ii. transformations precoces de la matiere organique au cours du
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UNIVERSITE TUNIS EL MANAR FACULTE DES SCIENCES DE TUNIS DEPARTEMENT DE GEOLOGIE COURS de GEOCHIMIE ORGANIQUE Matière organique sédimentaire vue en lame mince FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES IGS3 Par Prof. Habib BELAYOUNI FST 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 2 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 PRODUCTIVITE 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* 674 Kcal C6 H12 O6 + 6 O2* + 6 H2 O (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 3 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 10 15 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 4 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST SOUS-CYCLE 1 SOUS-CYCLE 2 Le Cycle du Carbone 3. PRODUCTIVITE BIOLOGIQUE PRIMAIRE -------------------------------------------------------------------------------------------------------Aire Surface en Productivité Production totale 2 6 Km x 10 moyenne en en 109 gC/an gC/cm²/an -------------------------------------------------------------------------------------------------------Océans et Mers ouvertes 326 50 16,3 Eaux côtières 36 100 3,6 zônes à Upwellings 0,4 300 0,1 -------------------------------------------------------------------------------------------------------- Prof. Habib Belayouni 5 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST Principaux organismes producteurs de matière organique dans les environnements aquatiques 4. FACTEURS FAVORISANT LA PRODUCTION DE LA MATIERE 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 6 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 (PO43-) 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 7 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 8 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 9 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 Bactéries aérobies 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 Bactéries dénitrifiantes 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 sulfato-réductrices Prof. Habib Belayouni 10 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST SO4-- Eau riche en O2 dissous O2 SO4-- S-- Oxydation des sulfures par les bactéries Thiobacillus Réduction des sulfates par les bactéries Désulfovibrio Sédiment La mer Le lagon Absence de bactéries sulfo-oxydantes : Thiobacillus Eau riche en O2 dissous S-- SO4-- Seuil Réduction des sulfates par les bactéries sulfato-réductrices : Désulfovibrio Sédiment 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 Bactéries dénitrifiantes Prof. Habib Belayouni 11 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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. 0 Concentration croissante Colonne d'eau à fond oxique O2 Colonne d'eau à fond anoxique Oxydation aérobie : CH4O + O2 CO2 + H2O H2S CO2 Prof (m) 0 Eau Sédiment H2S CO2 Réduction des sulfates : 2CH2O + SO4-- H2S + 2HCO3- 100 101 SO4 CH4 CO2 Méthagenèse : CH3COOH CH4 + CO2 CO2 + 4 H2 CH4 + 2H2O CH4 CO2 102 CH4 103 Comparaison entre un environnement oxique (colonne de gauche) et un environnement anoxique (colonne de droite) Prof. Habib Belayouni 12 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 13 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 14 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 15 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 16 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 17 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST Environnement Anoxique (Interface O2/H2S dans l'eau) Picnocline permanente h h Zone photique Zone disphotique Zone photique Zone disphotique O2 Réduction des SO4-- Environnement Oxique (Interface O2/H2S dans le sédiment) Pas de bioturbation Absence de vie benthique O2 H2 S Interface Eau / Sédiment -1 an -- Réduction de SO4 Réduction du CO2 Organique par les bactéries méthanogènes H2 S 750 ans -1 an O2 Bactéries aérobies Réduction de SO4-- CH4 Présence de vie benthique, bioturbation intense O2 H2 S 100 cm Réduction du CO2 Organique 1250 ans Vitesse de sédimentation 50 cm/ 1000 ans CH4 750 ans 500 ans 100 cm 750 ans Vitesse de sédimentation 50 cm / 1000 ans 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 18 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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’O 2 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 19 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST Lac Oligotrophique Oxique Productivité biologique limitée Apport limité en nutriments (N, P) N,P O2 Reflux saisonnier des eaux Apport considérable en nutriments (N, P) Les eaux denses plus salées ou plus froides chutent au fond créant un courant de densité Bioturbation Lac Eutrophique Anoxique productivité biologique intense N,P N,P O2 H2S Déficience saisonnière en O2 dans les eaux du fond à cause de la stratification des eaux Picnocline permanente 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 20 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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. Lac TANGANYIKA V. Un lac anoxique eutrophique III. N W H2S – CH4 km 0 0,5 1,0 1,5 Thermocline permanente Section longitudinale 525 km IV. S E Sédiment anoxique : Carbone organique : 7 – 11 % Taux de sédimentation : µ : 50 cm / 1000 ans Environnement similaire : Lac KIVU Prof. Habib Belayouni 21 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 22 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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. Un bassin oxique à balance négative en eau Exemples : La Mer Méditerranée, la Mer Rouge, le Golfe Persique Evaporation Mer Ouverte Oxique/O2 Seuil Eaux plus denses refluent vers la mer ouverte Sédiment Oxique Eaux salées oxygénées plus denses descendent au fond Un bassin anoxique à balance positive en eau:Exemples : la Mer Noire, la Mer Baltique Evaporation Mer Ouverte O2 Production biologique élevée N,P, Si L'arrivée d'eaux douces du continent crée la stratification des eaux Seuil Picnocline permanente Prof. Habib Belayouni 23 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 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. Prof. Habib Belayouni 24 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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) N,P km 0 0,5 Halocline permanente 20 g/l 1,0 H2S – CH4 1,5 250 km Productivité biologique élevée Sédiments anoxiques : Carbone organique : 1 – 15 % Taux de sédimentation : µ : 5 – 30 cm / 1000 ans Environnement 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 %. Prof. Habib Belayouni 25 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 microlamines 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 Prof. Habib Belayouni 26 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 PérouChili, 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. Prof. Habib Belayouni 27 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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). Plateau Continental de Namibie II. W I. 100 Km O2 ‰ km 0 Zone à UP WELLINGS 2‰ 2‰ 1 Couche à minimum d'oxygène 0,5 ‰ Zone riche en 3‰ 2 matière organique 3 Bande anoxique s'étendant le long du plateau sur plus de 100 KM 4 5 Nodules de phosphates enrichis en Uranium Sédiments anoxiques : Carbone organique : 3 – 11 % Sédiments oxiques : Carbone organique : 0,5 – 3 % 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. Prof. Habib Belayouni 28 Janvier 2012 E FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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. 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 29 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST d. QUELQUES CARACTERISTIQUES PHYSIQUES ET CHIMIQUES DES MILIEUX OXIQUES ET ANOXIQUES CARACTERISTIQUES PHYSIQUES DE L’ENVIRONNEMENT CONDITIONS DE SEDIMENTATION OXIQUE ANOXIQUE O2 dans les eaux du fond H2S dans les eaux du fond Circulation dans la colonne d’eau Energie des courants Vitesse de sédimentation Taille des particules sédimentaires Faune benthique Potentiel rédox pH des eaux du fond CARACTERISTIQUES CHIMIQUES DES SEDIMENTS Contenu en Molybdène Contenu en Uranium Contenu en Cobalt, Cuivre, Zinc et Plomb Contenu en Rubédium Concentration en NH3 (Ammoniac) Concentration en P2O5 (Phosphate) Concentration de PO4 dans les eaux interstitielles % Magnésium non échangeable / % en Montmorillonnite Soufre total Iode total (I total) Ratio I-/IO3Ratio I / COT Concentration en Brome (Br) Concentration en Gaz dissous Carbone organique total (COT) Vitesse de dégradation des acides aminés Complexation des sucres Ratio Pristane/Phytane présent absent complète élevée faible grosses présente positif > 8,5 OXIQUE absent présent réduite faible élevée fines absente négatif 6à7 ANOXIQUE faible faible faible fort faible faible faible élevé élevé élevé faible forte forte forte faible forte faible fort <1 fort faible faible faible forte 55 - 75 % >1 forte faible >1 faible forte forte élevé faible 25 - 45 % <1 Prof. Habib Belayouni 30 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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. Prof. Habib Belayouni 31 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 32 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 33 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 34 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 35 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 36 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST Schéma général de l’évolution dde la matière organique au cours du stade de la diagenèse Prof. Habib Belayouni 37 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST IV. LE KEROGENE: PRECURSEUR DU PETROLE A. SCHEMA GENERAL DE L’EVOLUTION DE LA MATIERE ORGANIQUE PETROLE (Huile, Gaz) Polycondensation MATIERE BIOLOGIQUE T°C, P KEROGENE Insolubilisation METAANTHRACITE craquage thermique DIAGENESE CATAGENESE- MATIERE ORGANIQUE ET PROCESSUS BIOPOLYMERES METAGENESE DEGRE DE MATURITE 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 KEROGENE craquage thermocatalytique décarboxylation disproportionnation de l’Hydrogène CATAGENESE Hydrocarbures liquides et gazeux GEOMONOMERES Composés organiques à faible poids moléculaire craquage thermique PRODUITS ULTIMES (END PRODUCTS) Prof. Habib Belayouni METAGENESE METAMORPHISME Gaz (CH4), pyrobitumes Métaanthracite 38 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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. Groupements fonctionnels Cycles aromatiques Cycles simples Chaînes aliphatiques Structure du Kérogène comprenant des noyaux polycycliques et polyaromatiques reliés entre-eux par des chaînes aliphatiques et par des groupements fonctionnels Prof. Habib Belayouni 39 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST Le KEROGENE désigne également la fraction de MATIERE ORGANIQUE d'une roche qui est INSOLUBLE dans les solvants organiques (EX. CHCl 3 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 PHYSICOCHIMIQUE 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 QUANTITES D'HUILES VS GAZ PRODUITES DEPENDENT DE LA QUALITE DU KEROGENE 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 40 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE a. CARACTERISATION DU FST 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 PROTEINES LIPIDES et des Protéines et concentration relative en lipides KEROGENE LIPIDIQUE H/C atm. élevé >1.0 O/Catm faible <0.2 MATIERE CONTINENTALE LIGNEUSE CARBOHYDRATES dégradation sélective des Carbohydrates et LIGNINE PROTEINES des Protéines et concentration relative en Lignine (produits phénoliques) KEROGENE LIGNEUX 0.5<H/Catm. faible <1 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 41 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST "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 Krevelen H/Catm./O/Catm Prof. Habib Belayouni 42 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST Diagrammes de Van Krevelen montrant les lignées d’origine et d’évolution de la matière organique Prof. Habib Belayouni 43 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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. Prof. Habib Belayouni 44 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 45 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 46 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 47 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE S1 S2 S3 FST Hudrocarbures libres (HC libres) Composés hydrocarbons issus du craquage du kérogènes CO2 généré à partir de la decomposition des groupements fonctionnels Température lu au sommet du pic S2 Carbone résiduel permettant de calcule le COT (COT = CRes. + Cpyr.) Tmax S4 Kérogène HI mgHC/g TOC Type III : Gas prone 50 – 200 Type II : Gas and Oil prone 200 – 300 Type I : Oil prone >300 Atomic H/C 0.6 – 0.9 0.9 – 1.5 >1.5 Diagramme IH/IO montrant les trois lignées d’origine et d’évolution de la matière organique Prof. Habib Belayouni 48 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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) < 435 435 – 465 Mature (Fenêtre à Huile) Prof. Habib Belayouni 49 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST Over-Mature( Fenêtre à gaz) > 465 Tmax °C Diagramme IH/Tmax montrant les domaines de maturité thermique des différents types de kérogène. Prof. Habib Belayouni 50 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST Critères d’Interprétation des données issues de la pyrolyse Rock-Eval Evaluation Parameter Definition Notation Transformation Ratio TR Production Index (Generative Index) PI GI Hydrogen Index HI Oxygen Index OI Equation Amount of S1 HC Exp./ kerogen S10 +S20 transformed to HC Amount of HC S1/ S1+S2 available for production Hydrogen Content S2x100/TOC en mg HC/g TOC Oxygen Index S3x100 /TOC en mgCO2/g TOC Parameter Values Rating < 0.1 0.1 – 0.4 >0.4 <0.10 Immature Oil gas Immature 0.10 – 0.30 Oil Generation >0.30 <150 150-300 >300 Gas Generation Gas Gas&oil Oil Low HI=land derived and/or mature High HI= good to excellent source rock <40 Petroleum Potential PP or Genetic Oil GOP Potential Potential yield S1 + S2 (assuming Kg HC/ton immature sample) <2 2-6 >6 Low HI= gasprone , immature High HI= good oil source, immature Poor Fair Good Kerogen Type Kerogen Type <5.0 Gas Prone 5 - 10.0 Gas and Oil Prone >40 S2/S3 >10.0 Thermal Maturity Prof. Habib Belayouni Tmax (°C) Temperature at peak generation 51 Measured temperature at S2 peak (°C) <430 High oil Prone Immature 430 – 465 Oil Generation >465 Gas Generation Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE V. FST DU KEROGENE AU PETROLE A. PRODUCTION OU GENERATION DU PETROLE A PARTIR DU KEROGENE 1. CATAGENESE DE LA MATIERE ORGANIQUE La catagenèse correspond au stade au cours duquel les transformations physicochimiques 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 52 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 53 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 54 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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: d'ENFOUISSEMENT, le TYPE l'ACTIVITE de kérogène, CATALYTIQUE la de TEMPERATURE 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 55 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 56 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST Diagrammes montrant la compensation temps/Température au cours de la génération des hydrocarbures. 2. METAGENESE DE LA MATIERE 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 57 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST . 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 58 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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* 674 Kcal C6 H12 O6 + 6 O2* + 6 H2 O (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 59 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 60 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE Generation Potential Poor Fair Good Very Good Excellent FST TOC in Shales (%) 1.0 1.0 – 2.0 2.0 – 3.0 3.0 – 5.0 >5.0 TOC in Carbonates (%) 0.5 0.5 – 1.0 1.0 – 2.0 2.0 – 3.0 >3.0 Generation Potential Inadequate Marginal TOC (%) <0.5 0.5 – 1.0 Adequate >1.0 Interpretation of TOC values in terms of generation potential. 2. POTENTIEL PETROLIER : 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 61 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST - 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. CALCUL DES QUANTITES D’HYDROCARBURES PRODUITES ET EXPULSEES A PARTIR D’UNE ROCHE MERE DE PETROLE/KM2 3. 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/m3 Early Eocene = 2.5 103 X 10.107 = 25 x 1010 kg rock = 25 107 t Genetic potential = 5 kg/t x 25 x107 t = 12.5 108 kg petroleum Fraction of oil in petroleum = 1/1+GOGI = 0.83 12.5 108 x 0.83 = 10.375 108 kg oil Assume OEE = 0.8 10.375 108 kg oil x 0.8 = 8.3 108 kg oil Specific 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 Expelled Bbl: Blue baril Prof. Habib Belayouni 62 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 63 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 64 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 audessus 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 65 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE B. FST 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 66 Janvier 2012 FILIERE INGENIEUR GEOSCIENCES : IGS3 MODULE : GEOCHIMIE ORGANIQUE FST 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 67 Janvier 2012
