rayon intérieur du cylindre creux épais

r = rayon extérieur du cylindre.

48

la vitesse radiale de déplacement

,, ,, 2a '/"(P - P.) ". ,/3.n+l f- 0 1 .,u = -ê^(^) [( f7ïî-)l-r

no r

ê = vitesse de fluage secondaire déterminé en laboratoire pour o = oc c

La variation de volume au bout du temps t

2 (P - P. ) ÂV/y = - 200 A exp (- ^) (î^)"*^ [( £ ^) ] t

c

où A, Q et n sont les paramètres de la loi de fluage en puissance,

exprimée sous la forme suivante donnant la vitesse de déformation

effective de fluage :

0 , ^^ .

,c . / rt/nmv / e.n oe = contraante effectiveê = A exp (- Q/RT) ( ) ,

® c oc = constante de normalisation

De leur côté, PASSARIS et HORSEMAN (1982) proposent des

relations très similaires :

- pour la vitesse radiale de déplacement :

, P - P. n ,, .m-1 , o i> aû = A t ( )

r n r

- et pour la vitesse de déformation volumique

xw , P - P. n/AV. . .m-1 / o 1,(tt-)»-," 2 m a t ( )V r=a n

48

la vitesse radiale de déplacement

,, ,, 2a '/"(P - P.) ". ,/3.n+l f- 0 1 .,u = -ê^(^) [( f7ïî-)l-r

no r

ê = vitesse de fluage secondaire déterminé en laboratoire pour o = oc c

La variation de volume au bout du temps t

2 (P - P. ) ÂV/y = - 200 A exp (- ^) (î^)"*^ [( £ ^) ] t

c

où A, Q et n sont les paramètres de la loi de fluage en puissance,

exprimée sous la forme suivante donnant la vitesse de déformation

effective de fluage :

0 , ^^ .

,c . / rt/nmv / e.n oe = contraante effectiveê = A exp (- Q/RT) ( ) ,

® c oc = constante de normalisation

De leur côté, PASSARIS et HORSEMAN (1982) proposent des

relations très similaires :

- pour la vitesse radiale de déplacement :

, P - P. n ,, .m-1 , o i> aû = A t ( )

r n r

- et pour la vitesse de déformation volumique

xw , P - P. n/AV. . .m-1 / o 1,(tt-)»-," 2 m a t ( )V r=a n

49

Des mesures réalisées sur 400 jours, pour une excavation de

7,6 m de diamètre réalisée dans le sel à une profondeur de 1 056 m plus

d'un an auparavant, donnent des valeurs moyennes de fluage entre

4,3.10 et 6,8.10 mm/jour (PASSARIS, 1982) sur des bases égales

respectivement à 12,10 m et 8,20 m.

Des mesures réalisées dans un forage de 0,2 m de diamètre, à

167,6 m de profondeur sur 100 jours, dans des conditions contrôlées et

représentatives de celles attendues dans le cas d'un stockage (LOKEN,

1983) montrent que :

- la déformation radiale maximum passe de 4,6% pour une tempéra¬

ture de 27*0 à 11 % pour une température de 60"C ;

- la variation de volume passe de 6,5 % dans le premier cas à

20,5 % dans le deuxième. L'influence de la contrainte sur la

vitesse de fluage du forage a également été étudiée. Les

résultats obtenus lors de cette étude montrent que l'effet de

la température est prédominant sur celui de la contrainte.

J. PRIJ (1985) a pu mesurer qu'en un an, un forage, dans la

mine de Asse (RFA), à 1 050 m de profondeur, dont le diamètre était de

300 mm a vu ce dernier diminué de 10 mm.

Il a, par ailleurs, étudié l'influence de la pression litho¬

statique sur la déformation : une convergence diamétrale de 10 cm

obtenue au bout d'un an pour une pression de 17 MPa, est atteinte au

bout de 110 jours, pour une pression lithostatique de 22 MPa. De même,

un vide initial de 5 cm entre un container et la cavité est fermée au

bout de 20 jours, sous l'effet d'un chauffage jusqu'à une température de

180"C. Au-delà de cette période, la contrainte sur le container croît

jusqu'à un maximum de 35 MPa, au bout d'un mois.

G. FERNANDEZ (1984) observe qu'il n'y a pas de fluage secon¬

daire dans le sel autour d'une ouverture et que la vitesse des déforma¬

tions de fluage diminue avec le temps. Cette diminution dépend de la

valeur de la contrainte.

49

Des mesures réalisées sur 400 jours, pour une excavation de

7,6 m de diamètre réalisée dans le sel à une profondeur de 1 056 m plus

d'un an auparavant, donnent des valeurs moyennes de fluage entre

4,3.10 et 6,8.10 mm/jour (PASSARIS, 1982) sur des bases égales

respectivement à 12,10 m et 8,20 m.

Des mesures réalisées dans un forage de 0,2 m de diamètre, à

167,6 m de profondeur sur 100 jours, dans des conditions contrôlées et

représentatives de celles attendues dans le cas d'un stockage (LOKEN,

1983) montrent que :

- la déformation radiale maximum passe de 4,6% pour une tempéra¬

ture de 27*0 à 11 % pour une température de 60"C ;

- la variation de volume passe de 6,5 % dans le premier cas à

20,5 % dans le deuxième. L'influence de la contrainte sur la

vitesse de fluage du forage a également été étudiée. Les

résultats obtenus lors de cette étude montrent que l'effet de

la température est prédominant sur celui de la contrainte.

J. PRIJ (1985) a pu mesurer qu'en un an, un forage, dans la

mine de Asse (RFA), à 1 050 m de profondeur, dont le diamètre était de

300 mm a vu ce dernier diminué de 10 mm.

Il a, par ailleurs, étudié l'influence de la pression litho¬

statique sur la déformation : une convergence diamétrale de 10 cm

obtenue au bout d'un an pour une pression de 17 MPa, est atteinte au

bout de 110 jours, pour une pression lithostatique de 22 MPa. De même,

un vide initial de 5 cm entre un container et la cavité est fermée au

bout de 20 jours, sous l'effet d'un chauffage jusqu'à une température de

180"C. Au-delà de cette période, la contrainte sur le container croît

jusqu'à un maximum de 35 MPa, au bout d'un mois.

G. FERNANDEZ (1984) observe qu'il n'y a pas de fluage secon¬

daire dans le sel autour d'une ouverture et que la vitesse des déforma¬

tions de fluage diminue avec le temps. Cette diminution dépend de la

valeur de la contrainte.

50

NELSON (1982) donne une méthodologie très détaillée pour

étudier le fluage des parois d'un forage par la mesure de variations de

volume. Le matériel utilisé est le même que celui utilisé pour la

fracturation hydraulique. Les tests sont effectués sur des couches de

sel sélectionnées et isolées avec un système d'obturateurs. La déforma¬

tion volumique, AV/V augmente à mesure qu'on réduit la pression de

fluide sur la zone testée, et augmente avec la profondeur pour des

diminutions de pressions identiques. La vitesse de fluage à court terme

augmente avec la profondeur. Ceci s'accompagne d'une augmentation de la

plasticité.

Enfin, LADANYI (1983, 1984) utilise le dilatomètre de forage

(pressionmètre MENARD type G et cellule CSM) , pour déterminer le module

d' YOUNG et également les propriétés de fluage à court terme et à long

terme.

P. DUFFAUT et J. BONVALLET (1979) ont observé en mine sur des

piliers le caractère régulièrement linéaire de la plupart des déforma¬

tions : à 135 ra de profondeur sur des piliers de 46 m de côté, ils ont

mesuré des déformations de l'ordre de 0,4 mm/an. M-M.A. NIANGOULA (1981)

note que, d'après des mesures effectuées depuis 10 ans dans la même mine

de Varangeville, les piliers continuent de se raccourcir régulièrement

même dans le cas des plus anciens qui sont en charge depuis plus d'un

siècle.

4.2. - La mesure des contraintes in-situ dans le sel geimne par

fracturation hydraulique

B. COME (1982) fait état de travaux réalisés dans ce domaine

et signale que, à cette date, seule cette méthode a donné des résultats

exploitables. Les conclusions préliminaires des mesures citées font

apparaître :

- l'existence d'un champ de contrainte anisotrope dans le sel,

- une contrainte verticale inférieure au poids des terres, à la

cote considérée (à 800 m de profondeur).

50

NELSON (1982) donne une méthodologie très détaillée pour

étudier le fluage des parois d'un forage par la mesure de variations de

volume. Le matériel utilisé est le même que celui utilisé pour la

fracturation hydraulique. Les tests sont effectués sur des couches de

sel sélectionnées et isolées avec un système d'obturateurs. La déforma¬

tion volumique, AV/V augmente à mesure qu'on réduit la pression de

fluide sur la zone testée, et augmente avec la profondeur pour des

diminutions de pressions identiques. La vitesse de fluage à court terme

augmente avec la profondeur. Ceci s'accompagne d'une augmentation de la

plasticité.

Enfin, LADANYI (1983, 1984) utilise le dilatomètre de forage

(pressionmètre MENARD type G et cellule CSM) , pour déterminer le module

d' YOUNG et également les propriétés de fluage à court terme et à long

terme.

P. DUFFAUT et J. BONVALLET (1979) ont observé en mine sur des

piliers le caractère régulièrement linéaire de la plupart des déforma¬

tions : à 135 ra de profondeur sur des piliers de 46 m de côté, ils ont

mesuré des déformations de l'ordre de 0,4 mm/an. M-M.A. NIANGOULA (1981)

note que, d'après des mesures effectuées depuis 10 ans dans la même mine

de Varangeville, les piliers continuent de se raccourcir régulièrement

même dans le cas des plus anciens qui sont en charge depuis plus d'un

siècle.

4.2. - La mesure des contraintes in-situ dans le sel geimne par

fracturation hydraulique

B. COME (1982) fait état de travaux réalisés dans ce domaine

et signale que, à cette date, seule cette méthode a donné des résultats

exploitables. Les conclusions préliminaires des mesures citées font

apparaître :

- l'existence d'un champ de contrainte anisotrope dans le sel,

- une contrainte verticale inférieure au poids des terres, à la

cote considérée (à 800 m de profondeur).

51

Si ces résultats se confirmaient, ils pourraient remettre en

cause l'hypothèse généralement admise pour les formations salines de

l'isotropie des contraintes (B. COME ne donne pas de référence concer¬

nant les auteurs de ces travaux).

Les travaux réalisés dans ce domaine ne sont pas encore très

nombreux. Nous relèverons plus particulièrement ceux de NELSON et son

équipe (1982) pour leur qualité et la clarté dans la présentation des

résultats, ainsi que pour les indications pratiques fournies.

La technique de fracturation hydraulique consiste à injecter

sous pression un fluide dans une portion de forage, jusqu'à ce qu'une

fracture soit créée.

Pour un forage vertical dans un milieu isotrope, dans l'hy¬

pothèse où une des contraintes principales est verticale, une fracture

est créée lorsque la pression de fracturation est telle que :

Pb = 3 s^ - ^H - Pp * T

ou s. : est la contrainte horizontale mineure perpendiculaire à la

fracture

S : est la contrainte horizontale majeuren

Pp : est la pression interstitielle ; dans ce cas, c'est la pres¬

sion de la colonne du fluide de fracturation dans le tubing

T : est la résistance à la traction.

En plus des conditions déjà mentionnées, l'application de

cette formule suppose que la zone testée soit bien homogène (couche

unique) et qu'il n'y ait pas de fracture préexistante.

Le fluide de fracturation utilisé est soit de l'huile hydrau¬

lique pour les tests en laboratoire (P. KIERSTEN, 1984), soit une

saumure de densité 1,4 pour des tests in-situ (R.A. NELSON, 1982).

51

Si ces résultats se confirmaient, ils pourraient remettre en

cause l'hypothèse généralement admise pour les formations salines de

l'isotropie des contraintes (B. COME ne donne pas de référence concer¬

nant les auteurs de ces travaux).

Les travaux réalisés dans ce domaine ne sont pas encore très

nombreux. Nous relèverons plus particulièrement ceux de NELSON et son

équipe (1982) pour leur qualité et la clarté dans la présentation des

résultats, ainsi que pour les indications pratiques fournies.

La technique de fracturation hydraulique consiste à injecter

sous pression un fluide dans une portion de forage, jusqu'à ce qu'une

fracture soit créée.

Pour un forage vertical dans un milieu isotrope, dans l'hy¬

pothèse où une des contraintes principales est verticale, une fracture

est créée lorsque la pression de fracturation est telle que :

Pb = 3 s^ - ^H - Pp * T

ou s. : est la contrainte horizontale mineure perpendiculaire à la

fracture

S : est la contrainte horizontale majeuren

Pp : est la pression interstitielle ; dans ce cas, c'est la pres¬

sion de la colonne du fluide de fracturation dans le tubing

T : est la résistance à la traction.

En plus des conditions déjà mentionnées, l'application de

cette formule suppose que la zone testée soit bien homogène (couche

unique) et qu'il n'y ait pas de fracture préexistante.

Le fluide de fracturation utilisé est soit de l'huile hydrau¬

lique pour les tests en laboratoire (P. KIERSTEN, 1984), soit une

saumure de densité 1,4 pour des tests in-situ (R.A. NELSON, 1982).

52

La vitesse d'injection est maintenue constante et comprise

entre 2 et 20 1/mn, jusqu'à ce que la pression atteigne un maximum,

c'est-à-dire jusqu'à ce que la fracture soit créée. La pression doit

ensuite être parfaitement contrôlée, et on réalise une série de cycles

(injection-filtration) avec des débits plus importants, afin de mesurer

la pression instantanée de fermeture et la pression de réouverture.

L'auteur indique une méthode graphique pour déterminer avec précision

ces pressions (NELSON, 1982).

P. KIERSTEN (1984) recommande, pour des tests de fracturation

hydraulique in-situ, de ne pas dépasser une vitesse de montée en pres¬

sion de 10 MPa/h. Par ailleurs, selon cet auteur les propriétés de

fracturation du sel dépendent de la viscosité du fluide utilisé. Pour

WAWERSIK (1984), la courbe de pression obtenue ne dépend ni de la

vitesse d'injection, ni de la viscosité du fluide, qui doit être com¬

prise entre 5 et 50 cSt (» centistokes).

La forme et les directions de fracture sont déterminées par

observation directe après excavation (WAWEEISIK, 1984) ou à l'aide de

packer à empreinte et/ou caméra de forage (NELSON, 1982). On observe

souvent in-situ la création de fractures multiples, ce qui complique

l'interprétation des résultats.

Cette interprétation peut être facilitée par des tests de

fracturation en laboratoire et par une analyse par éléments finis

(WAWERSIK, 1984).

Par ailleurs, il faut tenir compte de l'effet de fluage sur la

distribution des contraintes autour du forage. L'analyse élastique est

fallacieuse même si la fracturation hydraulique est réalisée seulement

quelques heures après la foration (WAWERSIK, 1984). Pour NELSON (1982),

les hypothèses suivantes sont implicites :

52

La vitesse d'injection est maintenue constante et comprise

entre 2 et 20 1/mn, jusqu'à ce que la pression atteigne un maximum,

c'est-à-dire jusqu'à ce que la fracture soit créée. La pression doit

ensuite être parfaitement contrôlée, et on réalise une série de cycles

(injection-filtration) avec des débits plus importants, afin de mesurer

la pression instantanée de fermeture et la pression de réouverture.

L'auteur indique une méthode graphique pour déterminer avec précision

ces pressions (NELSON, 1982).

P. KIERSTEN (1984) recommande, pour des tests de fracturation

hydraulique in-situ, de ne pas dépasser une vitesse de montée en pres¬

sion de 10 MPa/h. Par ailleurs, selon cet auteur les propriétés de

fracturation du sel dépendent de la viscosité du fluide utilisé. Pour

WAWERSIK (1984), la courbe de pression obtenue ne dépend ni de la

vitesse d'injection, ni de la viscosité du fluide, qui doit être com¬

prise entre 5 et 50 cSt (» centistokes).

La forme et les directions de fracture sont déterminées par

observation directe après excavation (WAWEEISIK, 1984) ou à l'aide de

packer à empreinte et/ou caméra de forage (NELSON, 1982). On observe

souvent in-situ la création de fractures multiples, ce qui complique

l'interprétation des résultats.

Cette interprétation peut être facilitée par des tests de

fracturation en laboratoire et par une analyse par éléments finis

(WAWERSIK, 1984).

Par ailleurs, il faut tenir compte de l'effet de fluage sur la

distribution des contraintes autour du forage. L'analyse élastique est

fallacieuse même si la fracturation hydraulique est réalisée seulement

quelques heures après la foration (WAWERSIK, 1984). Pour NELSON (1982),

les hypothèses suivantes sont implicites :

53

- l'axe d'une des contraintes principales est vertical,

- la fracture se propage parallèlement à la contrainte horizon¬

tale majeure et perpendiculairement à la contrainte horizon¬

tale mineure,

- la couche de sel est homogène et isotrope,

- le sel se déforme élastiquement.

Sur le site qu'il a étudié (Dôme de Gibson, Utah) les résul¬

tats montrent que la contrainte horizontale mineure, définie comme la

pression de fermeture instantanée est égale au poids des terrains. Les

valeurs des contraintes horizontales augmentent avec la profondeur et

NELSON (1982) a trouvé un rapport de 1,5 entre la contrainte majeure et

la contrainte mineure.

Ce même auteur conclut pour le site étudié, que le sel a

plutôt un comportement élastique fragile pour des profondeurs inférieu¬

res à 1 200 m et un comporteraent plastique pour des profondeurs plus

grandes. Ainsi l'hypothèse initiale de déformation élastique et l'esti¬

mation de la pression interstitielle utilisée dans l'interprétation ne

semblent pas applicable dans le cas du sel.

N. MENZEL (1983) et FORSTER (1981) ont réalisés des tests de

fracturation hydraulique dans des sondages horizontaux réalisés à partir

de galeries de 3 m de diamètre. Ils ont constaté qu'à partir de 5 m de

distance des galeries, la pression de fermeture était constante et

correspondait approximativement à la contrainte lithostatique. Selon cet

auteur, les résultats de fracturation hydraulique confirment qu'il

existe un état de contrainte de base hydrostatique à peu près égal à la

pression lithostatique.

53

- l'axe d'une des contraintes principales est vertical,

- la fracture se propage parallèlement à la contrainte horizon¬

tale majeure et perpendiculairement à la contrainte horizon¬

tale mineure,

- la couche de sel est homogène et isotrope,

- le sel se déforme élastiquement.

Sur le site qu'il a étudié (Dôme de Gibson, Utah) les résul¬

tats montrent que la contrainte horizontale mineure, définie comme la

pression de fermeture instantanée est égale au poids des terrains. Les

valeurs des contraintes horizontales augmentent avec la profondeur et

NELSON (1982) a trouvé un rapport de 1,5 entre la contrainte majeure et

la contrainte mineure.

Ce même auteur conclut pour le site étudié, que le sel a

plutôt un comportement élastique fragile pour des profondeurs inférieu¬

res à 1 200 m et un comporteraent plastique pour des profondeurs plus

grandes. Ainsi l'hypothèse initiale de déformation élastique et l'esti¬

mation de la pression interstitielle utilisée dans l'interprétation ne

semblent pas applicable dans le cas du sel.

N. MENZEL (1983) et FORSTER (1981) ont réalisés des tests de

fracturation hydraulique dans des sondages horizontaux réalisés à partir

de galeries de 3 m de diamètre. Ils ont constaté qu'à partir de 5 m de

distance des galeries, la pression de fermeture était constante et

correspondait approximativement à la contrainte lithostatique. Selon cet

auteur, les résultats de fracturation hydraulique confirment qu'il

existe un état de contrainte de base hydrostatique à peu près égal à la

pression lithostatique.

54

En terminant cette analyse bibliographique qui est loin d'être

exhaustive, il faut souligner qu'un certain nombre de sites français,

maintenant très connus, tels Tersanne, Etrez ou Manosque ont été bien

étudiés et font d'ailleurs toujours l'objet de mesures, en particulier

du comportement mécanique. Il s'agit de cavernes réalisées dans des

massifs salifères pour le stockage de gaz.

Il n'y a pas eu, â notre connaissance sur ces sites, de

mesures géomécaniques réalisées en forage, l'objectif étant très diffé¬

rent de celui d'un site de stockage de déchets industriels ou

radioactifs. Ainsi la quasi-totalité des études in-situ réalisées pour

ce dernier objectif et dont nous avons présenté les résultats,

concernent des sites aux Etats-Unis ou en République Fédérale Allemande.

54

En terminant cette analyse bibliographique qui est loin d'être

exhaustive, il faut souligner qu'un certain nombre de sites français,

maintenant très connus, tels Tersanne, Etrez ou Manosque ont été bien

étudiés et font d'ailleurs toujours l'objet de mesures, en particulier

du comportement mécanique. Il s'agit de cavernes réalisées dans des

massifs salifères pour le stockage de gaz.

Il n'y a pas eu, â notre connaissance sur ces sites, de

mesures géomécaniques réalisées en forage, l'objectif étant très diffé¬

rent de celui d'un site de stockage de déchets industriels ou

radioactifs. Ainsi la quasi-totalité des études in-situ réalisées pour

ce dernier objectif et dont nous avons présenté les résultats,

concernent des sites aux Etats-Unis ou en République Fédérale Allemande.

55

5 - LES PHENOMENES DE TRANSPORT ET DE EUETENTION DANS LA ROCHE SALINE.

5.1. - Teneur en eau et inclusions fluides

Une étude statistique (OCDE - 1981) réalisée sur 202

échantillons provenant de différents niveaux de la mine de ASSE

(République Fédérale d'Allemagne) montre que les teneurs en eau de la

roche saline sont extrêmement faibles : 90 % des échantillons ont une

teneur en eau inférieure à 0,4 % en poids. Par ailleurs l'étude montre

que 99 % de cette eau est de l'eau de constitution des minéraiix associés

tels la polyhalite, la kiésérite, les argiles. 1 % seulement de l'eau se

présente sous forme d'inclusions fluides ou à l'état adsorbe aux limites

de cristaux, soit 0,004 % en poids et 0,0086 % en volume.

La figure ci-après montre, dans ce cas, que la teneur en eau

n'est pas constante dans tous les échantillons. Elle dépend en

particulier de la quantité de minéraux associés au sel.

Fig. 1:

O.L 0.5 0.6water content (%)

Distribution frequency of the total water content ot 202 rocksamples from the Asse salt mine

salt

(d'après N. Jockwer - 1981)

55

5 - LES PHENOMENES DE TRANSPORT ET DE EUETENTION DANS LA ROCHE SALINE.

5.1. - Teneur en eau et inclusions fluides

Une étude statistique (OCDE - 1981) réalisée sur 202

échantillons provenant de différents niveaux de la mine de ASSE

(République Fédérale d'Allemagne) montre que les teneurs en eau de la

roche saline sont extrêmement faibles : 90 % des échantillons ont une

teneur en eau inférieure à 0,4 % en poids. Par ailleurs l'étude montre

que 99 % de cette eau est de l'eau de constitution des minéraiix associés

tels la polyhalite, la kiésérite, les argiles. 1 % seulement de l'eau se

présente sous forme d'inclusions fluides ou à l'état adsorbe aux limites

de cristaux, soit 0,004 % en poids et 0,0086 % en volume.

La figure ci-après montre, dans ce cas, que la teneur en eau

n'est pas constante dans tous les échantillons. Elle dépend en

particulier de la quantité de minéraux associés au sel.

Fig. 1:

O.L 0.5 0.6water content (%)

Distribution frequency of the total water content ot 202 rocksamples from the Asse salt mine

salt

(d'après N. Jockwer - 1981)

56

5.1.1. - L'eau dans le sel

Selon certains auteurs (Mc Cauley and al. 1987) la teneur en

eau initiale est différente en général pour le sel en couche et le sel

en dôme : pour des sites aux Etats-Unis, ces auteurs prennent comme

valeur moyenne de la teneur en eau 5 % en volume (2,4 % en poids*) pour

le sel en couche et 0,5 % en volume (0,24 % en poids) pour le sel en

dôme. La convertion de la "teneur en eau en volume", V %, en "teneur en

eau en poids" P % se fait par la formule :

100

P % =

psel 100

1 + ( 1)

peau V %

avec très souvent psel - 2,16 et peau = 1.

En résumé la majeure partie de l'eau présente dans la roche

saline se présente essentiellement sous trois formes :

1 - eau des minéraux hydratés (argiles et sels hydratés,...)

2 - eau de remplissage des pores intergranulaires

3 - eau des inclusions fluides intragranulaires.

C'est cette variété de formes qui complique la détermination

de la teneur en eau d'un échantillon mais surtout fait que les résultats

de certaines déterminations ne sont pas comparables entre e\ix. Par

ailleurs l'échantillonnage, la préparation de l'échantillon et les

techniques analytiques utilisées (grande variété de méthodes physiques

et chimiques) ont également une influence sur le résultat de cette

détermination (E. Roedder 1982).

Comme on l'a souligné précédemment, aussi bien le sel en

couche que le sel en dôme sont caractérisés par une très grande varia¬

tion de la teneur en eau d'un point à un autre.

56

5.1.1. - L'eau dans le sel

Selon certains auteurs (Mc Cauley and al. 1987) la teneur en

eau initiale est différente en général pour le sel en couche et le sel

en dôme : pour des sites aux Etats-Unis, ces auteurs prennent comme

valeur moyenne de la teneur en eau 5 % en volume (2,4 % en poids*) pour

le sel en couche et 0,5 % en volume (0,24 % en poids) pour le sel en

dôme. La convertion de la "teneur en eau en volume", V %, en "teneur en

eau en poids" P % se fait par la formule :

100

P % =

psel 100

1 + ( 1)

peau V %

avec très souvent psel - 2,16 et peau = 1.

En résumé la majeure partie de l'eau présente dans la roche

saline se présente essentiellement sous trois formes :

1 - eau des minéraux hydratés (argiles et sels hydratés,...)

2 - eau de remplissage des pores intergranulaires

3 - eau des inclusions fluides intragranulaires.

C'est cette variété de formes qui complique la détermination

de la teneur en eau d'un échantillon mais surtout fait que les résultats

de certaines déterminations ne sont pas comparables entre e\ix. Par

ailleurs l'échantillonnage, la préparation de l'échantillon et les

techniques analytiques utilisées (grande variété de méthodes physiques

et chimiques) ont également une influence sur le résultat de cette

détermination (E. Roedder 1982).

Comme on l'a souligné précédemment, aussi bien le sel en

couche que le sel en dôme sont caractérisés par une très grande varia¬

tion de la teneur en eau d'un point à un autre.

57

La connaissance de la teneur en eau in-situ et sa nature

exacte sont d'une importance primordiale vis à vis des différents

aspects de la conception et de l'exploitation du stockage des déchets

radioactifs ; en effet le comportement de cette eau sera, en fonction de

sa forme, différent suivant les diverses conditions possibles du

stockage.

5.1.2. - Les inclusions fluides

On a vu qu'en général les inclusions fluides ne représentaient

qu'une faible partie de l'eau contenue dans un échantillon de sel.

Ces inclusions sont de deux types (E. ROEDDER, 1982, K.A.

HOLDOWAY, 1973) :

- les inclusions primaires originelles, très petites (dimension

< 5 vm) mais très nombreuses (population ~ 10 /cm')

- les inclusions primaires recristallisées souvent le long de

fractures dans le sel, de dimensions plus grandes (de 100 ym à

2 mm) avec une distribution aléatoire

Selon E. ROEDDER (1982) les très petites inclusions ne repré¬

sentent qu'une très faible partie de la quantité d'eau totale contenue

dans la roche saline.

Outre de l'eau (sous forrae de saumure) ces inclusions peuvent

contenir aussi des composants gazeux tels que HjS, COa, HCl et des

hydrocarbures (CHh), ainsi que des phases solides (chlorures de Ca, Mg

et K, sulfates (anhydrite), etc.).

La caractéristique la plus significative des inclusions

fluides dans le sel en couche est que très souvent elles sont composées

d'un mélange NaCl - H2O pratiquement pur. Cette solution NaCl - H2O peut

avoir trois origines possibles :

57

La connaissance de la teneur en eau in-situ et sa nature

exacte sont d'une importance primordiale vis à vis des différents

aspects de la conception et de l'exploitation du stockage des déchets

radioactifs ; en effet le comportement de cette eau sera, en fonction de

sa forme, différent suivant les diverses conditions possibles du

stockage.

5.1.2. - Les inclusions fluides

On a vu qu'en général les inclusions fluides ne représentaient

qu'une faible partie de l'eau contenue dans un échantillon de sel.

Ces inclusions sont de deux types (E. ROEDDER, 1982, K.A.

HOLDOWAY, 1973) :

- les inclusions primaires originelles, très petites (dimension

< 5 vm) mais très nombreuses (population ~ 10 /cm')

- les inclusions primaires recristallisées souvent le long de

fractures dans le sel, de dimensions plus grandes (de 100 ym à

2 mm) avec une distribution aléatoire

Selon E. ROEDDER (1982) les très petites inclusions ne repré¬

sentent qu'une très faible partie de la quantité d'eau totale contenue

dans la roche saline.

Outre de l'eau (sous forrae de saumure) ces inclusions peuvent

contenir aussi des composants gazeux tels que HjS, COa, HCl et des

hydrocarbures (CHh), ainsi que des phases solides (chlorures de Ca, Mg

et K, sulfates (anhydrite), etc.).

La caractéristique la plus significative des inclusions

fluides dans le sel en couche est que très souvent elles sont composées

d'un mélange NaCl - H2O pratiquement pur. Cette solution NaCl - H2O peut

avoir trois origines possibles :

58

1. Cela peut être de l'eau de mer piégée dans le cristal de

sel, avant que l'évaporation et la cristallisation ne provo¬

quent l'accumulation d'autres ions

2. Ce peut être de l'eau provenant de la déshydratation des

argiles ou de la transformation d'autres phases, telles que du

gypse en anhydrite, pendant la diagénèse

3. Ce peut être enfin de l'eau nouvelle qui a pénétré dans le

sel à un moment quelconque dans le passé et qui est restée

piégée.

5.2 - Influence d'un gradient de température : migration de l'eau

et des inclusions

Quand on chauffe le sel, la saumure, piégée le long des

limites de cristaux et dans les petites inclusions à l'intérieur des

cristaux, se déplace vers la source chaude.

Deux types de migration de saumure ont été observés, corres¬

pondant aux deux modes de piégeage de la saumure dans le sel (cf. schéma

ci-après) :

a) la migration intracristalline : migration de chaque inclusion

de saumure vers la source chaude

b) la migration intercristalline : mouvement de la saumure le

long des limites de cristaux.

La migration intracristalline est assez bien connue : sous

l'effet d'un gradient thermique, la solubilité du sel dans la saumure

augmente du côté de la face chaude de l'inclusion. Il en résulte une

dissolution du sel sur cette face. Le sel dissous est transporté à

travers l'inclusion vers la face froide où la saumure se trouve sur¬

saturée. Il en découle une précipitation du sel sur la face froide de

l'inclusion. Par ce processus continu de dissolution-transport-précipi¬

tation.

58

1. Cela peut être de l'eau de mer piégée dans le cristal de

sel, avant que l'évaporation et la cristallisation ne provo¬

quent l'accumulation d'autres ions

2. Ce peut être de l'eau provenant de la déshydratation des

argiles ou de la transformation d'autres phases, telles que du

gypse en anhydrite, pendant la diagénèse

3. Ce peut être enfin de l'eau nouvelle qui a pénétré dans le

sel à un moment quelconque dans le passé et qui est restée

piégée.

5.2 - Influence d'un gradient de température : migration de l'eau

et des inclusions

Quand on chauffe le sel, la saumure, piégée le long des

limites de cristaux et dans les petites inclusions à l'intérieur des

cristaux, se déplace vers la source chaude.

Deux types de migration de saumure ont été observés, corres¬

pondant aux deux modes de piégeage de la saumure dans le sel (cf. schéma

ci-après) :

a) la migration intracristalline : migration de chaque inclusion

de saumure vers la source chaude

b) la migration intercristalline : mouvement de la saumure le

long des limites de cristaux.

La migration intracristalline est assez bien connue : sous

l'effet d'un gradient thermique, la solubilité du sel dans la saumure

augmente du côté de la face chaude de l'inclusion. Il en résulte une

dissolution du sel sur cette face. Le sel dissous est transporté à

travers l'inclusion vers la face froide où la saumure se trouve sur¬

saturée. Il en découle une précipitation du sel sur la face froide de

l'inclusion. Par ce processus continu de dissolution-transport-précipi¬

tation.

59

T2>T, ; P2>P,

FLOW ALONG

CRYSTAL FACES

T, ; P,

INTRACRYSTALUNE

FLOW

Figure 1-1. Schematic Representation of Liquid Brine Transport

d'après J.L. RATIGAN - 1987 - ONWI - 384

59

T2>T, ; P2>P,

FLOW ALONG

CRYSTAL FACES

T, ; P,

INTRACRYSTALUNE

FLOW

Figure 1-1. Schematic Representation of Liquid Brine Transport

d'après J.L. RATIGAN - 1987 - ONWI - 384

60

l'inclusion migre lentement à travers le cristal de sel. C'est la

dissolution du sel sur la face chaude qui limite la vitesse du phéno¬

mène. Chaque inclusion se déplace ainsi jusqu'à ce qu'elle atteigne

l'interface cristallin. La migration intracristalline s'arrête là. Sauf

sous des gradients thermiques très élevés, l'inclusion ne peut migrer à

travers une limite de cristal. Cependant la saumure de l'inclusion passe

dans le réseau intercristallin et peut continuer à migrer vers la source

chaude.

- Le mouvement intercristallin est moins bien connu, mais il

dépend probablement du gradient de pression. Il est générale¬

ment modélisé comme un écoulement de Darcy. On assimile alors

le systèrae complexe des surfaces de joint de grain à un milieu

poreux équivalent.

Les premiers auteurs qui ont étudié la théorie de ces phénomè¬

nes ont fourni plusieurs raisons prouvant l'existence d'un gradient de

température en dessous duquel l'inclusion de saumure reste immobile. Ils

se réfèrent à des constatations expérimentales et à des observations de

la distribution des inclusions de saumure dans les formations de sel en

couche (J.L. Ratigan 1987). Cependant ce concept de seuil pour le

gradient de température est controversé (V.S. Mc Canley 1987). Le seuil

le plus élevé de ce gradient, estim.é par Jenks et Clairborne, est de

0,125"C/cm à une température de lOO'C

Les inclusions de saumure qui contiennent une phase vapeur

sont d'un grand intérêt, car elles migrent en s'éloignant de la source

chaude. (J.V. Biggers 1982 - V.S. Mc Canley 1987). Ceci se produit grâce

au processus continu : evaporation d'hximidité et précipitation du sel

sur la face chaude - diffusion de vapeur d'eau à travers la phase vapeur

- dissolution du sel par condensation d'humidité sur la face froide -

60

l'inclusion migre lentement à travers le cristal de sel. C'est la

dissolution du sel sur la face chaude qui limite la vitesse du phéno¬

mène. Chaque inclusion se déplace ainsi jusqu'à ce qu'elle atteigne

l'interface cristallin. La migration intracristalline s'arrête là. Sauf

sous des gradients thermiques très élevés, l'inclusion ne peut migrer à

travers une limite de cristal. Cependant la saumure de l'inclusion passe

dans le réseau intercristallin et peut continuer à migrer vers la source

chaude.

- Le mouvement intercristallin est moins bien connu, mais il

dépend probablement du gradient de pression. Il est générale¬

ment modélisé comme un écoulement de Darcy. On assimile alors

le systèrae complexe des surfaces de joint de grain à un milieu

poreux équivalent.

Les premiers auteurs qui ont étudié la théorie de ces phénomè¬

nes ont fourni plusieurs raisons prouvant l'existence d'un gradient de

température en dessous duquel l'inclusion de saumure reste immobile. Ils

se réfèrent à des constatations expérimentales et à des observations de

la distribution des inclusions de saumure dans les formations de sel en

couche (J.L. Ratigan 1987). Cependant ce concept de seuil pour le

gradient de température est controversé (V.S. Mc Canley 1987). Le seuil

le plus élevé de ce gradient, estim.é par Jenks et Clairborne, est de

0,125"C/cm à une température de lOO'C

Les inclusions de saumure qui contiennent une phase vapeur

sont d'un grand intérêt, car elles migrent en s'éloignant de la source

chaude. (J.V. Biggers 1982 - V.S. Mc Canley 1987). Ceci se produit grâce

au processus continu : evaporation d'hximidité et précipitation du sel

sur la face chaude - diffusion de vapeur d'eau à travers la phase vapeur

- dissolution du sel par condensation d'humidité sur la face froide -

61

transport de sel par la phase liquide. Les inclusions fluides contenant

moins de 10 % de phase vapeur se déplacent vers la source chaude, et

celles contenant plus de 10 % de phase vapeur s'éloignent de la source

chaude (K.A. HOLDOWAY - 1973). De même que les inclusions liquides, ces

inclusions biphasées atteignent éventuellement la limite du cristal,

qu'elles ne peuvent traverser, pour les valeurs de gradient thermique

telles que celles que l'on peut avoir dans le cas d'un stockage de

déchets radioactifs (de l'ordre de l,5"C/cm pour une température am¬

biante de 150''C). Pour cette raison, les inclusions gaz-liquide ne

fournissent pas un mécanisme de transport des radionucléïdes à partir de

la zone de stockage, sauf peut-être par l'intermédiaire de la seule

couche de sel en contact avec la surface des containers.

Les facteurs qui peuvent influencer la vitesse de migration

des inclusions sont nombreux : la dimension et la forme des inclusions,

leur composition, la quantité de la phase gazeuse, l'anisotropie du

cristal hôte, ses imperfectins (dislocations), la température ambiante

et le gradient de température.

La figure ci-après donne pour un gradient fixé la valeur du

mouvement en fonction de la dimension de l'inclusion. Afin de connaître

en particulier l'influence du gradient, E. Roeddeer a pu mesurer que.

pour une valeur du gradient de 4''C/cm à 250''C, la vitesse de migration+9était de 109 cm/an pour une inclusion de 5,5.10 vm^ et de 8,8 cm/an

pour un gradient de 20"C/cm à 320*C pour une inclusion de 6,4.10** y m'.

Par ailleurs pour de petites inclusions bi-phasiques (14 à

28 % en volume de gaz) on a constaté que non seulement le mouvement a

lieu en sens inverse (vers la zone "froide") mais qu'il est entre 1,25

et 10 fois plus rapide que pour une inclusion liquide de même taille.

Cependant ce résultat ne semble pas être confirmé dans tous les cas et

la vitesse de migration relative des inclusions liquides et des inclu¬

sions bi-phasiques semble dépendre de la taille des ces inclusions.

61

transport de sel par la phase liquide. Les inclusions fluides contenant

moins de 10 % de phase vapeur se déplacent vers la source chaude, et

celles contenant plus de 10 % de phase vapeur s'éloignent de la source

chaude (K.A. HOLDOWAY - 1973). De même que les inclusions liquides, ces

inclusions biphasées atteignent éventuellement la limite du cristal,

qu'elles ne peuvent traverser, pour les valeurs de gradient thermique

telles que celles que l'on peut avoir dans le cas d'un stockage de

déchets radioactifs (de l'ordre de l,5"C/cm pour une température am¬

biante de 150''C). Pour cette raison, les inclusions gaz-liquide ne

fournissent pas un mécanisme de transport des radionucléïdes à partir de

la zone de stockage, sauf peut-être par l'intermédiaire de la seule

couche de sel en contact avec la surface des containers.

Les facteurs qui peuvent influencer la vitesse de migration

des inclusions sont nombreux : la dimension et la forme des inclusions,

leur composition, la quantité de la phase gazeuse, l'anisotropie du

cristal hôte, ses imperfectins (dislocations), la température ambiante

et le gradient de température.

La figure ci-après donne pour un gradient fixé la valeur du

mouvement en fonction de la dimension de l'inclusion. Afin de connaître

en particulier l'influence du gradient, E. Roeddeer a pu mesurer que.

pour une valeur du gradient de 4''C/cm à 250''C, la vitesse de migration+9était de 109 cm/an pour une inclusion de 5,5.10 vm^ et de 8,8 cm/an

pour un gradient de 20"C/cm à 320*C pour une inclusion de 6,4.10** y m'.

Par ailleurs pour de petites inclusions bi-phasiques (14 à

28 % en volume de gaz) on a constaté que non seulement le mouvement a

lieu en sens inverse (vers la zone "froide") mais qu'il est entre 1,25

et 10 fois plus rapide que pour une inclusion liquide de même taille.

Cependant ce résultat ne semble pas être confirmé dans tous les cas et

la vitesse de migration relative des inclusions liquides et des inclu¬

sions bi-phasiques semble dépendre de la taille des ces inclusions.

62

ID 10 10'

INCLUSION VOLUME

10' 10'(pm'j

Fig. 4. Migration rates oí various sizes of fluid inclusions in salt sample 2081,at 1.5°C-cin~t gradient and the ambient temperatures indicated. Each curve isbased on smoothed data for a group (1Î to 44) of individual inclusions, run for

72252 hours. Se« text for detaiU

d'après E. Roedder (1982)

La présence d'une dislocation a pour effet d'augmenter la

Vitesse de dissolution et donc d'accroître, jusqu'à un facteur de quatre

(V.S. Mc Canley - 1987), la vitesse de migration de l'inclusion.

Plus généralement, pour des expériences faites en laboratoire,

E. Roedder a constaté que les vitesses de migration mesurées pouvaient

varier d'un facteur 3 d'un échantillon à un autre.

62

ID 10 10'

INCLUSION VOLUME

10' 10'(pm'j

Fig. 4. Migration rates oí various sizes of fluid inclusions in salt sample 2081,at 1.5°C-cin~t gradient and the ambient temperatures indicated. Each curve isbased on smoothed data for a group (1Î to 44) of individual inclusions, run for

72252 hours. Se« text for detaiU

d'après E. Roedder (1982)

La présence d'une dislocation a pour effet d'augmenter la

Vitesse de dissolution et donc d'accroître, jusqu'à un facteur de quatre

(V.S. Mc Canley - 1987), la vitesse de migration de l'inclusion.

Plus généralement, pour des expériences faites en laboratoire,

E. Roedder a constaté que les vitesses de migration mesurées pouvaient

varier d'un facteur 3 d'un échantillon à un autre.

63

2.5

337K583 k/m

3I8K200 K/m

_T*329K^Tî4l2K/m

200 300 4 00

INCLUSION LENGTH (x lO'^m)

500

Vitesse de migration des inclusions en fonction de leur dimension

pour différentes températures et gradients,

(d'après W.B. KRAUSE, N.S. BRODSKY - 1987).

63

2.5

337K583 k/m

3I8K200 K/m

_T*329K^Tî4l2K/m

200 300 4 00

INCLUSION LENGTH (x lO'^m)

500

Vitesse de migration des inclusions en fonction de leur dimension

pour différentes températures et gradients,

(d'après W.B. KRAUSE, N.S. BRODSKY - 1987).

64

250Delta T, "G

2000

Temp, at Package = 400*0Temp, at Package = 300°C

150 200 250 300

Delta T, "C

Débit de saumure pour tme tempérture de stockage de 400 'C etvolume total de satnnure en fonction du gradient de température.

(d'après V.S. Mc Canley, G.E. ilaines, 1987).

64

250Delta T, "G

2000

Temp, at Package = 400*0Temp, at Package = 300°C

150 200 250 300

Delta T, "C

Débit de saumure pour tme tempérture de stockage de 400 'C etvolume total de satnnure en fonction du gradient de température.

(d'après V.S. Mc Canley, G.E. ilaines, 1987).

65

O 300

LÜ

9Z)_JLl_

LÜ>

fe

Z3

250 -

20 40 60

TIME (hours)

Volume de saumure total (test de Terra Tek)

tp = 38*C pr = 2,8 MPa à l'entrée

pression de confinement : 15,8 MPa

(d'après B.E. Scheetz and al 1986)

65

O 300

LÜ

9Z)_JLl_

LÜ>

fe

Z3

250 -

20 40 60

TIME (hours)

Volume de saumure total (test de Terra Tek)

tp = 38*C pr = 2,8 MPa à l'entrée

pression de confinement : 15,8 MPa

(d'après B.E. Scheetz and al 1986)

66

5.3 - Rétention et transport ionique dans le sel

Les possibilités de transport, et par la suite de rétention

d'ions dans le sel, sont en particulier liées à la valeur de la perméa¬

bilité. Nous avons examiné précédemment (paragraphe 2.6) les différentes

m.éthodes mises en oeuvre pour déterminer cette grandeur et mentionné les

différents facteurs ayant une influence directe sur sa valeur. Les

questions que l'on peut se poser à ce propos sont les suivantes :

a) Est ce que des ions, considérés comme contaminants tels les

radionucléides, peuvent mágrer dans le sel par l'intermédiaire

de la phase liquide, en l'absence de différence de charge

hydraulique ? Les mécanismes possibles d'une telle migration

comprennent la capillarité, la dissolution progressive des

joints de grain, la dissolution des gaz piégés dans les

inclusions, la dispersion des ions par l'intermédiaire des

phases fluides

b) Est ce que des effets de rétention d'ion peuvent se produire

pendant la migration ? Les mécanismes possibles de rétention

comprennent l'échange d'ion ou les réactions de précipitation,

des effets d'adsorption à la surface des pores, des effets de

piégeage d'ions dus aux processus de dissolution-précipitation

intervenant dans le sel et des effets de fonnation d'inclusion

fluide par un processus de dissolution-précipitation.

- Des tests réalisés sur des échantillons intacts de sel de ASSE

(CJ. PEACH and ail. 1987) en contact avec une saumure à forte

concentration en Cs , Sr ou Fe , à pression et température

normales, montrent qu'en l'absence de charge hydraulique

aucune migration d'ion n'est détectable, à l'échelle de temps

des travaux de laboratoire.

66

5.3 - Rétention et transport ionique dans le sel

Les possibilités de transport, et par la suite de rétention

d'ions dans le sel, sont en particulier liées à la valeur de la perméa¬

bilité. Nous avons examiné précédemment (paragraphe 2.6) les différentes

m.éthodes mises en oeuvre pour déterminer cette grandeur et mentionné les

différents facteurs ayant une influence directe sur sa valeur. Les

questions que l'on peut se poser à ce propos sont les suivantes :

a) Est ce que des ions, considérés comme contaminants tels les

radionucléides, peuvent mágrer dans le sel par l'intermédiaire

de la phase liquide, en l'absence de différence de charge

hydraulique ? Les mécanismes possibles d'une telle migration

comprennent la capillarité, la dissolution progressive des

joints de grain, la dissolution des gaz piégés dans les

inclusions, la dispersion des ions par l'intermédiaire des

phases fluides

b) Est ce que des effets de rétention d'ion peuvent se produire

pendant la migration ? Les mécanismes possibles de rétention

comprennent l'échange d'ion ou les réactions de précipitation,

des effets d'adsorption à la surface des pores, des effets de

piégeage d'ions dus aux processus de dissolution-précipitation

intervenant dans le sel et des effets de fonnation d'inclusion

fluide par un processus de dissolution-précipitation.

- Des tests réalisés sur des échantillons intacts de sel de ASSE

(CJ. PEACH and ail. 1987) en contact avec une saumure à forte

concentration en Cs , Sr ou Fe , à pression et température

normales, montrent qu'en l'absence de charge hydraulique

aucune migration d'ion n'est détectable, à l'échelle de temps

des travaux de laboratoire.

67

- Une expérience identique, mais sur un échantillon ayant subi

une déformation par fluage, montre qu'il y a une migration+ 2+relativement rapide de la saumure, entraînant Cs et Sr , par

capillarité plutôt que par effet de dissolution des joints de

grain. Le cesium migre dans le sel et reste en solution. Le

strontium reste en solution pendant la migration puis préci¬

pite sous forme de Sr SO, , insoluble ; le soufre provient de

la polyhalite. On peut s'attendre à une rétention similaire

pour tout sulfate insoluble. De manière plus générale des

impuretés dans le sel, telles l'hématite ou l'anhydrite,

améliorent l'efficacité de la roche saline comme barrière

naturelle à la migration de Cs, Sr, Co, Tc et des actinides.+ 2+

L'anhydrite adsorbe les cations suivant étudiés : Cs , Sr ,

Co , Eu , Am , Tc (L. Carlsen, 1986). Les ions Eu , Am ,

Ac sont fortement adsorbes par la halite et ne se désorbent

qu'avec difficulté (L. CARLSEN - 1986). Seule la surface du

cristal de Na Cl semble impliquée et il n'y a pas pour

l'instant de preuve de l'incorporation de ces ions dans le

réseau cristallin. Sous forme de chloro-complexes (MCI )» Eu

et Am interagissent avec la surface de la halite pour former

des complexes solides M Cl. difficilement désorbables.

On n'observe pas d'interaction mutuelle entre Sr et Cs pendant

une migration combinée. De plus la présence de ces ions

n'empêche pas la recristallisation du sel lors de la migration

de saumure aux joints de grain. De même pour une saumure

contenant du technetium, sous forme de Tc 0,, on observe une

migration rapide de Tc mais pas de rétention significative.

L'augmentation de la température a pour effet de réduire la

connection des pores, par une augmentation de l'activité de

dissolution-précipitation aux joints de grain. Ainsi dans un

échantillon chauffé à 80°C la quantité d'ion ayant migré est

plus faible qu'à température ambiante.

67

- Une expérience identique, mais sur un échantillon ayant subi

une déformation par fluage, montre qu'il y a une migration+ 2+relativement rapide de la saumure, entraînant Cs et Sr , par

capillarité plutôt que par effet de dissolution des joints de

grain. Le cesium migre dans le sel et reste en solution. Le

strontium reste en solution pendant la migration puis préci¬

pite sous forme de Sr SO, , insoluble ; le soufre provient de

la polyhalite. On peut s'attendre à une rétention similaire

pour tout sulfate insoluble. De manière plus générale des

impuretés dans le sel, telles l'hématite ou l'anhydrite,

améliorent l'efficacité de la roche saline comme barrière

naturelle à la migration de Cs, Sr, Co, Tc et des actinides.+ 2+

L'anhydrite adsorbe les cations suivant étudiés : Cs , Sr ,

Co , Eu , Am , Tc (L. Carlsen, 1986). Les ions Eu , Am ,

Ac sont fortement adsorbes par la halite et ne se désorbent

qu'avec difficulté (L. CARLSEN - 1986). Seule la surface du

cristal de Na Cl semble impliquée et il n'y a pas pour

l'instant de preuve de l'incorporation de ces ions dans le

réseau cristallin. Sous forme de chloro-complexes (MCI )» Eu

et Am interagissent avec la surface de la halite pour former

des complexes solides M Cl. difficilement désorbables.

On n'observe pas d'interaction mutuelle entre Sr et Cs pendant

une migration combinée. De plus la présence de ces ions

n'empêche pas la recristallisation du sel lors de la migration

de saumure aux joints de grain. De même pour une saumure

contenant du technetium, sous forme de Tc 0,, on observe une

migration rapide de Tc mais pas de rétention significative.

L'augmentation de la température a pour effet de réduire la

connection des pores, par une augmentation de l'activité de

dissolution-précipitation aux joints de grain. Ainsi dans un

échantillon chauffé à 80°C la quantité d'ion ayant migré est

plus faible qu'à température ambiante.

68

cone, m ppm

t 500-1

I 1 Cs

I ! Sr

400-

300-

200

100-

0

I + 1

I- 1

h-- 1

i-=t. i=i

0 10 20 30 40 50

depth in mm

2+ +Test de migration pour Sr et Cs séparemment sur du sel

ayant subi une défomation.

(d'après CJ. PEACH and al . 1987).

68

cone, m ppm

t 500-1

I 1 Cs

I ! Sr

400-

300-

200

100-

0

I + 1

I- 1

h-- 1

i-=t. i=i

0 10 20 30 40 50

depth in mm

2+ +Test de migration pour Sr et Cs séparemment sur du sel

ayant subi une défomation.

(d'après CJ. PEACH and al . 1987).

69

cone, in ppm

I 300 n

200-

100-

-\ Sr

depth ¡n mm

2+ +Test de migration sur du sel déformé Sr /Cs simultanément

(Sr à l'état solide)

(d'après CJ. PEACH and al 1987).

69

cone, in ppm

I 300 n

200-

100-

-\ Sr

depth ¡n mm

2+ +Test de migration sur du sel déformé Sr /Cs simultanément

(Sr à l'état solide)


70

tV.O)

.Ç

co

acti

,w

.-o[3

g

10

"o0c0u

35-

30-

25-

20-

15-

10-

5-

0-

¥ ¥

¥-Starting fluid composition

Contaminated Brine

1 1 1 '

Pure Brine

¥

_^ * it_^ 10 20 30

days

40 50 60

FIGURE 4.9. Results of the flow-through retention test performed at NTP:

Sr content of the output solution samples as a function of elapsed time.

Note that the Sr/Cs-contarainated input brine was replaced by pure NaCl

brine after 37 days (to look for "désorption" effects).

(d'après CJ. PEACH and al , 1987).

70

tV.O)

.Ç

co

acti

,w

.-o[3

g

10

"o0c0u

35-

30-

25-

20-

15-

10-

5-

0-

¥ ¥

¥-Starting fluid composition

Contaminated Brine

1 1 1 '

Pure Brine

¥

_^ * it_^ 10 20 30

days

40 50 60

FIGURE 4.9. Results of the flow-through retention test performed at NTP:

Sr content of the output solution samples as a function of elapsed time.

Note that the Sr/Cs-contarainated input brine was replaced by pure NaCl

brine after 37 days (to look for "désorption" effects).

(d'après CJ. PEACH and al , 1987).

71

Des essais de percolation ont été effectués en appliquant sur

l'échantillon, une pression de confinement, et une pression de

saumure comprise entre 2,1 et 4 MPa. L'effet de rétention pour

Sr est important (précipitation de SrSO, atix joints de grain

de polyhalite) mais aucune rétention pour Cs.

En s'appuyant sur une simulation utilisant une théorie de la

diffusion de saumure dans le sel, E.G. McNulty et al (1987)

concluent que des ions radioactifs ne parcourent au maximum

qu'une distance de 1,3 m en 10 000 ans.

71

Des essais de percolation ont été effectués en appliquant sur

l'échantillon, une pression de confinement, et une pression de

saumure comprise entre 2,1 et 4 MPa. L'effet de rétention pour

Sr est important (précipitation de SrSO, atix joints de grain

de polyhalite) mais aucune rétention pour Cs.

En s'appuyant sur une simulation utilisant une théorie de la

diffusion de saumure dans le sel, E.G. McNulty et al (1987)

concluent que des ions radioactifs ne parcourent au maximum

qu'une distance de 1,3 m en 10 000 ans.

72

150

tECLa

100

50

J h

1Ó050

depth in mm

150

FIGUPJi 4.13» Results of flow-through retention test performed at elevated

pressure: concentration profile obtained for Sr from "slice analysis" of

the salt sample. Concentrations refer to ppm of contaminant Sr in the

solid salt. The arror bars correspond to the thickness of the slices.

N.i3. depth= zero represents the input end of the sample. The sample was

135 .Tin in length.

(d'après CJ. PEACH and aL 1987)

72

150

tECLa

100

50

J h

1Ó050

depth in mm

150

FIGUPJi 4.13» Results of flow-through retention test performed at elevated

pressure: concentration profile obtained for Sr from "slice analysis" of

the salt sample. Concentrations refer to ppm of contaminant Sr in the

solid salt. The arror bars correspond to the thickness of the slices.

N.i3. depth= zero represents the input end of the sample. The sample was

135 .Tin in length.

(d'après CJ. PEACH and aL 1987)

73

HSr

150

t100

ECla.

uco

50

""icr

I

20I

40 "eô"10 30

depth in mm

50

Test de migration- rétention â 80 'C et 1 Atm

(Sr présent â l'état solide)


73

HSr

150

t100

ECla.

uco

50

""icr

I

20I

40 "eô"10 30

depth in mm

50

Test de migration- rétention â 80 'C et 1 Atm

(Sr présent â l'état solide)


74

5.4 - Effets de l'irradiation sur les propriétés du sel

Un élément important à prendre en compte est les principales

modifications de la structure cristalline et de la pétrofabrique du sel

sous l'effet de la chaleur et de l'irradiation. Il s'agit de déterminer

la nature générale des dégâts provoqués par les radiations (rayons gamma

de haute énergie) et d'étudier la migration de l'eau dans le sel irradié

(K.A. HOLDOWAY - 1973).

5.4.1 - Coloration du sel

Il est bien connu que l'irradiation du sel provoque une

coloration des cristaux. Les cristaux d'halogénure alcalin pur (tel Na

Cl) sont à température ambiante transparents dans tout le domaine du

spectre visible. Le bombardement d'un cristal par des rayons gamma

provoque en particulier l'apparition de "centres colorés", c'est-à-dire

de défauts cristallins qui absorbent de la Itimière visible. L'existence

de ces centres colorés correspond à une énergie emmagasinée par le

cristal et qui peut être libérée sous forme de chaleur et de photons

lumineux. Cette énergie emmagasinée représente une des caractéristiques

principales du cristal irradié. En particulier la résistance du sel

irradié est inversement proportionnelle à la valeur de l'énergie emmaga¬

sinée [V.l. SPITSYN and ail 1981] [K.A. HOLDOWAY - 1973]. Les couleurs

bleue et violette observées dans le sel irradié sont dues à la diffusion

et l'absorption de la lumière par des particules de sodium colloïdal de

différentes dimensions : la couleur bleue correspond à des particules de

diamètre compris entre 40 et 80 ym, et la couleur violette à des

particules de diamètre compris entre 20 et 40 vm. L'existence de parti¬

cules colloïdales de différentes dimensions est confirmée par les

résultats d'étude de thermoluminescence : cette méthode permet de

déterminer la température pour laquelle l'énergie emmagasinée est

libérée, et correspondant à la réduction des centres colorés.

74

5.4 - Effets de l'irradiation sur les propriétés du sel

Un élément important à prendre en compte est les principales

modifications de la structure cristalline et de la pétrofabrique du sel

sous l'effet de la chaleur et de l'irradiation. Il s'agit de déterminer

la nature générale des dégâts provoqués par les radiations (rayons gamma

de haute énergie) et d'étudier la migration de l'eau dans le sel irradié

(K.A. HOLDOWAY - 1973).

5.4.1 - Coloration du sel

Il est bien connu que l'irradiation du sel provoque une

coloration des cristaux. Les cristaux d'halogénure alcalin pur (tel Na

Cl) sont à température ambiante transparents dans tout le domaine du

spectre visible. Le bombardement d'un cristal par des rayons gamma

provoque en particulier l'apparition de "centres colorés", c'est-à-dire

de défauts cristallins qui absorbent de la Itimière visible. L'existence

de ces centres colorés correspond à une énergie emmagasinée par le

cristal et qui peut être libérée sous forme de chaleur et de photons

lumineux. Cette énergie emmagasinée représente une des caractéristiques

principales du cristal irradié. En particulier la résistance du sel

irradié est inversement proportionnelle à la valeur de l'énergie emmaga¬

sinée [V.l. SPITSYN and ail 1981] [K.A. HOLDOWAY - 1973]. Les couleurs

bleue et violette observées dans le sel irradié sont dues à la diffusion

et l'absorption de la lumière par des particules de sodium colloïdal de

différentes dimensions : la couleur bleue correspond à des particules de

diamètre compris entre 40 et 80 ym, et la couleur violette à des

particules de diamètre compris entre 20 et 40 vm. L'existence de parti¬

cules colloïdales de différentes dimensions est confirmée par les

résultats d'étude de thermoluminescence : cette méthode permet de

déterminer la température pour laquelle l'énergie emmagasinée est

libérée, et correspondant à la réduction des centres colorés.

75

-lí lio 170 « J20 T, C

Glowing v;urvtí ot halite irradiated at 3.8 Mrad.

Courbe de thermoliiminescence

(d'après V.l. Spitsyn and ail. 1981).

L'échantillon de sel irradié est chauffé (l'C/s) et on enre¬

gistre l'intensité de luminescence.

V.l. Spitsyn trouve deux intervalles correspondant à la

libération d'énergie : 20 - IIO'C et 170 - 320*C (cf. figure ci-contre).

K.A. Holdoway observe également deux pics principaux, l'un à environ

400*C correspondant à la disparition de la couleur bleue et un deuxième

entre 320 - 360*C correspondant à la disparition de la couleur violette.

Cette variation de la température de décoloration est une

preuve que les centres colorés correspondent à des particules

colloïdales dont la dimension dépend de la quantité totale de rayons

gamma reçus par le sel. D'autres mécanismes que l'action de chauffer,

permettent de faire disparaître les centres colorés : la

recristallisation, l'oxydation du sodium colloïdal par l'oxygène ou les

radicaux chlorés, la diffusion d'OH .

75

-lí lio 170 « J20 T, C

Glowing v;urvtí ot halite irradiated at 3.8 Mrad.

Courbe de thermoliiminescence

(d'après V.l. Spitsyn and ail. 1981).

L'échantillon de sel irradié est chauffé (l'C/s) et on enre¬

gistre l'intensité de luminescence.

V.l. Spitsyn trouve deux intervalles correspondant à la

libération d'énergie : 20 - IIO'C et 170 - 320*C (cf. figure ci-contre).

K.A. Holdoway observe également deux pics principaux, l'un à environ

400*C correspondant à la disparition de la couleur bleue et un deuxième

entre 320 - 360*C correspondant à la disparition de la couleur violette.

Cette variation de la température de décoloration est une

preuve que les centres colorés correspondent à des particules

colloïdales dont la dimension dépend de la quantité totale de rayons

gamma reçus par le sel. D'autres mécanismes que l'action de chauffer,

permettent de faire disparaître les centres colorés : la

recristallisation, l'oxydation du sodium colloïdal par l'oxygène ou les

radicaux chlorés, la diffusion d'OH .

76

L'irradiation du sel provoque la migration des inclusions

fluides vers la source, et également la rupture des liaisons entre

molécules présentes dans la saumure, avec recombinaison des ions pour

donner de nouvelles espèces chimiques (H, 0, Cl-, Cl ,) à l'intérieur

de l'inclusion. Lors de son déplacement l'inclusion transporte ces

agents oxydants qui entrent en contact avec le sodium colloïdal. Une

réaction se produit entre ces deux espèces chimiques, dont le résultat

est de supprimer les effets de l'irradiation. Ainsi on observe une

suppression des centres colorés (le sel retrouve son aspect normal) sur

le trajet des inclusions fluides, ce qui permet de mettre en évidence

leur migration à travers le sel irradié.

Les deux figures ci-après montrent que la présence de maté¬

riaux radioactifs a pour effet, comme on l'a déjà montré par ailleurs,

de diminuer la quantité de saumure pouvant se déplacer.

76

L'irradiation du sel provoque la migration des inclusions

fluides vers la source, et également la rupture des liaisons entre

molécules présentes dans la saumure, avec recombinaison des ions pour

donner de nouvelles espèces chimiques (H, 0, Cl-, Cl ,) à l'intérieur

de l'inclusion. Lors de son déplacement l'inclusion transporte ces

agents oxydants qui entrent en contact avec le sodium colloïdal. Une

réaction se produit entre ces deux espèces chimiques, dont le résultat

est de supprimer les effets de l'irradiation. Ainsi on observe une

suppression des centres colorés (le sel retrouve son aspect normal) sur

le trajet des inclusions fluides, ce qui permet de mettre en évidence

leur migration à travers le sel irradié.

Les deux figures ci-après montrent que la présence de maté¬

riaux radioactifs a pour effet, comme on l'a déjà montré par ailleurs,

de diminuer la quantité de saumure pouvant se déplacer.

77

ü

.Ê 90 -CO

"oO)

oc

m

Date JJASONDJFMAMJJASONDJFM1983 1984 1985

Test de migration de saximure : site non-radioactif

(J.L. Eckert and al , 1987).

77

ü

.Ê 90 -CO

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Date JJASONDJFMAMJJASONDJFM1983 1984 1985

Test de migration de saximure : site non-radioactif

(J.L. Eckert and al , 1987).

78

150

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.£ 90 -co

JO

Date NOVEMBER DECEMBER JANUARY1984 1985

FEBRUARY MARCH

Test de migration de saumure : site radioactif

(J.L. Eckert and al 1987)

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Date NOVEMBER DECEMBER JANUARY1984 1985

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P.E. SENSENY, T.W. PFEIFLE, K.D. MELLEGARD (1986) - Exponential time

constitutive law for pals durs unit 4 salt from the J. Friemel n* 1

well.

Technical report BMI/ONWI - 595 - July 1986 - Battelle - Memorial

institute.

G. VOUILLE, S.M. TIJANI and F. de GRENIER (1981) - Experimental

determination of the rheological behaviour of Tersanne rock salt. In

Proceedings of the first conference on the Mechanical behaviour of salt,

pp. 4-7-420.

R.A. WAGNER, M.C. LOKEN, H.Y. TAMMEMAGI (1986) - Preliminary

thermomechanical analyses of a conceptual nuclear waste repository at

four salt sites.

BMI/ONWI-512 - July 1986 (Battelle memorial institute).

W.R. WAWERSIK, CM. STONE (1984) - Hydraulic fracturing tests in salt -

Abstracts (1984) - Second conference on the mechanical behaviour of

salt. Hannover, septembre 1984.

86


(HYDROGEOLOGIE DD SEL GEMME)

JOURNEE SUR LE SEL - 1er mars 1984 - Ecole Polytechnique - Laboratoire

de mécanique des solides - Ecole Nationale Supérieure des Mines de

Paris. Bureau de Recherches Géologiques et Minières.

T.R. HARPER and J.S. SZYMANSKI (1980) - Geologic characterizations and

their optimization for purposes of nuclear waste isolation. Subsurface

space - Proceedings of the intemational Symposium 1980. Vol. 2 - p.

905.

S.T. HOilSEMAN (1984) - Moisture content - A Major uncertainty in storage

cavity closure prediction. Abstracts second conference on the mechanical

behaviour of salt.

P.C. KELSALL and J.W. NELSON (1985) - Geologic and Engineering

characterization of gulf region salt domes applied to underground

storage and mining. Sixth international symposium on salt (vol. one -

p. 519).

R. LIHGLE, K.L. STANFORD, P.E. PETERSON, S.F. WOODHEAD (1982) - Welbore

Damage Zone experimental determination. Technical Report ONWI - 349.

P.C. ROBINSON, D.P. HODGKINSON, J. RAE (1980) - Thermal effects on

groundwater flow around a radioactive waste depository in hard rock.

Subsurface space - Proceedings of the intemational Symposium 1980. Vol.

2, p. 983.

86


(HYDROGEOLOGIE DD SEL GEMME)

JOURNEE SUR LE SEL - 1er mars 1984 - Ecole Polytechnique - Laboratoire

de mécanique des solides - Ecole Nationale Supérieure des Mines de

Paris. Bureau de Recherches Géologiques et Minières.

T.R. HARPER and J.S. SZYMANSKI (1980) - Geologic characterizations and

their optimization for purposes of nuclear waste isolation. Subsurface

space - Proceedings of the intemational Symposium 1980. Vol. 2 - p.

905.

S.T. HOilSEMAN (1984) - Moisture content - A Major uncertainty in storage

cavity closure prediction. Abstracts second conference on the mechanical

behaviour of salt.

P.C. KELSALL and J.W. NELSON (1985) - Geologic and Engineering

characterization of gulf region salt domes applied to underground

storage and mining. Sixth international symposium on salt (vol. one -

p. 519).

R. LIHGLE, K.L. STANFORD, P.E. PETERSON, S.F. WOODHEAD (1982) - Welbore

Damage Zone experimental determination. Technical Report ONWI - 349.

P.C. ROBINSON, D.P. HODGKINSON, J. RAE (1980) - Thermal effects on

groundwater flow around a radioactive waste depository in hard rock.

Subsurface space - Proceedings of the intemational Symposium 1980. Vol.

2, p. 983.

87

B.E. SCHEETZ, P.H. LICASTRO, D.M. ROY (1986) - A Full-scale borehole

scaling test in salt under simulated downhole conditions - volume 2.

Technical report BMI/ONWI - 573 (2).

CJ. SPIERS, G.S. LISTER, H.J. ZWART (1981/1982) - "The influence of

fluid rock interaction on the rheology of salt rock and on ionic

transport in the salt". 1981/1982 contrat WAS-153-80-7-N.

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B.E. SCHEETZ, P.H. LICASTRO, D.M. ROY (1986) - A Full-scale borehole

scaling test in salt under simulated downhole conditions - volume 2.

Technical report BMI/ONWI - 573 (2).

CJ. SPIERS, G.S. LISTER, H.J. ZWART (1981/1982) - "The influence of

fluid rock interaction on the rheology of salt rock and on ionic

transport in the salt". 1981/1982 contrat WAS-153-80-7-N.

88

MIGRATIONS DES INCLUSIONS

PHENOMENES DE RETENTION

J.V. BICÎGERS, G.O. DAYTON - Brine migration in hot pressed

polycrystalline sodium chloride.

ONWI-415 - Dec. 1982 (Battelle memorial institute)

L. CARLSEN, D. PLATZ - Retention of radionuclides in halite and

anhydrite. European Appl. Res. Rept. Nucl. Sci. Technol. vol 7. n' 4 pp.

539-575 1986 (EUR. 10 442 EN)

V.S. Mc CAULEY, G.E. RAINES - Expected Brine Movement at potential

nuclear waste repository salt sites.

BMI/ONWI-654 - August 1987 (Battelle memorial institute)

L. CHARO, P. HABIB (1987) - Etude de l'éventualité de création d'un

dôme suite à l'évacuation de déchets radioactifs dans une couche de sel

- Rapport final - Volume 1 - EUR 11081.

J.L. ECKERT, H.N. KALIA, A.J. COYLE (1987) - Quarterly brine migration

data report, jan-Mar 1985 : nuclear waste repository simulation

experiments (brine migration), Asse mine of the Federal Republic of

Germany. Technical report.

BMI/ONWI-650 -Battelle memorial institue - Aug 1987.

K.A. HOLDOWAY (1973) - Behaviour of fluid inclusions in salt during

heating and irradiation.

Fourth Int. Symp. Salt, Northern ohio geological Society, Houston, 1973.

pp. 303-312.

N. JOCKWER (1981) - Laboratory investigation of water content within

rock salt and its behaviour in a temperature field of disposed

high-level waste.

Third Intern. Sympos. scientific basis for nuclear waste management T.3,

p. 35-42.

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MIGRATIONS DES INCLUSIONS

PHENOMENES DE RETENTION

J.V. BICÎGERS, G.O. DAYTON - Brine migration in hot pressed

polycrystalline sodium chloride.

ONWI-415 - Dec. 1982 (Battelle memorial institute)

L. CARLSEN, D. PLATZ - Retention of radionuclides in halite and

anhydrite. European Appl. Res. Rept. Nucl. Sci. Technol. vol 7. n' 4 pp.

539-575 1986 (EUR. 10 442 EN)

V.S. Mc CAULEY, G.E. RAINES - Expected Brine Movement at potential

nuclear waste repository salt sites.

BMI/ONWI-654 - August 1987 (Battelle memorial institute)

L. CHARO, P. HABIB (1987) - Etude de l'éventualité de création d'un

dôme suite à l'évacuation de déchets radioactifs dans une couche de sel

- Rapport final - Volume 1 - EUR 11081.

J.L. ECKERT, H.N. KALIA, A.J. COYLE (1987) - Quarterly brine migration

data report, jan-Mar 1985 : nuclear waste repository simulation

experiments (brine migration), Asse mine of the Federal Republic of

Germany. Technical report.

BMI/ONWI-650 -Battelle memorial institue - Aug 1987.

K.A. HOLDOWAY (1973) - Behaviour of fluid inclusions in salt during

heating and irradiation.

Fourth Int. Symp. Salt, Northern ohio geological Society, Houston, 1973.

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N. JOCKWER (1981) - Laboratory investigation of water content within

rock salt and its behaviour in a temperature field of disposed

high-level waste.

Third Intern. Sympos. scientific basis for nuclear waste management T.3,

p. 35-42.

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S.V. KHOD'KOVA (1978) - The use of data on composition and

homogenization temperature of microinclusions in salt crystals in

solving problems of genesis.

Ext. de : Lithol. Miner. Res., t. 12, n* 6. pp. 730-732 - 1978.

W.B. KRAUSE, N.S. BRODSKY (1987) - Intracrystalline brine inclusion

motion for Palo Duro Unit 5 Salt From the Mansfield n" 1 borehole in

Oldham County, Texas.

Technical report BMI/ONWI-663 (Battelle memorial institute).

E.G. Mc NULTY, S.G. BLOOM, G.E. RAINES (1987) - Expected near-field

radionuclide transport for nuclear waste repositories at potential salt

sites.

Technical report BMI/ONWI-670 - Nov. 1987 (Battelle memorial institute).

OCDE (1981) - Phénomènes en champ proche des dépôts de déchets

radioactifs en formations géologiques.

Compte-rendu d'une réunion de travail de l'AEN.

CJ. PEACH, CJ. SPIERS, A.J. TANKINK, H.J. ZWART (1987) - Fluid and

ionic transport properties of deformed salt rock.

CE.C - Contrat n* WAS-153-80-7-N. Final report EUR 10926 EN - Janv. 84

- Jun. 85.

J.L. RATIGAN - A sensitivity study of brine transport into a borehole

containing a commercial high level waste canister.

ONWI-384 - Feb. 1987 (Battelle memorial institute).

E. ROEDDER - Application of studies of fluid inclusions in salt samples

to the problems of nuclear waste storage

Acta Geológica polonica - Vol. 32 - N' 1-2 - pp. 109-133 - Warszawa

1982.

W. SANDER, H.J. HERBERT - NaCl crystallisation at the MgCl./NaCl

solution boundary : a possible natural barrier to the transport of

radionuclides Mineralogical magazine - Vol. 49 pp. 265-270 - April 1985.

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homogenization temperature of microinclusions in salt crystals in

solving problems of genesis.

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Oldham County, Texas.

Technical report BMI/ONWI-663 (Battelle memorial institute).

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Compte-rendu d'une réunion de travail de l'AEN.

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E. ROEDDER - Application of studies of fluid inclusions in salt samples

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Acta Geológica polonica - Vol. 32 - N' 1-2 - pp. 109-133 - Warszawa

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W. SANDER, H.J. HERBERT - NaCl crystallisation at the MgCl./NaCl

solution boundary : a possible natural barrier to the transport of

radionuclides Mineralogical magazine - Vol. 49 pp. 265-270 - April 1985.

90

V.I. SPITSYN, V.D. BALUKOVA, I.M. KOSAREVA, S.A. KABAKCHI

Experimental evaluation of changes in properties of natural minerals

under irradiation.

Third Intern. Sympos. on the scientific basis for nuclear waste, Manag.,

T.3, pp. 429-433, 1981.

Development of a safety assessment methodology for the geological

repository for radioactive waste in a salt Dome.

Projekt sicherheitsstudien entsorgung - Final Report.

Ed. by the project management Berlin - Jan. 1985.

Workshop on mathematical modeling for radioactive waste repositories -

Madrid - December 1986.

Ensera 1987

- Rock mechanics modelling for radioactive waste disposal in hard rock

and salt - B. COME

- Impact of thermomechanical behaviour on salt on repository design

analysis - G.K. BEALL

- Project COSA - A benchmark of computer codes for thermomechanical

behaviour of rock salt - N.C. KNOWLES.

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Development of a safety assessment methodology for the geological

repository for radioactive waste in a salt Dome.

Projekt sicherheitsstudien entsorgung - Final Report.

Ed. by the project management Berlin - Jan. 1985.

Workshop on mathematical modeling for radioactive waste repositories -

Madrid - December 1986.

Ensera 1987

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and salt - B. COME

- Impact of thermomechanical behaviour on salt on repository design

analysis - G.K. BEALL

- Project COSA - A benchmark of computer codes for thermomechanical

behaviour of rock salt - N.C. KNOWLES.

réalisation

service

reprographiedu BRGM

réalisation

service

reprographiedu BRGM

88 SGN 191 STO88 SGN 191 STO

Documents

le sel dans du et - BRGM