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
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 20123
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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
Prof. Habib Belayouni Janvier 20124
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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
--------------------------------------------------------------------------------------------------------
Prof. Habib Belayouni Janvier 20125
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 20126
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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 ?
Prof. Habib Belayouni Janvier 20127
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 20128
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 20129
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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
Prof. Habib Belayouni Janvier 201210
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--
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201212
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201213
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201214
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE 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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201215
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201216
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201217
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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)
Prof. Habib Belayouni Janvier 201218
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
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201219
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201220
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)
Picnocline permanente
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
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201221
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201222
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201223
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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
Prof. Habib Belayouni Janvier 201224
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
Picnocline permanente
Seuil
Mer Ouverte
Mer Ouverte
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201225
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
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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 %.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201226
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201227
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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).
Prof. Habib Belayouni Janvier 201228
100 Km
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201229
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
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201230
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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
Prof. Habib Belayouni Janvier 201231
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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
Prof. Habib Belayouni Janvier 201232
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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
Prof. Habib Belayouni Janvier 201233
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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
Prof. Habib Belayouni Janvier 201234
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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,
Prof. Habib Belayouni Janvier 201235
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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
Prof. Habib Belayouni Janvier 201236
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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)
Prof. Habib Belayouni Janvier 201237
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
Schéma général de l’évolution dde la matière organique au cours du stade de la diagenèse
Prof. Habib Belayouni Janvier 201238
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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
Prof. Habib Belayouni Janvier 201239
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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
Prof. Habib Belayouni Janvier 201240
Cycles aromatiques
Cycles simples
Chaînes aliphatiques
Groupements fonctionnels
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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:
Prof. Habib Belayouni Janvier 201241
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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
Prof. Habib Belayouni Janvier 201242
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
"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
Prof. Habib Belayouni Janvier 201243
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
Diagrammes de Van Krevelen montrant les lignées d’origine et d’évolution de la
matière organique
b. CARACTERISATION DU KEROGENE PAR ETUDE OPTIQUE
Prof. Habib Belayouni Janvier 201244
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201245
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201246
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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
Prof. Habib Belayouni Janvier 201247
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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
Prof. Habib Belayouni Janvier 201248
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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
Prof. Habib Belayouni Janvier 201249
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE 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
Prof. Habib Belayouni Janvier 201250
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
Tmax °C
Diagramme IH/Tmax montrant les domaines de maturité thermique des différents
types de kérogène.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201251
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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
Prof. Habib Belayouni Janvier 201252
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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
Prof. Habib Belayouni Janvier 201253
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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
Prof. Habib Belayouni Janvier 201254
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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
Prof. Habib Belayouni Janvier 201255
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201256
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201257
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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).
Prof. Habib Belayouni Janvier 201258
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
.
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201259
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201260
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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:
Prof. Habib Belayouni Janvier 201261
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201262
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
- 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
Prof. Habib Belayouni Janvier 201263
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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
Prof. Habib Belayouni Janvier 201264
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201265
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201266
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201267
FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 FSTMODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE
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.
Prof. Habib Belayouni Janvier 201268