Modélisation sismo-hydro-mécanique de la réponse d’une faille à une injection de fluide

Modélisation sismo-hydro-mécanique de la réponse
d’une faille à une injection de fluide

Observations de la sismicité induite par les fluides

 L’influence de la présence de fluides dans le déclenchement et la migration de la sismicité est fréquemment proposée, tant dans des cas de la sismicité naturelle que de la sismicité associée aux exploitations industrielles. Cependant, la présence de fluides au sein d’une zone sismique ne peut être détectée qu’indirectement à travers des techniques d’exploration géophysique depuis la surface du sol. Il est en effet difficile d’échantillonner les roches et de mesurer les propriétés hydrauliques et hydromécaniques du milieu à la profondeur de la zone active à travers des forages industriels ou scientifiques car ils sont rares et coûteux. 

 Séismes naturels liés à des surpressions de fluides 

Essaims sismiques

 Les fluides peuvent être impliqués dans le développement et la dynamique des essaims sismiques (Parotidis et al., 2003 ; Pacchiani and Lyon-Caen, 2010 ; Daniel et al., 2011 ; Leclère et al., 2012 ; Lindenfeld et al., 2012 ; Duverger et al., 2015 ; Hainzl et al., 2016 ; Mesimeri et al., 2017 ; Shelly et al., 2016 ; De Barros et al., 2019b, 2020 ; Ross et al., 2020). Un exemple intéressant est l’essaim sismique ayant eu lieu dans le Vogtland, en Bohème occidentale, entre août et décembre 2000 (Parotidis et al., 2003 ; Hainzl, 2004 ; Hainzl & Ogata, 2005). Hainzl & Ogata, 2005 présentent les mécanismes à l’origine de cet essaim sismique intra-plaque de plus de 8400 événements. La distribution spatio-temporelle des événements détectés lors de cette crise sismique peut être enveloppée par une courbe de diffusion hydraulique. Ainsi, cet essaim sismique semble avoir été guidé par la diffusion d’un fluide provenant d’une source de haute pression (Parotidis et al., 2003 ; Hainzl, 2004 ; Hainzl & Ogata, 2005). Cette source semble être un dégazage magmatique de CO2, mis en évidence sous le massif de Vogtland par Weinlich et al. (1999). De plus, Parotidis et al., 2003 explique la sismicité observée avec un modèle de migration de fluides en surpression ascendants dans le plan de faille, en considérant des patchs de diffusivité hydraulique variable. Des études plus récentes attribuent l’origine des fluides à des eaux météoriques (Heinicke et al., 2018, 2019). D’autres essaims sismiques montrent une évolution spatiotemporelle diffusive, tels que celui de l’Ubaye, France en 2003-2004 (Daniel et al., 2011 ; Leclère et al., 2012, 2013) ou la séquence de Dobi, région de l’Afar en 1989 (Noir et al., 1997). De plus, les vitesses de migration sismique observées pour d’autres essaims sismiques, comme par exemple la zone de fracture de Tjörnes, Islande en 1996, 1997 et 2004 (58-90 m/h ; Hensch et al., 2008) ainsi qu’à proximité du golfe de Corinthe, en Grèce, lors de la crise microsismique de 2003-2004 (2.3 m/h ; Bourouis & Cornet, 2009), supportent l’hypothèse d’une sismicité guidée par les fluides. Concernant l’essaim sismique de 2003-2004 dans le golfe de Corinthe, une tomographie sismique de la région présentée dans Gautier et al. (2006) suggère également la présence de fluides dans la partie sismiquement active du golfe. De plus, la pression de fluide est connue pour contrôler l’activité des essaims sismiques dans cette zone (Pacchiani & Lyon-Caen, 2010). Selon Bourouis & Cornet (2009), soit le fluide est d’origine météorique, soit il provient d’un réservoir situé dans la croûte inférieure. Duverger et al. (2015) considèrent un réservoir profond et pressurisé alimentant à travers des corridors une nappe très perméable dans laquelle sont ancrées de nombreuses failles ; la sismicité a majoritairement lieu au sein de cette zone perméable (Fig. 1.1). Egalement, Cappa et al. (2009) ont étudié, à travers un modèle couplé hydromécanique, l’influence de la remontée de fluides riches en CO2 sur le déclenchement d’un essaim sismique comportant plus de 700 000 événements, localisé près de Matsushiro, dans la région centrale du Japon. La jonction entre deux zones de failles perméables aurait permis l’augmentation de la pression de fluide sur des segments de faille dont l’état de contrainte est proche de la rupture. Ces fluides pressurisés ont permis de réduire la résistance de ces segments de faille jusqu’au seuil de rupture et ainsi déclencher cette importante séquence d’événements sismiques. Cette étude montre ainsi que le couplage hydromécanique entre l’évolution de la perméablité et la rupture sur les failles est nécessaire pour expliquer à la fois la migration du fluide dans la faille et la migration de la sismicité aux cours du temps. Figure 1.1. Schéma du mécanisme proposé pour expliquer la crise sismique de 2003-2004 dans le golfe de Corinthe, d’après Duverger et al. (2015). L’intersection de la nappe héllénique avec le système de failles crée des chemins perméables permettant la diffusion du fluide et la migration de la microsismicité. La diffusion est forcée par le réservoir surpressurisé sous la nappe.

 Répliques sismiques 

La distribution spatio-temporelle des répliques sismiques de certains séismes majeurs peut suivre une loi de diffusion hydraulique, mais aussi des lois de migration de glissement asismique. Un exemple bien connau d’effet des fluides est le cas des répliques du séisme de l’Aquila, en Italie (magnitude Mw 6.13, le 6 avril 2009), ayant eu lieu à proximité de la faille de Campotosto (Chiaraluce et al., 2011 ; Malagnini et al., 2012). D’après Malagnini et al. (2012), ces répliques ont été déclenchées par la diminution de la résistance de la faille de Campotosto suite à la diffusion de la pression de fluide dans cette faille. Des remontées de CO2 d’origine mantellique, bloquées par des couches imperméables (Chiodini et al., 1999), sont suspectées être la cause de l’augmentation de la pression dans la faille (Malagnini et al., 2012). La forte diffusivité hydraulique observée (D = 60 m2 /s) implique une forte perméabilité du milieu (Lee & Cho, 2002). Ross et al. (2017) observe également une distribution diffusive des répliques consécutives au séisme de magnitude Mw 7.2 ayant eu lieu en 2010 à El Mayor-Cucapah, Californie. Cette distribution peut être expliquée par l’hydrothermalisme local. 

 Volcans 

Des essaims sismiques ont régulièrement lieu à proximité de volcans. Ils peuvent annoncer la proximité d’une éruption, (e.g. Power et al., 2004) mais peuvent aussi être liés à des mouvements magmatiques profonds (Nichols et al., 2011 ; Hudson et al., 2017). Certains essaims sont déclenchés ou guidés par la migration des fluides magmatiques (par exemple, Yukutake et al., 2011 ; Shelly & Hill, 2011 ; Ruppert et al., 2011 ; Figure 1.2). Le Piton de la Fournaise, à La Réunion, est l’un des volcans les plus actifs au monde (Bachelery et al., 1982) avec deux éruptions par an en moyenne (Peltier et al., 2009). Ces éruptions sont toujours précédées par des essaims d’événements volcano-tectoniques hautefréquence (Battaglia & Aki, 2003 ; Battaglia et al., 2005 ; Massin et al., 2011) indiquant la remontée du magma au sein du volcan vers la surface (Battaglia et al., 2005). Le taux de sismicité lors de ces essaims augmente en loi puissance deux semaines avant l’éruption (Collombet et al., 2003). Des événements longue-période et des tremors sont également détectés quelques jours avant les éruptions (Battaglia & Aki, 2003 ; Zecevic et al., 2013), comme attendu lors d’un essaim sismique volcanique (par exemple Chouet, 1996 ; McNutt, 2005 ; Fig. 1.2). Figure 1.2. Diagramme schématique représentant un modèle générique d’essaim sismique volcanique (d’après McNutt, 1996). 

Zones de subduction 

Les zones de subduction sont des régions de fortes contraintes tectoniques, au sein desquelles sont déclenchés les séismes les plus destructeurs sur la planète (Mw > 7). De par leur localisation en bordure d’au moins une plaque océanique, ces zones sont fortement hydratées. Ainsi, les fluides peuvent contrôler la zone de rupture de mégaséismes, comme par exemple le séisme de Fukuoka (Japon), Mw 7, le 20 mars 2005 (Wang and Zhao, 2006) et celui de Geiyo (Philippines), Mw 6.8, le 24 mars 2001 (Zhao et al., 2002). De plus, de nombreux essaims sismiques, dont la magnitude maximale des événements peut cumuler jusqu’à 6.8, ont été détectés dans des zones de subduction, comme par exemple, durant ces deux dernières décennies dans la zone de subduction hellénique (Sachpazi et al., 2016). Un modèle tomographique réalisé dans cette zone par Halpaap et al. (2018) permet d’étudier l’évolution du ratio entre la vitesse des ondes P et des ondes S. Plus ce ratio sera élevé, plus la présence de fluides dans le milieu sera importante. Une coupe Ouest-Est du modèle est représentée dans la figure 1.3 (Halpaap et al., 2019), avec la position de la sismicité détectée entre 2006 et 2017 dans une fenêtre de 5 km de large de chaque côté du profil sur les anomalies du rapport Vp/Vs. Les événements sismiques représentés se situent en majorité à proximité des zones de fort rapport Vp/Vs, ce qui pourrait relier leur origine à la présence de fluides dans le milieu. Les 3 subclusters de sismicité numérotés A, B et C sur la figure 1.3 ont respectivement lieu dans le slab, à l’interface entre plaques africaine et égéenne et dans un coin mantellique dans la plaque égéenne chevauchante (Halpaap et al., 2019). Une répartition similaire de clusters d’événements sismiques a également été observée aussi au nord-est et au sud-est du Japon, en Nouvelle-Zélande et en Martinique, soit dans des zones de subduction avec un manteau chevauchant non-hydraté (Halpaap et al., 2019). Cela renforce l’aspect induit de la sismicité associée aux zones de subduction. Figure 1.3. Imagerie du rapport entre la vitesse des ondes P et celle des ondes S sous la région occidentale de la Grèce, d’après Halpaap et al. (2019). La cross section est-ouest a été obtenue à travers le modèle tomographique de Halpaap et al. (2018). La limite supérieure du slab est représentée par une ligne noire. La sismicité est représentée par des points noirs dont la taille est fonction de la magnitude des événements. 3 ellipses notées A, B, C délimitent 3 clusters de sismicité. 

 Relations entre la pluie et la sismicité 

Le déclenchement d’événements sismiques en lien avec les précipitations météoriques est supposé depuis plusieurs décennies. Dès 1992, Roth et al. (1992) mettait en lien les précipitations dans les Alpes Suisses entre 1986 et 1988 et la sismicité locale, malgré une faible corrélation. Une périodicité de la sismicité a été observée dans plusieurs localités (Saar & Manga, 2003 ; Jimenez & Garcia-Fernandez, 2000 ; Wolf et al., 1997), avec un maximum annuel d’événements corrélé avec la fonte des neiges (Saar & Manga, 2003 ; Wolf et al., 1997) ou d’intenses épisodes pluvieux (Jimenez & Garcia-Fernandez, 2000). Ces épisodes climatiques engendrent une faible variation de pression (0.01 MPa, par exemple dans Saar & Manga, 2003) toutefois suffisante pour permettre aux failles et fractures de subsurface d’atteindre la rupture et déclencher des événements sismiques. Une sismicité liée aux précipitations dans un milieu karstique a également été mise en évidence en Europe de l’Ouest (Hainzl et al., 2006 ; Kraft et al., 2006 ; Husen et al., 2007 ; Rigo et al., 2008). Hainzl et al. (2006) ont étudié la sismicité observée à proximité du mont Hochstaufen, au sud-est de l’Allemagne. Ce massif, composé majoritairement de calcaire triassique et de dolomite, est karstique. La sismicité observée est corrélée avec les précipitations (Fig. 1.4). En considérant une diffusion hydraulique 1D en profondeur, les événements sismiques sont principalement localisés dans les zones de forte pression de fluide (Fig. 1.4-b). Ainsi, une faible variation de pression va permettre d’atteindre la rupture à l’intérieur du karst. Cependant, Miller (2008) considère que les propriétés hydrauliques d’un karst vont permettre une augmentation de la pression de fluide bien supérieure à ce qui est attendu, ce qui peut affecter la distribution spatiotemporelle de la sismicité. Ainsi, la diffusion des fluides descendantes au sein de la subsurface est une bonne approximation des processus sous-jacents dans le déclenchement d’événements sismiques avec les précipitations météoriques (Hainzl et al., 2006). Figure 1.4. Corrélation entre précipitations et sismicité, d’après Hainzl et al. (2006). Les variations de pression en profondeur (b) sont modélisées en lien avec le taux de précipitation (a) observé au cours de l’année 2002 à proximité du mont Hochstaufen, Allemagne, dans le cas d’un modèle de diffusion linéaire avec une diffusivité hydraulique de 3.3 m2 /s. La sismicité est représentée par des étoiles blanches dont la taille est inversement reliée à l’erreur sur leur localisation. (c) Le taux de sismicité quotidien (en vert) est représenté en relation avec le taux théorique de sismicité dans l’intervalle de profondeur 1-4 km (en rouge). 

 Séismes induits par les manipulations industrielles de fluides 

De nombreuses activités anthropiques impliquant l’extraction ou l’injection de fluides en subsurface ont été associées à l’apparition de sismicité dans des zones tectoniquement stable (i.e., taux de déformation géologique faible). C’est notamment le cas pour la production d’hydrocarbures (pétrole, gaz), l’exploitation de ressources géothermiques, le stockage de CO2 au sein d’un réservoir ou encore le stockage de réserves d’eau dans les barrages (Davies et al., 2013 ; Foulger et al., 2018 ; McGarr et al., 2002 ; Nicol et al., 2011 ; Suckale, 2009 ; Keranen & Weingarten, 2018 ; Ellsworth, 2013). La sismicité induite par des activités anthropiques est documentée depuis les années 1920 (Pratt & Johnson, 1926) et peut atteindre de fortes magnitudes, jusqu’à Mw 6.3 à Koyna, Inde (Gupta, 2002). De plus, l’état de contrainte et de pression des réservoirs étant fréquemment proche de la rupture, une faible perturbation de l’état de contrainte et de pression peut activer une faille optimalement orientée (Zoback & Zoback, 1980, 1989). Ainsi, la compréhension de la sismicité anthropique induite par des fluides est importante pour la gestion du risque sismique. 

Sismicité liée au stockage d’eaux usées 

Dans la région centrale des Etats-Unis, la sismicité tectonique est constante entre 1960 et 2008, de l’ordre de 20 événements de magnitude supérieure ou égale à 3 par an (Ellsworth, 2013). Cependant, depuis 2009, le nombre d’événements sismiques a augmenté considérablement, jusqu’à dépasser 1000 événements de magnitude supérieure ou égale à 3 en 2015 (Fig. 1.5 ; Ellsworth, 2013). Depuis 2016, ce nombre diminue, mais reste bien au dessus du taux de sismicité tectonique observé avant 2008. Au vu de la stabilité de la répartition de la population en Oklahoma depuis 1 siècle, l’activité sismique ressentie dans la région peut être comparée dans le temps de manière précise (Hough & Page, 2015). Ainsi, la cause industrielle de la sismicité induite récente dans cet état n’est pas en doute. Cette augmentation du niveau de sismicité correspond à l’augmentation du nombre de puits d’injection dans cette région (Weingarten et al., 2015). De plus, Pollyea et al. (2019) ont observé une corrélation entre les variations du taux annuel de sismicité et les variations de volume d’eaux usées injecté dans le sous-sol de différents comtés de la région centrale des Etats-Unis (Fig. 1.6). Ainsi, ces événements sismiques sont induits par l’injection d’eaux usées en subsurface et leur nombre semble contrôlé par le débit annuel d’eau injectée. Une migration en profondeur de la sismicité a été observée (Fig. 1.6) depuis la couche Arbuckle dans laquelle sont réalisées les injections jusque dans le socle (par exemple Walsh & Zoback, 2015). Cette migration peut être mise en lien avec la diffusion d’un fluide de forte densité (Pollyea et al., 2019). Figure 1.5. Nombre annuel d’événements de magnitude supérieure à 3 dans la région centrale des Etats-Unis entre 1973 et 2018. Les événements représentés en rouge ont été détectés après 2008. Figure 1.6. (page suivante) Lien entre sismicité et injection de fluide dans la région centrale des Etats-Unis, d’après Pollyea et al. (2019). Nombre annuel d’événements de magnitude supérieure à 2.5 (en gris), volume injecté d’eau salée (en bleu) et profondeur moyenne des événements (cercles) pour les régions d’Alfafa, de Lincoln, d’Oklahoma, situées en Oklahoma, USA, et pour le bassin de Raton, situé au sud du Colorado et au nord du Nouveau-Mexique, USA. 

Sismicité associée à la géothermie profonde

 Lors de l’exploitation d’un réservoir géothermique, de l’eau froide sous pression est injectée à proximité d’un système de failles ou de fractures naturelles, puis extraite après réchauffement du fluide lors de sa circulation au sein de ce réseau de discontinuités. Les fractures préexistantes s’ouvrent et glissent sous l’effet du fluide et d’autres fractures sont créées. Ainsi, une conséquence inévitable de la production d’énergie géothermique est la génération d’événements sismiques. Il convient cependant de maintenir la sismicité obtenue à un niveau acceptable (Mw < 3) pour la population locale, afin d’éviter l’arrêt de l’exploitation comme à Bâle, Suisse, en 2006, ou plus récemment à Pohang en Corée du Sud en 2017 (Häring et al., 2008 ; Kim et al., 2018). Lors de l’exploitation d’un autre site géothermique à St-Gallen, à 130 km de Bâle, un événement de magnitude ML 3.5 le 20 juillet 2013 au matin après moins de 1200 m3 de fluide injecté au cours de la précédente semaine (Zbinden et al., 2020). Un événement d’une telle magnitude se produisant après injection d’un faible volume de fluide, l’arrêt de l’injection a été décidé immédiatement après. Plus récemment, lors de l’exploitation d’un EGS à proximité de Pohang, Corée du Sud, un événement de magnitude Mw 5.5 a eu lieu après injection d’un faible volume de fluide (7000 m3 ; Ellsworth et al., 2019 ; Lee et al., 2019). Il s’agit du plus gros événement sismique induit par un EGS à ce jour (Kim et al., 2018). Lors de l’exploitation du champ géothermique de Salton Sea, Californie, un essaim sismique a été observé en 2012, comprenant deux événements de magnitude supérieure à 5. Des déplacements verticaux en surface ont été mesurés par InSAR durant la période de déclenchement de l’essaim, à une vitesse atteignant 5 cm/an (Wei et al., 2015). Le modèle de glissement obtenu par inversion des données de subsidence observées montre un déplacement atteignant 60 cm sur une faille normale proche (Wei et al., 2015 ; Fig. 1.7). Or aucun événement n’a été localisé sur cette faille : le glissement est donc asismique. Ce glissement asismique induit par l’injection de fluides a ensuite déclenché l’essaim sismique observé (Wei et al., 2015). Ainsi, dans ce cas, la sismicité est un produit secondaire de la stimulation hydraulique car l’augmentation de pression de fluide induit en premier un glissement asismique, qui ensuite déclenche des séismes à distance de l’injection dans une zone non ou peu pressurisée. Figure 1.7. (page suivante) Glissement asismique induit par une injection de fluide dans le réservoir géothermique de Brawley, Californie, USA, d’après Wei et al. (2015). Représentation 3D du glissement sur les failles et des puits d’injection (en bleu) et de production (en rouge). La distribution du glissement asismique sur la faille normale est représentée par un code couleur, maximal dans les tons roses et minimal dans les tons bleus. Les contours gris sur la faille en décrochement correspondent au glissement sismique mesuré à la suite des événements de magnitude Mw 5.4 et Mw 5.3.