COURS DE GEOLOGIE - Webs · Web viewGeneration Potential TOC (%) Inadequate 1.0 Interpretation of TOC values in terms of generation potential

UNIVERSITE TUNIS EL MANARFACULTE DES SCIENCES DE TUNISDEPARTEMENT DE GEOLOGIE

COURS

de

GEOCHIMIE ORGANIQUE

Matière organique sédimentaire vue en lame mince

FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES IGS3

ParProf. Habib BELAYOUNI

FST 2012

FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE

GEOLOCHIMIE ORGANIQUE APPLIQUEE INTRODUCTION

La Géochimie Organique est la discipline qui s’intéresse à l’étude de la matière

organique sédimentaire. En particulier on cherche à déterminer l’origine, la

nature et le degré d’évolution thermique (maturité thermique) de cette matière

organique et d’utiliser ces informations pour la caractérisation des roches mères

de pétrole, mais aussi pour la reconstitution des paléoenvironnements de dépôt

et des conditions physico-chimiques qui y ont régné.

La géochimie organique est une discipline qui s’est surtout développée à partir

des années 1970 grâce au développement des techniques analytiques adaptées à

son étude (Leco, Rock-Eval, Pyrochromatographie , Chromatographie en Phase

Gazeuse couplée au Spectromètre de masse, Microscopie haute performance de

pétrographie organique, Spectrométrie Infrarouge, …..). Aujourd’hui la

géochimie organique constitue une discipline incontournable dans l’exploration

pétrolière (roche mères, géochimie des réservoirs, corrélations huile/huile et

huile/roche mères, modélisation des bassins…..).

Depuis les domaines d’application de cette discipline se sont élargis. On peut

citer les domaines de la métallogénie (gisements Pb, Zn, Cu, Au, Ag, U, Ni, V

etc….), les domaines de minerais phosphatés, le domaine de l’environnement, et

les domaines de la caractérisation des environnements aquatiques actuels et

récents.

Prof. Habib Belayouni Janvier 20122


I. PRODUCTION ET PRESERVATION DE LA MATIERE ORGANIQUE DANS LES ENVIRONNEMENTS AQUATIQUES

A. PRODUCTION DE LA MATIERE ORGANIQUE DANS LES ENVIRONNEMENTS AQUATIQUES

1. LA PHOTOSYNTHESE : BASE DE LA PRODUCTIVITÉ BIOLOGIQUE PRIMAIRE

Le mécanisme de la photosynthèse convertit l’énergie lumineuse en énergie

chimique. Elle consiste essentiellement dans le transfert de l’Hydrogène de l’eau au

CO2 pour produire de la matière organique sous forme de Glucose et de l’Oxygène h

6 C O2 + 12 H2 O* C6 H12 O6 + 6 O2* + 6 H2 O 674 Kcal (Glucose)

Organismes autotrophes

Polysaccharides

A partir du glucose, les organismes autotrophes synthétisent des polysaccharides.

Autotrophe : qui est capable d’élaborer seul ses substances organiques à partir

d’éléments minéraux.

Hétérotrophes : qui se nourrit de substances organiques. Ne peut élaborer seul ses

éléments constituants.

2. CYCLE DU CARBONE ORGANIQUE

La matière organique est synthétisée à partir du carbone minéral (CO2) par

certains organismes vivants dits autotrophes. La production, les transferts entre les

différents réservoirs et la minéralisation de la matière organique sont décrits par le

cycle du carbone (Fig. 1). Cependant, une fraction infime de la matière organique

sédimentaire est abiotique, c’est-à-dire non synthétisée par le vivant.



Le cycle du carbone comprend deux sous-cycles :

- un premier sous-cycle biologique (sous-Cycle 1), petit qui remobilise entre

2.7 à 3 1012 tonnes de Carbone organique et qui a une demi-vie de quelques

jours à plus de 10 ans. Il décrit successivement l’incorporation du carbone

minéral dans la bioephère pour le transformer en carbone organique puis son

recyclage sous forme organique via les chaînes trophiques et enfin son retour

dans un réservoir minéral par minéralisation.

- Et un deuxième sous-cycle sédimentaire (Sous-Cycle 2), beaucoup plus

grand comprenant un potentiel de carbone organique estimé à 6.4 1015 tonnes

de carbone et une demi-vie de quelques millions d’années. Il est alimenté par

des fuites infimes du cycle biologique. Ce cycle décrit successivement le

transport, l’enfouissement puis la préservation d’une partie de la production

primaire dans les bassins sédimentaires, son évolution au cours de la

diagenèse puis du métamorphisme et finalement sa minéralisation par des

processus d'altération et de pédogenèse en surface.

Ces deux cycles sont interconnectés par une étape qui entre pour 0.01 à 1 % du

Carbone Organique Total (COT), représentant l’oxydation de la matière

organique en CO2



SOUS-CYCLE 1 SOUS-CYCLE 2

Le Cycle du Carbone

3. PRODUCTIVITÉ BIOLOGIQUE PRIMAIRE

--------------------------------------------------------------------------------------------------------Aire Surface en Productivité Production totale Km2 x 106 moyenne en en 109 gC/an gC/cm²/an--------------------------------------------------------------------------------------------------------

Océans et 326 50 16,3Mers ouvertes

Eaux côtières 36 100 3,6

zônes à Upwellings 0,4 300 0,1

--------------------------------------------------------------------------------------------------------



Principaux organismes producteurs de matière organique dans les environnements

aquatiques

4. FACTEURS FAVORISANT LA PRODUCTION DE LA

MATIÈRE ORGANIQUE DANS LES ENVIRONNEMENTS

AQUATIQUES ACTUELS.

Les principaux facteurs favorisant la prolifération de la biomasse sont :

La température :

La prolifération des organismes unicellulaires et pluricellulaires composant la

biomasse dépend étroitement de la température de l’eau de mer. Plus celle-ci est

élevée plus le développement de la biomasse sera important.

La salinité :

La prolifération des organismes unicellulaires et pluricellulaires composant la

biomasse dépend également de la salinité de l’eau de mer. Plus celle-ci est

élevée plus le développement de la biomasse sera faible et limité.



Les nutriments :

Les nutriments essentiellement l’Azote et le phosphore, constituent un véritable

facteur limitant pour la prolifération de la biomasse. Un apport considérable en

nutriments sous forme d’ions nitrates (NO3-) et phosphates (PO4

3-) entraînera

généralement un développement considérable de la biomasse.

La turbidité

La turbidité de l’eau est un facteur qui va contrôler le taux de pénétration des

rayons solaires à travers la colonne d’eau au niveau de la zone photique et donc

régir le l’activité photosynthétique. Une eau turbide limitera l’activité

photosynthétique et donc ne favorisera pas un développement considérable de la

biomasse.

B. PRESERVATION DE LA MATIERE ORGANIQUE DANS LES ENVIRONNEMENTS AQUATIQUES

La grande variabilité dans les quantités de matière organique fossilisée dans les

sédiments (0,1 à 4% de la matière biologique) dépend essentiellement de la nature

des ENVIRONNEMENTS SEDIMENTAIRES.

Les environnements sédimentaires les plus favorables à la PRESERVATION de

quantités importantes de Kérogène (4% de la biomasse) sont les

ENVIRONNEMENTS ANOXIQUES et/ou REDUCTEURS.

Dans les ENVIRONNEMENTS OXIQUES la matière biologique s'oxyde

rapidement et se MINERALISE en CO2, H2O, NO3, SO3, PO4 et seule une

proportion négligeable (< 0,1%) sera préservée dans la colonne sédimentaire.

Quels sont alors les processus qui conduisent au développement des conditions

anoxiques dans les milieux aquatiques ?



1. DEVELOPPEMENT DES CONDITIONS ANOXIQUES DANS LES ENVIRONNEMENTS AQUATIQUES

La saturation maximale en oxygène de l’eau de mer est de l’ordre de 6 à 8.5

ml/l, ce dépendant de la salinité et de la température de l’eau.

On définit comme « anoxique », toute eau contenant moins de 0.5 ml

d’oxygène par litre d’eau de mer (0.5ml/l d’O2). C’est la limite en dessous de

laquelle les animaux benthiques et surtout les animaux fouisseurs ne peuvent plus

survivre.

Deux causes sont à l’origine du développement des conditions anoxiques

dans les masses d’eau:

i- une demande excessive en O2

ii- une offre insuffisante en O2

Les conditions anoxiques se développent quand la demande naturelle en oxygène

dans les eaux excède l’offre.

a. DEMANDE EN OXYGENE DANS LES EAUX

La consommation de l’oxygène dans les eaux est un processus

essentiellement biochimique résultant de la dégradation de la matière organique

produite dans les couches superficielles de la zone photique.

Au moins 80 % de cette oxydation a lieu dans la zone photique et ce taux

diminue ensuite rapidement avec la profondeur.

Toutefois, la matière organique morte qui échappe à cette oxydation

dans les couches superficielles, continue à susciter une demande en O2 au

cours de sa chute, qui, quoique plus faible que celle dans la zone

photique, exige une offre adéquate en O2.



Si cette demande continue en O2 n’est pas contrebalancée par une

oxygénation des eaux du fond par les courants de circulation, la colonne d’eau

devient anoxique.

Des masses d’eau avec une offre normale en oxygène peuvent devenir

anoxiques. Ceci se passe dans les aires à haute productivité biologique primaire où

l’offre en oxygène dans les eaux du fond ne peut contrebalancer la demande

excessive en O2 suscitée par les débris organiques en chute.

La principale source de la matière organique aquatique est le Phytoplancton

composé d’algues unicellulaires microscopiques vivant dans les couches d’eau

superficielles illuminées par les rayons solaires: la zone photique.

Le facteur principal limitant la productivité planctonique, en dehors de la

lumière, est la disponibilité des éléments nutritifs; essentiellement les nitrates et les

phosphates. Le phytoplancton est consommé par le zooplancton et tous deux sont

consommés à leur tour par les invertébrés et les poissons.

Une autre source de matière organique dans les environnements aquatiques

est représentée par la matière organique terrigène transportée par les rivières et

autres cours d’eau. La productivité biologique terrestre est largement contrôlée par

la pluviométrie.

La matière organique morte, dérivant de la biomasse, est

thermodynamiquement instable et tend à atteindre son niveau d’énergie le plus bas

dans n’importe quel environnement aquatique. Principalement, elle sert comme

source d’énergie et comme nourriture aux organismes vivants.



Les microorganismes hétérotrophes, principalement les bactéries, jouent un

rôle déterminant dans la décomposition de la matière organique dans les eaux et

dans les eaux interstitielles des sédiments.

La biomasse bactérienne dans les bassins marins approche en quantité celle

du phytoplancton. La dégradation de la matière organique par voie bactérienne

commence immédiatement après la mort des organismes.

En milieu oxique (riche en oxygène), cette dégradation se fait de manière rapide et

complète. Les processus d’oxydation par les bactéries aérobies peuvent être

illustrés comme suit:

(CH2O) + O2 CO2 + H2O

Quand l’approvisionnement en oxygène s’arrête, la dégradation de la matière

organique se poursuit par les bactéries anaérobies utilisant les nitrates (NO3-)

comme source d’oxygène:

6 (CH2O) + 4 NO3- 6 CO2 + 2 N2 + 6 H2O

Quand les nitrates s’épuisent, la dégradation se poursuit par les bactéries anaérobies

utilisant les sulfates (SO4--) comme source d’oxygène:

(C2H4O) + SO4-- 2 CO2 + H2S + H2O


Bactéries aérobies

Bactéries dénitrifiantes

Bactéries sulfato-réductrices

Eau riche en O2 dissous

Oxydation des sulfures par les bactéries Thiobacillus

Sédiment

O2

Réduction des sulfates par les bactéries Désulfovibrio

S-- SO4--

SO4--


Mécanisme de réduction des sulfates dans les environnement réducteurs, par les

bactéries sulfato-réductrices

La dernière et ultime étape du métabolisme anaérobi est la fermentation. Ici les

groupements carboxyliques (CO2) et les acides organiques (COOH) de la matière

organique elle-même, sont utilisés comme accepteurs d’électrons. Un cas typique

de fermentation anaérobie est la méthanogenèse bactérienne. C’est un processus

complexe qui se déroule en plusieurs étapes par des types de bactéries spécifiques.

Ces bactéries productrices de méthane (méthanogènes) occupent la dernière étape

de la chaîne anaérobique et produisent du méthane à partir de la réduction du CO2

par l’H2 ou en attaquant les acétates, formates, ou méthanol.

2(CH3 COOH) + 4H2 3CH4 + CO2 + 2H2O

Prof. Habib Belayouni Janvier 201211Bactéries dénitrifiantes

Eau riche en O2 dissous

SO4--S--

Le lagonLa mer

Réduction des sulfates par les bactéries sulfato-réductrices : Désulfovibrio

Sédiment

Absence de bactéries sulfo-oxydantes : Thiobacillus

Seuil

H2SCO2

CH4

CO2

H2SCO2

CH4

CO2

Colonne d'eau à fond oxique

O2

CH4

SO4

Oxydation aérobie :CH4O + O2 CO2 + H2O

Réduction des sulfates :2CH2O + SO4-- H2S +

2HCO3-

Méthagenèse :CH3COOH CH4 + CO2

CO2 + 4 H2 CH4 + 2H2O

Concentration croissante

0

EauSédiment

Prof (m)0

100

101

102

103

Colonne d'eau à fond anoxique


Des hydrocarbures à chaîne carbonée en C5+ se trouvent toujours en

association avec les bactéries méthanogènes dans les eaux anoxiques.

La fermentation anaérobie productrice de méthane, se rencontre souvent au

dessous de la zone sulfato-réductrice dans les sédiments marins récents et se

développe souvent dans les masses d’eau anoxiques pauvres en nitrates et en

sulfates. Toutefois, la fermentation méthanogène et la sulfato-réduction, ne sont pas

incompatibles et peuvent coexister à un même niveau de la tranche d’eau.



Comparaison entre un environnement oxique (colonne de gauche) et un

environnement anoxique (colonne de droite)

b. FACTEURS PHYSIQUES CONTROLANT LA DEGRADATION DE LA

MATIERE ORGANIQUE DANS LES EAUX

Les facteurs physiques contrôlant la dégradation de la matière organique

dans les eaux sont:

- le mode de transit de la matière organique dans les sites de dépôt,

- la taille des particules sédimentaires

- la vitesse de sédimentation.

Mode de transit de la matière organique dans les sites de dépôt

Zooplancton, algues, pelotes fécales et restes de poissons, originaires de la

zone photique, chutent continuellement à travers la colonne d’eau. La vitesse de

chute varie de 0,1 à 5 m /jour suivant la taille des particules.

Les plus petites tailles ont la vitesse la plus réduite. Le temps de transit pour

les pelotes fécales est beaucoup plus élevé; on estime à 10 - 15 jours leur passage à

4 Km de profondeur.

Si les particules organiques chutent en présence d’une eau bien oxygénée,

elles sont détruites rapidement par les organismes. seules les pelotes fécales

arrivent au fond où elles sont remaniées et bioturbées; elles perdent alors leur

morphologie externe.

Un long temps de résidence de la matière organique dans la colonne d’eau

avant la sédimentation, affecte plus profondément la matière organique. La

profondeur de la colonne d’eau et le diamètre des particules jouent un rôle

déterminant dans la soustraction ou non des particules organiques à la dégradation

dans la colonne d’eau.



Influence de la taille des particules des sédiments

A côté des effets de bioturbation, l’activité bactérienne dans les sédiments

récents est également influencée par la granulométrie du sédiment.

Les sédiments à grains fins (argiles) freinent la diffusion des agents oxydants

(O2, NO3, SO4) et ont tendance à développer une activité bactérienne réduite.

Tandis que les sédiments à gros grains (argiles, boues carbonatées) favorisent le

développement d’une activité bactérienne intense. Ceci explique d’une certaine

manière la corrélation inverse qui existe entre la taille des particules et les teneurs

en carbone organique total (COT) du sédiment.

Les sédiments grossiers en plus du fait qu’ils soient déposés en milieu

oxydant et agité, favorisent la diffusion à travers les larges pores, des agents

oxydants. Ils contiennent généralement très peu de matière organique.



Influence de la taille des particules sédimentaires (particules fines; schéma du

haut) et particules grosses (schéma du bas) sur la diffusion de l’O2 à l’interface

eau/sédiment.

Influence de la vitesse de sédimentation

En général, il existe une corrélation positive entre la vitesse de sédimentation

et le taux d’accumulation de la matière organique dans les sédiments oxiques.

Les taux de matière organique accumulée, varient de 0,3 et 4% sous forme de COT.

Dans les eaux anoxiques, cette corrélation est moins évidente. Les teneurs en

COT des en environnements anoxiques, se situent généralement entre 1 et 20 %

sous forme de COT.

Quand les vitesses de sédimentation deviennent trop importantes, cette

corrélation disparaît, car les sédiments vont entraîner une dilution si la vitesse de

sédimentation dépasse 500 cm / 1000 ans.



c. OFFRE EN OXYGENE DANS LES EAUX

L’oxygène est fourni aux masses d’eaux profondes par deux processus

physiques:

Les mouvements descendants des eaux de saturées en O2 provenant de la

surface (l’oxygène est fourni aux eaux de surface par les échanges avec

l’atmosphère et par l’activité photosynthétique productrice d’O2).

Les mouvements ascendants des eaux profondes riches en oxygène, plus

froide et plus denses, vers les couches d’eaux superficielles ou de

profondeur moyenne.

L’oxygénation des eaux de surface, est quant à elle, généralement assurée

par les courants de surface (houle, vagues).

Trois propriétés physiques gouvernent l’oxygénation des eaux du fond:

* la densité de l’eau augmente avec l’augmentation de la salinité: une eau

salée est plus dense qu’une eau douce,

* la densité de l’eau augmente avec la diminution de la température: une eau

froide est plus dense qu’une eau chaude

* La capacité de l’eau à dissoudre l’oxygène augmente avec la diminution de

la température et de la salinité: les eaux douces et les eaux froides dissolvent

plus d’oxygène que les eaux salées et/ou chaudes.

Si les eaux de surface riches en oxygène deviennent plus denses que les eaux

du fond parce qu’elles sont plus salées ou plus froides, elles tendent à descendre au

fond où elles circuleront à la manière de courants d’aération. Elles peuvent ainsi

causer une stratification verticale des eaux.



La thermocline, la picnocline et la halocline sont des termes qui définissent

les limites séparant des couches d’eaux de température, de densité ou de salinité

différentes.

La stratification des eaux des mers et des océans en terme de concentration

en oxygène, a été depuis longtemps mise en évidence par les océanographes. Les

océans actuels seraient entièrement anoxiques en profondeur, s’il n’y a pas

oxygénation de leurs eaux du fond par les eaux riches en oxygène, plus froides et

plus denses, provenant des régions polaires.

La circulation de ces eaux denses riches en oxygène dans le fond des océans,

n’est pas connue dans les détails.

L’oxygénation des eaux du fond dépendrait largement du mode de

circulation des eaux engendré soit par l’action du vent sur les eaux de surface, soit

par les différences de densité soit par le refroidissement à partir des eaux provenant

des zones situées vers les hautes latitudes, soit encore par les forces de Coriolis

(forces engendrées par la rotation de la Terre).

Les dynamiques de la circulation des eaux dans les océans restent toutefois

complexes, fluctuantes, et quantitativement mal connues.

La principale cause de l’anoxie est l’incapacité qu’a l’offre en oxygène dans les

eaux à contrebalancer (compenser) la demande biochimique excessive en oxygène.

En conséquence la perte de l’homogénéisation verticale des eaux et l’absence et le

non renouvellement de la concentration en oxygène dans les eaux du fond, sont les

facteurs les plus importants qui contrôlent l’installation de couches d’eaux

anoxiques dans les environnements actuels.

D’une manière générale donc, les processus biochimiques sont responsables

de l’existence d’une zone à minimum d’oxygène par contre les courants de

circulation sont responsables de sa position dans la colonne d’eau des

environnements actuels.



Comparaison des caractéristiques d’un environnement anoxique (colonne de

gauche) et d’un environnement oxique (colonne de droite).

2. CLASSIFICATION DES ENVIRONNEMENTS ANOXIQUES

On peut classer les environnements anoxiques en quatre catégories:

- les systèmes fermés anoxiques: anoxic lakes

- les systèmes semi-fermés anoxiques: anoxic silled basins

- les couches anoxiques causées par les courants upwellings: (Anoxic layers

caused by upwellings)


H2S

H2S

- 1 an

Réduction du CO2 Organique par les bactéries méthanogènes

Réduction de SO4--

Réduction des SO4

--

O2

Vitesse de sédimentation 50 cm/ 1000 ans

Environnement Anoxique(Interface O2/H2S dans l'eau)

Picnocline permanente

Zonedisphotique

Zone photique

h

CH4

750 ans

100 cm

1250 ans

Pas de bioturbationAbsence de vie benthique

750 ans

500 ans

750 ans

Environnement Oxique (Interface O2/H2S dans le sédiment)

Zone photique

H2S

CH4

h

O2

O2

O2

100 cm

Présence de vie benthique, bio-turbation intense

Réduction du CO2 Organique

Réduction de SO4--

Bactéries aérobies

Interface Eau / Sédiment

Vitesse de sédimentation 50 cm / 1000 ans

-1 an

Zone disphotique


a. SYSTEMES FERMES ANOXIQUES: LES GRANDS LACS ANOXIQUES

Le déficit en O2 dans les mers continentales et les grands lacs est déterminé

par la balance de l’offre et de la demande entre l’O2 disponible dans les eaux du

fond et la productivité planctonique de la matière organique dans les eaux de

surface.

Les éléments nutritifs (P, N) sont amenés dans ces lacs par les fleuves et les

rivières. Ces éléments nutritifs contrôlent la productivité biologique qui détermine à

son tour, le taux d’O2 requis pour le recyclage de la matière organique.

Les lacs eutrophiques sont caractérisés par des eaux riches en éléments

nutritifs et par une déficience saisonnière en O2 dans les eaux du fond.

Les lacs oligotrophiques sont caractérisés par des eaux très pauvres en

éléments nutritifs et contiennent en conséquence de grandes quantités d’O2 dissous

dans leurs eaux du fond.

L’offre en O2 est souvent bonne dans les zones à climat contrasté avec reflux

saisonnier des eaux. Les eaux froides denses et bien oxygénées, provenant des

tempêtes et des eaux de rivières tendent à descendre au fond où leur circulation

entraîne l’oxygénation du fond et par conséquent empêche l’anoxie de s’installer.

En climat tropical chaud et humide, l’offre en O2 tend à être faible à cause de

l’absence de reflux des eaux. Il se crée alors une stratification des eaux et des

conditions anoxiques s’installent dans les eaux du fond.

Exemples de grands lacs anoxiques

Les deux meilleurs exemples qui ont été les plus étudiés sont le Lac Kivu et le Lac

Tanganyika; tous deux font partie du système de lacs situés à l’Est de l’Afrique.



o Le Lac Kivu

Ce lac est entièrement anoxique au dessous de 60 m de profondeur. Le pH à

la surface de l’eau est autour de 9 et tombe au-dessous de 7 dans les eaux

anoxiques du fond où H2S est présent en quantités notables. Les sédiments

contiennent plus de 15 % de Carbone Organique.


O2

N,PProductivité biologique limitée

BioturbationLes eaux denses plus salées ou plus froides chutent au fond créant un courant de densité

Reflux saisonnier des eaux

Lac Oligotrophique Oxique

H2S

N,Pproductivité biologique intense

Déficience saisonnière en O2 dans les eaux du fond à cause de la stratification des eaux

O2

N,P

Lac Eutrophique AnoxiqueApport considérable

en nutriments (N, P)

Apport limité en

nutriments (N, P)


Lac TANGANYIKA Un lac anoxique eutrophique

0km0,51,01,5

Thermocline permanente H2S – CH4

525 km

Section longitudinale

SE

NW

Sédiment anoxique : Carbone organique : 7 – 11 %Taux de sédimentation : µ : 50 cm / 1000 ansEnvironnement similaire : Lac KIVU


La distribution du Carbone Organique Total (COT) associé aux sédiments

carbonatés et anhydritiques déposés il y a 6000 ans, révèlent des fluctuations

climatiques importantes. Les lits riches en sapropèles (concentration de matières

organiques algaires ) coïncident avec un climat humide et de haut niveau d’eau. Par

contre les périodes de climat sec, de niveaux bas des eaux et des dépôts

d’évaporites coïncident avec des teneurs faibles de COT.

o Le Lac Tanganyika

Il mesure 650 Km dans une direction N-S et plus de 70 Km de large. Sa

profondeur est de 1500 mètres environ et des conditions anoxiques se développent

au-dessous de 150 m. H2S est également présent dans les eaux anoxiques.

Les sédiments déposés dans les eaux peu profondes aérées dans le lac

contiennent de 1 à 2 % de COT, par contre les sédiments anoxiques des eaux

profondes, les teneurs en COT varient entre 7 et 11 %. Les diatomées sont les

fossiles les plus abondants dans ces sédiments.



Exemples de grands lacs oxiques

Quelques lacs du Rift Est Africain ( Lac Albert, Lac Victoria) et tous les lacs

des zones tempérées de l’hémisphère Nord (Lac Baïcal en Sibérie) sont oxiques. Le

reflux saisonnier des eaux, la grande capacité des eaux froides à dissoudre

l’oxygène et les courants de densité entraînés par l’arrivée des eaux froides des

rivières favorisent l’apparition des conditions oxiques au fond de ces lacs.



b. SYSTEMES SEMI-FERMES ANOXIQUES

Les bassins semi-fermés possèdent la caractéristique commune d’avoir une

ou plusieurs barrières physiques (ou seuils) qui tendent à diminuer

considérablement les échanges d’eau avec la mer ouverte et donc d’entraîner une

stratification des eaux.Les barrières seules ne suffisent pas à créer des conditions anoxiques. L’absence de

circulation des eaux en profondeur, dépendant généralement du climat, sont également

nécessaires.



Il existe deux types de bassins semi-fermés:

- Les bassins semi-fermés à balance positive en eau (positive water

balance)

les bassins semi-fermés à balance négative en eau (negative water

balance).

Les bassins à balance positive en eau tendent à avoir un grand contraste de

salinité entre les eaux douces de surface circulant vers l’océan, et les eaux


Un bassin oxique à balance négative en eau Exemples : La Mer Méditerranée, la Mer Rouge, le Golfe Persique

Evaporation

Oxique/O2

Eaux salées oxygénées plus

denses descendent au fond

Eaux plus denses refluent vers la mer

ouverte

Seuil

Sédiment Oxique

N,P, SiEvaporation

Production biologique élevée

O2

Un bassin anoxique à balance positive en eau:Exemples : la Mer Noire, la Mer Baltique

L'arrivée d'eaux douces du continent crée la stratification des eaux


Seuil

Mer Ouverte

Mer Ouverte


océaniques profondes, devenant de plus en plus salées et de plus en plus riches

en éléments nutritifs. Le développement des conditions anoxiques permanentes

ou intermittentes sont caractéristiques de ces environnements.

Ces bassins se comportent comme des pièges pour les éléments nutritifs, d’où un

développement considérable de la biomasse planctonique et une demande

excessive en O2 qui ne peut être contrebalancée par une offre en O2 suffisante à

cause de la stratification permanente des eaux. Des conditions anoxiques

s’installent alors dans les eaux du fond et dans le sédiment.

Des exemples typiques de bassins semi-fermés à balance positive en eau, sous

climats humides sont: La Mer Noire et la Mer Baltique.

Les bassins à balance négative en eau résultent d’un climat chaud et sec. Il

existe un apport constant d’eau océanique pour compenser le taux élevé de

l’évaporation. Au fur et à mesure que les eaux océaniques entrent dans le

bassin, elles remplacent les eaux hypersalines qui chutent vers le fond et

créent un contre courant en direction de l’océan. Le bassin est alors bien

oxygéné et pauvre en éléments nutritifs.

Des exemples de bassins semi-fermés à balance négative en eau, sous climats

secs, sont: La Mer Rouge, la Mer Méditerranée, le golfe Persique.

Exemple de bassin semi-fermé à balance positive en eau: La Mer Noire.


MER NOIRE : Un bassin à balance positive en Eau

Bosphore

Sill(27 m)

Halocline permanente 20 g/l

H2S – CH4

0km

0,5

1,0

1,5

250 km

Productivité biologique élevée

N,P

Sédiments anoxiques : Carbone organique : 1 – 15 %Taux de sédimentation : µ : 5 – 30 cm / 1000 ansEnvironnement similaire: Mer Baltique


La Mer Noire est le plus grand bassin semi-fermé anoxique au monde. elle possède

une balance positive en eau avec un excès d’arrivée d’eau douce entraînant une

faible salinité des eaux de surface.

Une permanente halocline existe à proximité de la surface marquant la limite entre

la tranche d’eau oxique et la tranche d’eau anoxique. H2S est présent dans la zone

anoxique.

- Il y a 22000 ans, la Mer Noire était un lac d’eau douce.

- Il y a 11000 ans, l’augmentation des eaux de la Méditerranée ( à cause de la

fonte des glaciers) a entraîné une invasion de la Mer Noire par ces eaux.

- Il y a 7000 ans une zone à H2S est apparue dans les eaux du fond.

- Les conditions qui prévalent aujourd’hui ont été établies il y a 3000 ans.

Quand les conditions anoxiques ont commencé à s’établir il y a 7000 ans, le COT

des sédiments a augmenté de 0,7 % à 20 %.

Les couches noires micro-laminées qui se sont déposées de 7000 à 3000 ans sont

épaisses de 40 cm, on les appelle la vieille Mer Noire ou Unité 2.

L’Unité 1 déposée entre 3000 ans et nos jours, a une épaisseur de 30 cm et est

composée de sédiments blancs, riches en coccolithes alternant avec des micro-

lamines noires riches en matière organique (50 à 100 lamines par cm). Les teneurs

en COT varient de 1 et 6 %.



Exemple de bassin semi-fermé à balance négative en eau: la Mer

Méditerranée

Les deux plus grands bassins semi-fermés au monde sont la Mer Rouge et la

Mer Méditerranée. Ces deux bassins sont à balance négative en eau et ont les eaux

du fond bien oxygénées et les sédiments pauvres en matière organique.

Le résultat négatif du bilan en eau résulte des pertes d’eau par évaporation.

Dans la Mer Méditerranée, les eaux du fond sont oxygénées constamment par les

courants de densité qui s’établissent suite à l’introduction massive d’eau à partir de

l’océan Atlantique via le détroit de Gibraltar pour compenser les pertes

considérables d’eau par évaporation.

Les études menées dans le cadre du Deep Sea Drilling Project (DSDP) et

d’autres expéditions océanographiques, avaient démontré l’existence par le passé

de conditions anoxiques dans l’Est de la Méditerranée durant le Pléistocène (14 000

à 9 000 ans).

Des conditions anoxiques sont apparues 5 fois par le passé au cours du

Pléistocène. Elles sont probablement le résultat d’un mixage brutal de l’eau de la

Méditerranée par des eaux douces provenant de la fonte des glaciers ou dues à un

climat plus humide, qui d’une manière intermittente, ont transformé la Mer

Méditerranée en un bassin similaire à la Mer Noire. Les boues anoxiques noires

déposées au cours du Pléistocène Supérieur contiennent de 2 à 8 % de COT. Elles

sont laminées et dépourvues de faune benthique.

c. SYSTEME OUVERTS ANOXIQUES : COUCHES ANOXIQUES CREEES

PAR LES UPWELLINGS.



Les courants upwellings résultent d’un processus de remontée d’eau froide

dans les eaux de surface. Ce sont des perturbations, à grande échelle, de la

circulation océanique, qui se développent le long des marges continentales; ils sont

causés par l’action d’éléments spécifiques caractérisant la circulation dans la

troposphère.

Ces éléments, prennent naissance dans l’atmosphère et consistent

principalement en des vents équatoriaux le long des côtes, qui résultent des hautes

pressions médio-océaniques quasi stationnaires.

Dans les régions côtières, les upwellings proviennent de zones relativement

peu profondes (200 m): Exemples : Off Shore de Namibie, Off Shore du Pérou-

Chili, Côte de Californie, Côtes du Maroc - Mauritanie.

Les courants Upwellings font remonter vers la surface (zone photique) des

eaux riches en éléments nutritifs (N, P, Si). Ces derniers favorisent le

développement d’une forte productivité biologique occasionnant une augmentation

de la demande biologique en oxygène.

EXEMPLE: Le Plateau Continental du SW de l’Afrique: Off Shore de

Namibie

Des conditions anoxiques se développent sur ce plateau continental et tout

particulièrement dans la Baie de Walvis (Walvis Bay).


100 Km


Les conditions anoxiques sont créées dans ce plateau étroit suite à une forte

demande en oxygène due à la décomposition de grandes quantités de plancton

(diatomées essentiellement) résultant de la montée des courants upwellings. Ces

courants sont dus à la rencontre des courants côtiers froids (courants du Benguela -

Benguela currents) avec des vents « off shore » qui soufflent en direction du NW.

Les eaux de surface peu profondes sont balayées par les vents, permettant

l’ascension des eaux froides riches en éléments nutritifs à partir de 200 m de

profondeur.


II.I.

2‰

2‰

3‰

O2 ‰

0,5 ‰

Couche à minimum d'oxygène

Zone à UP WELLINGS

Bande anoxique s'étendant le long du plateau sur plus de 100 KMNodules de phosphates enrichis en Uranium

Sédiments anoxiques : Carbone organique : 3 – 11 % Sédiments oxiques : Carbone organique : 0,5 – 3 %

Plateau Continental de Namibie

Zone riche en

matière organique

km

2

1

3

0

4

5


C’est un bassin où les eaux riches en éléments nutritifs montent sans cesse à

la surface et se mélangent dans la zone photique oxygénée, entraînant une forte

productivité biologique et occasionnant une très forte demande en O2.

Sur ce plateau continental existe une bande anoxique de 150 Km de long

avec des sédiments fortement enrichis en COT (3 à 26 %), en phosphate et en

Uranium.



d. QUELQUES CARACTERISTIQUES PHYSIQUES ET CHIMIQUES DES

MILIEUX OXIQUES ET ANOXIQUES

CARACTERISTIQUES PHYSIQUES DEL’ENVIRONNEMENT CONDITIONS DE SEDIMENTATION

OXIQUE ANOXIQUEO2 dans les eaux du fond présent absentH2S dans les eaux du fond absent présentCirculation dans la colonne d’eau complète réduiteEnergie des courants élevée faibleVitesse de sédimentation faible élevéeTaille des particules sédimentaires grosses finesFaune benthique présente absentePotentiel rédox positif négatifpH des eaux du fond > 8,5 6 à 7CARACTERISTIQUES CHIMIQUES DES SEDIMENTS

OXIQUE ANOXIQUE

Contenu en Molybdène faible élevéContenu en Uranium faible élevéContenu en Cobalt, Cuivre, Zinc et Plomb faible élevéContenu en Rubédium fort faibleConcentration en NH3 (Ammoniac) faible forteConcentration en P2O5 (Phosphate) faible forteConcentration de PO4 dans les eaux interstitielles

faible forte

% Magnésium non échangeable / % en Montmorillonnite

faible forte

Soufre total faible forteIode total (I total) fort faibleRatio I-/IO3

- < 1 > 1Ratio I / COT fort faibleConcentration en Brome (Br) faible forteConcentration en Gaz dissous faible forteCarbone organique total (COT) faible élevéVitesse de dégradation des acides aminés forte faibleComplexation des sucres 55 - 75 % 25 - 45 %Ratio Pristane/Phytane > 1 < 1



II. TRANSFORMATIONS PRECOCES DE LA MATIERE ORGANIQUE AU COURS DU STADE DE LA DIAGENESE

La matière organique est un constituant très courant des sédiments et des roches

sédimentaires même si elle n’est généralement présente qu’en faible proportion

(<1% de la roche). L’étude de sa structure, de ses propriétés physiques

(pétrographie organique) ou de sa composition chimique (géochimie organique) est

susceptible d’apporter des informations pertinentes sur ses origines,

l'environnement dans lequel elle s'est déposée et son évolution diagénétique.

La matière organique est synthétisée à partir du carbone minéral (CO2) par certains

organismes vivants dits autotrophes. La production, les transferts entre les

différents réservoirs et la minéralisation de la matière organique sont décrits par le

cycle du carbone étudié précédemment. Bien qu'il existe un très grand nombre de

molécules qui sont synthétisées par les êtres vivants, la plupart d'entre-elles

appartiennent à un nombre limité de familles moléculaires.

Les biomolécules appartenant à ces familles sont construites en attachant les unes

aux autres des molécules unitaires qui sont soit identiques soit très proches du point

de vue chimique. Ce sont donc des biopolymères construits sur

la polymérisation de ces molécules unitaires.

Les familles les plus importantes sont au nombre de trois : les glucides,

les protéines et les lipides.

Les glucides, ce sont par exemple les sucres, la cellulose qui constitue le

bois, la chitine qui constitue la carapace de certains êtres vivants. Ils sont

constitué par la connexion (ou polymérisation) de nombreuses petites



molécules organiques qui ont 4 à 7 atomes de carbone et de nombreux

atomes d’oxygène.

Les protéines sont constituées par la polymérisation d’acides aminés.

Les lipides est une famille très diversifiée qui regroupe tous les composés

insolubles dans l’eau mais solubles dans les solvants organiques. Elle

comprend notamment les terpénoïdes.

La Lignine des végétaux supérieurs formée par des polyphénols et donc des

structure aromatiques, est un biopolymère très résistant à la dégradation.

Après la mort des organismes vivants, les composés organiques décrits ci-dessus

subissent une hydrolyse enzymatique pour se transformer en monomères simples

(Acides aminés, sucres simples, acides gras, hydrocarbures…) puis sont dégradés

en CO2 et H2O via les processus de respiration, par les organismes hétérotrophes.

D’une manière générale, la majeure partie de la matière organique est transformée

en CO2 et seule une faible proportion de la matière organique est réellement

incorporée dans les sédiments (> à 4% de ce qui est produit), si des conditions

favorables à la préservation (conditions anoxiques) s’installent dans le milieu. La

matière organique commence également à se transformer chimiquement. Ces

transformations sont les prémices de celles qui s'effectueront plus tard au cours de

la diagenèse.

Dans la colonne d’eau et aux premiers stades de la dégradation la matière

organique est constituée principalement de deux fractions : la matière organique

particulaire (POM) ou « Particular Organic Matter » (POM) constituée des

biopolymères et la matière organique dissoute (MOD) ou Dissolved Organic Matter

(DOM) constituée des biomonomères. POM et DOM se distinguent en fonction de

leur taille : les POM sont retenues sur un filtre à 0,45 m et les DOM passent à



travers un filtre de 0,45 m. Les deux fractions peuvent être évaluées par la mesure

des teneurs de leur élément constitutif : le Carbone.

Les proportions de DOM et POM dans les masses d’eaux sont très différentes :

celles des DOM sont généralement plus élevées que celles des POM.

Au niveau de l’interface eau-sédiment, la matière organique associée au sédiment

va voir sa composition complètement modifiée. En effet la forme prépondérante de

la matière organique n’est ni POM ni DOM mais une forme nouvelle correspondant

à de nouveaux polymères organiques semblables à ceux qu’on trouve dans les sols

désignés sous le terme de composés humiques (Acides Fulviques, Acides

Humiques et Humines). Ils correspondent en fait à des géopolymères organiques

dans la mesure où ils vont être progressivement incorporés dans le sédiment et donc

dans le monde géologique.

C’est à partir de l’interface eau-sédiment que commencent les processus

diagénétiques qui vont petit à petit incorporer la matière organique dans le

sédiment et la livrer définitivement au monde géologique.

La diagenèse correspond au stade au cours duquel les transformations de la matière

organique se produisent à basse température. Immédiatement après le dépôt,

le sédiment est constitué d’eau, de minéraux, de matière organique et d’organismes

vivants (bactéries, organismes fouisseurs). Un tel mélange est particulièrement

instable et diverses transformations interviennent.

La diagenèse précoce se caractérise par une intense activité bactérienne. Les

bactéries présentes dans le sédiment sont le principal agent de la dégradation de la

matière organique mais l'oxydation et l'hydrolyse, c’est-à-dire les réactions avec

l’oxygène et l’eau, jouent aussi un rôle non négligeable dans la dégradation de la



matière organique sédimentaire. L'activité biologique a pour conséquences

la fragmentation des biopolymères (glucides, protides, lipides…) en biomonomères

(morceaux de molécules de glucides, protides, lipides...) et la minéralisation

(transformation en CO2) d'une partie de la matière organique. Les différentes

familles de biomolécules sont dégradées à des vitesses différentes. Les acides

nucléïques sont les premiers à être détruits puis ce sont les protéïnes et ensuite les

glucides. Les lipides et surtout les terpénoïdes sont relativement bien préservés. Ces

composés, du fait de leur meilleure préservation, sont progressivement concentrés

dans le sédiment au cours de la diagenèse, d’où leur importance géochimique.

Au fur et à mesure de l'enfouissement, les conditions physico-chimiques du

sédiment sont progressivement modifiées (compaction, diminution de la teneur en

eau et de l'activité bactérienne, évolution chimique et minéralogique de la matrice

minérale, etc.). Du fait cette évolution, la majeure partie des biomonomères ayant

échappé à la minéralisation se recombinent pour former des géopolymères

complexes.

Ce sont ces géopolymères qui évoluent par polycondensation et polymérisation des

Acides Fulviques, vers des Acides Humiques, vers les Humines puis enfin vers le

Kérogène par polymérisation croissante accompagnée d’une perte progressive des

groupements fonctionnels oxygénés azotés et soufrés. Ces processus de

polymérisation des biomonomères s’appelle la néogenèse; il conduit à la formation

du Kérogène primitif. Comparés aux protéines et aux polysaccharides, les lipides

ne subissent en général pas ou peu cette polymérisation et restent à l'état libre, c’est

pourquoi ils constituent une proportion importante de la fraction extractible.

Au cours de la fin de la diagenèse précoce, le géopolymère et la fraction

lipidique perdent progressivement leurs fonctions organiques (alcools, acides,…).

Ces réactions aboutissent à la formation d'eau, de dioxyde de carbone,



d’ammonium et d’hydrocarbures de bas poids moléculaire. En plus de la

défonctionnalisation, la fraction lipidique subit diverses transformations qui

dépendent des conditions physico-chimiques de la diagenèse (oxygénation du

sédiment, nature des minéraux et des fluides).

La quantité de la matière organique préservée dans les sédiments dépend de

l'importance de la production primaire (quantité de matière organique importée

dans le bassin sédimentaire), la teneur en oxygène de la colonne d’eau et du

sédiment, (degré de l’anoxie), la granulométrie du sédiment et le taux de

sédimentation.

Evolution de la matière organique en fonction de la profondeur d’enfouissement au cours du stade de la diagenèse



III. Bilan de la Diagénèse

La matière organique présente dans les sédiments anciens et n'ayant pas subi un

enfouissement considérable (< 1000 m ), se compose généralement de deux

fractions, issus d’une simplification très importante des composés organiques au

cours des processus diagénétiques. En effet en partant d’un mélange très complexe

et hétérogène de composés organiques, à l’arrivée, deux fractions organiques

majeures vont se trouver définitivement incorporées dans le sédiment; il s’agit du

KEROGENE (Géopolymère : fraction insoluble dans les solvants organique) et des

LIPIDES LIBRES (Géomonomères : fraction soluble dans les solvants organiques)

ou fossiles géochimiques, car revêtant une importance considérable en tant que

marqueurs biologiques (biomarqueurs) des paléoenvironnements sédimentaires

aidant à la reconstitution non seulement de l’origine de la matière organique mais

également de son degré d’évolution diagénétique et thermique et des conditions

physico-chimiques et géochimiques de son milieu de dépôt (oxique/anoxique,

profond/peu profond, restreint/ouvert,etc…).

Structure du kérogène (géopolymère stable à haut poids moléculaire et des lipides

libres (géomonomères d’origine biogénique)



Schéma général de l’évolution dde la matière organique au cours du stade de la diagenèse



IV. LE KEROGENE: PRECURSEUR DU PETROLE

A. SCHEMA GENERAL DE L’EVOLUTION DE LA MATIERE ORGANIQUE

PETROLE (Huile, Gaz)

Polycondensation T°C, P MATIERE BIOLOGIQUE KEROGENE METAANTHRACITE Insolubilisation craquage thermique

DIAGENESE CATAGENESE- METAGENESE

MATIERE ORGANIQUE ET PROCESSUS DEGRE DE MATURITE

BIOPOLYMERES Carbohydrates, Protéines, Lipides, Lignine

Altération microbienne, dégradation enzymatique

BIOMONOMERES Sucres, Acides Aminés, Acides Gras, Phénols DIAGENESE PRECOCE

Condensation, déamination, réduction, cyclisation, polymérisation

GEOPOLYMERES Composés humiques (Acides fulviques+Acides humiques)

Polymérisation, insolubilisation

DIAGENESE

K E R O G E N E

craquage thermocatalytique décarboxylation CATAGENESE disproportionnation de l’Hydrogène

Hydrocarbures liquides et gazeuxGEOMONOMERES Composés organiques à faible poids moléculaire craquage thermique METAGENESE METAMORPHISMEPRODUITS ULTIMES Gaz (CH4), pyrobitumes (END PRODUCTS) Métaanthracite



B. QU'EST CE QUE LE KEROGENE ?

Le KEROGENE est une macromolécule de poids moléculaire supérieur à

106 (PM > 106 et pouvant atteindre 109), formée par une condensation de noyaux

polycycliques et de noyaux polyaromatiques. Des chaînes aliphatiques et/ou des

groupements fonctionnels oxygénés, soufrés et azotés forment généralement des

ponts qui relient ces noyaux entre eux.

Structure du Kérogène comprenant des noyaux polycycliques et polyaromatiques

reliés entre-eux par des chaînes aliphatiques et par des groupements fonctionnels


Cycles aromatiques

Cycles simples

Chaînes aliphatiques

Groupements fonctionnels


Le KEROGENE désigne également la fraction de MATIERE ORGANIQUE

d'une roche qui est INSOLUBLE dans les solvants organiques (EX. CHCl3 ou

CH2Cl2).

Du point de vue optique, le KEROGENE consiste en un mélange

HETEROGENE de matières organiques (matière organique amorphe + éléments

figurés: algues, phytoplancton, fragments de bois, spores, pollens ...).

C. ASPECTS QUANTITATIFS ET QUALITATIFS

1. ASPECTS QUANTITATIFS: Les quantités de kérogène fossilisées dépendent de deux facteurs: LA

PRODUCTIVITE BIOLOGIQUE PRIMAIRE et LA NATURE PHYSICO-

CHIMIQUE DU MILIEU : OXIQUE ou ANOXIQUE (voir chapitre relatif à la

préservation de la matière organique)

Le Kérogène fossilisé dans les sédiments représente de 0,1 à 4 % de la matière

biologique produite par les êtres vivants.

2. ASPECTS QUALITATIFS: LES QUANTITÉS D'HUILES VS GAZ PRODUITES DÉPENDENT DE LA QUALITE DU KÉROGÈNE

Il n'existe aucune adéquation entre les quantités de Kérogène fossilisées et le

POTENTIEL PETROLIER d'une roche. La raison à cela réside dans la QUALITE

de la matière organique présente dans la roche.

Ex. 1g de matière organique peut produire 0 à 800 mg d'Hydrocarbures par

craquage thermique.

La QUALITE du Kérogène dépend principalement de sa COMPOSITION:



a. CARACTERISATION DU KEROGENE PAR L’ANALYSE

ELEMENTAIRE : DIAGRAMME DE VAN KREVELEN

L’analyse Elémentaire (C,H,N,O,S,) nous apprend que les matières organiques

présentent des compositions élémentaires différentes (rapports atomiques H/C et

O/C variables) car elles présentent des ORIGINES différentes:

MATIERE MARINE PLANCTONIQUE OU ALGAIRE

CARBOHYDRATES dégradation sélective des carbohydrates KEROGENEPROTEINES LIPIDIQUELIPIDES et des Protéines et concentration relative en H/C atm. élevé >1.0

lipides O/Catm faible <0.2

MATIERE CONTINENTALE LIGNEUSECARBOHYDRATES dégradation sélective des Carbohydrates et KEROGENELIGNINE LIGNEUXPROTEINES des Protéines et concentration relative en 0.5<H/Catm. faible <1

Lignine (produits phénoliques) O/C atm. élevé <0.3

Les Kérogènes se classent en quatre TYPES selon leurs richesses relatives en

hydrogène et en oxygène relativement au carbone (diagramme de Van Krevelen

H/Catm. Vs O/Catm. :

* KEROGENE TYPE I (algaire lacustre ou lagunaire): riche en LIPIDES,

H/Catm. > 1.5 et O/C atm. < 0.1

"HIGH OIL PRONE", EX. Green River Shales

* KEROGENE TYPE II (planctonique marin): riche en lipides, 1 < H/Catm.< 1.5

et O/Catm. < 0.2

"OIL and GAS PRONE", EX. la plupart des roches mères de Tunisie d'âge Albien,

Turonien et Eocène.

* KEROGENE TYPE III (ligneux continental; végétaux supérieurs): pauvre en

lipides et riche en composés phénoliques: 1< H/Catm.<0.5 et O/Catm.< 0.3



"GAS PRONE", EX. Silurien du Sahara – Algérie

Il existe un 4ème type de kérogène mais qui n’est souvent pas représenté sur le

diagramme de Van Krevelen. Il s’agit du :

* KEROGENE TYPE IV (matière organique altérée et fortement oxydée): très

pauvre en lipides: H/Catm. < 0.5 et O/Catm. > 0.3 "RESIDUAL", ne peut rien générer.

Position des différents produits organiques dans le diagramme de Van KrevelenH/Catm./O/Catm



Diagrammes de Van Krevelen montrant les lignées d’origine et d’évolution de la

matière organique

b. CARACTERISATION DU KEROGENE PAR ETUDE OPTIQUE



Le kérogène peut être caractérisé par les méthodes optiques (microscopie) soit par

observation en lumière transmise soit par observation en lumière réfléchie.

La caractérisation optique du kérogène est basée sur la composition macérale de la

matière organique, aspect fondamental permettant de distinguer et de classer les

différentes particules amorphes et éléments figurés qui entrent dans la composition

du kérogène.

En effet La matière organique fossilisée dans les sédiments provient pour une part

des plantes terrestres et pour une part des organismes et plantes marines. Cette

matière organique se trouve souvent sous forme de Kérogène qui selon l’origine de

départ de la matière organique sera soit de Tybpe I : Algaire lacustre; soit de Type

II : planctonique marine, soit de Type III : ligneuse continentale.

Dans le cas des matières organiques Type III : les particules de Kérogène montrent

une composition où prédominent trois groupes nommés MACERAUX (pluriel de

Macéral). Ces groupes sont :

Les EXINITES : issues des composés lipidiques des plantes terrestres : Résines,

Cutines, Cires cuticulaires, Spores, Pollens…,

s’apparente donc beaucoup plus avec les kérogènes TypeI et/ou Type II

Propriétés optiques :

Lumière transmise : Jaunâtres à brunâtres selon le degré d’évolution thermique

Lumière Réfléchie : opaques

Lumière UV fluorescence : forte teinte verte à jaune devenant de plus en plus

rouge avec l’augmentation du degré d’évolution thermique.



Les VITRINITES : issues des particules ligneuses par Gélification (évolution en

milieu réducteur) s’apparentent avec les kérogènes Type III.

Lumière transmise : brunâtres à noirâtres selon le degré d’évolution thermique

Lumière Réfléchie : Grises devenant de moins en moins brillant avec

l’augmentation du degré d’évolution thermique

Lumière UV fluorescence : Teinte rougeâtre devenant de plus en plus sombre avec

l’augmentation du degré d’évolution thermique.

Les INERTINITES : issues des particules ligneuses par Fusinisation (évolution en

milieu fortement oxydant), s’apparentent avec les kérogènes Type IV inertes et

résiduels

Lumière transmise : Opaques

Lumière Réfléchie : Très brillantes

Lumière UV fluorescence : Absence de fluorescernce.

L’ensemble de ces propriétés confèrent à la VITRINITE des propriétés optiques

particulièrement utiles dans la détermination du degré de la maturité thermique

d’un kérogène du fait que sa teinte en lumière réfléchie se caractérise par un large

spectre de variation permettant de distinguer des teintes de gris très variables en

fonction du degré d’évolution thermique du Kérogène. Ces teintes sont mesurables

moyennant l’utilisation d’un dispositif approprié annexé au Microscope. Ce

dispositif permet de mesurer le Pouvoir Réflecteur (PR ou R0) de la particule de

vitrinite analysée, qui correspond en fait au pourcentage dela lumière réfléchie par

une particule de Vitrinite par rapport à un standard international (verre volcanique)

dont le PR est connu d’avance.



Après séparation à partir de la partie minérale par attaque acide, les particules de

kérogène sont séparées et lavées puis montées dans une résine et fixées sur une

plaque de plexiglas. On procède ensuite à un polissage fin jusqu’à obtenir une

section polie de très haute qualité (parfaitement plane). La section contient tous les

macéraux décrits précédemment (Exinites, Vitrinites et Inertinites) qu’il faut

reconnaître avec précision afin de ne pas les confondre. Les mesures du PR sont

faites exclusivement sur les particules de Vitrinite.

On procède généralement à pas moins de 30 analyses par échantillon. La valeur du

PR retenue est celle qui correspond à la moyenne des mesures les plus rapprochées

(celles qui montrent le plus faible Ecart Type).

L’exploitation de ces valeurs de PR sera comme suit :

Kérogène Immature : PR < 0.5 % (pas de génération d’HC)

Kérogène Early Mature : 0.5 < PR < 0,75 % (génération d’huiles lourdes)

Kérogène mid-Mature : 0.75 < PR < 1,20 % (plein Fenêtre à huile)

Kérogène late mature : 1.20 < PR < 2,00 % (principale zone de

génération des gaz humides)

Kérogène Over-Mature : PR > 2 % (principale zone de génération des gaz

secs)

c. CARACTERISATION DU KEROGENE PAR PYROLYSE ROCK-EVAL

La pyrolyse Rock Eval est une méthode physico-chimique permettant une étude

rapide du contenu organique des roches.

La méthode consiste à chauffer en programmation de température (à raison de

30°c/min) jusqu'à 600° sou atmosphère inerte, environ 100 mg de roche broyée afin



de déterminer quantitativement et de façon sélective les composés hydrocarbonés et

oxygènes (CO2) libères lors de la pyrolyse de son contenu en matière organique.

A l'issue de la pyrolyse, on obtient un pyrogramme comprenant:

Un pic P1 dont la surface S2 est proportionnelle aux composés

hydrocarbonés présents dans la roche à l'état libre. Celles-ci sont volatilisées

à des températures comprises entre 250 et 300°c.

Un pic P2 dont la surface S2 est proportionnelle aux composés

hydrocarbonés potentiels obtenus par craquage de la fraction de matière

organique insoluble (kérogène) et des composés polaires solubles dans les

solvants organiques (résine et asphaltène).Cette libération s'effectue sous un

intervalle de température entre 300 et 550°c.

Un pic P3 dont la surface S3 est proportionnelle aux composés oxygénés

(CO2), contenus dans la m.o, entre les températures 250 et 390°(température

retenue pour éviter les interférences avec le CO2 produit par la

décomposition de certains minéraux carbonatés instables au delà de 390 C:

sidérite).

Tmax: c'est la température mesurée dans le four au sommet du pic P2 et qui

indique le degré d'évolution de la m.o. Sa valeur dépend de l'enfouissement

maximal et du gradient géothermique, mais aussi de la nature du kérogène

(type de m.o).

Paramètres HI et OI et GOP

HI = Hydrogen Index : 100xS2/TOC exprimé en mg HC/g TOC

OI =Oxygen Index : 100xS3/TOC exprimé en mg CO2/g TOC

GOP : Genetic Oil Potential or Petroleum Potential: S1+S2 en KgHC/T de roche

Données de base obtenues à partir de la pyrolyse Rock-Eval



S1 Hudrocarbures libres (HC libres)S2 Composés hydrocarbons issus du craquage du kérogènes S3 CO2 généré à partir de la decomposition des groupements

fonctionnels Tmax Température lu au sommet du pic S2 S4 Carbone résiduel permettant de calcule le COT (COT = CRes.

+ Cpyr.)

Kérogène HI mgHC/g TOC

Atomic H/C

Type III : Gas prone 50 – 200 0.6 – 0.9 Type II : Gas and Oil prone 200 – 300 0.9 – 1.5 Type I : Oil prone >300 >1.5

Diagramme IH/IO montrant les trois lignées d’origine et d’évolution de la matière

organique



Diagramme IH/IO montrant la position de certains échantillons par rapport aux

lignées d’origine et d’évolution de la matière organique

Interprétation des valeurs de Tmax

Maturité Thermique Rock-Eval Pyrolysis Tmax, °C

Immature(pas de generation) < 435

Mature (Fenêtre à Huile) 435 – 465

Over-Mature( Fenêtre à gaz) > 465



Tmax °C

Diagramme IH/Tmax montrant les domaines de maturité thermique des différents

types de kérogène.



Critères d’Interprétation des données issues de la pyrolyse Rock-Eval

Evaluation Parameter Notation

Definition Equation Parameter Values

Rating

Transformation Ratio

TR Amount of kerogen transformed to HC

S1 HC Exp./ S10 +S20

< 0.1 0.1 – 0.4 >0.4

Immature Oil gas

Production Index (Generative Index)

PI GI

Amount of HC available for production

S1/ S1+S2 <0.10

0.10 – 0.30

>0.30

Immature

Oil Generation

Gas Generation Hydrogen Index HI Hydrogen Content S2x100/TOC

en mg HC/g TOC

<150150-300>300

GasGas&oilOil

Oxygen Index OI Oxygen Index S3x100 /TOC en mgCO2/g TOC

<40

>40

Low HI=land derived and/or mature High HI= good to excellent source rock

Low HI= gas-prone , immature High HI= good oil source, immature

Petroleum Potential or Genetic Oil Potential

PP GOP

Potential yield (assuming immature sample)

S1 + S2Kg HC/ton

<2 2 - 6 >6

Poor Fair Good

Kerogen Type Kerogen Type S2/S3 <5.0

5 - 10.0

>10.0

Gas Prone

Gas and Oil Prone

High oil Prone Thermal Maturity Tmax (°C) Temperature at

peak generation Measured temperature at S2 peak (°C)

<430

430 – 465

>465

Immature

Oil Generation

Gas Generation



V. DU KEROGENE AU PETROLE

A. PRODUCTION OU GENERATION DU PETROLE A PARTIR DU KEROGENE

1. CATAGENÈSE DE LA MATIÈRE ORGANIQUE

La catagenèse correspond au stade au cours duquel les transformations physico-

chimiques se produisent sous l’effet de la température. Du fait de la température, la

matière organique devient instable. Certaines liaisons carbone-carbone du kérogène

et de la fraction lipidique sont rompues, c’est le craquage thermique. Au cours de

ce craquage thermique, le kérogène génère des composés de bas poids moléculaire

qui sont enrichis en hydrogène et en hétéroatomes (oxygène, soufre, azote) par

rapport au kérogène. En conséquence, le kérogène s’enrichit progressivement en

carbone au cours du craquage thermique.

Schéma général d’évolution de la matière organique au cours des trois stades

Diagenèse, Catagenèse et Métagenèse



Les composés lipidiques libres et les produits issus du craquage peuvent craquer

à leur tour. Il en résulte une accumulation de composés de bas poids moléculaire

qui forment le pétrole. La fenêtre à huile est l’étape au cours de laquelle un

maximum de pétrole est généré (Fig. 5). Si la température augmente toujours,

l’huile craque à son tour pour générer des composés de plus en plus légers qui sont

les gaz humides. La fenêtre à gaz est l’étape au cours de laquelle un maximum de

gaz naturel est généré.

Genèse des hydrocarbures en fonction de la profondeur d’enfouissement



En effet après qu'un certain degré d'ENFOUISSEMENT et de TEMPERATURE ait

été atteint, des HYDROCARBURES LINEAIRES, RAMIFIES ET CYCLIQUES

vont être libérés à partir du kérogène. Les Hydrocarbures liquides atteignent un

maximum puis diminuent rapidement à cause de l'intensification du craquage

thermique qui génère des gaz.

La CATAGENESE comprend deux stades: LE PRINCIPAL STADE DE

FORMATION DES HUILES et le STADE DE FORMATION DES GAZ

HUMIDES ou Condensats(C2 à C8).

a. PRINCIPAL STADE DE FORMATION DES HUILES Si la Diagenèse Précoce est l'EPOQUE DE L'AZOTE, la Diagenèse l'EPOQUE DE

L'OXYGENE, la Catagenèse est l'EPOQUE DE L'HYDROGENE c'est-à-dire l’époque de la

génération des hydrocarbures liquides ou Huiles Brutes.

Diagramme de Van Krevelen montrant les lignées d’origine et d’évolution de la matière organique ainsi que les trois domaines Diagenèse, Catagenèse et Métagenèse



Au cours du stade de la Catagénèse, le craquage du kérogène consiste

principalement en une rupture des liaisons C-H et C-C libérant ainsi des CHAINES

ALIPHATIQUES, des NOYAUX CYCLIQUES et quelques NOYAUX

AROMATIQUES.

Cette rupture de liaison nécessite une ENERGIE D'ACTIVATION allant de 10 à

20 Kcal/mole.

Le mécanisme de craquage consiste essentiellement en une suite de réactions

THERMOCATALITIQUES impliquant la TEMPERATURE et certains

MINERAUX de la matrice (Argiles) qui agissent comme des CATALYSEURS.

Les quantités et les qualités des huiles obtenues a l'issue de la catagenèse dépendent

de plusieurs facteurs: le TYPE de kérogène, la TEMPERATURE

d'ENFOUISSEMENT, l'ACTIVITE CATALYTIQUE de la MATRICE

MINERALE, L'ENVIRONNEMENT CHIMIQUE DE LA ROCHE MERE et le

TEMPS.

Les produits formés durant la catagénèse sont d’abord des huiles lourdes quand les

températures d’enfouissement sont relativement basses (zone early-mature) puis les

Huiles de plus en plus légère (zone mid-mature à late-mature).

b. STADE DE FORMATION DES GAZ HUMIDES OU CONDENSATS

Lorsque les profondeurs d’enfouissement deviennent importantes (> 3000 m), les

Hydrocarbures liquides après avoir atteint un maximum, diminuent rapidement à

cause de l'intensification du craquage thermique due aux élévations de températures

au-delà des limites de stabilité des HC liquides. Ces derniers vont donc craquer

pour donner naissance à des hydrocarbures plus légers (composés à nombre

d’atomes de carbone ne dépassant pas C8) appelés « Wet gas » ou gaz humides ou

encore condensats.



Différents domaines diagenétiques comme indiqué par les PR de la Vitrinite (R0

vitrinite)

c. INTERVENTION DES PARAMETRES TEMPS-TEMPERATURE

L’entrée d’une roche mère de pétrole dans l’intervalle de la fenêtre à huile, ne se fait pas à

une profondeur constante. Celle-ci dépend beaucoup de l’âge de la roche mère.

Pour une roche mère d’âge primaire : Dévonien par exemple, le début de la fenêtre à

huile se situe à partir de 1000 mètres de profondeur (50°C).

Pour une roche mère d’âge Secondaire : Jurassique par exemple, l’entrée dans la

fenêtre à huile se fait à une profondeur plus importante : 1500 mètres (60°C)

Pour une roche mère d’âge Tertiaire : Eocène par exemple : l’entrée de la fenêtre à

huile ne se fait qu’à partir de 2000 mètres (70°C)

Par contre pour une roche mère plus récente ( Miocène), celle limite est poussée à une

profondeur de plus de 2500 mètres (115°C)

On constate donc que lors de la maturation thermique de la roche mère, le Temps compense

la Température.



Diagrammes montrant la compensation temps/Température au cours de la

génération des hydrocarbures.

2. MÉTAGENÈSE DE LA MATIÈRE ORGANIQUE

La métagenèse correspond au stade au cours duquel les transformations se

produisent sous l'effet du métamorphisme. Le craquage du kérogène résiduel et

surtout du pétrole et du gaz humide aboutit à la formation de gaz secs

(principalement CH4, associé à de faibles proportions de CO2, N2 et H2S,). Il

implique la rupture des liaisons C-C des noyaux cycliques et aromatiques. Ces

ruptures nécessitent des ENERGIES d'ACTIVATION supérieures à 20Kcal/mole.

Dans ce processus, le kérogène résiduel continue à s'appauvrir en hydrogène et sa

composition tend progressivement vers celle du graphite (carbone pur dont les

atomes forment un réseau cristallin).



.

Comparaison de la structures du Kérogène à un faible degré (en haut) et à un fort

degré d’évolution thermique (en bas)

B. Evolution de la structure du Kérogène durant la catagenèse et la métagenèse.

Au fur et à mesure de l'enfouissement et de la libération des hydrocarbures

liquides et gazeux à partir du Kérogène, celui-ci subit des réarrangements

moléculaires qui consistent essentiellement en une AROMATISATION de plus en

plus poussée.

A la fin de la métagenèse, l'aromatisation est totale: c'est la GRAPHITISATION. A

ce stade le Kérogène perd toute son identité de PRECURSEUR DU PETROLE.



VI. SOURCE ET DEVENIR DE L'ENERGIE DU PETROLE: NOTION D'ENERGIE FOSSILE

Le PETROLE est une roche combustible dont le POTENTIEL

ENERGETIQUE provient, pour une part, de l'ENERGIE SOLAIRE (h)

et pour une autre part, de l'ENERGIE TERRESTRE (Energie

radioactive).

Réaction de la Photosynthèse: fossilisation de l'ENERGIE SOLAIRE

h 6 C O2 + 12 H2 O* C6 H12 O6 + 6 O2* + 6 H2 O 674 Kcal (Glucose)

Polysaccharides

Craquage du Kérogène sous l'effet de la température issue de la chaleur

terrestre: Fossilisation de l'ENERGIE TERRESTRE (Energie

d'Activation pour la rupture des liaisons C-H et C-C).

Le Pétrole, le Charbon et d’une manière générale, les roches carbonées,

sont donc des formes de fossilisation de l’énergie solaire et de l’énergie

terrestre.

Par la combustion des roches carbonées, on réalise en quelque sorte, la

libération de la somme des énergies solaire et terrestre fossilisées depuis

des millions d’années et stockées dans les molécules organiques.



VII. ROCHES MERES DE PETROLE

A. DEFINITION

Une roche mère de pétrole désigne toute roche qui a généré ou capable de générer

du pétrole. La présence au sein de cette roche, de matière organique

insoluble (kérogène), est une condition pré requise pour considérer cette roche

comme roche mère potentielle ou active.

Une roche mère est un sédiment renfermant une certaine quantité de matière

organique susceptible de générer des quantités appréciables d'huile et/ou de gaz.

B. POTENTIEL PETROLIGENE ET ROCHES MERES DE PETROLE:

Une roche mère est caractérisée par sa teneur en C.O.T, son potentiel

pétroligène (S1, S2), son degré de maturation thermique et la nature de la matière

organique.

1. TENEURS EN C.O.T

En général, les niveaux les plus riches en carbone organique total sont les

meilleures roches mères. Cependant, ce paramètre n'est pas suffisant pour

caractériser les roches mères.

En effet, il s'avère qu'à teneur égale en C.O.T, des matières organiques d'origines

différentes n'auront pas la même productivité en hydrocarbures.

D'autre part, les remaniements de la matière organique dans les sédiments, les

phénomènes d'altérations, les états de maturation très avancés (zone à gaz), font

que la teneur en C.O.T n'est pas toujours indicatrice de roches mères potentielles.

La classification des roches mères suivant le C.O.T dépend de la lithologie:



Generation Potential

TOC in Shales (%)

TOC in Carbonates (%)

Poor 1.0 0.5 Fair 1.0 – 2.0 0.5 – 1.0Good 2.0 – 3.0 1.0 – 2.0 Very Good 3.0 – 5.0 2.0 – 3.0 Excellent >5.0 >3.0

Generation Potential

TOC (%)

Inadequate <0.5 Marginal 0.5 –

1.0 Adequate >1.0 Interpretation of TOC values in terms of generation potential.

2. POTENTIEL PÉTROLIER : GENETIC OIL POTENTIAL (GOP)

La valeur du potentiel pétrolier d'une roche dépend de la teneur en C.O.T, du

type de kérogène, son degré d'évolution et des effets de la matrice minérale.

Il permet d'identifier aisément, les différents niveaux roche-mères et de les

comparer selon leur productivité. Si les échantillons sont peu matures, le paramètre

S2 (composés hydrocarbonés potentiels) représente leur potentiel pétrolier total.

Lorsque les échantillons sont plus évolués et qu'ils ont déjà produits des

hydrocarbures, S2 ne représente plus que leur potentiel pétrolier résiduel.

La détermination du potentiel pétrolier total permet de classer les différentes roches

mères entre elles et d'évaluer leurs qualités pétroligènes.



- S2 < 2 mg d'HC/g de roche: P.P faible. - 2< S2 <6 mg d'HC/g de roche: P.P moyen. - 6< S2 <10 mg d'HC/g de roche: P.P élevé. - S2 > 10 mg d'HC/g de roche: P.P très élevé.

3. CALCUL DES QUANTITÉS D’HYDROCARBURES PRODUITES ET EXPULSÉES À PARTIR D’UNE ROCHE MÈRE DE PÉTROLE/KM2

Prenant 5 kg d’HC/tonne comme valeur moyenne du potentiel génétique des

séries de l’Eocène Inférieur (Formation Boudabous) et 100 mètres comme

épaisseur moyenne des niveaux roche mères, le potentiel d’hydrocarbures

libérables puis exulsables sera calculé de la manière suivante :

1km² x 100 m thick = 10 x 107 m3

ρ rock = 2500 kg/m3Early Eocene = 2.5 103 X 10.107 = 25 x 1010 kg rock = 25 107 tGenetic potential = 5 kg/t x 25 x107 t = 12.5 108 kg petroleumFraction of oil in petroleum = 1/1+GOGI = 0.8312.5 108 x 0.83 = 10.375 108 kg oilAssume OEE = 0.8 10.375 108 kg oil x 0.8 = 8.3 108 kg oilSpecific Gravity ρ of Oil for 37° API = 835 kg/m3

994 000 m3 oil for each km² soit 994 106 dm3

1bbl = 160 dm3

994 106 / 160 = 6 212 500 bbl for each km²

GOGI: Gas to Oil Genetic Index: OEE: Oil Effectively ExpelledBbl: Blue baril



VIII.MIGRATION DU PETROLE

Il est très rare qu’une roche mère renferme en même temps des accumulations

exploitables d’hydrocarbures : dans la plupart des cas, les accumulations se

rencontrent dans des réservoirs dont les caractéristiques sont incompatibles avec

celles d’une roche mère. Le plus souvent, les réservoirs sont représentés par des

sables, grès ou des carbonates fracturés, s’étant déposés dans des environnements à

haute énergie et par conséquent, peu ou pas favorables à la conservation de la

matière organique.

Pour ces raisons, l’expulsion des hydrocarbures hors de leurs roches mères

(migration primaire) et leur déplacement sur des distances plus ou moins

importantes vers leurs réservoirs actuels (migration secondaire), sont donc une

certitude.

A. MIGRATION PRIMAIRE: EXPULSION A PARTIR DE LA ROCHE MERE

Le mécanisme de l’expulsion et du drainage des hydrocarbures générés à partir des

roches mères, est toujours un sujet de débat et de recherche. Un processus stipule

que c’est la surpression induite par la conversion du kérogène (solide) en huile et

gaz (fluides) entraînant une microfracturation de la roche mère qui aide à

l’expulsion de la phase fluide



Différentes voies de migration des hydrocarbures (migration primaire, migration

secondaire et migration tertiaire

Une autre hypothèse dite La théorie de la porosité de saturation (porosity saturation

theory). Ce concept stipule que dans les roches immatures (diagenèse), l’eau est

expulsée au fur et à mesure de l’augmentation de l’enfouissement. Au début de la

catagénèse (early catagenesis), la matière organique commence à maturer et donc à

générer des huiles. Les huiles générées remplissent progressivement les espaces

poreux créés par la destruction du kérogène. Au début, l’huile apparaîtra dans des

pores isolés, et puis au fur et mesure de la génération, l’huile envahira tout l’espace

poral, et engendrera une pression qui dépassera la pression capillaire et de ce fait

commence à être expulsée hors de la roche mère.



Le mécanisme d’expulsion en fait, peut être du à l’écoulement de l’huile soit à

travers le réseau d’huile ou de kérogène ou à la surpression et à la microfracturation

résultant de la génération.Si la roche mère est pauvre en matière organique (TOC>0.5%), ou de Type III, il n’y aura pas

assez d’huile générée pour remplir tout l’espace poral créé, et former un réseau continu. Avec

l’augmentation de l’enfouissement, l’huile piégée peut alors craquer en gaz et à ce point, créer

une surpression suffisante pour induire la microfracturation et donc l’expulsion.

Etape 1 de l'évolution du kérogène, au début de la pyrolyse : chaque petit filet de kérogène produit de l'eau qui est parfois expulsée sous l'effet de la pression des couches situées au-dessus du sédiment

Etape 2 de l'évolution du kérogène, en cours de pyrolyse : chaque petit filet de kérogène commence à produire des hydrocarbures

Etape 3 de l'évolution du kérogène : chaque petit filet de kérogène a produit à peu près tous les hydrocarbures qu'il pouvait produire (il ne reste quasiment plus d'hydrogène dans le sédiment). Sous la pression du gaz, "la migration primaire" commence.



B. MIGRATION SECONDAIRE

La migration secondaire est le mouvement des hydrocarbures à travers les pores

et/ou les fractures en sub-surface. Alors que la migration primaire est le

mouvement des huiles et des gaz sur une courte distance à travers une roche mère

très peu poreuse et imperméable (ex. shales), la migration secondaire est le

mouvement des hydrocarbures qui s’effectue sur des distances relativement

longues, à travers une roche au contraire, poreuse et perméable (grains grossiers,

fractures). Plusieurs processus et mécanisme sont invoqués pour rendre compte de

la manière dont cette migration secondaire s’accomplit.



Pour l’explorateur géochimiste, la migration secondaire est perçue comme un

processus qui est contrôlé par la topologie et la perméabilité de la roche-drain ainsi

que par l’extension latérale et la disponibilité des conduits (et des barrières) comme

la diagenèse, failles, structures salifères. Le mécanisme en vigueur ici, est que les

hydrocarbures, étant plus légers (moins denses) que l’eau, leur forte flottabilité

(poussée d’Archimède), va les forcer à se mouvoir vers le haut, le long des chemins

les plus perméables et à travers un espace poral saturé en eau ou à travers des

fractures.

Les anomalies dans les gradients de pressions ainsi que les écoulements latéraux

d’eau souterraine, ou le changement de perméabilité, auront pour conséquence de

les dévier de leur chemin. Afin d’établir un chemin de migration réaliste pour les

hydrocarbures, les résultats géochimiques doivent être revus en fonction de

l’évolution structurale, sédimentologique, et tectonique de la zone concernée.


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COURS DE GEOLOGIE - Webs · Web viewGeneration Potential TOC (%) Inadequate 1.0 Interpretation of TOC values in terms of generation potential