Méthodes géophysiques appliquées à l'exploration ...infoterre.brgm.fr/rapports/RP-53137-FR.pdf · (Schlumberger) et dipôle-dipôle.. .....33 Illustration 13 - Mise en œuvre

Méthodes géophysiques appliquéesà l'exploration géothermique

en contexte insulaire volcaniqueSynthèse bibliographique

Rapport final

BRGM/RP-53137-FRoctobre 2004

Méthodes géophysiques appliquéesà l'exploration géothermique

en contexte insulaire volcaniqueSynthèse bibliographique

Rapport final

BRGM/RP-53137-FRoctobre 2004

Étude réalisée dans le cadre de la convention de recherchen°02 05 036 entre le BRGM et l'ADEME

H. Fabriol, N. Debeglia et J.M. Baltassat

Méthodes géophysiques appliquées à l’exploration géothermique

4 BRGM/RP-53137-FR – Rapport final

Mots clés : Géophysique, Géothermie, Haute enthalpie, Exploration, Îles volcaniques,Bibliographie

En bibliographie, ce rapport sera cité de la façon suivante :

Fabriol H., Debeglia N., Baltassat J.M. (2004) - Méthodes géophysiques appliquées àl’exploration géothermique en contexte insulaire volcanique. Synthèse bibliographique. Rapportfinal. BRGM/RP-53137-FR, 112 p., 43 ill., 5 tabl., 1 ann.

© BRGM, 2004, ce document ne peut être reproduit en totalité ou en partie sans l’autorisation expresse du BRGM.


BRGM/RP-53137-FR – Rapport final 3

Synthèse

L’emploi des méthodes géophysiques en exploration géothermique est classique et unétat de l’art détaillé avait été établi en 1985 par Wright et al. Les méthodes les plusgénéralement utilisées sont :

- méthodes potentielles, gravimétrie et magnétisme, pour délimiter les structures etdétecter les zones hydrothermalisées ;

- méthodes électriques ou électromagnétiques (EM) pour détecter les anomaliesconductrices qui traditionnellement marquaient la présence de fluides à hautetempérature ou de minéraux hydrothermalisés ;

- sismique réflexion et parfois réfraction pour l’exploration des bassins sédimentaires ;

- éventuellement, utilisation de la microsismicité pour délimiter les zones fracturées.

Cependant, les avancées en matière de mesures sur le terrain, de traitement etd’interprétation ainsi que l’expérience acquise ces dix dernières années permettent dereconsidérer l’application des méthodes géophysiques pour l’exploration des champsgéothermiques. En particulier :

- l’amélioration de la sensibilité et de la résolution des mesures aéroportées et lesprogrès des logiciels de traitement et d’inversion en gravimétrie et magnétisme(modélisation combinée gravimétrie-magnétisme, prise en compte de latopographie, …) ;

- l’existence d’équipements de mesures électriques et EM qui permettent l’acquisitionet le traitement en temps quasi réel. En particulier en EM, les équipements demagnétotellurique (MT) permettent d’acquérir et traiter plusieurs stations à la fois.Dans les deux cas, les ordinateurs portables permettent également l’inversion desdonnées en 2D sur site ;

- en sismique réflexion, l’expérience acquise sur des champs en Californie montreque l’application de la sismique active est possible, bien que traditionnellement lasismique réflexion ait été écartée des terrains volcaniques du fait de l’absence deréflecteurs cohérents.

De même l’expérience acquise sur les champs néo-zélandais, a montré que l’imagetraditionnelle du conducteur électrique associé à la présence de fluide hautetempérature pouvait être raffinée : un réservoir de type hydrothermal convectif seraitplutôt caractérisé par une zone relativement résistante en forme de cloche sous unchapeau d’argiles très conductrices (« clay cap » en anglais). Ce modèle est validé pardifférents exemples de champs situés en milieu volcanique, en Indonésie notamment.

La première partie de ce rapport fait le point sur les méthodes les plus utilisées enexploration géothermique et montre, exemples à l’appui, quelles sont les avancéessignificatives qui peuvent réellement contribuer à augmenter la connaissance duréservoir, et donc les chances de forage positif.



Par ailleurs, les exemples d’application de la géophysique à des champsgéothermiques situés dans des arcs volcaniques liés à la subduction sontparticulièrement intéressants car ils peuvent être riches d’enseignement pour lesenvironnements insulaires volcaniques, tels les Antilles. La deuxième partie de cerapport est ainsi consacrée à l’étude de trois cas de champs géothermiques encontexte volcanique insulaire en Indonésie et aux Philippines.

En annexe, des fiches donnent au lecteur un aperçu synthétique et pratique desdomaines et conditions d’application ainsi que de la mise en œuvre des méthodes.

Cette étude a été réalisée dans le cadre de la convention de recherche n° 02 05 036entre le BRGM et l’ADEME.



Sommaire

1. Introduction .............................................................................................................11

2. Méthodes géophysiques appliquées à la reconnaissance des systèmesgéothermiques haute température........................................................................13

2.1. MODÈLE GÉOPHYSIQUE DES SYSTÈMES GÉOTHERMIQUES (d’aprèsWright & al., 1985) .............................................................................................13

2.2. MÉTHODES ET CIBLES GÉOPHYSIQUES .....................................................152.2.1.Géomagnétisme .......................................................................................152.2.2.Gravimétrie ...............................................................................................232.2.3.Méthodes électriques et électromagnétiques : la résistivité électrique

des roches et le contexte géothermique...................................................282.2.4.Méthodes sismiques.................................................................................43

3. Exemples de sites géothermiques en milieu insulaire volcanique biendocumentés.............................................................................................................55

3.1. ULUBELU (SUD DE SUMATRA, INDONÉSIE) .................................................553.1.1.Résistivité électrique et magnétotellurique ...............................................563.1.2.Gravimétrie ...............................................................................................593.1.3.Magnétisme sol ........................................................................................603.1.4.Apport de la géophysique sur ce prospect ...............................................603.1.5.Apport de l’exemple à la connaissance des signatures géophysiques

des systèmes géothermiques...................................................................633.1.6.Apport méthodologique ............................................................................63

3.2. KARAHA TELAGA BODAS (INDONÉSIE) ........................................................643.2.1.Magnétotellurique .....................................................................................653.2.2.Gravimétrie ...............................................................................................693.2.3.Apport de la géophysique sur ce prospect ...............................................703.2.4.Apport de l’exemple à la connaissance des signatures géophysiques


3.3. ÎLE DE LEYTE (PHILIPPINES)..........................................................................723.3.1.Résistivité .................................................................................................723.3.2.Microsismicité ...........................................................................................753.3.3.Gravimétrie ...............................................................................................773.3.4.Apport de la géophysique sur ce prospect ...............................................783.3.5.Apport de l’exemple à la connaissance des signatures géophysiques


4. Conclusion ..............................................................................................................81



Liste des illustrations

Illustration 1- Modèles géologiques schématiques de système hautetempérature - a) strato-volcan andésitique - b) terrainsvolcaniques acides ou bi-modaux. ...................................................... 14

Illustration 2 - Anomalie d'une sphère magnétique à 45° de latitude nord (àgauche) et au pôle magnétique nord (à droite) ................................... 16

Illustration 3 - Carte d’aimantation apparente du volcan Akita-Yakeyama plaquée surun ombrage de la topographie : comparaison avec les observations deterrain (mesures d’aimantation et manifestations hydrothermales)..... 18

Illustration 4 - Superposition de dykes localisés par prospection magnétique au solavec une carte de gradient thermique.. ............................................... 19

Illustration 5 - Gradient horizontal magnétique ombré permettant de cartographier lesdiscontinuités magnétiques sur le prospect de la Dixie Valley. ........... 20

Illustration 6 - Sur l’île de Kiushu, au Japon, on observe une corrélation entre les plusfortes valeurs du flux de chaleur et les plus faibles profondeurs de lasurface de Curie. ................................................................................. 22

Illustration 7 - Exemple de densification par altération hydrothermale dans la zonevolcanique de Taupo : a) Broadlands ; b) Ohakuri. ............................. 26

Illustration 8 - Interprétation de l’anomalie gravimétrique de la caldera de laPrimavera : une anomalie négative correspond au remplissage légerde la caldera par des tufs, des rhyolites et des sédiments récents. .... 27

Illustration 9 - Anomalie gravimétrique résiduelle du prospect de la Dixie Valley aveclocalisation des sites productifs : les gradients gravimétriquesmarquent le système de failles actives qui contrôlent le champ.......... 28

Illustration 10 - Modèle géo-électrique conceptuel d'un système géothermiquetypique. ................................................................................................ 29

Illustration 11 - Généralisation du modèle électrique des systèmesgéothermiques en présence de relief .................................................. 30

Illustration 12 - Exemple d’inversion en 2 dimensions de données de résistivitéélectrique en configuration sondage électrique vertical(Schlumberger) et dipôle-dipôle.. ........................................................ 33

Illustration 13 - Mise en œuvre de la MT sur le site de Monte Amiata :acquisition simultanée de deux stations MT complètes (2champs telluriques et 3 magnétiques) plus 8 dipôles telluriquessupplémentaires. ................................................................................. 36

Illustration 14 - Graphes des résistivités apparentes et des phases pour le siteAM-3, à gauche, traitement classique avec référence locale ; àdroite, traitement robuste avec la référence très éloignée .................. 37

Illustration 15 - Résultat de l’inversion en 2 D des deux modes, TM et TE.................. 38



Illustration 16 - « Champ de Monte Amiata » : modèle structural et modèlegéothermique conceptuel obtenu à partir de l’interprétationconjointe de la MT, de la gravimétrie et de la sismiqueréflexion. ..............................................................................................38

Illustration 17 - Coupes de résistivités interprétées en 1D sur le champ deSibayak (Sumatra, Indonésie). a) interprétation réalisée à partirde la MT seule. b) interprétation réalisée à partir de la MT et duTDEM...................................................................................................40

Illustration 18 - Géologie autour du site Roches chaudes sèches d’Ogachi(Japon) et coupe géologique interprétée. ............................................41

Illustration 19 - Application de la CSAMT sur le champ d’Ogachi. ...............................42

Illustration 20 - Ligne de sismique réflexion dans le champ de Larderello (Italie) ........45

Illustration 21 - Exemple de vues dans le modèle de vitesse Vp en 3 D, champde Coso (Californie). ............................................................................46

Illustration 22 - Ligne de sismique 109 migrée de direction WE et passant parla zone de production principale du champ de Coso. ..........................47

Illustration 23 - Champ HDR de Ogachi (Japon). .........................................................49

Illustration 24 - Champ de Hatchobaru, Japon, distribution en plan (haut) et encoupe (bas) de la sismicité pendant deux périodessuccessives, 12/96-09/97 (gauche) et 09/97-12/98 (droite).................50

Illustration 25 - Champ de Hatchobaru, Japon, distribution des failles et de lasismicité associée. ...............................................................................50

Illustration 26 - Champ d’Olkaria (Kenya), comparaison des cartes despressions (en haut) et des Vp/Vs (en bas) à 500 m d’altitude .............52

Illustration 27 - Carte de la densité de fractures dans la zone de Casa Diablo,par tranches de profondeur espacées de 0,5 km. ...............................53

Illustration 28 - Coupe NW-SE de la densité de fractures dans la zone de CasaDiablo (EU) ..........................................................................................53

Illustration 29 - Localisation du prospect de Ulubelu, Indonésie ..................................55

Illustration 30 - Champ de Ulubelu, Sumatra, carte des résistivités apparentesélectriques et EM. ................................................................................57

Illustration 31 - Champ de Ulubelu, Sumatra, profils de résistivité, interprétationde la MT en 1D ....................................................................................58

Illustration 32 - Champ de Ulubelu, Sumatra. Comparaison des résultats duforage UBL-1 avec l’interprétation en 1 D du sondage MT-28.............58

Illustration 33 - Carte d’anomalie de Bouguer en densité 2.0 sur le prospect deUlubelu.................................................................................................59

Illustration 34 - Modélisation de l’anomalie gravimétrique observée sur leprospect de Ulubelu le long d’un profil NW-SE....................................60



Illustration 35 - Carte d’anomalie du champ magnétique sur le prospect deUlubelu ................................................................................................ 61

Illustration 36 - Carte de l’anomalie gravimétrique résiduelle calculée pour unedensité de correction non précisée et faisant apparaître deprobables corrélations avec le relief .................................................... 62

Illustration 37 - Localisation du prospect de Karaha Telaga Bodas, Indonésie ........... 64

Illustration 38 - Localisation des forages réalisés sur le prospect de Karaha-Telaga Bodas, Indonésie..................................................................... 65

Illustration 39 - Carte de la résistivité apparente MT (invariant) à 4 Hz (gauche)et 1 Hz (droite), isovaleurs en ohm.m.................................................. 66

Illustration 40 - Interprétation des données MT, champ de Karaha Bodas. ................. 67

Illustration 41 - Profils de résistivité (interprétation 1 D), champ de Karaha-Bodas. ................................................................................................. 68

Illustration 42 - Carte de l’anomalie de Bouguer en densité 2.3, champ deKaraha Telaga Bodas.......................................................................... 70

Illustration 43 - Modèle conceptuel du champ de Karaha Telaga Bodas..................... 71

Illustration 44 - Localisation du prospect de Leyte ....................................................... 73

Illustration 45 - Carte des isorésistivités à 500 m de profondeur, tracées à partirde l’interprétation en 1 D des sondages électriques............................ 74

Illustration 46 - Coupe NW-SE de résistivité interprétée à partir desinterprétations en 1D ........................................................................... 74

Illustration 47 - Carte des épicentres enregistrés pendant l’essai des centralesde Mahiao et Malitbog, en 1997 .......................................................... 76

Illustration 48 - À gauche, carte des isothermes à 1500 m de profondeur ; àdroite , carte des vitesses (en m/s) à 1500 m de profondeur .............. 76

Illustration 49 - Anomalie de Bouguer (a) et anomalie résiduelle (b) sur leprospect de Leyte................................................................................ 77

Illustration 50 - Modélisation gravimétrique du profil P02 ............................................ 78



Liste des tableaux

Tableau 1 - Susceptibilités magnétiques de quelques minéraux et roches (enSI, pour convertir en CGS, diviser par 4 π)...............................................16

Tableau 2 - Densités des roches ignées (d’après Chouteau, 1999)............................23

Tableau 3 - Densités mesurées sur des échantillons d’un forage sur le site deTelaga-Bodas (d’après Tripp et al, 2002). ................................................24

Tableau 4 - Densités mesurées entre 800 et 1800 m de profondeur dans desforages du site d’Awibengkok (d’après Tripp et al, 2002 – donnéesUnocal 1997). ...........................................................................................25

Tableau 5 - Densités mesurées sur le site de la caldera rhyolitique de LaPrimavera, au Mexique (d’après Alatorre-Zamora et Campos-Enriquez, 1991) ........................................................................................25





1. Introduction

ans le cadre de la convention de recherche n° 02 05 036 entre le BRGM etl’ADEME, une étude bibliographique a été menée sur l’application des méthodes

géophysiques à l’exploration des champs géothermiques haute température encontexte insulaire volcanique. Ce rapport synthétise les résultats de cette étude.

Les contextes géologiques favorables à l’existence de champs géothermiques hauteenthalpie peuvent se classer en trois catégories :

- les zones volcaniques associées aux arcs de subduction (insulaires oucontinentaux) ;

- les zones volcaniques associées à des zones tectoniques en extension (bassins enpull-apart) ;

- les bassins sédimentaires recoupés par des intrusions à haute température.

Si les manifestations hydrothermales de surface sont souvent les premiers indices quimarquent la présence éventuelle de réservoirs d’énergie géothermique hauteenthalpie, il est généralement nécessaire de faire appel aux géosciences pourconfirmer leur existence, leurs caractéristiques et leur localisation en profondeur. Lesinformations apportées par la géologie, la géochimie, la géophysique et la télédétectionse complètent et peuvent être intégrées pour produire un modèle conceptuel de champqui servira à concevoir un programme de forages d’exploration et de base à l’étude depréfaisabilité du champ. Chacune de ces géosciences évolue et bénéficie desavancées théoriques, des progrès de l’informatique et des techniques de mesure, maisaussi du retour d’expérience c’est-à-dire du succès de l’application d’une ou plusieursméthodes spécifiques dans des contextes bien définis.

L’emploi des méthodes géophysiques en exploration géothermique est classique :

- méthodes potentielles, gravimétrie et magnétisme, pour délimiter les structures,détecter des zones affectées par une altération hydrothermale (démagnétisation,abaissement de la densité) ou des zones silicifiées (augmentation de la densité) ;

- méthodes électriques ou électromagnétiques (EM) pour détecter les anomaliesconductrices qui sont classiquement supposées marquer la présence de fluides oude minéraux hydrothermalisés ;

- sismique réflexion et parfois réfraction pour l’exploration des bassins sédimentaires ;

- éventuellement, utilisation de la microsismicité pour localiser des zones actives defracturation.

Un état de l’art des méthodes géophysiques d’exploration des ressourcesgéothermiques avait été présenté par Wright et al. en 1985. Cependant, les avancéesen matière de mesures sur le terrain et de logiciels de traitement et d’interprétationainsi que l’expérience acquise ces dix dernières années permettent de reconsidérer

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l’application des méthodes géophysiques pour l’exploration des champsgéothermiques. En particulier :

- en gravimétrie et magnétisme, l’amélioration des techniques d’acquisition (levésaéromagnétiques haute résolution et haute sensibilité) et des logiciels de traitementet d’inversion ;

- l’existence d’équipements de mesures électriques et EM qui permettent l’acquisitionet le traitement en temps quasi réel. En particulier, les équipements modernes demagnétotellurique (MT) permettent d’acquérir plusieurs stations de mesure à la foiset traiter les données correspondantes simultanément. Dans les deux cas, lesordinateurs portables permettent l’inversion des données en 2D sur le terrain ;

- en sismique réflexion, l’expérience acquise sur des champs en Californie montreque l’application de cette méthode est possible, bien que traditionnellement, elle aitété écartée des terrains volcaniques du fait de l’absence de réflecteurs cohérents.

Le premier but de ce rapport est de faire le point sur les méthodes les plus utilisées enexploration géothermique et de montrer, exemples à l’appui, quelles sont les avancéessignificatives qui peuvent réellement contribuer à augmenter la connaissance duréservoir, et donc les chances de forage positif.

Par ailleurs, les exemples d’application de la géophysique à des champs situés dansles arcs volcaniques liés à la subduction sont particulièrement intéressants car ilspeuvent être riches d’enseignement pour les Antilles, où se trouvent deux des troiszones volcaniques des DOM : la Guadeloupe et la Martinique. La deuxième partie dece rapport est donc consacrée à l’étude de quelques cas de champs géothermiques encontexte volcanique insulaire.

Des fiches, destinées à donner au lecteur un aperçu synthétique et pratique desdomaines et conditions d’application ainsi que de la mise en œuvre des méthodes sontprésentées en annexe.



2. Méthodes géophysiques appliquées à lareconnaissance des systèmes géothermiques

haute température

Les méthodes géophysiques pouvant être utilisées pour la reconnaissance dessystèmes géothermiques de haute température sont nombreuses (Wright et al., 1985).Pour évaluer comment et dans quelles conditions d'environnement géothermique, cesméthodes peuvent et doivent être utilisées, il est nécessaire de discuter lescaractéristiques générales et schématiques des systèmes géothermiques tels qu'ilssont universellement acceptés. Le cas des environnements volcaniques, qui nousintéresse, est traité en priorité.

Cette réflexion conduit à définir les différents types de cible géophysique qui peuventêtre recherchées dans différents environnements géothermiques, de discuter lapertinence et les limites d'application des différentes méthodes, de donner les clefsd'interprétation géothermiques des observations géophysiques.

2.1. MODÈLE GÉOPHYSIQUE DES SYSTÈMES GÉOTHERMIQUES(d'après Wright & al., 1985)

Les principaux systèmes géothermiques haute température correspondent à dessystèmes de convection de fluides chauds, salés et réactifs en mouvement selon desmouvements de convection (ill. 1).

Un pluton intrusif dans la croûte superficielle se refroidit par perte de chaleurconductive. Dans un milieu perméable, la convection hydrothermale se développe etdomine le processus de refroidissement. Les eaux météoriques accédant aux grandesprofondeurs sont réchauffées par l'intrusion. L'eau chaude vaporisée remonte vers lasurface du fait de sa faible densité et du gradient hydraulique créé par les eaux froidesà l'extérieur de la colonne chaude. En se rapprochant de la surface, les fluides serefroidissent et plus denses, finissent par s’écouler per descensum le long de lacolonne chaude. Une cellule de convection ou une série de cellules se développe ainsi.

La majeure partie de l'eau et de la vapeur des systèmes hydrothermaux provient deseaux météoriques. En se déplaçant dans les réservoirs souterrains, la composition desfluides est modifiée par dissolution des minéraux primaires et précipitationd'assemblages secondaires. Les fluides s'enrichissent en NaCl et s'appauvrissent enMg. Les salinités peuvent varier de moins de 10 000 ppm dans des environnementsvolcaniques à plus de 250 000 ppm dans des bassins sédimentaires particulièrementsalés.



Illustration 1- Modèles géologiques schématiques de système haute température -a) strato-volcan andésitique - b) terrains volcaniques acides ou bi-modaux

(d’après Wright et al., 1985).



Les minéraux d'altération présentent un zonage marqué dans la plupart des systèmes.Sous la nappe phréatique, argile, quartz et carbonates sont les minéraux secondairesdominants pour des températures inférieures à 225 °C. Chlorite, illite, épidote, quartz etdes feldspaths potassiques deviennent les plus courants à plus haute température.Dans ces conditions (au delà de 250 °C), un métamorphisme de faciès Schiste vert ouplus élevé peut apparaître avec pour conséquence une densification significative dumilieu.

La précipitation des silicates se produit à mesure que les fluides se refroidissent. Laperméabilité et la porosité du milieu peuvent alors être notablement réduites : lesommet du réservoir de fluide riche en NaCl peut se colmater et son expansion vers lasurface être stoppée. Toutefois, vapeur et gaz peuvent passer cette limite et interagiravec les eaux météoriques situées au-dessus. Le produit de cette interaction estgénéralement une eau de pH neutre, riche en bicarbonate et/ou sulfate de sodium, quiforme un réservoir géothermique secondaire.

2.2. MÉTHODES ET CIBLES GÉOPHYSIQUES

2.2.1. Géomagnétisme

La prospection géomagnétique a pour objet la mesure des variations du champmagnétique terrestre (exprimées en nanoTesla ou en Gamma) causées par desmodifications des propriétés magnétiques des structures et formations géologiques desub-surface. Les mesures peuvent être réalisées au sol ou à une certaine altitude au-dessus de la surface de la terre, dans le cas des campagnes aéroportées.

Le magnétisme d’une roche peut avoir été acquis lors de sa création ou des évolutionsqu’elle a subi sous l’influence d’un champ magnétique ancien (aimantation rémanente)ou être induit par le champ actuel. Dans ce dernier cas, l’aimantation est dirigée selonle champ magnétique terrestre et lui est proportionnelle, le facteur de proportionnalitéétant la susceptibilité magnétique. Susceptibilité (tabl. 1) et aimantation sont fonctionde la teneur des roches en minéraux magnétiques (principalement magnétite, ilménite,hématite et pyrrhotite). Les formations sédimentaires qui contiennent trèsgénéralement très peu de ces minéraux ont donc des susceptibilités très faiblescomparées à celles des roches ignées ou métamorphiques.

La forme et l’amplitude de l’anomalie magnétique créée par un corps aimanté donnévarient selon :

- la géométrie du corps (forme, orientation, pendage) ;

- la latitude magnétique du lieu de mesure (ill. 2 ) : au pôle magnétique nord, lechamp inducteur est vertical, maximal et orienté vers le bas et les anomaliesd’origine induite sont symétriques, centrées sur les structures qui les créent et ontune amplitude positive maximale. A d’autres latitudes magnétiques, le champinducteur a une inclinaison différente de 90° et il induit des anomalies bipolaires(ill. 2).



Tableau 1 - Susceptibilités magnétiques de quelques minéraux et roches (en SI, pour convertiren CGS, diviser par 4 π).

Illustration 2 - Anomalie d'une sphère magnétique à 45° de latitude nord (à gauche) et au pôlemagnétique nord (à droite) (d'après site internet de la Colorado School of Mine:

http://www.mines.EDU/fs home/tboyd/GP311/).



La réduction au pôle est le calcul du champ qui aurait été mesuré au pôle magnétiquenord sur les mêmes structures, aimantées verticalement (induites). Elle permet delocaliser plus facilement les corps magnétiques responsables des anomalies et derenforcer les structures dont l’effet est atténué sur le champ d’origine du fait de leurorientation (N-S, en particulier). L'interprétation géologique du champ réduit au pôle estdonc plus facile et plus intuitive que celle du champ magnétique mesuré. Lesanomalies bipolaires deviennent alors des anomalies unipolaires, centrées sur lesstructures qui en sont les causes.

L’emploi de la réduction au pôle présente cependant des limitations :

- l’existence de magnétisme rémanent ayant une direction et un sens différent deceux du champ actuel n’est généralement pas prise en compte par la réduction aupôle. Il peut en résulter des anomalies réduites au pôle décentrées par rapport à lasource et non symétriques. Si le champ rémanent est colinéaire, de sens opposé etplus fort que le champ actuel (aimantation inverse), l’anomalie sera bien localiséemais de signe inversé. Certains programmes permettent de prendre en compte lemagnétisme rémanent lors du calcul de la réduction au pôle, mais encore faut-ilconnaître son orientation et son amplitude (ce qui est très rare) afin de calculerl’aimantation totale, somme vectorielle des aimantations induite et rémanente ;

- aux basses latitudes magnétiques (< 30°), les composantes de direction nord-sudétant très amplifiées par la transformation, il y a un risque de renforcement exagérépar amplification du bruit.

Dans l'environnement des champs géothermiques haute température en milieuvolcanique, on observera des anomalies du champ magnétique réduit au pôle dans lesconditions suivantes :

- forte teneur en minéraux magnétiques principalement dans des roches basiques :en présence du champ magnétique terrestre, ces formations vont répondre encréant des anomalies intenses, d’origine induite, qui pour des structures verticalesseront majoritairement positives et symétriques ;

- aimantation rémanente des roches : lors du refroidissement des laves ou desintrusions, les minéraux magnétiques cristallisent en tendant à s'aligner avec ladirection du champ magnétique terrestre existant à ce moment. Les anomaliesrésultantes seront généralement bipolaires, même après réduction au pôle. Lesmatériaux mis en place pendant une période d'inversion du champ magnétiqueterrestre pourront se manifester par des anomalies symétriques et négatives ;

- processus d'altération chimique qui réduisent graduellement la teneur en minérauxmagnétiques des roches : la transformation de la magnétite en pyrite ou ladestruction de la magnétite du fait de l'altération hydrothermale, observées surdifférents champs géothermiques en milieu volcanique, se manifestent par desanomalies négatives ou peu intenses (Wright et al., 1985 ; Allis, 1990) ;



- remaniement des roches volcaniques dans des dépôts éluviaux, fluviatiles et marinsoù les aimantations rémanentes des différents éléments présentent des directionsaléatoires : l'aimantation résultante est faible et les anomalies magnétiques sont peuintenses.

Outre la réduction au pôle, l’interprétation des données magnétiques peut égalementfaire appel à d’autres traitements tel le gradient vertical, le signal analytique, les cartesombrées qui permettent de faire ressortir les structures les plus superficielles ou lesplus fines, comme des fractures ou des dykes. Des méthodes de modélisation oud’inversion permettront également de décrire des modèles possibles de répartition dessources magnétiques. En particulier, la réalisation de cartes d’aimantation apparente(ill. 3 ) peut être très utile pour isoler les différentes sources magnétiques, intrusions àaimantation normale, à aimantation inverse, zone démagnétisée (Okuma, 1998).

Illustration 3 - Carte d’aimantation apparente du volcan Akita-Yakeyama plaquée sur unombrage de la topographie (d’après Okuma, 1998) : comparaison avec les observations

de terrain (mesures d’aimantation et manifestations hydrothermales).

La destruction de la magnétite par altération hydrothermale a été observée dans denombreux champs géothermiques, comme Taupo, en Nouvelle-Zélande ou Olkaria, auKenya. Sur le système de Wairakei, en Nouvelle-Zélande, la forte atténuation dessusceptibilités magnétiques à partir de 1 km de profondeur a pu être observée par desmesures sur des échantillons de forages (Allis, 1990). Ces démagnétisationsapparaissent dans les zones où se concentrent les remontées des fluides les pluschauds (geysers, sources chaudes).



La prospection magnétique pourra également contribuer à la connaissance structuralerégionale du site et aider à la cartographie géologique et à la localisation des zones defracture. Ainsi, en Islande (ill. 4 ), une prospection de magnétisme au sol a permis delocaliser des systèmes de dykes qui contrôlent la circulation des fluides géothermiques(Flovenz et al, 2000).

Illustration 4 - Superposition de dykes localisés par prospection magnétique au sol avec unecarte de gradient thermique. On observe trois dykes convergeant vers la zone productive

(d’après Flovenz et al., 2000).

L’interprétation des gradients magnétiques révélés par le levé aéroporté hautesensibilité réalisé sur la Dixie Valley (ill. 5) a permis de cartographier dans le détail denombreuses failles superficielles caractéristiques du système géothermique.



Illustration 5 - Gradient horizontal magnétique ombré permettant de cartographier lesdiscontinuités magnétiques sur le prospect de la Dixie Valley. La relation avec les sources

apparaît clairement (d’après Smith et al., 2002).

Les données magnétiques peuvent également être utilisées pour estimer les variationsde profondeur de la base des sources magnétiques, surface qui correspond à laprofondeur à partir de laquelle les roches perdent leur aimantation sous l’effet de lachaleur. Pour des roches de composition minéralogique homogène, cette surfacecorrespond à un isotherme, dit de Curie (Bhattacharrya et Leu, 1975, Okubo et al.,1985). Pour les deux minéraux les plus fortement magnétiques, la magnétite et lapyrrhotite, la température de Curie est respectivement de 580 °C et de 320 °C. Pourles titano-magnétites et les hématites, elle est variable en fonction de la compositionchimique (de 200 à 670 °C), mais lorsqu’on s’éloigne de la composition de la magnétitepure, les aimantations des titano-magnétites diminuent très rapidement et lacontribution de ces minéraux à l’aimantation globale des roches devient faible. Enpratique, on fait l’hypothèse que les grandes longueurs d’onde du champ magnétiquesont peu affectées par les variations lithologiques et peuvent être principalementinterprétées par la géométrie de la surface de Curie. On peut donc en déduire desinformations sur la thermicité régionale (cf. par exemple sur l’île de Kyushu, au Japon,illustrations 6 a, b, c et d ).



a) Champ magnétique. Espacement des courbes 20 nT

b) Champ magnétique basse fréquence. Espacement des courbes 20 nT

Illustration 6 - Sur l’île de Kiushu, au Japon, on observe une corrélation entre les plus fortesvaleurs du flux de chaleur et les plus faibles profondeurs de la surface de Curie

(d’après Okubo, 1985)



c) Profondeurs de Curie. Espacement des courbes 1 km ; ×1 et ×2 : sites de production ;triangles : volcans en activité

d) Flux de chaleur mesuré. Espacement des courbes 1 HFU = 42 mW/m²

Illustration 6 - Sur l’île de Kiushu, au Japon, on observe une corrélation entre les plus fortesvaleurs du flux de chaleur et les plus faibles profondeurs de la surface de Curie

(d’après Okubo, 1985). (suite et fin)



2.2.2. Gravimétrie

La gravimétrie consiste à étudier les anomalies du champ de la pesanteur qui sontdues à des variations de densité du sous-sol.

Si on se réfère au tableau 2 ci-après, les principaux contrastes de densité attendusdans des contextes volcaniques sont liés, d’une part, aux variations de compositionchimique des intrusions, d’autre part, aux variations de porosité des formations. Ainsientre une rhyolite et un basalte, on pourra observer un contraste de densité moyen del’ordre de 0,47. Entre une rhyolite massive et un tuf rhyolitique ayant une porosité de40 %, on aura un contraste de 1 si la formation est sèche et de 0,5 si elle est saturée.Des contrastes élevés apparaîtront donc entre les laves massives et les dépôtspyroclastiques (brèches, tufs). Dans une caldera, ces derniers, sans avoir une aussifaible densité que les ponces (0,8) du fait de la compaction, pourront probablementprésenter des densités moyennes inférieures à 2. Dans une roche réservoir saturée, cecontraste dépendra de la nature et de l’état des fluides, liquide ou vapeur.

Tableau 2 - Densités des roches ignées (d’après Chouteau, 1999).



Plusieurs études comportent des mesures de densités effectuées sur des échantillonsde forage (tabl. 3, 4 et 5). Ces mesures concernent généralement la densité de lamatrice et peuvent donc être assez différentes de la densité des formations en placequi dépendra de la porosité, de la compaction (profondeur) et de la nature des fluides.

Tableau 3 - Densités mesurées sur des échantillons d’un forage sur le site de Telaga-Bodas(d’après Tripp et al., 2002).

Les anomalies gravimétriques positives (relativement à leur environnement), autrementappelées lourdes, sont des cibles géothermiques d’intérêt car elles peuventcorrespondre à différents milieux en relation directe avec le système géothermique :

Une densification de terrains poreux par dépôts de silicates et de calcite et parmétamorphisme de type schiste vert : la densification peut être de 0,3 à 0,5 suivantles minéraux déposés (Allis, 1985). Elle peut être encore amplifiée si des sulfureset/ou des épidotes sont également déposés. A Broadlands et Ohakuri, dans lazone volcanique de Taupo, en Nouvelle-Zélande, une densification de 0,4 a étémesurée en forage dans des brèches, des ignimbrites et laves rhyolitiques etdacitiques, présentant initialement des densités de 1,8 à 2,5 et des porosités de 0,2à 0,5 (ill. 7). Des modélisations gravimétriques quantitatives ont montré que cettedensification doit s’étendre sur 1 km de profondeur.



Tableau 4 - Densités mesurées entre 800 et 1 800 m de profondeur dans des forages du sited’Awibengkok (d’après Tripp et al., 2002 – données Unocal 1997).

Tableau 5 - Densités mesurées sur le site de la caldera rhyolitique de La Primavera,au Mexique (d’après Alatorre-Zamora et Campos-Enriquez, 1991).



Illustration 7 - Exemple de densification par altération hydrothermale dans la zone volcaniquede Taupo : a) Broadlands ; b) Ohakuri.



- en milieu sédimentaire, l’altération hydrothermale produit généralement unedensification (par exemple, Salton Sea et golfe de Californie). Par contre, dans desformations initialement denses, la porosité est trop faible pour que la densificationsoit possible et l’altération peut être à l’origine d’une anomalie gravimétriquenégative (par exemple, The Geysers) ;

- des intrusions de roches magmatiques denses, sources de chaleur (exemple duMont St-Helens, d’après Williams et al., 1987).

Des anomalies gravimétriques légères (ou négatives par rapport à leur environnement)peuvent être dues à :

- des milieux poreux peu ou pas colmatés, peu ou pas métamorphisés pouvant jouerle rôle de réservoir géothermique (exemple de l’interprétation de la caldera de laPrimavera, au Mexique, ill. 8 ) ;

- une altération dans des zones de failles et fractures pouvant servir de drain pour lesfluides hydrothermaux.

Illustration 8 - Interprétation de l’anomalie gravimétrique de la caldera de la Primavera :une anomalie négative correspond au remplissage léger de la caldera par des tufs,

des rhyolites et des sédiments récents (d’après Alatorre-Zamora et Campos-Enriquez, 1991).

Tout comme le géomagnétisme, la gravimétrie permet, en outre, de définir desstructures d'extension locale ou régionale qui peuvent s'avérer très utiles pour guiderles reconnaissances ou établir un cadre structural régional responsable de la mise enplace d'un champ géothermique (ill. 9).



Illustration 9 - Anomalie gravimétrique résiduelle du prospect de la Dixie Valley avec localisationdes sites productifs : les gradients gravimétriques marquent le système de failles actives qui

contrôlent le champ. Dans la vallée, une anomalie négative correspond au remplissagede sédiments légers (d’après Blackwell et al., 1999 ).

2.2.3. Méthodes électriques et électromagnétiques : la résistivitéélectrique des roches et le contexte géothermique

Les méthodes électriques et électromagnétiques s'appliquent à mettre en évidence lesvariations de résistivité du sous-sol. L’utilisation de ces méthodes a accompagné cellede l’énergie géothermique, car la faible résistivité des roches a toujours été considéréecomme un bon indicateur de la présence d’un réservoir géothermique ou de sacouverture étanche. L’expérience acquise ces dernières années a montré que l’objectifétait de rechercher non seulement les corps conducteurs correspondant au chapeaud’argile (« clay cap » en anglais), mais aussi les corps résistants sous-jacents pouvantêtre associés plus directement au réservoir.



L’illustration 10 présente un modèle conceptuel de répartition des résistivitésélectriques d'un système géothermique typique. Les zones les plus superficielles et lesplus froides sont caractérisées par une altération en smectite, argile électriquementtrès conductrice qui se forme à plus de 50 °C. Selon Anderson et al. (2000), dans unenvironnement andésitique, une argile moins conductrice, l'illite remplaceprogressivement la smectite au fur et à mesure que la température augmente, dansune proportion atteignant 70 % d'illite à 180 °C. Au-dessus de cette température, lateneur en smectite continue de diminuer et l'illite pure apparaît généralement au-delàde 220 °C, ainsi que d'autres minéraux d'altération haute température de l'assemblaged'altération propylitique (chlorite, épidote,...). La résistivité de la zone à smectite etsmectite-illite est déterminée en premier lieu par le type et l'intensité de l'altération etdeuxièmement par la salinité, la saturation et la température des fluides. Elle s'établitgénéralement entre 1 et 10 ohm.m. A plus haute température, comme la teneur enargile conductrice diminue, la résistivité des formations augmente vers des valeurscontrôlées également par la température, la porosité et la température des fluides(Ussher et al., 2000). Cependant, la porosité diminuant avec la profondeur, l’effet desfluides est moindre et les résistivités typiques de la zone propylitique s'établissent entre20 et 100 ohm.m.

Illustration 10 - Modèle géo-électrique conceptuel d'un système géothermique typique (d’aprèsJohnston et al., 1992).

Ce modèle est bien validé grâce à des observations géophysiques et en forageréalisées sur plusieurs sites en Islande (Arnason et al., 2000) dans desenvironnements basaltiques, baignés d’eau douce comme d’eau de mer ainsi que dansdifférents environnements volcaniques à travers le monde (Usher et al., 2000 ;Mulaydi, 2000).



Dans une région de faible relief, le niveau à smectite se situe à l’aplomb de la zonechaude et les anomalies superficielles de faible résistivité sont un bon indicateur de laprésence du champ géothermique. En présence de relief, ces anomalies peuvent êtredéplacées du fait du gradient hydrologique (ill. 11) et une interprétation en 3dimensions est nécessaire. En conséquence, Anderson et al. (2000) suggèrent que lacartographie de la profondeur de la base du niveau conducteur, qui correspondapproximativement à l’isotherme 180 °C, fournit une image qualitative de l’enveloppede l’anomalie thermique. La localisation du réservoir doit être basée sur l’interprétationdu modèle de résistivité calculée et de sa géométrie plutôt qu’à partir des cartes derésistivité apparente ou de conductance qui étaient classiquement utilisées (Andersonet al., 2000).

Illustration 11 - Généralisation du modèle électrique des systèmes géothermiques en présencede relief (d’après Anderson et al, 2000).



Les zones de failles et de fractures, drains possibles des fluides géothermaux chaudset salés, qui ne correspondent pas exactement à ce schéma ou peuvent êtreconsidérés comme des éléments d’un système convectif seraient, de la mêmemanière, caractérisés par des anomalies plus ou moins conductrices suivant leurprofondeur, les types d’altération, la teneur en fluide et la température.

Par ailleurs, les variations de résistivité électrique peuvent être liées à la présence devapeur dans le réservoir géothermique. C’est le cas des champs géothermiques àvapeur dominante ou des champs à liquide dominant dans lesquels une couche devapeur se forme au sommet du réservoir, par baisse de pression due à l’exploitation.Des mesures sur des échantillons du champ des Geysers en Californie oud’Awibengkok en Indonésie ont montré que des augmentations de résistivité pouvaientaussi correspondre à des zones de perméabilité élevée avec présence de vapeur(Roberts et al., 2000).

Les méthodes géophysiques d’exploration de la distribution de la résistivité électriquedans le sous-sol se regroupent en deux grandes familles :

- celles qui mesurent, au moyen d’électrodes, le champ électrique généré parl’injection d’un courant continu dans le sous-sol ;

- celles qui mesurent le champ électromagnétique naturel ou émis par une sourceartificielle connue.

Au vu de ce qui est utilisé habituellement en exploration géothermique, nous avonschoisi de présenter ici :

- une méthode avec injection de courant continu : le panneau électrique (ou ERT,« Electrical Resistivity Tomography » ou « electrical imaging » en anglais) ;

- une méthode électromagnétique avec source naturelle lointaine : lamagnétotellurique (MT), parfois couplée au TDEM (« Time DomainElectroMagnetism » en anglais), pour corriger les effets de distorsion statique ;

- une méthode avec source électromagnétique contrôlée : la CSAMT (Audio MT avecsource contrôlée, « Controlled Source AudioMagnetoTelluric » en anglais).

a) Méthodes électriques par injection de courant continu : le panneauélectrique

La prospection par panneaux électriques a pour but de décrire les variations derésistivité en fonction de la profondeur et latéralement, le long d’un profil. Lestechniques utilisées sont classiques : injection d’un courant électrique continu dans lesous-sol au moyen d’une paire d’électrode (dipôle d’injection) et mesure du champélectrique créé à la surface du sol à distances variables des électrodes d’injection aumoyen d’une autre paire d’électrode (dipôle de mesure).

Une coupe verticale de résistivité peut être obtenue par la simple juxtaposition desondages électriques le long d’un profil : les interprétations en 1D de chaque sondagesont alors généralement interpolées d’un sondage électriques à l’autre pour établir lacoupe géoélectrique 1D. Cet ensemble de sondages électrique constitue déjà un



panneau qui peut également être inversé en 2D avec un algorithme adéquat. Desméthodes spécifiques ont cependant été mises au point pour acquérir avec le moins dedifficulté et au moindre coût un ensemble de mesures régulièrement distribuées dansun panneau vertical, dans le but de bien résoudre les objets 2D. L’écartement entredipôles émetteur et récepteur est augmenté de façon à approfondir l’investigation ;émetteur et récepteur sont également déplacés le long du profil de façon à reconnaîtreles variations latérales de résistivité. L’interprétation des résultats, fait appel à desalgorithmes de modélisation 2D qui peuvent prendre en compte la topographie, ce quiest crucial en contexte volcanique à fort relief.

La résistivité apparente est établie en mesurant l’intensité et la tension pour lesdifférentes combinaisons d’émetteur et de récepteur. Les mesures sont présentéessous forme de pseudo-coupe de résistivité apparente dont l’axe des abscissescorrespond à la position le long du profil, et l’axe des ordonnées correspond au rang(pseudo-profondeur) de la mesure. L’inversion 2D de cette pseudocoupe prend encompte l’ensemble des mesures et aboutit à une distribution continue des résistivitéscalculées le long du profil en fonction de la profondeur.

La ré-interprétation des données électriques du champ de Cerro Prieto au Mexique(ill. 12) est un exemple d’application des méthodes d’interprétation en 2 D de donnéesde résistivités acquises par méthodes électriques. Les données de sondagesSchlumberger et de profils dipôles-dipôles acquis entre 1977 et 1979 ont été inverséesde manière à obtenir une image des résistivités calculées à partir des données derésistivité apparente (Charré-Meza et al., 2000). A Cerro Prieto, la ressourcegéothermique est localisée entre 2 et 3 km de profondeur, dans les sédimentsdeltaïques très conducteurs (1 à 3 ohm.m) de l’embouchure du Colorado, à l’aplombd’une remontée du manteau correspondant à un bassin en extension (en « pullapart »), le long de l’extrémité sud de la faille San Andreas. Il est remarquable que leszones productrices soient plutôt marquées par une légère augmentation de larésistivité, ce qui avait déjà été noté également par la magnétotellurique (Gamble et al.,1979). L’apparition d’argiles d’altération peu conductrices (chlorite et épidote) à destempératures supérieures à 220-230 °C peut être la cause de cette augmentation. Lesrésistivités supérieures à 10 ohm.m à l’ouest et au centre sont attribuées ausoubassement granitique. Vers l’est, les auteurs les interprètent comme une arrivéed’eau froide superficielle, non chargée en sels.



Illustration 12 - Exemple d’inversion en 2 dimensions de données de résistivité électrique enconfiguration sondage électrique vertical (Schlumberger) et dipôle-dipôle. Champ géothermique

de Cerro Prieto, Mexique, d’après Charré-Meza et al., 2000.

b) Les méthodes électromagnétiques (EM)

Ces méthodes se différencient des méthodes électriques par l’étude d’un champvariable, soit dans le domaine fréquentiel, soit dans le domaine temporel et par lamesure systématique du champ magnétique, parfois couplé à celle du champélectrique. Elles offrent l’avantage de pouvoir pénétrer au travers de couchesrésistantes qui jouent le rôle d’écran pour les méthodes en courant continu. Parailleurs, il n’est pas nécessaire de réaliser des profils de plusieurs kilomètres de longpour atteindre des profondeurs supérieures à 500 m et le diamètre des bouclesd’injection ou la longueur des dipôles d’injection/mesure dépassent rarement 400 m.Les méthodes électromagnétiques se divisent en deux grandes catégories, celles avecémetteur « lointain » (source naturelle ou artificielle) et celles avec émetteur« proche ». Parmi celles-ci, le cas particulier des méthodes avec émetteur en surfaceet récepteur en forage n’est pas abordé ici, car elles nécessitent des technologieshautes températures pour la partie récepteur, encore peu répandues.



Dans leur évaluation des méthodes électromagnétiques pour l’explorationgéothermique, réalisée sur la base de la modélisation d’un réservoir à 25 ohm.mrecouvert par un clay cap à 5 ohm.m Pellerin et al. (1996) privilégient les méthodesutilisant le champ électrique (MT, LOTEM pour les grandes profondeurs) du fait del’accumulation de charges électriques aux frontières entre les milieux par rapport auxméthodes qui mesurent seulement le champ magnétique (TEM). Toutefois la résolutionlatérale de ces dernières méthodes serait supérieure (Kajiwara et al., 2000).

c) Méthode EM avec source naturelle : la magnétotellurique (MT)

Elle consiste à mesurer simultanément à la surface du sol les 2 composanteshorizontales du champ électrique naturel ou tellurique (Ex et Ey) et les deuxcomposantes horizontales du champ magnétique naturel (Hx et Hy). On mesure aussile champ magnétique vertical Hz qui apporte des informations sur les cibles 2D et 3D.Après transformée de Fourier temporelle, on obtient selon chaque direction x ou y, unsondage de résistivité apparente, ρa, en fonction de la période T, suivant la formule deCagniard :

Hj(T)²Ei(T)²

0.2T(T)ji,aρ ≈ (1)

où Ei est exprimé en mV/km, Hj en nanoTesla et ij = xy ou yx, ρa en ohm.m, T en s.

Ei(T)² et Hj(T)² sont les spectres de Fourier des composantes en question pour unepériode T. La profondeur de pénétration de la méthode peut être évaluée par laprofondeur de peau, p qui est fonction de T et de la résistivité électrique des terrains :

T0.5T102π

1p ρρ ≈= (2)

où p est exprimée en km, ρa en ohm.m, T en s.

Pour les fréquences inférieures ou égales à 1 Hz, les variations des champsmagnétiques et telluriques ont leur origine dans les interactions entre la terre, sphèreaimantée en rotation, et l’ionosphère, couche de particules ionisées par le vent solaire.Les variations à des fréquences supérieures au Hz sont liées à l’activité orageuseatmosphérique. La faible amplitude et le caractère aléatoire des signaux naturelsexpliquent la dispersion observée dans l’estimation de la résistivité apparente. Engénéral, l’utilisation d’une référence magnétique éloignée permet d’éliminer les sourcesde bruit locales (Gamble et al., 1979), qui se caractérisent par des variations noncorrélées avec le champ de référence.

Le traitement complet des données magnétotelluriques consiste à calculer le tenseurd’impédance (Z), qui relie pour une fréquence ω donnée les champs E et H :

=

Hy(ωy

Hx(ωx

Zyy(ωy

Zxy(ωx

Zyx(ωy

Zxx(ωx

Ey(ωy

Ex(ωx.



Dans ce cas la résistivité apparente se calcule comme suit :

( )2ϖ= Zxyω

2π0,2xyρ et ( )2ϖ= Zyx

ω

2π0,2yxρ (3)

Le tenseur Z contient toutes les informations nécessaires à l’interprétation en une,deux ou trois dimensions, consistant à déterminer la distribution en profondeur de larésistivité électrique. Le tenseur est calculé dans le domaine des fréquences, c’est-à-dire après transformation de Fourier des signaux temporels mesurés sur le terrain. Unerotation du tenseur est ensuite effectuée dans la direction qui maximise la somme deséléments non diagonaux (Zxy + Zyx), de façon à se rapprocher au mieux d’un cas àdeux dimensions. Il existe une indétermination de 90° dans le choix de cette direction.Cette ambiguïté peut être cependant levée en utilisant le tipper, paramètre dérivé duchamp Hz. Si l’on considère une structure présentant une direction d’allongementpréférentiel dans le plan horizontal (structure 2D), la composante d’impédance obtenuepour un champ électrique parallèle à la direction de la structure est appelée mode TE(Transverse Electric en anglais) alors que la composante obtenue pour un champélectrique perpendiculaire est appelée TM (Transverse Magnetic en anglais). Le modeTM est généralement préféré pour définir la géométrie des structures car il montre desréponses plus contrastées aux limites latérales des hétérogénéités.

Les performances actuelles de l’informatique et de l’électronique permettent d’assurerla qualité des données acquises sur le terrain. Cependant, les problèmes liés auniveau du signal naturel demeurent, ainsi que ceux induits par la proximité de corpsconducteurs superficiels. Ces derniers ont pour effet principal de multiplier le champélectrique par un facteur indépendant de la fréquence, ce qui a pour effet de décalerverticalement les courbes de résistivité apparente (effet statique). La mise en œuvre enparallèle de sondages électriques ou TDEM basés sur la mesure du signalmagnétique, moins affecté par les conditions superficielles, permet de recaler lescourbes de résistivité apparente et d’avoir une meilleure résolution pour les couchessuperficielles (Pellerin L., Hohmann G.W., 1990).

Un exemple récent d’application de la MT a été réalisé sur le site géothermique deMonte Amiata en Italie. Ce volcan récent (0,3 m.a.) appartient au volcanisme Plio-Quaternaire du nord de la Méditerranée, conséquence de la subduction de la plaqueAdriatique sous l’Italie. Le profil de 26 stations espacées de 1 km est complété par desdipôles telluriques de 200 m de long de façon à obtenir une mesure continue du champélectrique (ill. 13). Le champ magnétique est supposé ne pas varier de façonsignificative à l’échelle du kilomètre. Deux stations MT complètes sont acquises en unejournée en même temps que 8 dipôles telluriques, soit 2 km de profil. Une deuxièmeoriginalité de cette campagne est l’utilisation d’une référence très éloignée à 50 kmpour éliminer l’effet des trains sur les basses fréquences. Les effets statiques dedécalage des courbes de résistivité apparente sont corrigés à l’aide de sondagesélectriques verticaux qui fournissent une meilleure appréciation des résistivités desterrains superficiels.



Illustration 13 - Mise en œuvre de la MT sur le site de Monte Amiata : acquisition simultanée dedeux stations MT complètes (2 champs telluriques et 3 magnétiques) plus 8 dipôles telluriques

supplémentaires. La référence très éloignée est située sur l’île de Capraia(Fiordelisi et al., 2000).

L’illustration 14 montre l’utilisation de la référence très éloignée pour corriger les effetsdes trains sur les basses fréquences (F< 0,1 Hz ou T>10 s). Bien que les courbes avecla seule utilisation d’une référence locale (à 1 km) semblent avoir des barres d’erreurplus petites (ill. 14 – partie gauche) la remontée des courbes de résistivité apparenteavec des pentes proches ou supérieures à 1 et des phases proches de 0 indiquent lacontamination des données par l’alimentation en courant continu des chemins de fer.Après correction (ill. 14 – partie droite), les données semblent de plus mauvaisequalité, mais elles sont interprétables jusqu’à 0,02 Hz environ, ce qui est largementsuffisant pour atteindre les profondeurs auxquelles est située la source de chaleur(quelques kilomètres).

L’inversion en 2 D a été réalisée en utilisant le code de Mackie (Rodi et Mackie, 2001)qui calcule le modèle de résistivité en ajustant au mieux les deux modes TE et TMsimultanément (ill. 15). Sous une couche très conductrice superficielle, deux corpsrelativement résistants apparaissent sous Roccalbegna et Murci, probablement liés àdes anhydrites et des unités métamorphiques. Sous Amiata, où est localisé le champgéothermique, ces corps résistants sont remplacés par un terrain relativementconducteur de 10 à 30 ohm.m, sous-jacents à un conducteur de 1 à 3 ohm.m. Laprésence de fluides géothermaux abaisse les résistivités des anhydrites et des unitésmétamorphiques d’au moins un facteur 10. En dessous de 2 km de profondeur, les



Illustration 14 - Graphes des résistivités apparentes et des phases pour le site AM-3, à gauche,traitement classique avec référence locale ; à droite, traitement robuste avec la référence

très éloignée (Fiordelisi et al., 2000).

Illustration 15 - Résultat de l'inversion en 2 D des deux modes, TM et TE(Fiordelisi et al., 2000).



Illustration 16 - « Champ de Monte Amiata »: modèle structural et modèlegéothermique conceptuel obtenu à partir de l’interprétation conjointe de la MT,

de la gravimétrie et de la sismique réflexion (Fiordelisi et al., 2000).

résistivités ne dépassent pas 30 ohm.m sur toute la zone. Cela correspond àl’anomalie crustale d’ampleur régionale due au gradient de température élevé du sudde la Toscane. L’autre fait marquant sur cette coupe est le corps conducteur quiremonte de 6 km de profondeur à 3 km de profondeur entre Murci et Roccalbegna. Lesauteurs suggèrent la présence d’un corps magmatique profond, qui alimente en fluidesà haute température les fractures ouvertes sus-jacentes. Entre les stations 7 et 10, lesrésistivités inférieures à 10 ohm.m se rapprochent de la surface puis s’étendenthorizontalement en direction d’Amiata (stations 11 à 19). Cette anomalie de faiblerésistivité pourrait indiquer une ressource géothermique en profondeur. L’illustration 16est une synthèse de toutes les informations géophysiques recueillies dans cette zone.Le toit de l’anomalie conductrice profonde coïncide avec l’isotherme 300-330 °C etavec la présence d’un corps de plus faible densité détecté par la gravimétrie.



L’illustration 17 montre un deuxième exemple d’interprétation MT (Mulyadi, 2000) sur lechamp de Sibayak (Nord Sumatra, Indonésie), situé à l’intérieur de la caldéra du MontSingkut, dans un contexte d’arc volcanique insulaire. La zone de Sibayak estcomposée d’une formation volcanique quaternaire reposant sur des sédimentstertiaires et pré-tertiaires, dans lesquels est localisée la ressource Haute Température.Des mesures MT et TDEM ont été réalisées en 1992 et 1997, respectivement. Sur lafigure a, les coupes de répartition des résistivités WE et SW-NE, calculées à partir del’interprétation en 1D de la MT, montrent une couche conductrice entre 500 et 1000 mde profondeur attribué à un out flow vers le sud-est et le nord-ouest. Après réalisationdu TDEM, ces mêmes profils ont été ré-interprétés et ont corroboré les résultatsantérieurs (ill. 17 b). L’interprétation en 2D confirme les interprétations en 1D. Lesforages ont mis en évidence que la zone productrice était localisée de préférence dansles couches de résistivité proche de 45-50 ohm.m, qui correspondent à la base desbrèches andésitiques et au sommet des sédiments. La comparaison entre le forageSBY-3 et les sondages MT et TDEM proches montre une bonne corrélation entrel’augmentation de la résistivité à 45 ohm.m, la diminution du contenu en argile,l’augmentation du contenu en silice et les pertes de circulation.

d) Méthode EM avec source artificielle : MT avec sourcecontrôlée (Controlled Source AudioMagneTotellurics CSAMT)

Alors que la MT couvre une bande de fréquences de 0,001 Hz à 100 Hz, qui lui permetd’atteindre des profondeurs de pénétration kilométriques, l’AMT couvre la bande1-10 000 Hz qui correspond au premier kilomètre du sous-sol. La technique desondage électromagnétique CSAMT utilise, dans cette bande de fréquence, unesource de signal artificiel de façon à assurer des enregistrements de meilleur rapportsignal sur bruit.

Différentes sources peuvent être utilisées : il s’agira le plus souvent d’un long bipôleélectrique (1 à 3 km) mis à la terre à ses extrémités (émetteur galvanique)généralement parallèle et équatorial par rapport au profil de mesure (configurationbroadside) ; il peut s’agir aussi d’une boucle de courant fermée (émetteur inductif)placée de façon similaire. Les champs électriques et magnétiques sont mesurés aumoyen de différents dispositifs de dipôles électriques et de capteurs magnétiques,similaires à ceux utilisés en MT.

La condition fondamentale de la CSAMT est que la distance entre l’émetteur et lesstations de mesure soit toujours au moins égale à 6 fois l’épaisseur de peau calculée àla plus basse fréquence d’intérêt (condition dite de champ lointain, nécessaire àl’établissement de l’onde plane). Pour des investigations profondes où les fréquencesrelativement basses sont nécessaires, ceci implique des offsets d’émission importants(de l’ordre de six fois la profondeur d’investigation requise) généralement supérieure à5 km, ce qui en retour exige des puissances d’émission considérables(cf. argumentaire de Pellerin et al., 1996 pour écarter la CSAMT de l’étude desobjectifs profonds).



Illustration 17 - Coupes de résistivités interprétées en 1D sur le champ de Sibayak (Sumatra,Indonésie). a) interprétation réalisée à partir de la MT seule. b) interprétation réalisée à partir dela MT et du TDEM. La résistivité est indiquée par des nombres encadrés. Le pied des forages

est indiqué par les nombres entre parenthèses.



La mesure des champs magnétiques et électriques pour différentes fréquences conduità l’établissement de courbes de résistivité apparente et de phase en fonction de lafréquence qui sont interprétées, dans les conditions de champ lointain, selon lesméthodes et les algorithmes de la MT. Les résultats sont généralement présentés sousla forme de log ou de section de résistivité inversée en fonction de la profondeur.

L’alternative mise en œuvre au BRGM (Bourgeois et al., 1992) pour contourner ceproblème est de ne pas se restreindre à la zone de champ lointain, mais de travailleren champ proche avec un offset d’émission de l’ordre de 2 fois la profondeurd’investigation requise. En contrepartie, la simple formule de Cagniard ne peut pas êtreutilisée : des algorithmes plus complexes mais néanmoins tout à fait compatibles avecles performances des ordinateurs personnels actuels sont appliqués. N’étant pas enondes planes, on ne parle plus de CSAMT mais de CSEM (Controlled Source EM enanglais). Outre l’économie en terme de puissance d’émission, un autre avantage de laCSEM est qu’elle permet une mesure purement magnétique, qui n’est pas sensible auxeffets statiques.

L’étude du site HDR (Hot Dry Rocks = Roches chaudes sèches) d’Ogachi au Japon(Suzuki et Kaieda, 2000) est un exemple d’application de la CSAMT. Celui-ci est situédans une caldera néogène, âgée de 4 à 6 Ma (ill. 18 ). Le soubassement du site estconstitué de roches granitiques pré-tertiaires, sous-jacentes aux roches volcaniquesnéogènes et quaternaires. La zone est marquée par un système de failles normales derejet hectométrique à kilométrique.

Illustration 18 - Géologie autour du site Roches chaudes sèches d’Ogachi (Japon) et coupegéologique interprétée (Suzuki et Kaieda, 2000).



Illustration 19 - Application de la CSAMT sur le champ d’Ogachi. En haut : carte d’implantationdes stations et profil de résistivité apparente suivant la ligne B. En dessous : cartes de

résistivité apparente à différentes altitudes (G.L. : altitude) (d’après Suzuki et Kaleda, 2000).



La CSAMT a été mise en œuvre sur une zone d’env. 2 x 2 km, avec une densité depoints de mesures d’env. 15 points/km² (ill. 19 ). Les signaux EM étaient générés parune source galvanique E-W située environ à 7 km au sud. La fréquence des signauxinjectés était comprise entre 2,1 et 5 120 Hz. A chaque point de mesure, le champélectrique E-W et le champ magnétique N-S étaient mesurés en utilisant un systèmede détection de phase complexe. Les données ont été analysées avec un logicield’inversion 2D. Sur le profil B de l’illustration 19 on remarque qu’une couche de faiblerésistivité (10 à 50 ohm.m) recouvre une zone de résistivité élevée (100 à 1000ohm.m), dont le toit s’approfondit de 400 m à l’est à plus de 1000 m à l’ouest. Lacouche conductrice est elle-même recouverte d’un terrain plus résistant d’environ 100m d’épaisseur. Sur les cartes d’isorésistivité à différentes altitudes, la faille suggéréepar le profil B et qui séparerait les zones de faible et forte résistivité a une orientationNW-SE. Les diagraphies électriques du premier forage OGC-1 permettent d’associer lacouche conductrice aux roches volcaniques néogènes et quaternaires et la coucherésistante au soubassement granitique pré-tertiaire. L’isovaleur 100 ohm.m est utiliséepour cartographier le toit du socle et, en particulier, la faille NW-SE qui borde le sited’Ogachi à l’ouest.

2.2.4. Méthodes sismiques

Ces méthodes font appel soit à la propagation d’ondes acoustiques générées par unesource artificielle (explosif, système vibrant), soit à l’enregistrement des tremblementsde terre et/ou des microséismes. Les premières sont le domaine de la prospection,alors que les secondes utilisent les outils de la sismologie appliquée. Elles peuventêtre utilisées soit pour l’exploration comme aide à la définition du contexte structural oucomme indicateur direct de la présence du réservoir, soit pour le suivi des champs enexploitation.

Du point de vue de la relation entre les paramètres physiques dans un environnementgéothermique et les vitesses de propagation des ondes sismiques, il a été établi queles valeurs de Vp, Vs et du rapport Vp/Vs sont le résultat de la combinaison de :

- la lithologie ;

- le degré de fracturation ;

- la température ;

- la présence d’un fluide, sa pression et son degré de saturation.

En règle générale, la fracturation, la température et la présence d’un fluide ont poureffet de baisser les valeurs de Vp et Vp/Vs. La pression, la température et le degré desaturation apportent des indications sur la présence de vapeur : un champ à vapeurdominante (température élevée, pression et saturation faible) sera caractérisé par desVp et Vp/Vs faibles et un champ à liquide dominant (température relativement plusfaible, pression et saturation élevée) par des valeurs de Vp et Vp/Vs élevées, Vs étantpeu sensible au degré de saturation. L’atténuation des ondes P est aussi très sensibleà la présence d’un mélange liquide-vapeur et peut donc aussi être utilisée pour ladétection des zones contenant de la vapeur.



a) Méthodes sismiques avec source active

Les méthodes sismiques actives ne sont pas employées fréquemment en explorationgéothermique car elles ont été développées principalement pour des objectifspétroliers. Ceux-ci sont situés dans des contextes sédimentaires qui sontgénéralement moins complexes en terme de variations latérales de vitesse que lesmilieux volcaniques.

Les exemples d’utilisation classiques se limitent donc à des champs géothermiquessitués sous des couvertures sédimentaires comme à Larderello en Toscane (Cameli etal., 2000). Dans ce cas précis, la sismique réflexion était utilisée initialement pourdéterminer la structure géologique du site, et par extension les limites de la zonegéothermique. Par la suite, il est apparu que la sismique réflexion était la seuleméthode capable d’apporter la résolution suffisante pour des objectifs situés au-delàde 3 km de profondeur, c’est-à-dire les zones productrices dans les réservoirsprofonds. La grande quantité de données de sismique réflexion acquises à Larderello,cas unique en géothermie, a permis d’améliorer la compréhension des réponsessismiques dans le cas particulier de l’environnement géologique des réservoirsprofonds de Toscane, constituées principalement de roches métamorphiques etintrusives (ill. 20). Même dans le socle métamorphique, il est possible d’observer desréflecteurs souvent bien marqués et continus, parfois faibles et discontinus, maistoujours corrélés d’une ligne sismique à l’autre. La présence de ces réflecteurs dansdes formations caractérisées par des lithologies très homogènes permet de formulerl’hypothèse selon laquelle de tels signaux pourraient être causés par des couches dontles paramètres physiques varient du fait de la fracturation ou de l’éventuelle présencede fluides. De telles réflexions montrent parfois des anomalies dans le signal trèssemblables à celles de points brillants, « bright spots », qui sont associés à des fluidesgazeux dans la recherche pétrolière.

Jusque dans le milieu des années 90, les essais d’utilisation de la sismique réflexioncomme un outil pour l’exploration géothermique se sont basés sur les méthodesconçues par l’industrie pétrolière pour les bassins sédimentaires. Les campagnes desismique avaient surtout pour but de collecter des données de réflectivité et nepossédaient pas d’informations suffisantes pour contraindre des variations latérales devitesses fortes. Des auteurs ont proposé de nouvelles méthodes d’acquisition et detraitement de données, de façon à pouvoir appliquer la sismique réflexion dans descontextes plus compliqués que celui de Larderello (Honjas et al., 1997 ; Unruh et al.,2001). Ces auteurs montrent dans deux exemples en Californie (Coso) et au Nevada(Dixie Valley) que l’imagerie sismique peut apporter des informations précises sur lastructure de champs géothermiques situés dans des roches cristallines et/ouvolcaniques, dans des contextes structuraux complexes. Ils proposent d’abordd’augmenter les distances entre sources et récepteurs (offsets) de façon à permettre lepointer des premières arrivées (réfractées) correspondant aux profondeurs du réservoir(2 à 3 km). Le pointé des réfractées à grands offsets est utilisé pour définir un modèlede vitesse à la profondeur d’intérêt. Une méthode non linéaire d’optimisation basée surla méthode du recuit simulé permet d’obtenir un modèle 2D haute résolution desvitesses Vp. Le modèle 3D est obtenu à partir de l’interpolation entre les lignes



Illustration 20 - Ligne de sismique réflexion dans le champ de Larderello (Italie). Donnéessommées non migrées. Le réflecteur 2 correspond au toit du réservoir supérieur, au contact

entre le flysch et les évaporites. L’horizon 3 est le toit du socle métamorphique. Les horizons 4et 5 dans le socle pourraient correspondre à des zones fracturées et/ou à la présence de fluides

géothermaux (Cameli et al., 2000).



Illustration 21 - Exemple de vues dans le modèle de vitesse Vp en 3 D, champ de Coso(Californie). Les zones à faible vitesse sont associées à la zone de production principale

et à celle du flanc est (Unruh et al., 2001).



sismiques. Le modèle de vitesses calculé par cette technique pour le champ de Cosomontre des variations importantes qui peuvent être associées aux zones de production(ill. 21).

La valeur moyenne de Vp dans ces zones est de l’ordre de 4,6 km/s, alors que lavitesse dans l’encaissant est de l’ordre de 6,1 km/s. Les auteurs proposent d’associercette baisse de Vp à la fracturation et/ou à l’altération hydrothermale des rochescristallines.

La deuxième étape du traitement consiste à appliquer sur les données sismiqueréflexion une migration avant sommation, en utilisant le modèle de vitesse obtenu àl’étape 1 pour imager les structures. Cela permet d’obtenir une image profondeur desréflecteurs en 2 D, plus conforme à la réalité alors que la migration conventionnelleaprès sommation déforme significativement les structures fortement pentées. Cessections sont ainsi plus directement comparables aux profils gravimétriques ou auxcoupes géologiques. Des failles actives et des structures potentiellement perméablesdans les roches cristallines sont imagées selon ce procédé sur la section sismiqueréflexion traitée de l’illustration 22. La faille de Coso Wash, qui est associée en surfaceà des sources chaudes et des altérations hydrothermales, apparaît sur la lignesismique 109 migrée. De plus, un réflecteur de grande amplitude est visible sur cetteligne à 6 km de profondeur, sous la zone de production principale. Ce traitcaractéristique est localisé sous et à côté de quelques-unes des structures volcaniquesles plus récentes de la chaîne centrale de Coso. Il est interprété par les auteurscomme une zone de concentration de fluides et/ou de fusion partielle.

Illustration 22 - Ligne de sismique 109 migrée de direction W-E et passant par la zone deproduction principale du champ de Coso. La trace en surface de la faille de Coso Wash est

corrélée en profondeur avec un réflecteur (B) à pendage Est qui peut être suivi jusqu’à 4,3 kmde profondeur, à l’intersection avec le réflecteur (A). D’autres réflecteurs, dont certains de

grandes amplitudes (C) sont soulignés en grisé (Unruh et al., 2001).



Un autre exemple récent d’application de la sismique réflexion est celui du site HDRd’Ogachi au Japon en parallèle à la ligne B de CSAMT (cf. d) p. 39 et ill. 19).L’illustration 23 montre un exemple de section migrée et d’interprétation. Bien que peuévidents, deux réflecteurs principaux A et B peuvent être définis. Le déplacementvertical entre A et B est de l’ordre de 600 m et ces réflecteurs peuvent être associés àla limite entre conducteur et résistant qui apparaît clairement sur le profil B del’illustration 19. L’utilisation combinée des deux méthodes permet de cartographier lesocle granitique sous les roches volcaniques quaternaires (Suzuki et al., 2000).

b) L’utilisation de la microsismicité et de l’enregistrement destremblements de terre

Des microséismes sont fréquemment associés aux systèmes de convectionhydrothermaux majeurs (Wright et al.,1985) parce que ceux-ci sont situés en zones detectonique active et que la circulation de fluide favorise l’ouverture en cisaillement desmicrofractures et des joints. L’étude de la microsismicité permet donc de caractériserles failles actives qui sont les drains privilégiés des fluides géothermiques dans lesréservoirs fracturés. Mis à part la localisation de ces failles actives, l’utilisation plussophistiquée de la microsismicité peut conduire à des images en trois dimensions desréservoirs, en se basant sur des anomalies des propriétés physiques des milieuxtraversés par les ondes sismiques : vitesses de propagation, atténuation oubiréfringence.

L’étude fine des réservoirs nécessite un réseau de stations sismologiquessuffisamment dense (minimum 10 à 15), réparties autour du champ, et des tempsd’enregistrement relativement longs (plusieurs mois), du fait du caractère aléatoire del’occurrence des microséismes. En matière d’exploration, un alignement de plusieursévénements microsismiques bien localisés est nécessaire pour caractériser une zonefaillée (sans que cela implique la présence d’un fluide géothermique). Des méthodesont été développées récemment, en particulier dans le cadre des projetsgéothermiques HDT, pour augmenter la précision de localisation des microséismes :Joint epicenter, collapsing, multiplets, etc. La précision relative peut atteindre quelquesmètres dans le cas de capteurs en forages situés à proximité des zones de fractures,et quelques dizaines de mètres dans le cas de réseaux de surface. L’illustration 24montre la carte de localisation des microséismes enregistrés sur le champd’Hatchobaru au Japon, entre décembre 1996 et décembre 1998. Les séismes sontdistribués entre 4 km de profondeur (sous le niveau de la mer) et 1000 m d’altitude. Ladétermination des mécanismes au foyer permet de regrouper différents microséismeset de tracer des directions de faille en associant des alignements d’épicentres et desmécanismes au foyer identiques (ill. 25). Ces alignements NW-SE et NE-SWcoïncident avec des alignements repérés sur la carte de résiduelle gravimétrique. Lesauteurs remarquent également que les microséismes sont localisés principalementdans la zone d’anomalie gravimétrique légère et de très faible résistivité, au nord-estde la centrale d’Hatchobaru. Cette zone est supposée avoir une perméabilité élevée etles failles déterminées par la microsismicité devraient constituer des ciblesprometteuses pour les forages.



Illustration 23 - Champ HDR de Ogachi (Japon). Haut : Profil de sismique réflexion migréle long du profil de CSAMT B (ill. 17). Bas : Interprétation géologique. Le rejet de 600 m

dans le socle a été déduit de la sismique réflexion (Suzuki et al., 2000).



Illustration 24 - Champ de Hatchobaru, Japon, distribution en plan (haut) et en coupe (bas) dela sismicité pendant deux périodes successives, 12/96-09/97 (gauche) et 09/97-12/98 (droite),

d’après Nagano et al., 2000. Les carrés indiquent les stations.

Illustration 25 - Champ de Hatchobaru, Japon, distribution des failles et de la sismicité associée(Nagano et al., 2000).



Si les microséismes sont en nombre suffisant et répartis de façon homogène parrapport au réseau de mesure et aux cibles potentielles, une inversion en 3D des tempsde trajets source-capteurs est possible. Elle permet d’obtenir une cartographie en 3 Ddes vitesses de propagations Vp (ondes P) et Vs (ondes S), ainsi qu’une localisationplus précise des microséismes puisque réalisée à partir d’un modèle de vitesse 3 D.Comme il a déjà été dit, les valeurs des vitesses Vp, Vs et du rapport Vp/Vs dans unenvironnement géothermique sont le résultat de la combinaison de différentsparamètres physiques. La cartographie en 3 D des anomalies de Vp/Vs est donc unoutil puissant, en cours d’exploitation d’un champ, pour délimiter les zones où la baissedes pressions du gisement peut entraîner l’apparition de vapeur. Par contre, Vs estplus sensible que Vp au degré d’anisotropie (voir ci-dessous) et le rapport Vp/Vs peutvarier avec l’azimut. Cela peut avoir son importance pour délimiter des structuresfaisant office de barrières ou de drains préférentiels pour la circulation du fluide.

L’illustration 26 montre la comparaison de la pression dans le réservoir à 500 md’altitude avec le rapport Vp/Vs dans le champ d’Olkaria au Kenya (Simiyu et Malin,2002). Le champ nord-est, avec 24 puits forés et une production potentielle estimée à64 MWe, est un champ haute pression à liquide dominant. Les zones nord-ouest etsud de relativement basse pression et Vp/Vs plus faible correspondent aux zonesd’ascension (up-flow) du fluide haute température. Par contre, la zone centrale depressions proches de 100 bars et Vp/Vs>1,78 correspond à la recharge, constituée parun afflux d’eau froide provenant du nord-est.

La méthode de biréfringence des ondes S (shear wave splitting en anglais) est baséesur la décomposition de l’onde S en une onde rapide, parallèle à la fracturation, et uneonde lente, perpendiculaire à la première, lorsque celles-ci traversent des zonesfracturées remplies de fluide. L’analyse fine de la polarisation des ondes S sur lessismogrammes permet de déterminer l’orientation des fractures et leur densité,proportionnelle au délai entre les phases rapides et lentes (Vlahovic et al., 2002). Latomographie en projection inverse et les différences de temps d’arrivée peuvent êtreutilisées pour établir une cartographie en trois dimensions des zones fracturées. Lesillustrations 27 et 28 montrent l’exemple de Caso Diablo dans la caldera de LongValley (EU). Deux zones ont été définies comme des cibles géothermiquespotentielles : la première au centre de la figure entre 1 et 3 km de profondeur et laseconde plus à l’est, vers 2,5 km de profondeur, environ (Simiyu et Malin, 2002).

L’utilisation des tremblements de terre lointains (téléséismes) pour l’étude des champsgéothermiques est une technique qui est plutôt appliquée dans un but de recherchefondamentale. Elle vise à délimiter les contours de la source de chaleur etéventuellement du réservoir, comme des zones d’anomalie de vitesse de propagationet/ou d’atténuation des ondes. Cependant, la résolution de ces méthodes est faible(kilométrique), comparée à l’utilisation des microséismes, du fait de leurs plus grandeslongueurs d’onde.



Illustration 26 - Champ d’Olkaria (Kenya), comparaison des cartes des pressions (en haut) etdes Vp/Vs (en bas) à 500 m d’altitude (Simiyu et Malin, 2002).



Illustration 27 - Carte de la densité de fractures dans la zone de Casa Diablo, par tranches deprofondeur espacées de 0,5 km. Les triangles sont les stations d’enregistrementde la microsismicité. La coupe de la figure suivante est matérialisée sur la carte

à 0,5 km de profondeur (Simiyu et Malin, 2002).

Illustration 28 - Coupe NW-SE de la densité de fractures dans la zone de Casa Diablo (EU).L’échelle de couleur est identique à celle de la figure précédente (Simiyu et Malin, 2002).





3. Exemples de sites géothermiques en milieuinsulaire volcanique bien documentés

3.1. ULUBELU (SUD DE SUMATRA, INDONÉSIE)

Le prospect de Ulubelu (Mulyadi, 2000) est situé en Indonésie, dans la province deLampung au sud de l’île de Sumatra (ill. 29). Sur une superficie de 50 km2 et entre 140et 720 m d’altitude, il se manifeste par des sources chaudes, des fumerolles et unhydrothermalisme intense. Exploré depuis 1989 par la société Pertamina, qui a réalisédes levés géologiques, géophysiques et géochimiques et 3 sondages de 900 à1 200 m de profondeur, le réservoir s’est avéré être principalement liquide, surmontépar une zone de vapeur. Des températures atteignant 210 °C ont été observées enforage. La source de chaleur pourrait se situer soit sous le Mont Rindingan, au nord,soit sous le Mont Kukusan, au sud. L’exploration, actuellement interrompue, devraitreprendre prochainement.

Illustration 29 - Localisation du prospect de Ulubelu, Indonésie (d’après Daud et al., 2000).



Le prospect de Ulubelu est situé dans une dépression volcano-tectonique, le long de lafaille de Sumatra. Le magmatisme a commencé au Miocène par un volcanismeprincipalement andésitique qui a déposé une série de brèches et de tufs, intercaléeavec des calcaires et des argiles. Cette série a été ensuite reprise dans unmagmatisme granodioritique, accompagné de silicifications et de propyllitisations. AuQuaternaire, le volcanisme andésitique s’est poursuivi (Mts Sula, Rindingan etTanggamus) et une extrusion de dacite s’est produite au Mont Duduk. Des levésdétaillés de résistivité électrique, gravimétrie et magnétisme au sol ont été réalisés àpartir de 1991 et suivis par une campagne de magnétotellurique effectuéepréalablement à l’implantation des sondages.

3.1.1. Résistivité électrique et magnétotellurique

La prospection électrique comportait 143 sondages Schlumberger répartis sur la zoned’étude et 39 sondages Schlumberger sur un profil. Ces premiers résultats suggéraientque les principales structures étaient NW-SE, parallèles à la direction régionale de lafaille de Sumatra. Les emplacements des trois puits d’exploration avaient été choisis àl’intérieur de la zone conductrice cartographiée (< 5 ohm.m) sur la base des résistivitésapparentes pour AB/2 = 1000 m (ill. 30). La campagne de magnétotelluriquecomportait 40 sondages sur une surface d’environ 150 km². La carte d’isorésistivité à1 s (profondeur de pénétration pour 5 ohm.m d’environ 1,1 km) montre des différencesnotables avec la carte de prospection électrique, qui s’expliquent en partie par laprofondeur de pénétration plus faible de cette dernière (moins de 400 m). Les zonesconductrices sont associées à des zones d’altération hydrothermale faisant office decouverture du réservoir géothermique. Mais la prospection électrique n’arrive pas àcaractériser les terrains résistants sous-jacents aux conducteurs. En particulier, lesbandes résistantes N-S et E-W délimitées par la MT semblent former une barrièreimperméable qui sépare le champ en trois zones distinctes.

Trois profils, N-S et E-W, ont été interprétés à partir d’interprétations 1D de la MT(ill. 31). Les forages UBL-1 et UBL-3 recoupent des zones haute température entre 600et 800 m de profondeur (températures > 210 ° C), qui correspondent à des résistivitéscomprises entre 45 et 75 ohm.m et sont sous-jacentes au conducteur superficiel. Leforage UBL-2 rencontre des températures similaires mais pas de perméabilité.L’interprétation MT trouve des résistivités supérieures à 200 ohm.m pour cesoubassement imperméable. L‘illustration 32 montre la comparaison entre, d’une part,les logs thermiques et de pression du forage UBL-1, la lithologie, les profils d’altérationhydrothermale et, d’autre part, la coupe interprétée de résistivité en 1D.

La correspondance entre les différents faciès d’altérations et la résistivité montre le lienentre la faible résistivité des altérations à smectite et chlorite en dessous de 200-240 °C et la résistivité plus forte des altérations à chlorite et épidote au-dessus de240 °C.



Illustration 30 - Champ de Ulubelu, Sumatra, carte des résistivités apparentes électriques etEM. En pointillés, tracé de l’isovaleur 5 ohm.m pour AB/2 = 1000 m ; en niveaux de gris, carte

de résistivité apparente MT pour T= 1 s (Mulyadi, 2000).



Illustration 31 - Champ de Ulubelu, Sumatra, profils de résistivité, interprétation de la MT en 1D(Mulyadi, 2000).

Illustration 32 - Champ de Ulubelu, Sumatra. Comparaison des résultats du forage UBL-1 avecl’interprétation en 1 D du sondage MT-28 (Mulyadi, 2000).



3.1.2. Gravimétrie

Environ 400 stations gravimétriques ont été implantées sur une superficieapproximative de 200 km², soit une densité moyenne de 2 stations par km². Unepremière compilation de l’anomalie de Bouguer avec une densité de correction de 2,67a montré une forte corrélation avec la topographie. Cette corrélation est minimale pourune densité de 1,8 à 2,0 (ill. 33). La carte d’anomalie de Bouguer met en évidence uneanomalie négative ou légère d’une dizaine de mGal, large d’environ 7 km etincomplètement cartographiée. Cette anomalie est centrée sur la région d’Ulubelu, aunord du Mont Duduk. Une source chaude est située dans la zone anomale négative,qui coïncide avec l’une des deux anomalies conductrices détectées enmagnétotellurique. D’autres sources sont connues au sud de l’anomalie dessinée parMulaydi (2000) qui coïncideraient avec une extension sud de l’anomalie légère querévèle une analyse plus détaillée de la carte de l’anomalie de Bouguer. L’anomaliegravimétrique légère a été interprétée par le remplissage pyroclastique léger d’ungraben dont la densité contraste avec les plus fortes densités des laves andésitiques etbasaltiques massives affleurant alentours (ill. 34, Daud et al., 2000). Les résultats desondages électriques ont été utilisés pour contraindre cette interprétation qui aprobablement été réalisée avant que les résultats de forages soient disponibles.

Illustration 33 - Carte d’anomalie de Bouguer en densité 2.0 sur le prospect de Ulubelu (d’aprèsMulyadi, 2000, modifié).



Illustration 34 - Modélisation de l’anomalie gravimétrique observée sur le prospect deUlubelu le long d’un profil NW-SE (d’après Daud, 2000).

3.1.3. Magnétisme sol

Une carte du champ magnétique a été obtenue à partir de 345 mesures effectuées surdes stations également occupées en gravimétrie et électrique (ill. 35). La carte publiéen’est pas réduite au pôle et n’a pas été interprétée de manière précise. On peutremarquer cependant des orientations NW-SE parallèles aux accidents géologiquesrégionaux et pouvant être en relation avec la structuration en graben du site.

3.1.4. Apport de la géophysique sur ce prospect

Les méthodes électriques, d’abord, et magnétotelluriques, ensuite, ont permis decartographier la couche conductrice faisant office de couverture pour le réservoirgéothermique. L’emplacement des forages a été déterminé, entre autres, grâce à cettecarte. Parmi les trois forages, deux sont considérés comme prometteurs alors qu’ilssont situés dans des zones de résistivités de l’ordre de 45 à 75 ohm.m sous unecouverture plus conductrice (< 15 ohm.m) ; le plus profond des deux étant productifavec une forte proportion de vapeur. On retrouve bien là le schéma conceptuelgéoélectrique d’un système géothermique tel que proposé par Johnston et al., 1992(cf. 2.2.3.). Les faibles perméabilités du troisième sont en accord avec une zonebeaucoup plus résistante qui correspondrait à l’encaissant du réservoir.



Illustration 35 - Carte d’anomalie du champ magnétique sur le prospect de Ulubelu(d’après Mulyadi, 2000). Déclinaison magnétique 0° ; Inclinaison magnétique – 30°.

La gravimétrie met en évidence une anomalie négative d’une dizaine de mGal et largede 7 km environ. Cette anomalie est interprétée comme l’effet d’un fossévolcanotectonique rempli de formations pyroclastiques légères. Cette interprétationn’est cependant pas clairement confirmée par les sondages, les données publiées à ce



sujet étant contradictoires (Mulyadi, 2000 ; Daud et al., 2000). Les donnéesgravimétriques et magnétiques paraissent par ailleurs sous-exploitées : anomalierésiduelle calculée sur une carte dont la densité de correction est probablementinadaptée (ill. 36, Daud et al.), pas de réduction au pôle en magnétisme, malgré uneforte bipolarité des anomalies liée à la faible latitude magnétique de 30° Sud. Lescorrélations des données de champ de potentiel avec les anomalies de résistivité et lalocalisation des sources chaudes sont donc peu explicites. En particulier, la présenced’une anomalie légère secondaire sur le flanc de l’anomalie gravimétrique principale,qui apparaîtrait certainement au niveau du palier que l’on observe dans le gradient sudde l’anomalie, à l’Est du Mont Kukusan, n’est pas mentionnée. Or, cette anomaliesemble être corrélée avec une zone conductrice et plusieurs sources chaudes.

Illustration 36 - Carte de l’anomalie gravimétrique résiduelle calculée pour une densitéde correction non précisée et faisant apparaître de probables corrélations avec le relief

(d’après Daud, 2000, modifiée).



3.1.5. Apport de l’exemple à la connaissance des signaturesgéophysiques des systèmes géothermiques

Malgré une connaissance encore sommaire, l’exploration du site ayant été interrompueaprès les trois premiers sondages, cet exemple permet d’illustrer les signaturesgravimétriques et magnétiques que l’on peut observer sur une fosse volcano-tectonique ou une caldera :

- en magnétisme, on observe des anomalies bipolaires, allongées, marquant lesprincipaux accidents tectoniques de bordure de la zone effondrée ;

- en gravimétrie, on met en évidence une anomalie négative liée aux faibles densitésdes formations de remplissage de la zone effondrée ;

- le contraste de densité moyen permettant de rendre compte de l’effet gravimétriqueobservé au niveau du graben, avec une géométrie conforme aux données de lagéologie de surface et aux résultats de sondages électriques, serait de 0,5.

Quant aux méthodes électriques et EM, le champ d’Ulubelu est un exemple de plus oùla ressource géothermique serait marquée par des résistivités intermédiaires, à mi-chemin entre les faibles résistivités de la couche couverture (cap rock) et lesrésistivités supérieures à 200 ohm.m des zones chaudes et imperméables.

3.1.6. Apport méthodologique

Cet exemple illustre particulièrement bien les précautions à prendre pour le traitementet l’exploitation des données géophysiques en contexte volcanique :

- une bonne prise en compte du relief dans le calcul des corrections de Bouguernécessite un choix judicieux de la densité moyenne des terrains superficiels.L’image donnée par la gravimétrie est en effet très influencée par ce choix (cf. ill. 33et 36). La densité des formations superficielles (qui permet d’obtenir une corrélationminimale entre les anomalies gravimétriques et le relief) est faible sur ce site, 1,8 à2,0 en moyenne, ce qui traduit une forte altération en surface ;

- les densités des unités géologiques varient certainement avec la profondeur enfonction de la compaction, de la saturation, de la nature des fluides et selon des loisvariables suivant les lithologies. La modélisation quantitative n’en tient pas compte,le contraste de densité étant supposé rester constant lorsque la profondeuraugmente. Elle fournit donc une approche globale de la structure qui pourrait êtreprécisée en intégrant un modèle de répartition des densités plus réaliste et par uneapproche 3D intégrant la topographie ;

- un minimum de traitements, résiduelles, gradient, vertical et, en magnétisme,réduction au pôle, est indispensable à l’exploitation structurale des résultats.



- l’emploi de la MT constitue un plus par rapport à la prospection électrique enAB = 2 000 m dont la profondeur de pénétration est moindre : elle permet de mettreen évidence la présence de corps de résistance intermédiaire sous le conducteur decouverture ;

- bien que les traitements et interprétations géophysiques de ce site restentsommaires et des incohérences subsistent, l’intérêt de la combinaison desdifférentes méthodes géophysiques apparaît clairement en permettant, encohérence avec les données géologiques et géochimiques disponibles, l’ébauched’un premier modèle conceptuel de ce champ dont l’ossature est constituée par lesstructures mises en évidence par les méthodes de potentiel et les caractéristiquesélectriques du sous-sol.

3.2. KARAHA TELAGA BODAS (INDONÉSIE)Le champ géothermique de Karaha Telaga Bodas, localisé à l’Est de Java, enIndonésie (ill. 37), est un système de type « vapeur dominante » dans lequel lestempératures atteignent 350 °C (Raharjo et al., 2002). Il est situé sur une ridevolcanique qui s’étend de la cheminée active du Kawah Galunggung, au sud, jusqu’àKawah Karaha, au nord (ill. 38). L’exploration géologique, géophysique etgéochimique, puis des forages dont certains ont atteint 3 km de profondeur, ont permisde comprendre sa géométrie et son évolution. Le réservoir se trouve dans desformations volcaniques, principalement des tufs et des brèches et accessoirement deslaves andésitiques. Plusieurs forages se sont terminés dans une diorite quartzique quiest supposée être la source de chaleur qui alimente le système. Des levés détaillés demagnétotellurique et de gravimétrie ont été réalisés sur ce prospect.

Illustration 37 - Localisation du prospect de Karaha Telaga Bodas, Indonésie(d’après Tripp et al., 2002).



Illustration 38 - Localisation des forages réalisés sur le prospect de Karaha-Telaga Bodas,Indonésie (d’après Tripp et al., 2002). Courbes de niveau, en mètres et principales structures

thermiques : Telaga Bodas (lac acide), Kawah Saat et Kawah Karaha (fumeroles), TelagaBodas (sources, mentionnées par des croix), Kawah Galunggung (évent volcanique actif).

3.2.1. Magnétotellurique

En 1996 et 1997, 180 sondages MT ont réalisés, ainsi que des sondages de TDEMpour corriger les effets statiques (Raharjo et al., 2002). La moitié des sondages étaitdisséminée sur toute l’étendue du champ et l’autre moitié était concentrée le long de5 profils (ill. 39). Pour réduire l’effet des structures en 3D, des cartes de résistivitéapparente ont été calculées à partir de l’invariant :

yx.ρxyρinvρ =



Illustration 39 - Carte de la résistivité apparente MT (invariant) à 4 Hz (gauche) et 1 Hz (droite),isovaleurs en ohm.m. Les points représentent les stations MT. Champ de Karaha Bodas

(Raharjo et al., 2002).

L’illustration 39 montre la carte des isovaleurs de ρinv apparent à 4 Hz (T = 0,25 s) et1 Hz. La profondeur de pénétration pour 10 ohm.m est d’environ 800 m pour 4 Hz et1 600 m pour 1 Hz. Trois zones conductrices (6 ohm.m) apparaissent du nord (Karaha)au sud (Telaga Bodas), séparées par des zones de résistivité plus élevée (10 à30 ohm.m). Les premières sont associées aux couches altérées (argilites) qui fontoffice de couverture pour le système hydrothermal alimenté par l’up flow du cratère duTelaga Bodas. Ce conducteur s’approfondit sur la carte à 1 Hz, en particulier dans lamoitié sud. L’axe E-W légèrement résistant (10 ohm.m) observé au sud dans la zonede Bodas correspond à la remontée près de la surface de l’isotherme 300 °C et à lazone de vapeur associée. Anderson et al. (2000) proposent que la carte de la base duniveau conducteur (ill. 40, gauche) met en évidence une ride Nord-Sud qui intègrel’ensemble des manifestations thermiques observées en surface et est conforme àl’image thermique de l’isotherme 180° mesuré en forage (ill. 40, droite). La ressourcegéothermique recoupée par les forages s’étend du sud au nord, en dessous de 1 000 à1 500 m de profondeur, dans le résistant sous-jacent au conducteur (intrusiongranodioritique). Le profil N-S de l’illustration 41 montre comment ce conducteur,correspondant aux altérations argilisées et à l’outflow du Telaga Bodas, s’approfonditdu sud au nord en suivant la topographie et s’interrompt au nord de la zone de Karaha.Le même effet d’approfondissement avec la topographie s’observe sur les deuxcoupes E-W. Cela montrerait le lien entre la topographie, le mouvement des eauxsouterraines dans l’outflow et les altérations hydrothermales.



Illustration 40 - Interprétation des données MT, champ de Karaha Bodas (Anderson et al., 2000) : àgauche, carte de l’altitude de la base du niveau conducteur ; à droite, carte de l’altitude de l’isotherme

180 °C, mesurée en forage.



Illustration 41 - Profils de résistivité (interprétation 1 D), champ de Karaha-Bodas. En haut, profilN-S ; milieu, profil E-W au centre du prospect ; en bas, profil NW-SE en travers du volcan

Bodas (Raharjo, 2002).



3.2.2. Gravimétrie

La carte d’anomalie de Bouguer en densité 2.3 (ill. 42) met en évidence une anomaliepositive allongée qui englobe l’ensemble du champ géothermique de Telaga-Bodas àKawa Karaha. On pouvait donc supposer que cette anomalie a pour origine l’intrusiongrano-dioritique profonde reconnue par plusieurs forages et interprétée comme lasource de chaleur à l’origine du système. Dans cette hypothèse, caractériser lagéométrie de cette intrusion devait aider à contraindre le modèle thermique. Unemodélisation gravimétrique quantitative, s’appuyant sur une analyse détaillée desdensités des formations a donc été réalisée (Tripp et al., 2002).

Une bonne connaissance des densités était nécessaire, non seulement pour réduireles ambiguïtés de la modélisation, mais aussi pour valider le choix de la densité decorrection utilisée pour calculer l’anomalie de Bouguer. Or, l’estimation des densitéssuperficielles par une démarche statistique (profils de Nettleton) est impossible sur cesite, les anomalies gravimétriques et la topographie n’étant visiblement pas desvariables indépendantes.

Des mesures de densité à saturation ont été réalisées sur des échantillons de sondagecorrespondant à des laves andésitiques et des tufs, échantillonnés entre 770 et1 300 m de profondeur. La plupart de ces roches sont affectées par une altérationpropyllitique et contiennent de l’épidote, de l’actinolite et du plagioclase. Les densitésmesurées varient de 2,37 à 2,61, la densité moyenne étant de 2,5, avec un écart-typede 0,08. Pour des formations saturées en vapeur, les densités à considérer seront plusfaibles et devront être ajustées en fonction de la porosité. Ainsi, pour une porosité de20 %, la densité serait abaissée à 2,3.

Des logs de densité acquis dans un autre champ géothermique indonésien, dans desformations de composition basaltique à andésitique, ont montré une variation desdensités de 2,68, à 1 800 m de profondeur, à 2,45, à 800 m. Ces valeurs, extrapoléeslinéairement, conduiraient à une densité de surface de 2,25. On peut également seréférer à une étude des densités mesurées au Mont St Helens, dans un contextesimilaire, qui conduirait à une densité de surface de 2,15 (Williams et al., 1985).

Les modélisations ont été réalisées dans l’hypothèse d’un contraste de densité de 0,55entre la granodiorite, dont la densité a été estimée à 2,85 d’après des donnéesbibliographiques, et son encaissant, pour lequel une densité moyenne de 2,3 a étéadoptée. Plusieurs modèles simples ont été testés conduisant à proposer un modèlede sill granodioritique peu épais, situé vers 2 400 m de profondeur.



Illustration 42 - Carte de l’anomalie de Bouguer en densité 2,3, champ de Karaha Telaga Bodas(Tripp et al., 2000).


La MT a permis de lever une cartographie précise de la couverture argilisée, enutilisant une couverture dense de stations. Cette couche conductrice est associée danssa partie supérieure à la zone de circulation de l‘outflow et d’argilisation. À la base decelle-ci, la vapeur et les condensats du réservoir augmentent légèrement la résistivité,sans toutefois atteindre celle du soubassement résistant (> 100 ohm.m). Sous la zoneà vapeur dominante, la partie du réservoir à phase liquide ne se distingue pasparticulièrement dans le contexte résistant de l’intrusion granodioritique.



La gravimétrie met en évidence une anomalie positive de plus de 20 mGal, axée sur laride volcanique et interprétée comme l’effet de l’intrusion granodioritique qui serait lasource de chaleur générant le système. La modélisation quantitative de cette anomaliemontre qu’elle est compatible avec un sill grano-dioritique de 425 m d’épaisseur, largede 1 600 m et situé à une profondeur de 2 400 m. Cette géométrie est conforme auxdonnées de forages. Il est ainsi possible de contraindre les structures profondes dusystème qui peuvent être intégrées ensuite dans le modèle thermique du gisement(ill. 43).

Illustration 43 - Modèle conceptuel du champ de Karaha Telaga Bodas (Allis et al., 2000,modifié par Tripp et al., 2002). La géométrie de la diorite quartzique est basée sur

l’interprétation des données gravimétriques.


Les systèmes géothermiques à vapeur dominants sont des exceptions parmi leschamps connus. A part la cartographie classique de la zone argilisée de couverture, ilest donc intéressant d’observer que la MT peut détecter le réservoir de vapeur,concentré au sommet du réservoir géothermique (ill. 39). En effet, celui-ci estcaractérisé par des résistivités de l’ordre de 5 à 15 ohm.m, légèrement supérieures àcelles de la couche couverture.

Cet exemple est une bonne illustration de la signature gravimétrique d’une intrusionmagmatique qui est considérée comme la source de chaleur du système. Enl’occurrence, il s’agit d’un sill granodioritique, situé à plus de 2 km de profondeur, quiest à l’origine d’une anomalie gravimétrique positive de 20 mGal d’amplitude et dequelques km de large.




En MT, nous noterons que l’introduction du calcul de la résistivité apparente del’invariant, est une manière simple de réduire les effets dus à des structures 3 D.

L’un des apports les plus intéressants de cet exemple concerne l’analyse des densitésdes roches présentes sur le site, qui sont comparées à des mesures réalisées dansdes contextes géologiques identiques.

3.3. ÎLE DE LEYTE (PHILIPPINES)

Le champ géothermique de Leyte est situé au centre de l’île de Leyte, aux Philippines(ill. 44), à l’intersection de la faille Philippine avec l’arc volcanique, en arrière de lasubduction de la plaque Philippine avec le bloc de la Sonde. Le champ comprend sixsecteurs qui produisent au total près de 699 MWe. Entre 1974 et 1998, des levésdétaillés de résistivité, micro-sismicité, gravimétrie et GPS ont été réalisés (Apuada etal., 2000). Parmi ceux-ci, les campagnes de gravimétrie et de GPS avaient pour but desuivre les mouvements de masse en profondeur et les déformations de surface.

3.3.1. Résistivité

Les méthodes utilisées sont les méthodes électriques classiques avec injection d’uncourant continu : sondage et profilage Schlumberger, avec AB/2 de 2000 m maximum.Le document le plus significatif est la carte des isorésistivités à 500 m de profondeurobtenue à partir de l’interprétation en 1D (ill. 45). Les anomalies de résistivité inférieureà 10-20 ohm.m correspondent aux zones de Mahiao (125 MWe), Sambaloran, Bao etMalitbog (231 MWe). Dans le cas des deux premières, l’anomalie de 10 ohm.mcoïncide avec l’isotherme 300 °C. Les anomalies conductrices (< 20 ohm.m) quilimitent les zones de Bao et Malitbog correspondent plutôt à des zones de gradientthermique décroissant. Par ailleurs, les puits producteurs de la zone de Mahanagdong(120 MWe) au sud-est sont situés dans des zones de résistivité comprise entre 20 et50 ohm.m, où des couches sédimentaires sont intercalées entre les formationsvolcaniques, volcano-sédimentaires et intrusives. Il est intéressant de noterl’alignement des anomalies de conductivité avec l’axe NW-SE des segments centrauxet ouest de la faille Philippine.

La coupe de l’illustration 46 est la collection des interprétations 1D le long d’un profilNW-SE, traversant les zones de Mahiao, Sambaloran et Malitbog. Le modèle derésistivité est caractérisé par des résistivités faibles variant de 7 à 40 ohm.m de 500 md’altitude jusqu’à la profondeur maximum atteinte par les sondages électriques (de 500à 800 m), sous une couverture résistante variant de 100 à 3 600 ohm.m, excepté dansla zone de Sambaloran. Dans le secteur de Mahanagdong, le terrain superficiel est derésistivité plus élevée, 70 à 6 000 ohm.m, alors que la résistivité des terrains sous-jacents varie de 8 à 50 ohm.m. Les variations de résistivité à faible profondeur sontdues au degré et à l’intensité d’altération des formations volcaniques et volcano-sédimentaires. Le système de Mahanagdong est inclus dans des formationsvolcaniques récentes, modérément altérées où les minéraux d’altération acide



prédominent. En revanche, dans le système géothermal de Mahiao, les formationsvolcaniques et volcano-sédimentaires sont intensément altérées et parcourues par desfluides neutres.

Illustration 44 - Localisation du prospect de Leyte (d’après Apuada et al., 2000).



Illustration 45 - Carte des isorésistivités à 500 m de profondeur, tracées à partir del’interprétation en 1 D des sondages électriques (Apuada et al., 2000). EFL, CFL et WFL sont

respectivement les segments Est, Central et Ouest de la faille Philippine.

Illustration 46 - Coupe NW-SE de résistivité interprétée à partir des interprétations en 1Ddes sondages électriques (Apuada et al., 2000).



3.3.2. Microsismicité

Une station permanente est installée depuis 1980 sur le site et un réseau temporairede 5 stations a fonctionné par intermittence en 1981, 1982 et 1987, en particulier avantla mise en production de l’unité de Tongonan I de 112,5 Mwe, dans la zone de Mahiao(Apuada et al., 2000). Durant cette période, la microsismicité était concentrée le longde la zone de faille en coulissement Philippine. Les profondeurs des hypocentresvariaient de la proche surface jusqu’à 15 km. La publication ne donne pasd’informations sur les incertitudes de localisation.

Un réseau de 18 stations télémétrées, 5 avec des capteurs 3 composantes et18 sismomètres verticaux, a été installé en 1996 et 1997 par l’Institut de Physique duGlobe de Paris, en collaboration avec deux institutions philippines. L’objectif étaitde surveiller la sismicité :

- associée aux injections réalisées durant les essais des centrales d’Upper Mahiao etMalitbog ;

- induite par l’expérience de stimulation hydraulique du forage MG2RD pouraugmenter son injectivité.

Pendant le mois précédent le début de l’injection, les événements sismiquesenregistrés étaient également distribués le long de la zone de faille Philippine, ce quilaisse supposer que la microsismicité n’était pas liée à l’exploitation du champgéothermique. Pendant les essais des centrales, la sismicité a été localiséeessentiellement le long de la zone de faille et à la base des forages 5R3D et 5R7D oude leur voisinage immédiat (ill. 47). Les mécanismes au foyer des événements demeilleure qualité indiquent des mouvements en coulissement senestre et encoulissement avec une forte composante normale, associés à la faille Philippine.L’inversion tomographique des vitesses a permis d’obtenir un modèle de répartitiondes vitesses d’ondes P en 3 dimensions, en partant d’un modèle initial à 3,75 km/s.L’illustration 48 présente la répartition des vitesses à 1 500 m de profondeur.L’anomalie de vitesse inférieure à 3,6 km/s orientée N-S couvre la zone s’étendant del’intersection des segments est et central de la faille Philippine et les secteurs ouestdes zones Malitbog, Sambaloran et Mamban. Cette zone de faible vitesse est entouréepar deux zones de vitesse élevée (< 4 km/s), qui couvrent les zones de Mahiao,Sambaloran, Bao et Mahanagdong. La zone de vitesse élevée dans la vallée de Bao(> 4 km/s) coïncide avec la présence de serpentinites qui ont été repérées dans lepuits MG-3RD à 1 300 m de profondeur.



Illustration 47 - Carte des épicentres enregistrés pendant l’essai des centrales de Mahiao etMalitbog, en 1997 (Apuada et al., 2000).

Illustration 48 - À gauche, carte des isothermes à 1 500 m de profondeur ; à droite,carte des vitesses (en m/s) à 1 500 m de profondeur (Apuada et al., 2000).



L’illustration 48 (à gauche) présente également la répartition des isothermes à 1 500 mde profondeur. L’isotherme 300 °C, qui représente l’upflow convectif entourant les puits401, 410 et 209 dans les secteurs de Mahiao et Sambaloran est reliée à l’extrémiténord de l’anomalie de faible vitesse. La partie sud de cette dernière correspond dans lesecteur de Mahanagdong à l’isotherme 290 °C, alors que l’anomalie de vitesse> 4 km/s située près de Bao est associée à l’isotherme de plus basse température 240-260 °C.

3.3.3. GravimétrieLes données de microgravimétrie (ill. 49) ont été interprétées par la modélisation en2.5 D de deux profils. La forme des structures les plus superficielles a été contraintepar les nombreux forages disponibles (ill. 50). Cette modélisation fournit une imagepossible de la géométrie des unités les plus profondes, non reconnues par lessondages.

Illustration 49 - Anomalie de Bouguer (a) et anomalie résiduelle (b) sur le prospect de Leyte(d’après Apuada et al., 2000).



Illustration 50 - Modélisation gravimétrique du profil P02 (d’après Apuada et al., 2000).


Bien que les données montrées dans cet exemple ne soient pas récentes, les résultatscouplés de l’électrique, de la gravimétrie et de l’enregistrement de la sismique passivepermettent de caractériser les deux principaux systèmes géothermiques dans lesquelsse trouvent les champs productifs. Ces deux systèmes ont, en gravimétrie et enrésistivité, des signatures assez différentes probablement fonction du degré et del’intensité de l’altération. La gravimétrie paraît de plus fortement influencée par lastructuration profonde. L’activité microsismique s’est avérée généralement concentréele long de la faille Philippine bien que des événements sismiques localisés à proximitédes puits aient été également observés durant les phases d’injection et d’essaishydrauliques.




Les méthodes électriques ont montré que les zones conductrices associées auxchamps productifs peuvent avoir des résistivités relativement variables (de 10 à50 ohm.m) en fonction de l’intensité et de la nature de l’altération.


Les modélisations gravimétriques réalisées sur ce site montrent comment on peutexploiter les mesures gravimétriques contraintes par les données de forages pourobtenir des informations sur les formations profondes non reconnues. Ces structuresprofondes ont également une forte influence sur la carte des iso-vitesses à 1 500 m deprofondeur. Une modélisation combinée de ces deux sources de données aurait doncprobablement permis de contraindre plus fortement un modèle conceptuel du site.





4. Conclusion

es différentes méthodes géophysiques et exemples décrits dans ce rapportconfirment que la géophysique est l’un des éléments essentiels de l’exploration

géothermique haute température du fait du coût élevé des forages à grande profondeuret du caractère local des observations en forage par rapport aux caractères intégrantdes résultats géophysiques, les interprétations géophysiques permettant, en outre,l’interpolation des résultats obtenus localement en forage.

Pour assurer le meilleur résultat, les interprétations géophysiques sont confrontées auxinformations géologiques et géothermiques disponibles et les modèles géophysiquessont contraints par les données provenant généralement de forages. En particulier, unebonne correspondance a pu être mise en évidence entre la résistivité et l’altération(minéralogie des argiles) liée à la température, entre les réflecteurs sismiques et desfractures productrices.

Le problème de l’exploration géophysique d’un champ géothermique en contextevolcanique insulaire n’est pas foncièrement différent du problème général dansd’autres milieux géologiques. Les différents exemples d’application en contexteinsulaire volcanique bien documentés dans la littérature et présentés dans ce rapportmontrent que les méthodes utilisées sur des champs en milieux continentaux etgénéralement sédimentaires pour partie (Californie, Mexique, Italie) sont les mêmes.

Les exemples présentés sont toutefois dans l’environnement de grandes îlesvolcaniques (Sumatra, Java, Leyte) qui présentent des conditions géophysiques(tendant vers des conditions continentales) moins affectées par l’effet du relief sous-marin et de la couche d’eau de mer conductrice que les petites îles des départementsd’outre-mer français. Une attention particulière devrait être prêtée à l’effet de la merlorsque, en particulier, les méthodes électriques et électromagnétiques sont utiliséesdans ces environnements.

La combinaison de plusieurs méthodes géophysiques permettant d’apporter desinformations différentes, qui sont confortées quand elles sont cohérentes entre elles,est la démarche la plus souvent utilisée. Le choix des méthodes et la conception de lareconnaissance doit être réalisé par des spécialistes géophysiciens prenant en comptele contexte général (géothermique, géologique, hydrologique, topographique,…) ; il neconnaît pas de solution toute faite. Les méthodes les plus couramment utilisées etayant produit les résultats les plus probants peuvent être regroupées dans les troiscatégories présentées dans les paragraphes suivants.

L



- Gravimétrie et magnétisme (si possible, pour cette dernière, aéroporté), avec unedensité de points suffisante pour permettre une analyse structurale détaillée et desmodélisations et inversions 3D prenant en compte la topographie. Les résultatsproduits sont généralement une aide à la définition de la structure du site, élémentsqui, confrontés et corrélés ou infirmés par les autres méthodes prendront toute leurvaleur. Et on ajoutera

. pour la gravimétrie en particulier : la mise en évidence de densification liée à lasilicification ou de zones altérées de faible densité ;

et

. pour le magnétisme en particulier : la désaimantation due à l’altérationhydrothermale et la contrainte de la thermicité régionale grâce à la mise enévidence de l’isotherme de Curie.

- Méthodes électriques et électromagnétiques (EM) : le modèle géoélectrique dechamp géothermique composé d’un niveau superficiel très conducteur, plus froid(clay cap), et d’un niveau inférieur moins conducteur correspondant au réservoir aété validé dans de nombreux environnements volcaniques à travers le monde parcorrélation avec la thermométrie et la minéralogie des argiles d’altération. Alors quela mise en évidence du clay cap conducteur est un bon indicateur de champgéothermique, c’est la reconnaissance d’un niveau plus résistant sous-jacent quipermet de localiser le réservoir. Les méthodes d’imagerie électrique, de sondageTDEM et CSAMT sont généralement limitées à l’imagerie du clay cap car leurprofondeur d’investigation se révèle souvent insuffisante pour étudier le réservoirsous-jacent. Avec des profondeurs d’investigation pluri-kilométrique, les méthodesMT et LOTEM offrent en revanche la possibilité de reconnaître la géométrie duréservoir, principalement par effet galvanique (canalisation du courant du fait del’accumulation de charge aux frontières). Ceci semble plus difficile pour lesméthodes qui mesurent seulement le champ magnétique (TDEM, CSEM) mais larésolution latérale de ces dernières méthodes serait supérieure. En revanche, ellessont encore handicapées par le manque d’outils d’inversion 2D performant.

- La densité de points de mesure devra être suffisante pour permettre l’interprétationen 2D voire 3D. L’acquisition en profils et l’interprétation selon des modèles 2D dedistribution des résistivités restent l’approche la plus performante ; les outils demodélisation ou d’inversion 3D étant encore peu opérationnels. L’interprétationdoit être basée sur les résultats de l’inversion ou modélisation (modèles derésistivité calculée) plutôt que sur des cartes ou pseudo-coupes de résistivitéapparente, pour obtenir la résolution géométrique nécessaire à l’imagerie de cesstructures complexes et éviter d’interpréter des artefacts. La définition détaillée dela distribution des résistivités superficielles (cap rock) reste nécessaire car ellepeut révéler des détails des flux géothermiques qui peuvent être utiles pour guiderl’exploration plus profonde, mais surtout parce qu’elle permet d’assurer unemodélisation plus fiable des structures sous-jacentes.



- Les méthodes sismiques : en sismique réflexion, une attention particulière seraportée aux paramètres d’acquisition (distance tirs-capteurs, durée de la fenêtred’acquisition). Des méthodologies particulières (migration avant stack, utilisation demodèles de vitesse issus de sismique réfraction) sont proposées pour traiter lesdonnées dans des environnements où les réflecteurs peuvent être très pentés avecdes variations latérales de vitesse abruptes. En résultat, outre la définition de lastructure générale, des réflecteurs, définis avec la meilleure résolution disponibleparmi les différentes méthodes géophysiques, peuvent correspondre à desfractures et à des zones de fusion partielle. La sismique passive ne peut êtreconsidérée comme une véritable méthode d’exploration opérationnelle du fait de ladurée nécessaire des périodes d’observation mais l’analyse des donnéesexistantes peut permettre de localiser avec précision des fractures actives ouapporter un complément utile d’information sur la structure générale d’un site(fracturation et altération à partir des modèles de vitesse).





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Annexe 1

Fiches méthodes





GRAVIMÉTRIE

Principe

Mesure relative des variations spatiales du champ de pesanteur terrestre occasionnées parl’inégale répartition des densités dans le sous-sol. Les anomalies gravimétriques se définissentcomme la différence entre la valeur mesurée de l’accélération de la pesanteur, gmes, corrigée devariations connues de la pesanteur et une valeur normale g0, que l’on observerait si la terreétait homogène. Pour être interprétables, les mesures brutes font donc l’objet de nombreusescorrections : dérive instrumentale, marées, latitude, altitude et topographie. Les anomaliescorrigées (anomalie de Bouguer) sont généralement exprimées en mGal : 1 mGal = 10 –5 m/s².

Domaine d’application Conditions d’application Interdits d’application

À l’échelle régionale, définitiondu contexte structural (mise enévidence d’intrusions, failles,bassins, etc.). A une échelle pluslocale, détection de zonesaltérées et/ ou fracturées (faiblesdensités) ou de zones silicifiées(fortes densités)

Présence d’un contraste de densitéentre les différentes unitésgéologiques ou entre cible etencaissant. Méthode sensible auxvibrations (naturelles ou industrielles)et fortement influencée par lesvariations topographiques prochesdont les effets devront êtresoigneusement corrigés.

Absence de contraste dedensité.

Eviter d’implanter desstations à proximité deforts reliefstopographiques.

Précision Profondeur d’investigation

La durée de mesure doit être adaptée au niveaudes bruits ambiants de manière à minimiser leserreurs. L’incertitude sur la mesure de g doit êtrecontrôlée par des réitérations de mesure (aumoins 20 %). Le mode opératoire (durée desprogrammes, durée des mesures, précision dunivellement) doit être établi en fonction de laprécision requise.

Plusieurs milliers de m (elle n’a en principepas de limite). Cependant une structure nepeut être détectée que si son effet est, enplusieurs stations, supérieur à l’incertitudede mesure. Plus une structure estprofonde, plus sa taille doit être grandepour être détectée.

Résultats fournis

Cartes ou profils d’anomalie de Bouguer, de résiduelle et de gradient vertical. Schémasstructuraux.

Modélisations directes et inversions en 2, 2.5 et 3D

Applications en géothermie

Succès Echecs / Limites

Contribution au modèle conceptuel du site(Ulubelu, Karaha – Telaga - Bodas, par exemple).Mise en évidence de densification (Broadlands etOhakuri). Géométrie d’une caldera (La Primavera)

La gravimétrie ne peut être utilisée seulepour définir une cible géothermique



Bibliographie de base

Allis, R.G., 1990. Geophysical anomalies over epithermal systems. Journal of geochemicalexploration, 36, 339-374.

Wright P.M., Stanley H.W., Howard P.R., Richard C.W., 1985. State-of-the-art geophysicalexploration for geothermal ressources. Geophysics, Vol. 50, N° 12, 2666-2699.

Bibliographie récente :

Tripp A., Moore J. N., Ussher G., and McCulloch J., 2002. Gravity Modeling of the Karaha-Tekaga Bodas Geothermal System, Indonesia. Proceedings Twenty-Seventh Workshop onGeothermal Reservoir Engineering, Stanford University, Stanford California, January 28-30,2002, SGP-TR-171

Informations utiles pour établir le programmetechnique

Logistique terrain

Une étude de faisabilité (modélisation prédictive)doit être réalisée afin de vérifier que les effetsattendus sont supérieurs à la précision de laméthode et d’adapter les paramètres de mesures(mode opératoire, extension du levé et pas). Celasuppose que les objectifs de la prospection soientclairement identifiés et décrits (contextegéologique, nature, taille et profondeur des cibles)

Gravimètre relatif de précision type Scintrex(CG3-M ou CG5) ou Lacoste&Romberg.Nivellement et implantation de précisionadaptée à l’objectif. Rattachement à unréseau de bases pérennes. Fréquentsretours à la base pour contrôle et correctionde la dérive instrumentale. Durée desprogrammes de mesure fonction de laprécision requise.

Unités de prix Variantes

Point de mesure, traitement 2D-3D éventuel enplus Néant



MAGNÉTISME AU SOL

Principe

Mesure des anomalies du champ magnétique terrestre à la surface du sol provoquées par deshétérogénéités d’aimantations ou de susceptibilité magnétique du sous-sol. Les anomalies duchamp magnétique sont exprimées en nanotesla (nT, 1 nanotesla = 1 gamma)


A l’échelle régionale, définitiondu contexte structural (mise enévidence d’intrusions, failles,bassins, etc). A une échelle pluslocale, détection de zonesaltérées et/ ou fracturées(démagnétisation). Informationsur la thermicité régionale parcalcul de la surface isotherme deCurie correspondant à la basedes sources magnétiques.

Présence d’un contraste magnétiqueentre les unités géologiques ou entrecible et encaissant. Méthode sensibleaux parasites électro-magnétiques.

Absence de contrastemagnétique.

Zones bruitées (lignesH.T., contexte industriel,…).

Orages magnétiques


Répéter la mesure pour en connaître la fiabilité etla précision. Contrôler et corriger la variationdiurne grâce à une station de référence fixe.

Limitée par la profondeur de Curie(profondeur à partir de laquelle lesaimantations des minéraux sont détruites pareffet thermique, respectivement 580°C et320°C pour la magnétite et la pyrrhotine).Cependant une structure ne peut êtredétectée que si son effet est, en plusieursstations, supérieur à l’incertitude de mesure.

Résultats fournis

Cartes ou profils d’anomalie du champ total, de résiduelle, de réduction au pôle et de gradientvertical. Schémas structuraux




Peu de références de magnétisme sol (cf.aéromagnétisme)

Localisation de dykes (Islande)

Le magnétisme ne peut être utilisé seul pourdéfinir une cible géothermique



Bibliographie de baseAllis R.G., 1990. Geophysical anomalies over epithermal systems. Journal of geochemicalexploration, 36, 339-374.

Wright P.M., Stanley H.W., Howard P.R., Richard C.W., 1985. State-of-the-art geophysicalexploration for geothermal ressources. Geophysics, Vol. 50, N° 12, 2666-2699.

Bibliographie récente

Smith R.P., Grauch V.S., Blackwell D.D., 2002. Preliminary Results of a High-ResolutionAeromagnetic Survey to Identify Buried Faults at Dixie Valley, Nevada. INEEL ResearchPresented at the 2002 Annual GRC Meeting in Reno, Nevada.


Logistique terrain

Des modélisations prédictives peuvent être utilesafin de vérifier que les effets attendus sontsupérieurs à la précision de la méthode etd’adapter les paramètres de mesures (modeopératoire, extension du levé et pas). Celasuppose que les objectifs de la prospection soientclairement identifiés et décrits (contextegéologique, nature, taille et profondeur descibles). L’existence de parasites industriels doitêtre signalée.

Magnétomètre mobile et magnétomètre deréférence en station fixe. Retours à la basepour contrôle et correction de la variationdiurne.


Point de mesure ou km de profil Magnétométrie différentielle, gradiométrie



AÉROMAGNÉTISME, MAGNÉTISME EN MER

Principe

Mesure à partir d’un mobile (avion, bateau) des anomalies du champ magnétique terrestreprovoquées par des hétérogénéités d’aimantations ou de susceptibilité magnétique du sous-sol.Les anomalies du champ magnétique sont exprimées en nanotesla (nT, 1 nanotesla = 1 gamma


A l’échelle régionale, définitiondu contexte structural (mise enévidence d’intrusions, failles,bassins, etc.). A une échelle pluslocale, détection de zonesaltérées et/ ou fracturées(démagnétisation). Informationsur la thermicité régionale parcalcul de la surface isotherme deCurie correspondant à la basedes sources magnétiques.

Présence d’un contraste magnétiqueentre les unités géologiques ou entrecible et encaissant.

Absence de contrastemagnétique.

Orages magnétiques


Précision jusqu’à 0.1 nT (haute sensibilité).Nécessite le contrôle et la correction desvariations diurnes, un positionnement précis(altitude et localisation) et des traitementssoignés : corrections diurnes, d’altitude, filtrage dubruit, réduction des écarts aux intersections delignes (levelling), etc.

Limitée par la profondeur de Curie(profondeur à partir de laquelle lesaimantations des minéraux sont détruites pareffet thermique, respectivement 580 °C et320 °C pour la magnétite et la pyrrhotine).Cependant une structure ne peut êtredétectée que si son effet est, en plusieursstations, supérieur à l’incertitude de mesure.

Résultats fournis

Cartes d’anomalie du champ total, de résiduelle, de réduction au pôle, de gradient vertical etd’aimantation apparente. Analyse structurale automatique, Ombrages. Schémas structuraux




Altérations hydrothermales (Taupo), Cartographiede failles superficielles (Dixie Valley), profondeurde Curie (Kiushu)

Le magnétisme ne peut être utilisé seul pourdéfinir une cible géothermique




Allis R.G., 1990. Geophysical anomalies over epithermal systems. Journal of geochemicalexploration, 36, 339-374.

Wright P.M., Stanley H.W., Howard P.R., Richard C.W., 1985. State-of-the-art geophysicalexploration for geothermal resources. Geophysics, Vol. 50, N° 12, 2666-2699.


Smith R.P., Grauch V.S., Blackwell D.D., 2002. Preliminary Results of a High-ResolutionAeromagnetic Survey to Identify Buried Faults at Dixie Valley, Nevada. INEEL ResearchPresented at the 2002 Annual GRC Meeting in Reno, Nevada.

Tanaka et al, 1999, Curie point depth based on spectrum analysis of the magnetic anomaly datain East and Southeast Asia.


Logistique terrain

Des modélisations prédictives peuvent être utilesafin d’estimer la précision requise et d’adapter lesparamètres de mesures (mode opératoire,navigation, extension du levé et espacement deslignes et altitude). Cela suppose que les objectifsde la prospection soient clairement identifiés etdécrits (contexte géologique, nature, taille etprofondeur des cibles).

Le magnétomètre est installé dans un oiseauou un poisson tracté par un avion, unhélicoptère ou un bateau. Il peut égalementêtre placé dans la queue de l’avion1 magnétomètre de référence + 1 chained’acquisition embarquée : magnétomètre àproton ou vapeur de césium, système depositionnement, altimètre, enregistreursnumériques et analogiques


Prix au km linéaire avec clauses de stand-byemétéo

gradiométrie



IMAGERIE OU PANNEAU ÉLECTRIQUE

Principe

Mesure, le long d’un profil, de la résistivité apparente pour une série de dispositifs d’électrodes(dipôles) d’injection du courant et de mesure du potentiel électrique créé à la surface du sol, enconséquence. D’une part, les dipôles sont déplacés, à pas régulier, le long du profil de manièreà reconnaître les variations latérales de résistivité et d’autre part, l’espacement entre dipôle estaugmenté régulièrement de manière à reconnaître les variations verticales de résistivité.L’ensemble des mesures de résistivités apparentes correspondantes sont assemblées sous laforme de coupes décrivant les variations verticales et horizontales des propriétés électriques dusous-sol (coupes de résistivité apparente en pseudo-profondeur). Ces coupes ou ensembles decoupes verticales (aussi appelées panneaux de résistivité) sont inversées pour produire unmodèle en deux (ou trois) dimensions de résistivité calculée.


Localisation et caractérisation destructures conductrices peuprofondes (< 1 km) : chapeaud’argile et toit de la zoned’altération propylitique quandcelle-ci n’est pas trop profonde. Apriori bien adapté pour résoudredes structures complexes grâceà l’acquisition en profil et à lamodélisation 2D voire 3D.

Existence d’un contraste de résistivitéentre la cible et l’encaissant.

Absence de contraste derésistivité électrique.

Profils parallèles à unconducteur enterré (cana-lisation métallique).

Sols gelés !


La mesure est généralement obtenue avec uneincertitude inférieure à 2 %. L’équilibre desrésistances de prise et leur niveau par rapport àl’impédance d’entrée du résistivimètre doivent êtrecontrôlés. Le couplage électromagnétique entrelignes d’injection et de mesure ou à l’intérieur durésistivimètre doivent être évités.

La profondeur d’investigation dépend dutype de dispositif, de l’espacement entreélectrodes et de la résistivité du sous-sol.Elle peut être estimée grâce à des règlessimplifiées (Barker 1989 ; Edwards 1977) ou,quand les résistivités sont connues parmodélisation.

Résultats fournis

Coupe distance-profondeur de résistivités calculées, résultat de l’inversion selon un modèle 2D.Les coupes pseudo-profondeur de résistivité apparente mesurées et calculées et leur tauxd’ajustement doivent être également présentés





Cerro-Prieto (Mexique ; Charré-Meza et al. 2000) Dans de nombreux cas, une profondeurd’investigation suffisante ne pourra pas êtreobtenue pour bien caractériser le toit duréservoir réputé plus résistant (zoned’altération propylitique)


Barker R.D., 1989, Depth of investigation of collinear symmetrical four-electrode arrays.Geophysics, Vol. 54, N°8, 1031-1037.Loke M.H. and Barker R.D., 1996, Rapid least-squares inversion of apparent resistivitypseudosections by a quasi-Newton method. Geophysical Prospecting, 44, 131-152 .Wright P.M., Stanley H.W., Howard P.R., Richard C.W., 1985. State-of-the-art geophysicalexploration for geothermal ressources. Geophysics, Vol. 50, N° 12, 2666-2699.


Charré-Meza A., Perez-Flores M.A. and Gomez-Treviño E. 2000 - 2 D inversion of DCresistivity from the Cerro Prieto geothermal area, Mexico. Proc. World Geothermal Congress2000, Kyushu-Tohoku, Japan, May 28-june 10, 1037-1041


Logistique terrain

La connaissance approximative de la profondeurde la cible et des résistivités des terrains sontutiles pour concevoir le dispositif de mesure.L’importance du relief et l’accessibilité peuventinfluer notablement sur le rendement des mesureset en conséquence sur le prix de la prestation.Existence de canalisations métalliques.

Mise en œuvre de dipôles de plusieurscentaines de mètres pour atteindre desprofondeurs d’investigation kilométriques.Utilisation de système à injection et mesureséparés pour limiter le couplageélectromagnétique. Le relevé altimétriquedétaillé de la surface du sol est nécessairedans le cas de relief marqué.


Prix au km linéaire. Le prix du levé altimétriquepeut être séparé.

Le dispositif dipôle-dipôle colinéaire est leplus utilisé du fait de sa relative facilité demise en œuvre et sa bonne sensibilité auxvariations latérales. Des variantes pôle-dipôle, pôle-pôle, dipôle équatorial ou mêmeSchlumberger ou Wenner peuvent êtreégalement envisagés



MÉTHODE DE SONDAGE ÉLECTROMAGNÉTIQUE À SOURCE CONTROLÉEDANS LE DOMAINE TEMPOREL, (TIME DOMAIN ELECTROMAGNETIC, TDEMSOUNDING OU TRANSIENT ELECTROMAGNETIC, TEM SOUNDING)

Principe

Un courant de haute intensité est émis dans une boucle émettrice posée à la surface du sol : ilcrée un champ magnétique primaire. Ce courant est interrompu brutalement à intervallerégulier. Selon la loi de Faraday, des courants induits apparaissent dans le sous-sol après lacoupure pour s’opposer à la disparition du champ. Ces courants induits produisent un champmagnétique secondaire dont les variations (dB/dt) peuvent être enregistrées grâce à une boucleréceptrice, localisée, dans la configuration la plus courante, au centre de la boucle émettrice.Parce que les courants diffusent en profondeur et en périphérie de la boucle d’émission suivantla distribution des résistivités du sous-sol, les variations de potentiel mesuré dans la boucle deréception, après la coupure, contiennent de l’information sur les résistivités de plus en plusprofondes à mesure que le temps augmente. Les données de sondages sont présentées sousla forme de courbes de voltage (mesure de dB/dt) en fonction du temps. Un modèle derésistivité (ou de conductivité) 1D en fonction de la profondeur est obtenu en résultatd’inversion.


Localisation et caractérisation destructures conductrices peu profondes( < 1 km) : chapeau d’argile et toit de lazone d’altération propylitique quandcelle-ci n’est pas trop profonde.Compte tenu du temps d’exécution,meilleure pénétration et, en général,meilleure focalisation en profondeurque les sondages Schlumberger.

Existence d’un contrastede résistivité entre la cible etl’encaissant.


Présence de canalisationsmétalliques.

Bruit électromagnétiqueimportant (zonesurbaines).


La précision de la mesure est assurée pardifférentes procédures de calibration permettant,suivant les équipements, de corriger les variationsd’amplitude dus aux filtrages, les différences degain entre canaux, de tester la réponse descapteurs magnétiques, ...

Le rapport signal/bruit est amélioré par addition etcontrôlé par évaluation de la dispersion desmesures répétées.

La profondeur d’investigation dépend desrésistivités du sous-sol et est limitée par leniveau de bruit EM ambiant qui empêche lesmesures aux temps longs. Le rapportsignal/bruit peut être amélioré par filtrage etaddition ou en augmentant le momentmagnétique de l’émetteur. La profondeurd’investigation peut être estimée grâce à desrègles simplifiées (Fitterman 1989 ; Zonge1992) ou, quand les résistivités sontconnues, par modélisation.



Résultats fournis

Log profondeur des résistivités calculées résultat de l’inversion selon un modèle 1D. Coupedistance profondeur (= section profondeur) de résistivités calculées obtenues par interpolationdes résultats 1D.



Imagerie d’un champ géothermique dans le N del’Islande grâce à la bonne corrélation desrésistivités TEM avec l’altération hydrothermale etles températures (Flovenz et Karlsdottir 2000,Anarson et al., 2000).

Une profondeur d’investigation suffisante nepourra pas toujours être obtenue pour biencaractériser le toit du réservoir réputé plusrésistant (zone d’altération propylitique).


Newman G.A., Hohmann G.W., Anderson W.L., 1986, Transient electromagnetic response of athree dimensional body in layered earths. Geophysics, 51, 1608-1627.Pellerin L., Hohmann G. W. 1990 – Transient electromagnetic inversion : A remedy formagnetotelluric static shifts, Geophysics, 55, 1242-1250 ;Mc Neil. J.D., 1994, Principles and application of time domain electromagnetic techniques forresistivity sounding. Geonics Limited, Technical note TN-27


Anarson K., Karlsdottir R., Eysteinsson H., Flovenz O.G. and Gudlaugsson S.T. 2000 - Theresistivity structure of high temperature geothermal systems in Iceland. Proc. World Geoth.Cong. Kyushu-Tohoku, Japan, 923-928.Risk G.F., Caldwell T.G., Bibby H.M., 2002, Tensor Time domain electromagnetic resistivitymeasurements at Ngatamariki geothermal field, New Zealand


Logistique terrain

La connaissance approximative de la profondeurde la cible et des résistivités des terrains sontutiles pour concevoir le dispositif de mesure.Existence de lignes électriques et canalisationsmétalliques.

Les boucles magnétiques émettrices etréceptrices sont généralement coïncidentesou boucle réceptrice décalée (offset).Boucles émettrices de plusieurs centainesde m de côté, pour des profondeursd’investigation kilométriques. La distributiondes sources potentielles de bruit EM doitêtre prise en compte.




Prix au sondage. Le système LOTEM (Long offset TEM enanglais) où un dipôle électrique est utilisécomme émetteur et où les mesures sontréalisées à grande distance de la source demanière à augmenter la profondeurd’investigation. Cependant le LOTEMsouffre, au même titre que la MT, des effetsstatiques liés aux conducteurs superficielssitués à proximité de l’émetteur galvaniqueou des capteurs électriques (Newman, 1989)



MAGNÉTOTELLURIQUE (MT)

Principe

La méthode des sondages magnétotelluriques consiste à évaluer la distribution en profondeurdes résistivités du sous-sol à partir de la mesure simultanée des variations des champsmagnétiques et telluriques naturels dans la gamme 10-3 -104 Hz (trois composantesmagnétiques et deux composantes telluriques). La fonction de transfert (Z, tenseurd’impédance) entre E et H et la résistivité apparente et la phase, qui en découlent, sontcalculés en fonction de la fréquence. Les calculs sont réalisés suivant deux directions TM(mode H parallèle) et TE (mode H perpendiculaire) pour les structures présentant unallongement préférentiel (2D). Par modélisation ou inversion 1D et 2D, un modèle de résistivitéen fonction de la profondeur est obtenu.


Détection, localisation puiscaractérisation de zones conductricespouvant être associées à dessystèmes géothermiques : chapeaud’argile et zone d’altérationpropylitique sous-jacente. L’utilisationdes signaux naturels aux longuespériodes permet de s’affranchir desécrans résistants et d’atteindre desprofondeurs kilométriques.

Existence d’un contraste de résistivitéentre la cible et l’encaissant.Méthode dépendant de la qualité dusignal naturel ( généralement faiblessignaux entre entre 8 Hz et 10 s).Les variations latérales superficiellesde conductivité provoquent unedistorsion galvanique de la résistivitéapparente (effet statique) qu’il s’agitde corriger (Pellerin et Hohmann,1990) avant inversion 1D.

Absence de contraste derésistivité électrique.Proximité d’émissions EMtrop puissantes. A priori, lesfiltres réjecteurs 50 et 150 Hz,permettent de travailler enzone péri-urbaine. Laméthode des référenceséloignées (Gamble, 1979 ;Clarke, 1983 Vozoff, 1991)permet de réduire les bruitsnon cohérents en utilisantdes enregistrements simul-tanés dans des sites nonsoumis aux bruits ambiantsde la zone prospectée.


Le rapport signal sur bruit est amélioré parsommation. L’analyse statistique des mesuresrépétées et l’analyse des cohérences entrechamps électriques et magnétiques conduit àdéfinir la qualité des données qui est prise encompte dans l’inversion.

La profondeur de pénétration est fonction dela fréquence des signaux et de laconductivité des terrains superficiels [p (km)~ 0.5(ρT)½] du fait de l’effet de peau (skineffect en anglais)

Résultat fourni

En 1 D : courbes de résistivités calculées en fonction de la profondeur, obtenues à partir del’inversion d’un des modes ou d’un des invariants de Z.En 2 D : coupes et cartes de résistivité apparente dans les 2 modes et coupes de résistivité enblocs après inversion des deux modes.En 3 D : modèles de blocs de résistivité vraie en 3 D.




Succès Echecs

Mise en évidence d’un corps conducteur corrélé avecl’isotherme 300° à Monte Amiata (Fiordelisi et al., 2000).Mise en évidence d’une zone productrice à 50 ohm.m env.bien corrélée avec la diminution de la teneur en argile, lasilicification et les pertes observées en forage dansl’environnement andésitique de Ulubelu (Mulaydi, 2000 ;Daud et al., 2000).

Les tentatives d’utiliser la méthode pour mettre enévidence des zones crustales fondues oupartiellement fondues à grande profondeur dans lesannées 70-80 (Wright et al., 1984) n’ont pas montréde résultat satisfaisant du fait principalement del’ambiguïté de l’interprétation des conductivités enterme de hautes températures sans prendre encompte la pression partielle d’eau.


Clarke J., Gamble T.D., Goubau W.M., Koch R.H. and Miracky R.F., 1983. Remote referencemagnetotellurics : equipment and procedures. Geophysical Prospecting, v. 31, no. 1, 149-170.Vozoff K., 1991. The magnetotelluric method, in Electromagnetic methods in appliedgeophysics, : M.N. Nabighian, Ed., Society of Exploration Geophysicists, Tulsa, Oklahoma, vol.2, part B, 641-711.Pellerin L., Johnston J.M., Hohmann G.W., 1990 – A numerical evaluation of electromagneticmethods in geothermal exploration, Geophysics, 61, 121-130 ;Wannamaker P.E., Hohmann G.W., Ward S.H., 1984, Magnetotelluric responses of threedimensional bodies in layered earths, Geophysics, vol. 49, N°9, pp.1517-1533 ;


Wanamaker P.E., Rose P.E., Doerner W.M., Berard B.C., McCulloch J., Nurse K., 2004,Magnetotelluric surveying and monitoring at the Coso Geothermal area, California, in support ofthe enhanced geotehrmal concept : survey parameters and initial results. Proceedings Twenty-Ninth Workshop on Geothermal Reservoir Engineering, Stanford University, Stanford California,January 26-28, 2004, SGP-TR-175, pp. 287-294Fiordelisi A., Manzella A., Buonasorte G., Larsen J.C., Mackie R.L., 2000, MT Methodologyin the detection of deep, water-dominated geothermal systems, World Geothermal Congress2000, Kyushu-Tohoku, Japan, May 28-June 10, p. 1121-1126.


Logistique terrain

Profondeur et taille des cibles, topographie, lignesélectriques, proximité de la mer. Existence delignes électriques et canalisations métalliques.

Capteur magnétique 3 composantes,

2 dipôles telluriques (50 à 100 m), unité d’acquisitionet de traitement. Possibilité de traiter deux stations àla fois, la référence éloignée permettantthéoriquement d’éliminer les signaux noncohérents. L’utilisation combinée du TDEM peutêtre utilisée pour corriger les effets « statiques » dûaux conducteurs superficiels (décalage descourbes MTde résistivité apparente).




À la station AMT (Audio MT) plus superficielle car travaillantdans la gamme 10-10000 Hz ; CSAMT=AMT avecsource contrôlée (cf. fiche correspondante).



MAGNÉTOTELLURIQUE À SOURCE CONTROLÉE (CSAMT, CONTROLLEDSOURCE AMT)

Principe

La technique de sondage électromagnétique CSAMT utilise, dans la bande de fréquence audio(1-10000 Hz), une source de signal artificiel de façon à assurer des enregistrements de meilleurrapport signal sur bruit qu’avec les signaux naturels. Différentes sources sont utilisées : longsbipôles électriques ou boucles fermées. Les champs magnétiques et les champs électriquessont mesurés au moyen de différents dispositifs, similaires à ceux utilisés en MT, composés decapteurs magnétiques et de dipôles électriques. La mesure des composantes magnétiques etélectriques pour différentes fréquences conduit à l’établissement de courbes de résistivitéapparente et de phase en fonction de la fréquence qui sont interprétées, dans les conditions dechamp lointain, selon les méthodes et les algorithmes de la MT. Après inversion, les résultatssont généralement présentés sous la forme de logs ou de sections distance-profondeur derésistivité calculée en fonction de la profondeur.


Détection, localisation etcaractérisation de zonesconductrices pouvant êtreassociées à des systèmesgéothermiques : chapeaud’argile et zone d’altérationpropylitique sous-jacente.

Application dans les zonestrop bruitées pour l’AMT.

Existence d’un contraste derésistivité entre la cible etl’encaissant.

La résistivité apparente estsoumise comme en MT auxeffets statiques.

La source doit être située àune distance suffisante de lazone de mesure de manière àobtenir les conditions dechamp lointain, soit de l’ordrede 5 fois l’épaisseur de peaucorrespondant auxfréquences considérées.



Le rapport signal sur bruit est amélioré parsommation. L’analyse statistique des mesuresrépétées et l’analyse de la cohérence entrechamp électrique et magnétique conduit à définirla qualité des données qui est prise en comptedans l’inversion.

La profondeur de pénétration est fonction dela fréquence des signaux et de laconductivité des terrains superficiels [p (km)~ 0.5(ρT)½] du fait de l’effet de peau (skineffect en anglais)



Résultat fourni

En 1 D : courbes de résistivités inversées en fonction de la profondeur. En 2D : coupes et cartesde résistivité apparente et coupes de résistivité en profondeur.


Succès Echecs

Mise en évidence d’une zone de fracturepotentiellement productrice par le décalage dela zone de remplissage volcanique conductricepar rapport au substrat granitique résistant surle site HDR de Ogachi, Japon (Suzuki etKaieda, 2000)

Une profondeur d’investigation suffisante nepourra pas toujours être obtenue pour biencaractériser le toit du réservoir réputé plusrésistant (zone d’altération propylitique) : Laprofondeur de peau pour des terrains à 10ohm.m atteint 1 500 m à 1 Hz mais cetteprofondeur n’est pas toujours atteinte enpratique par manque de puissance à l’émission.


Zonge K.L., Hughes L.J., 1991, Controlled Source Audio-Frequency Magnetotellurics, inElectromagnetic methods in applied geophysics, : M.N. Nabighian, Ed., Society of ExplorationGeophysicists, Tulsa, Oklahoma, vol. 2, part B, 641-711.


Suzuki K. and Kaieda H., 2000. Geological structure around the Ogachi Hot Dry Rock Test Siteusing seismic reflection and CSAMT surveys. Proc. World Geothermal Congress 2000, Kyushu-Tohoku, Japan, May 28-june 10, 1791-1796.


Logistique terrain

Profondeur et taille des cibles, topographie.Existence de lignes électriques et canalisationsmétalliques.

Différentes configurations de capteursmagnétiques et telluriques peuvent êtreutilisés selon la géométrie de la source. Lesdispositifs composés d’un profil de dipôlesélectriques et de quelques capteursmagnétiques apparaissent les plus efficacespour reconnaître des sections de terrain.


À la station CSEM = Controlled Source EM (MELIS,ARLETT) où l’on mesure 2 à 3 composantesdu champ magnétique à des distancesbeaucoup plus faibles de la source, avec desémetteurs moins puissants qu’en CSAMT



SISMIQUE ACTIVE

Principe

Analyse des temps de trajets dans les roches d’une impulsion de compression (ou decisaillement) entre une source sismique située en surface et des récepteurs (géophones)placés en surface ou dans un forage, pour des distances croissantes entre l’impulsion et lesrécepteurs. Suivant que les ondes sont réfractées, on s’intéresse à l’épaisseur (sismiqueréfraction) et à la vitesse des couches, ou réfléchies, on s’intéresse à la répartition géométriquedes interfaces présentant un contraste d’impédance sismique entre deux milieux (réflecteurs)en 2D ou 3D.


Mise en évidence et caractérisationgéométrique de structures dans lesterrains sédimentaires ou cristallins .Ces derniers demandant desméthodes de traitement spécifiques.

Reconnaissance du sous-sol lorsqu’ilexiste des contrastes d’impédanceacoustique (vitesse sismique et/oudensité) permettant d’obtenir de bonsréflecteurs ou des anomalies devitesse détectables.

Absence de contrastes depropriété mécanique entre lacible et l’encaissant.Forte inclinaison des couchespar rapport à la surface dusol.Zones diffractantessuperficiellesSite trop bruyant.La sismique réfraction nepermet pas d’étudier lescouches lentes (de faiblevitesse sismique) sous-jacentes à des couchesrapides (de relativement fortevitesse sismique).


La sismique réflexion est la méthodegéophysique qui fournit la meilleure résolution :jusqu’à 1/8 de la longueur d’onde qui estinversément proportionnelle à la fréquence.

Dépendante de la puissance de la source et dela distance entre celle-ci et les récepteurs. Lestechniques de sismique réflexion pétrolièressont bien adaptées aux profondeurskilométriques.

Résultat fourni

Sismique réfraction : section verticale (distance-profondeur) de la distribution des vitessessismiques (généralement P).

Sismique réflexion : section verticale (distance-temps double ou convertie en distance-profondeur) présentant les signaux sismiques traités (section stack ou section migrée) et figurantdifférents horizons géologiques réflecteurs

En 3 D : modèles de répartition des vitesses des ondes (généralement P) à partir de la sismiqueréfraction, imagerie des réflecteurs en sismique réflexion..




Succès Echecs

Réflecteurs associés à des fractures et des zonesde fusion partielles (Larderello, Mt Amiata, Italie).Mise en évidence de zones de faible vitesseassociées aux zones productives dans le champde Coso (Californie)

Traitement pré-stack conduisant à définir desréflecteurs peu évidents et d’interprétationambiguë dans le champ de Coso (Californie)


Henry G. 1997. La sismique réflexion : principes et développements. Paris, Editions Technip, 172 p.

Mari J.L., Arens G., Chapellier D., Gaudiani P., 1998, Géophysique de gisement et génie civil, ParisEditions Technip, ISBN 2-7108-0727-0, 101.

Palmer D., 1986, Refraction seismics : the lateral resolution of structure and seismic velocity inSeismic exploration, Klaus Helbig & Sven Treitel Ed., Geophysical Press, 269 p.

Bibliographie récente :

Unruh J., Pullammanappillil S.K. and Honjas W. (2001) – New seismic imaging of the Cosogeothermal field, Eastern California. In : Proceedings Twenty-Sixth Workshop on Geothermal ReservoirEngineering, Stanford University, Stanford California, January 29-31, 2001, SGP-TR-168, p. 164-170.

Fiordelisi A., Manzella A., Buonasorte G., Larsen J.C., Mackie R.L., 2000, MT Methodology in thedetection of deep, water-dominated geothermal systems, World Geothermal Congress 2000, Kyushu-Tohoku, Japan, May 28-June 10, p. 1121-1126.


Logistique terrain

Profondeur et taille des cibles, topographie,

Prise en compte éventuelle de la législation localesur les explosifs.

Source : explosifs ou camion vibreur

Récepteurs : lignes de géophones

Acquisition : Caméra sismique de 48 à 256 traces


Km de profil en sismique réflexion.

Base sismique en sismique réfraction.

Sismique réflexion en mer, sismique avec sourceen mer et récepteurs à terre, traitement enréfraction et/ou réflexion grand angle



SISMIQUE PASSIVE

Principe

Enregistrement de la sismicité et de la microsismicité (magnitudes < 2) par un réseau destations sismologiques. L’inversion conjointe en 3 D des localisations des foyers et des vitessespermet d’obtenir une image 3 D du champ géothermique. L’analyse de la biréfringence desondes S (shear wave splitting) peut caractériser la fracturation dans l’espace.


Recherche de failles activesdans les zones volcaniques.Caractérisation spatiale de zonesfracturées. Détermination demodèles de vitesse en 3 D.

Vu la durée d’enregistrement,s’applique plutôt au dévelop-pement d’un champ enexploitation en utilisant lamicrosismicité induite et unréseau de suivi permanent.

Existence d’une micro sismicitésuffisante (plusieurs centainesd’événements sont nécessairespour l’inversion en vitesse).Nécessite plusieurs moisd’enregistrement..

Proximité d’autressources de bruitssismique.La durée d’enregistrementrend cette méthode peutattractive pourl’exploration d’un nouveauchamp.


Suivant la densité des stations en surface et ladistance source-récepteurs, la précision deslocalisations peut varier de quelques centaines àquelques dizaines de m. Détermination desvitesses sur des blocs de taille hectométriques.

Dépend de la profondeur des sourcessismiques (jusqu’à 10-20 km !)

Résultat fourni

Localisation dans l’espace des sources d’activité microsismique, qui peuvent être liées à desfractures parcourues (ou non) par des fluides. Images 3 D des anomalies de vitesse Vp, Vs etVp/Vs, d’atténuation et de densité de fractures.


Succès Echecs

Milos (Grèce), The Geysers et Coso (Californie)


Majer E.L. & Mc Evilly T.V., 1979, Seismological investigations at The Geysers geothermalfield, Geophysics, vol 44, p. 246-269.

Hirn A., Sachpazi M. & Nercessian A., 1989, Elements for a model of the geothermal field ofMilos from seismological data. Geothermics, vol 18, no. 4, p. 579-595.



Bibliographie récente (voir ce rapport)

Lou M. & Rial J.A., 1998, Microseismicity, stress, and fracture in the Coso geothermal field,California. Tectonophysics, 298, p. 221-238.

Julian B.R., Ross H., Foulger G.R. & Evans J.R., 1996, Three-dimensional seismic imaging ofa geothermal reservoir : The Geysers, California.

Informations utiles pour établir leprogramme technique

Logistique terrain

Profondeur des cibles, topographie. Stations sismologiques autonomes ou avectélétransmission comportant un capteursismique 3 composantes (sismomètre =vélocimètre ou accéléromètre) et une unitéd’acquisition (numérisation et stockage hautedensité). Nombre de stations minimum : 6-8


Mois d’acquisition Sismologie Large Bande

Centre scientifique et techniqueService Aménagement et risques naturels

3, avenue Claude-GuilleminBP 6009 – 45060 Orléans Cedex 2 – France – Tél. : 02 38 64 34 34

Documents

Méthodes géophysiques appliquées à l'exploration ...infoterre.brgm.fr/rapports/RP-53137-FR.pdf · (Schlumberger) et dipôle-dipôle.. .....33 Illustration 13 - Mise en œuvre