METHODE GEOPHYSIQUE ET CARARTERISATION DES AQUIFER

METHODE GEOPHYSIQUE ET CARARTERISATION DES AQUIFER 2015/2016 Département de recherche CHAWKI ABIDI master de recherche en géologie des bassins sédimentaires Sommaire Introduction............................................................................................................................................. 3 I. Méthode appliquée ......................................................................................................................... 4 II. Caractéristiques géométriques ....................................................................................................... 5 III. Propriétés de stockage ................................................................................................................ 6 IV. Méthodes d’estimation usuelles ................................................................................................. 9 1. Mesures sur échantillons ................................................................................................................ 9 2. Essai de pompage .......................................................................................................................... 11 V. Méthodes électriques et électromagnétiques .......................................................................... 15 1. Méthodes électriques à courant continu ...................................................................................... 15 a. Principe général ............................................................................................................................. 15 2. Méthode des sondages TDEM ....................................................................................................... 16 a. Principe général ............................................................................................................................. 16 b. Traitement des données ............................................................................................................... 17 c. Intérêt de ces méthodes pour l’hydrogéologie ............................................................................. 18 d. Géométrie...................................................................................................................................... 18 3. Principe de résonance magnétique ............................................................................................... 19 a. Principe physique .......................................................................................................................... 19 b. Paramètres mesurés...................................................................................................................... 20 Introduction L a connaissance de la géométrie et des propriétés hydrodynamiques des milieux Géologiques constitue un élément clef pour la compréhension du fonctionnement Hydrologique des systèmes aquifères et, en particulier, pour la détermination de leurs Modalités d’exploitation, de gestion et de protection durables. En hydrogéologie, cette Connaissance est principalement recherchée en sub-surface, au sein des aquifères les plus exploités et ayant le plus d’interactions avec les autres compartiments hydrologiques (sols, eaux de surface, zones humides, etc.). L’échelle d’étude est décamétrique à hectométrique (celle du futur forage d’exploitation, de la maille du modèle hydrogéologique, etc.). Le moyen utilisé communément est l’essai de pompage réalisé au sein de forages complétés dans les cas favorables de piézomètres d’observation. Les coûts de réalisation de forages (et de piézomètres) et a fortiori de pompages d’essai sont élevés. Ils ne permettent pas en général de multiplier les observations et de prendre ainsi en considération les hétérogénéités du milieu et les variations spatiales de ses propriétés hydrodynamiques. Dans ce cadre, la mise en œuvre de méthodes géophysiques constitue un atout important tant pour diminuer le coût des études hydrogéologiques que pour améliorer leur efficacité et la précision des résultats qui en sont tirés. L’étude des variations spatiales des paramètres et hydrauliques d’un système aquifère nécessite la connaissance préalable de la répartition spatiale des unités géologiques qui le constituent. La géométrie et la structure d’un aquifère peuvent être déterminées à l’aide de la géophysique de surface en utilisant plus particulièrement les méthodes électriques: traîner, sondages et tomographie. La géophysique de surface comprend nombre de méthodes qui, à partir de la mesure d’un ou de plusieurs paramètres physiques (densité, résistivité électrique,…), permettent d’imager le sous-sol. I. Méthode appliquée Les méthodes géophysiques non-destructives mises en œuvre à partir de la surface, dont entre autres les panneaux électriques en courant continu ou les sondages TDEM (Time Domain Electro Magnetic), sont maintenant couramment utilisées pour caractériser la géométrie des différents compartiments du proche sous-sol. Ces méthodes permettent une estimation de la porosité en utilisant la loi empirique d’Archie (Archie, 1942). Cependant, le paramètre physique obtenu après inversion, la résistivité électrique, n’est pas lié de façon univoque à la présence d’eau souterraine, la profondeur du niveau piézométrique ou aux propriétés hydrodynamiques des aquifères. A contraire, le phénomène de Résonance Magnétique des Protons (RMP) est directement lié à la présence d’eau au sein du milieu : il s’agit de mesurer le signal réémis par l’eau souterraine après excitation par un champ électromagnétique à la fréquence spécifique de résonance des protons (dite fréquence de Larmor). C’est pourquoi les sondages RMP constituent une méthode sélective pour détecter directement la présence d’eau dans le sous-sol. La simple existence d’un signal, détectable par le matériel, renseigne donc sur la présence d'eau. Plus précisément, la mesure de l’amplitude du signal RMP permet de localiser les aquifères et d’évaluer la porosité du milieu. La mesure du temps de relaxation du signal offre une possibilité d'estimation de la taille moyenne des pores. Enfin, il est possible de relier les paramètres du signal RMP à une estimation de la perméabilité en adaptant les relations empiriques reliant la perméabilité à la porosité comme par exemple la relation de Kozeny-Carman (Schafmeister, 2006) ou les corrélations empiriques connues dans le domaine pétrolier où la méthode RMN (Résonance Magnétique Nucléaire), basée sur le même principe physique que la méthode RMP est utilisée depuis longtemps comme un outil de diagraphie en forage. Cette remarquable capacité de la méthode ouvre la perspective de caractérisation des aquifères en réalisant un nombre limité de forages d’étalonnage II. Caractéristiques géométriques Dans le dictionnaire français de l’hydrologie, Margat définit un aquifère comme un « corps (Couche, massif) de roches perméables à l'eau, à substrat et parfois à couverture de roches moins perméables, comportant une zone saturée et conduisant suffisamment l'eau pour permettre l'écoulement significatif d'une nappe souterraine et le captage de quantités d'eau appréciables. L'aquifère est l'ensemble du milieu solide (contenant) et de l'eau contenue. En fonction de son taux de remplissage un aquifère peut comporter une zone non saturée. » Par opposition, un aquiclude (ou aquitard) est un milieu saturé en eau peu ou pas perméable et dont on ne peut extraire économiquement des quantités d'eau appréciables. Les aquifères peuvent être classés en fonction de leur géologie (Figure 1). On distingue alors :  les aquifères continus : formés par un milieu poreux et ayant un volume élémentaire représentatif (VER) relativement petit (d’ordre métrique) ;  les aquifères discontinus : formés soit par un milieu fissuré, soit par un réseau de cavité et conduit karstiques. Dans le cas d’aquifère discontinu fissuré, le VER est d’ordre décamétrique à hectométrique, voire plus grand. Dans le cas d’aquifère karstique, il est impossible de définir un VER. Leurs conditions hydrodynamiques (Figure 1-2). On distingue alors :  les aquifères libres : qui comprennent une zone non saturée située au-dessus d’une zone saturée ;  les aquifères captifs : qui sont surmontés par une formation peu ou pas perméable et qui ont une charge hydraulique supérieure à la cote du toit de la nappe. III. Propriétés de stockage La plupart des roches et des sols contiennent naturellement un certain pourcentage d’espace vide qui peut être occupé par de l’eau ou d’autres fluides. Cette propriété s’appelle la porosité du milieu et s’exprime quantitativement comme le rapport entre volume des pores (interconnectés ou non) et le volume total du milieu : Cette propriété est donc sans dimension. Elle est équivalente à la teneur en eau lorsque le milieu est saturé. Les milieux naturels présentent plusieurs types de porosité en fonction du contexte géologique (Figure 1-3) : la porosité d’interstice (dans le cas des roches constitués de grains), la porosité de fissure, la porosité de fracture, la porosité karstique etc… A proximité des particules solides, l’eau subit des forces d’attraction moléculaire qui la rendent immobile. Ces forces décroissent avec la distance de la molécule d’eau à la paroi solide (Figure 1-4). Au delà de 0,5 μm ces forces d’attraction deviennent négligeables et l’eau est dite libre par opposition à l’eau liée qui est fixée au solide. Il est à noter que la limite à 0,5 μm est un peu arbitraire et varie d’un milieu à l’autre. La proportion d’eau libre dépend de la surface spécifique définie par : L’eau liée, attachée à la surface des grains, ne participe pas à l’écoulement de même que l’eau située dans des pores non connectés (porosité close) ou mal connectés (pores en culsde- sac). On définit alors en milieu saturé une porosité cinématique (effective porosity en anglais) comme le rapport du volume d’eau qui peut circuler sur le volume total de roche (Figure 1-5). Cette porosité correspond en fait au rapport entre la vitesse moyenne de l’eau (mesurée par traçage par exemple) et la vitesse fictive déduite de la loi de Darcy : Cette définition étant déjà liée à la notion de circulation des fluides, la porosité cinématique est une propriété dynamique. La capacité de stockage des aquifères est décrite par un paramètre d’emmagasinement qui consiste en une composante gravitationnelle et une composante élastique. Dans les aquifères libres, la composante élastique est négligeable. La capacité de stockage se mesure alors par la porosité de drainage (specific yield en anglais) (Figure 1-5) qui est le rapport entre le volume d’eau gravifique (c’est-à-dire qui est capable de circuler sous l’action de la gravité) et le volume total de roche : La fraction d’eau qui ne peut pas être drainée par gravité (eau liée et eau retenue par des forces de capillarité) s’appelle la capacité de rétention capillaire. Dans le cas d’un aquifère confiné, la composante élastique n’est plus négligeable. L’eau et le milieu poreux peuvent se compresser sous l’effet de la charge hydraulique, augmentant ainsi la capacité de stockage. La possibilité de stocker de l’eau est alors définie par le coefficient d’emmagasinement : avec ρ w la masse volumique de l’eau ; g l’accélération de la pesanteur ; n la porosité totale ; e l’épaisseur de l’aquifère ; l β , s β et α les coefficients de compressibilité respectivement du liquide, du solide et du milieu poreux. Le terme s β est généralement négligé car très inférieur aux coefficients l β et α (de l’ordre de 1/25 de l β). Dans le cas d’un aquifère libre, la zone non saturée (ZNS) située au dessus du niveau piézométrique constitue aussi une réserve d’eau. On y définit la teneur en eau volumique qui peut varier entre 0 et la porosité totale n, et la saturation qui peut varier entre 0 et 1. Dans un milieu non saturé, trois phases sont présentent : l’eau, l’air et le solide. La pression de l’air est différente de la pression de l’eau. La différence entre la pression de l’air et la pression de l’eau s’appelle la pression capillaire et dépend de la saturation. Dans un milieu non saturé, trois phases sont présentent : l’eau, l’air et le solide. La pression de l’air est différente de la pression de l’eau. La différence entre la pression de l’air et la pression de l’eau s’appelle la pression capillaire et dépend de la saturation. Méthodes d’estimation usuelles 1. Mesures sur échantillons IV. La teneur en eau d’un échantillon peut être mesurée par pesée. Pour cela on mesure la teneur en eau pondérale w qui est le rapport entre la masse d’eau évaporée lors de l’étuvage ( w m ) sur la masse des grains solides ( d m ) : La masse d’eau est estimée en calculant la différence de masse entre l’échantillon humide ( h m ) et l’échantillon sec ( d m ). Pour passer de la teneur en eau pondérale à la teneur en eau volumique, il faut estimer la masse volumique de l’échantillon Plusieurs méthodes peuvent être utilisées pour mesurer le volume de l’échantillon, par exemple : une méthode géométrique si l’échantillon a une forme simple (cylindrique), ou une méthode par immersion dans l’eau, ou dans le mercure. Dans le cas d’une immersion dans l’eau, l’échantillon est pesé tel quel ( h m ), est paraffiné et est de nouveau pesé ( p m ) à l’air libre. Il est ensuite placé dans un panier suspendu à la balance et immergé dans l’eau pour une nouvelle pesée ( p m' ). Le volume s’exprime alors de la façon suivante : où w ρ est la masse volumique de l’eau (prise égale à 1000 kg/m3 par convention) et p ρ la masse volumique de la paraffine (égale à 880 kg/m3). A partir de la densité de l’échantillon ech ρ et de sa teneur en eau pondérale w , on peut en déduire la masse volumique « sèche » d ρ puis la teneur en eau volumique θ : En saturant l’échantillon sous vide, il possible d’accéder à sa porosité en faisant unemesure de teneur en eau comme décrit précédemment. Cependant, la porosité ainsi estimée sera la porosité des vides connectés entre eux. Pour atteindre la porosité de tous les vides, même non connectés, il faut broyer l’échantillon. La surface spécifique peut être mesurée par la méthode BET (du nom de ses auteurs Brunauer, Emmet, Teller ; Brunauer et al., 1938). Le principe de la méthode repose sur le fait que la condensation de l’azote gazeux (après refroidissement) provoque l’adsorption de quelques molécules d’azote autour de la surface du matériel, modifiant ainsi le volume et la pression de l’azote gazeux. La perméabilité K d’un échantillon peut se mesurer avec un perméamètre. Il existe deux types de perméamètre : les perméamètres à charge constante pour mesurer des perméabilités supérieures à 10-5 m/s et les perméamètres à charge variable (Figure 1-8) pour les perméabilités inférieures à 10-5 m/s. En général, les mesures de perméabilités effectuées en laboratoire sont assez différentes des valeurs obtenues in situ, car la perméabilité est tellement variable dans l’espace, que la mesure sur échantillon n’est pas représentative. 2. Essai de pompage Un essai de pompage consiste à suivre le rabattement pendant et après un pompage afin d’évaluer les paramètres de l’aquifère (Figure 1-9). Le rabattement est mesuré dans le puits de pompage et si possible dans un ou plusieurs piézomètres à proximité (Figure 1-10). Le débit pompé est contrôlé pendant toute la durée de l’essai. L’évolution du rabattement en fonction du temps et du débit pompé permet d’estimer la transmissivité T en résolvant de façon analytique l’équation de la diffusivité (Équation 113). Si un piézomètre d’observation est suivi, alors le coefficient d’emmagasinement S peut aussi être estimé. Dans le cas contraire (c’est-à-dire si le niveau est suivi uniquement dans le puits de pompage), ce ne sera pas possible. Equation de la diffusivité où h est la charge hydraulique(en m), Q est le débit (en m3/s), t est le temps (en s), T est la transmissivité (en m2/s), S(y) est le coefficient d’emmagasinement (sans unité) dans le cas d’un aquifère captif et la porosité de drainage (sans unité) dans le cas d’un aquifère libre. Lorsque le pompage est effectué proche d’une limite imperméable ou bien d’une zone de réalimention (une rivière par exemple), l’évolution du rabattement va être modifiée (Figure 1-11). où : Q est le débit (en m3/s), t est le temps (en s), r est la distance entre le puits de pompage et le point de mesure (en m), T est la transmissivité (en m2/s), S(y) est le coefficient d’emmagasinement (sans unité) dans le cas d’un aquifère captif et est la porosité de drainage (sans unité) dans le cas d’un aquifère libre. La solution de Theis n’est valide que si les conditions suivantes sont respectées : - le milieu poreux est homogène, isotrope et infini ; - la transmissivité est constante, c’est-à-dire que soit la nappe est captive à épaisseur constante, soit la nappe libre est peu rabattue (rabattement / charge initiale < 25%) ; - le puits capte toute la hauteur de l’aquifère et a un diamètre négligeable ; - le débit est constant ; - il n’y a aucun écoulement transitoire initial. Si une ou plusieurs de ces conditions ne sont pas remplies des corrections peuvent être apportées. Le principe de superposition et la méthode des images permettent de prendre en compte les limites de l’aquifère (alimentée ou étanche), et les variations de débit. Lorsque le puits n’a pas un diamètre négligeable, on commence par vider le puits avant de mobiliser l’eau de la formation. On observe alors un effet de retard des rabattements en début de pompage. Cet effet s’appelle « effet de capacité ». La solution de Papadopoulos et Cooper (1967) permet de le prendre en compte. Neuman (1975) propose une solution prenant en compte le retard dans le drainage gravitaire de la zone non saturée dans le cas d’un aquifère libre. Cette solution permet aussi de corriger les effets liés à un puits incomplet (c'est-à-dire qui ne capte pas l’ensemble de la nappe), ou à un aquifère avec une anisotropie verticale-horizontale. Les différents logiciels d’interprétation d’essais de pompage (par exemple le logiciel WinIsape développé par le BRGM ou le logiciel AquiTest) permettent de faire toutes ces corrections le cas échéant. V. Méthodes électriques et électromagnétiques Les méthodes électriques et électromagnétiques sont les méthodes géophysiques les plus employées pour l’hydrogéologie. Elles permettent de déterminer la distribution verticale et horizontale des résistivités électriques dans le sous-sol. 1. Méthodes électriques à courant continu a. Principe général Les méthodes électriques à courant continu sont basées sur la mesure de l'intensité (I) et de la différence de potentiel (U) existantes entre deux électrodes du dispositif de mesure après l’injection d’un courant dans le sol entre deux autres électrodes. Le rapport de ces deux grandeurs permet de calculer la résistivité apparente (ρa) : Où KABMN est un coefficient géométrique qui dépend de la disposition des électrodes d’injection (A et B) et de mesures (M et N). On distingue trois types de technique : les sondages électriques verticaux, les traînés électriques et les panneaux électriques. Les panneaux électriques réalisent à la fois une investigation en profondeur comme les sondages électriques et une investigation en profil comme les traînés électriques. Des procédures d'acquisition, des équipements spécifiques commandés par microprocesseur et des logiciels d’interprétation ont été mis au point pour réduire les difficultés et les coûts de mise en œuvre des panneaux électriques. La profondeur d’investigation de ces méthodes augmente avec les dimensions du dispositif d’électrodes. Pour les sondages et panneaux, la résolution décroît avec la profondeur. Un terrain superficiel conducteur est généralement un inconvénient qui limite la profondeur d’investigation et la résolution : il oblige à fortement augmenter la longueur de dispositif et l’intensité du courant injecté pour obtenir un résultat comparable à celui obtenu sur un terrain superficiel résistant. 2. Méthode des sondages TDEM a. Principe général La méthode électromagnétique TDEM (Time Domain Electro-Magnetism) utilise le phénomène de diffusion d'un champ électromagnétique transitoire. Un courant de haute intensité est émis dans une boucle émettrice posée à la surface du sol : il crée un champ magnétique primaire. Ce courant est interrompu brutalement à intervalle régulier. Selon la loi de Faraday, des courants induits apparaissent dans le sous-sol après la coupure. Ces courants induits produisent un champ magnétique secondaire dont les variations (dB/dt) peuvent être enregistrées grâce à une boucle réceptrice qui peut être la même boucle que la boucle émettrice (dispositif coïncident) ou qui peut être une boucle plus petite placée soit au centre de la boucle d’émission (dispositif central), soit écartée du centre (dispositif offset). Le champ secondaire est décroissant dans le temps. Plus le temps considéré est grand, plus l’information obtenue est profonde. L’étude de la forme de sa décroissance se traduit par une courbe de sondage reliant la résistivité apparente (en ordonnée) au temps (en abscisse) de façon analogue aux sondages électriques à courant continu. La profondeur d’investigation maximale est liée à la taille de la boucle émettrice. Figure. Principe du sondage TDEM b. Traitement des données La courbe de résistivité apparente en fonction du temps est étudiée et inversée pour reconstituer la variation de la résistivité en fonction de la profondeur (Figure 1-15), en faisant l’hypothèse d’un terrain stratifié horizontalement (situation 1D). Le modèle de résistivité/profondeur est soumis à des règles d’équivalence (analogue à celles connues pour l’électrique) ce qui fait qu’une interprétation n’est jamais unique. La méthode TDEM est très sensible aux terrains conducteurs et à la position de leur toit. En revanche, les terrains résistants (supérieurs à 500 Ω.m) sont mal définis. Les courbes de sondages TDEM ne sont pas toujours interprétables en ne considérant que la conductivité électrique des terrains. Des effets de viscosité magnétique (SPM) et/ou des effets de résistivité complexe (polarisation induite, IP) peuvent perturber le signal (Descloitres, 1998). L’effet SPM, s’il n’est pas reconnu, se manifeste par des erreurs d’interprétation : un terrain fictif conducteur et profond apparaît. L’effet IP se traduit par des formes de courbe compliquées et souvent une sous-estimation des profondeurs des substratums conducteurs. L’utilisation de plusieurs dispositifs de mesures sur le terrain (mode coïncident, central, et offset avec différentes tailles de boucles) permet de diagnostiquer ces effets perturbateurs qui peuvent alors être pris en compte dans l’inversion des données avec le logiciel TEM-RES par exemple. Figure 3 : Exemple d’inversion de sondage TDEM A : courbe de résistivité apparente en fonction du temps ; B : résultat de l’inversion. Les trois courbes représentent les résultats de trois dispositifs sur le même site (dont 2 en mode central et 1 en mode coïncident). c. Intérêt de ces méthodes pour l’hydrogéologie La résistivité des terrains est influencée par la nature des roches mais également par leur contenu en eau. Les méthodes électriques et électromagnétiques permettent ainsi d’obtenir des informations sur les structures géologiques et parfois sur les paramètres hydrodynamiques des réservoirs ainsi que sur la conductivité de l’eau (et donc sur la qualité de l’eau). d. Géométrie Les panneaux électriques permettent de mettre en évidence d’éventuelles hétérogénéités latérales de la résistivité grâce à une image en deux voire trois dimensions de la structure du sous sol. En fonction du contexte géologique, l’interprétation de ces inhomogénéités donne une information sur les écoulements préférentiels (au travers de zone fracturée par ) ou sur les limites étanches (zones argileuses par exemple). Les sondages TDEM ont l’avantage de donner des valeurs très précises des résistivités et des profondeurs des terrains conducteurs. Ils sont donc particulièrement adaptés à la détermination d’aquicludes argileux et de biseaux salés. Leur mise en œuvre rapide permet de multiplier facilement les mesures et donc de cartographier les terrains conducteurs. 3. Principe de résonance magnétique a. Principe physique Schématiquement le principe physique de la RMN repose sur le fait que les protons qui constituent les noyaux d’hydrogène des molécules d'eau, placés dans un champ magnétique Bo (tel que celui de la Terre ou artificiel), possèdent des moments magnétiques non nuls qui, à l'équilibre, sont alignés dans la direction de ce champ principal Bo. L’émission d’un champ magnétique perturbateur à une fréquence spécifique (dite fréquence de Larmor) modifie cet état d’équilibre et provoque une précession des moments magnétiques autour de la direction du champ magnétique initial. Après coupure du champ excitateur, au cours du retour à l’état d’équilibre, un champ magnétique de relaxation est émis par les protons qui précisent à la fréquence de Larmor, constituant ainsi la réponse RMN (Slichter, 1990). L’amplitude de ce champ est d’autant plus intense que le nombre de protons entrés en résonance est grand, et donc que la teneur en eau est importante. La fréquence spécifique à laquelle les protons sont excités est caractéristique de l’atome d’hydrogène de la molécule d’eau et assure ainsi que la méthode est sélective. Ceci implique que la méthode RMN renseigne spécifiquement et directement sur la présence ou l’absence d’eau dans le milieu étudié. b. Paramètres mesurés Les paramètres fournis par les méthodes basées sur la résonance magnétique sont : l’amplitude du signal après la coupure du courant et les temps de relaxation. On distingue plusieurs constantes de temps de relaxation : La constante de temps de relaxation longitudinale, T1 caractérise la relation entre les protons et leur environnement (spin-lattice relaxation time). Sa valeur reflète comment l’énergie magnétique des protons est échangée avec leur environnement. Des valeurs élevées de T1 correspondent à un faible couplage et un retour lent à l’équilibre. Des valeurs faibles de T1 indiquent un couplage fort et un rapide retour à l’équilibre. La constante de temps de relaxation transversale, T2 caractérise les échanges d’énergie entre les protons (spin-spin relaxation time) qui se manifestent dans un plan orthogonal à la direction du champ B0 alors que T1 correspond à la relaxation longitudinale, le long du champ B0. Dans un champ magnétique non parfaitement homogène (par exemple un champ perturbé par des particules magnétiques), la fréquence de Larmor n’est pas exactement la même dans tout l’espace et les protons subissent un déphasage. Le temps de relaxation transversale mesuré, appelé T2*, est alors plus court le temps de relaxation que T2 caractéristique les échanges d’énergie entre les protons. Dans différents environnements géologiques impliquant différentes conditions de susceptibilité magnétique et de champ magnétique rémanent, l’effet de l’inhomogénéité du champ magnétique est différent. Ainsi T2* est lié aux propriétés magnétiques du réservoir. L’amplitude du signal renseigne directement sur la quantité d’eau présente dans le volume étudié. Les constantes de temps de relaxation sont reliées à la distance moyenne entre une molécule d’eau et la phase solide (Schirov et al., 1991 ; Chang, et al., 1997 ; Kenyon, 1997). Ces constantes dépendent donc de la taille moyenne des pores. Dans un milieu non saturé, elles sont aussi liées à la saturation. la même dans tout l’espace et les protons subissent un déphasage. Le temps de relaxation transversale mesuré, appelé T2*, est alors plus court le temps de relaxation que T2 caractéristique les échanges d’énergie entre les protons. Dans différents environnements géologiques impliquant différentes conditions de susceptibilité magnétique et de champ magnétique rémanent, l’effet de l’inhomogénéité du champ magnétique est différent. Ainsi T2* est lié aux propriétés magnétiques du réservoir. L’amplitude du signal renseigne directement sur la quantité d’eau présente dans le volume étudié. Les constantes de temps de relaxation sont reliées à la distance moyenne entre une molécule d’eau et la phase solide (Schirov et al., 1991 ; Chang, et al., 1997 ; Kenyon, 1997). Ces constantes dépendent donc de la taille moyenne des pores. Dans un milieu non saturé, elles sont aussi liées à la saturation. Conclusion L ’étude géophysique des réservoirs est une étape fondamentale en hydrogéologie en effet la géophysique vient pour compléter les études hydrogéologiques par les méthode traditionnelles et sert a obtenir une image pré estimé de l’aquifère voire même de déterminer les propriétés physiques et mécaniques du système aquifère est estimé les réserve exploitable de point de vue qualité et quantité L’étude des variations spatiales des paramètres et hydrauliques d’un système aquifère nécessite la connaissance préalable de la répartition spatiale des unités géologiques qui le constituent. La géométrie et la structure d’un aquifère peuvent être déterminées à l’aide de la géophysique de surface en utilisant plus particulièrement les méthodes électriques: traîner, sondages et tomographie. La géophysique de surface comprend nombre de méthodes qui, à partir de la mesure d’un ou de plusieurs paramètres physiques (densité, résistivité électrique,…), permettent d’imager le sous-sol. La détermination de la méthode géophysique adéquate est fonction de la propriété recherchée et les paramètres mesuré Cette étude géophysique doit être additionnée avec des outils mathématiques et informatiques (logiciel de calcul et de modélisation). Références bibliographie - Astruc J.G., Coustou J.C., Cubaynes R., Galharague J., Lorblanchet M., Marcouly (Madagascar). BRGM/RP-50900-FR, 49 p., 9 fig. 3 tabl. 1 ann. 173-185. 71 SNG 256 BDP. 56 p American Institute of Mining, Metallurgical and Petroleum Engineers. 146: 5462.Archie G.E. (1942) - The electrical conductivity log as an aid in determining some Aubert M., Atangana Q.Y. (1996) – Self-potential method in hydrogeological exploration Bakalowicz, M. 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