Géologie du reservoir CHAPITRE I Notions de géologie - e

CHAPITRE I
NOTIONS DE GEOLOGIE
SOMMAIRE
Introduction
1
STRUCTURE DU GLOBE TERRESTRE
1.1 Structure verticale
1.2 Tectonique des plaques
1.2.1 Divergence de plaques
1.2.2 Convergence de plaques
1.2.2.1 Convergence de deux plaques à croûte océanique
1.2.2.2 Convergence d'une plaque à croûte océanique et d'une plaque à
croûte continentale
1.2.2.3 Convergence de deux plaques à croûte continentale
1.2.3 Coulissage de plaques
1.3 Mouvements verticaux de la lithosphère
Université Kasdi Merbah Ouargla
1
Département de géologie et l’univers
Chapitre : Notions de géologie
CHAPITRE 1
NOTIONS DE GEOLOGIE
Introduction
La géologie, ou science de la terre, a pour but de décrire la constitution du globe terrestre et
d'essayer de reconstituer son histoire, et d'utiliser ces connaissances pour la recherche des
matières premières telles que les hydrocarbures.
Elle regroupe un certain nombre de disciplines : la minéralogie, la pétrographie, la
géochimie, la sédimentologie, la stratigraphie, la tectonique et la paléontologie.
Les phénomènes géologiques, en dehors des tremblements de terre et des éruptions
volcaniques, sont des phénomènes très lents et imperceptibles à l'échelle humaine. L'unité de
temps de la géologie est le million d'années.
La terre existe depuis approximativement 4 600 millions d'années, alors que le début de
l'univers est daté à environ 15 000 millions d'années. L'atmosphère terrestre à l'origine était
différente de celle que nous connaissons actuellement. Elle a permis la synthèse d'importantes
molécules organiques permettant à leur tour un développement progressif de la vie. C'est à partir
du début de l'ère primaire, il y a environ 570 millions d'années, que les organismes vivants
laissent des traces fossiles marquées (voir annexe : l'échelle stratigraphique avec les principales
étapes du développement des organismes vivants).
1
Structure du globe terrestre
1.1 Structure verticale
L'étude des séismes révèle une structure en couches concentriques (figure 1.1). Il existe entre
chaque couche des variations brutales de la vitesse de transmission des ondes sismiques qui
indiquent soit des variations chimiques du milieu (changement de la composition minéralogique
des composants) soit des variations physiques (milieu fluide visqueux ou solide). De la surface
au centre de la terre, on distingue :
• La croûte océanique de densité moyenne 2,9 formant le plancher des océans et la croûte
continentale de densité moyenne 2,7 formant les continents. Elles se distinguent par leur
épaisseur et par leur composition minéralogique. La jonction entre les deux types de croûte
se situe sous le talus continental.
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Chapitre : Notions de géologie
La croûte océanique a
une
épaisseur
moyenne de 7 km.
Elle
se
compose
essentiellement
de
roches basaltiques.
La croûte continentale
a
une
épaisseur
moyenne de 30 km,
elle peut atteindre 70
km sous les chaînes de
montagnes. Elle se
compose
essentiellement
de
roches granitiques.
Les constituants des
basaltes et des granites
sont principalement
des aluminosilicates
riches en calcium,
sodium et potassium.
Elles se distinguent
également par leur âge
: la croûte océanique
la
plus
ancienne
connue ne dépasse pas
200 millions d'années
alors que la croûte
continentale atteint 3
700 millions d'années
dans certaines régions.
FIG. 1.1 Structure verticale
Les croûtes océanique
et continentale sont recouvertes d'une épaisseur variable de roches sédimentaires.
• Le manteau séparé de la croûte terrestre (continentale et océanique) par la discontinuité
de Mohorovicic ou Moho (figure 1.2). Cette discontinuité correspond à un changement
minéralogique, les silicates ferro-magnèsiens dominent. La densité moyenne du manteau est
3,4. On distingue :
* Le manteau supérieur se compose :
- D'une couche rigide, capable de résister sans déformation appréciable à des contraintes de
l'ordre d'une centaine de bar, située entre le Moho et une profondeur de l'ordre de 100 km
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Chapitre : Notions de géologie
(70 km sous les océans et jusqu'à 150 km sous les continents). Avec la croûte terrestre,
cette couche constitue la lithosphère.
- De l'asthénosphère située entre 100 et 300 km de profondeur marquée par un
ralentissement des ondes sismiques. Cette couche n'est pas rigide mais elle est capable de
fluer sous faibles contraintes, ce qui permet ainsi le déplacement de la lithosphère. Cette
couche serait le siège de mouvements de convection thermique.
- D'une zone de transition, située entre 300 et 700 km de profondeur, marquée par une
forte augmentation de la vitesse de propagation des ondes sismiques.
* Le manteau inférieur ou mésosphère de 700 à 2 900 km caractérisé par une
augmentation plus lente de la vitesse des ondes sismiques.
• Le noyau externe de 2 900 à 5 100 km séparé du manteau par la discontinuité de
Gutenberg. C'est à la fois une discontinuité physique et chimique : le noyau externe se
comporte comme un fluide et serait composé principalement de Fer et de Nickel. Cette
couche serait responsable de l'existence du champ magnétique terrestre.
• La graine ou noyau interne de 5 100 km à 6 370 km séparée du noyau externe par la
discontinuité de Lehman. Cette couche aurait la même composition chimique que la
précédente mais serait solide. La température régnant au centre de la terre est de l'ordre de
6 000 °C.
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FIG. 1.2 Détails de la lithosphère et asthénosphère
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Chapitre : Notions de géologie
1.2 Tectonique des plaques
La lithosphère, couche rigide composée de la croûte terrestre et / ou océanique et d'une petite
partie du manteau, est partagée en un certain nombre de plaques indépendantes les unes des
autres (figure 1.3). Ces plaques en forme de calotte sphérique sont mobiles et se déplacent sur
l'asthénosphère, leur limite est tout à fait indépendante de la limite continents-océans.
Le déplacement des plaques est dû à des cellules de convection thermique entre une source
chaude ascendante et / ou divergente responsable de l'accrétion des dorsales océaniques et des
rifts continentaux et une source descendante et / ou divergente créant les zones de subduction
et les zones de collision. Il en résulterait une traction du plancher océanique vers les régions de
convergence des plaques. L'activité sismique du globe est située à la périphérie de ces plaques.
Il existe trois types de contact entre les plaques lithosphèriques (figure 1.4). On distingue :
• Les zones de divergence caractérisées par une tectonique en extension (failles normales,
graben). Ce sont les dorsales médio-océaniques et les rifts continentaux où il y a
accrétion (formation) de la croûte océanique.
• Les zones de convergence caractérisées par une tectonique de compression (failles inverses,
chevauchements). Ce sont les zones de subduction.
• Les zones de coulissage caractérisées par une tectonique de cisaillement. Ce sont les failles
transformantes.
FIG. 1.3 Répartition des différentes plaques tectoniques
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Chapitre : Notions de géologie
La tectonique des plaques fournit une explication relativement simple du volcanisme, des
séismes et de leur répartition, de la formation des chaînes de montagnes et des bassins
sédimentaires.
FIG. 1.4 Différents types de contacts entre les plaques
1.2.1
Divergence de plaques
La divergence se produit au niveau des dorsales ou rides médio-océaniques et des rifts
continentaux. Il y a apport de magma basaltique provenant des couches profondes du manteau et
création continue de croûte océanique. Des mesures géophysiques, fondées sur les inversions
périodiques de la polarité du champ magnétique terrestre, montrent que la vitesse de déplacement
relative (taux d'expansion) est de l'ordre de 5 à 10 cm par an (jusqu'à 17 cm / an dans le
Pacifique Sud).
Le long de la dorsale, le volcanisme est intense et basaltique (laves très fluides). Les séismes
sont nombreux mais de faible amplitude, les foyers sont proches de la surface (10 à 20 km de
profondeur).
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1.2.2
Convergence de plaques
Plusieurs cas se présentent suivant la nature de la croûte (figure 1.5).
1.2.2.1
Convergence de deux plaques à croûte océanique
L'une des plaques s'enfonce sous l'autre, on dit qu'il y a subduction. Elle est marquée à la
surface du globe par une fosse océanique profonde bordée d'un arc insulaire. La séismicité est
importante, ainsi que le volcanisme (cas du Japon, des Philippines).
FIG. 1.5 Différents types de convergence de plaques
1.2.2.2
Convergence d'une plaque à croûte océanique et d'une plaque à croûte
continentale
Il y a subduction de la croûte océanique, la plus dense, sous la croûte continentale. Il se forme
une fosse océanique en marge du continent et une chaîne de montagne à forte séismicité (cas de
la Cordillère des Andes, des Montagnes Rocheuses).
1.2.2.3
Convergence de deux plaques à croûte continentale (figure 1.6)
Il y a collision des croûtes continentales qui, à cause de la faible densité des matériaux, ne
peuvent pas s'enfoncer dans le manteau. Il se produit la surrection d'une chaîne de montagne (cas
de l'Himalaya). La compression est intense, elle provoque des chevauchements avec
déplacements horizontaux de morceaux de croûte atteignant plusieurs dizaines, voire la centaine
de kilomètres.
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Les zones de subduction sont caractérisées par un volcanisme andésitique (éruptions
explosives et laves visqueuses) et par la présence de fosses océaniques très profondes (cas des
fosses du Pacifique qui atteignent 11 000 m). Les foyers des séismes sont plus profonds que dans
le cas des dorsales océaniques (de quelques dizaines à quelques centaines de kilomètres).
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Ils se répartissent sur une surface oblique que l'on peut suivre jusqu'à une profondeur de
l'ordre de 700 km (profondeur à laquelle la plaque subductée est complètement digérée dans les
couches profondes du manteau).
Les vitesses de subduction sont plus faibles que les vitesses d'expansion.
FIG. 1.6 Exemple de convergence de deux plaques à croûte continentale
Formation de l'Himalaya
1.2.3
Coulissage de plaques (figure 1.7)
Le coulissage se produit le long de failles transformantes lorsque deux plaques en contact se
déplacent en sens inverse ou à des vitesses différentes. Ces failles affectent généralement toute
l'épaisseur de la lithosphère. Le cas le plus connu est celui de la Californie où il y a coulissage le
long de la faille de San Andréas.
Les vitesses de déplacement sont de l'ordre de 5 cm / an. Ces zones sont le siège de séismes
d'amplitude importante : les foyers sont proches de la surface ; par contre, le volcanisme est
absent.
Les coulissages existent aussi bien dans les zones de convergence, de collision et de
divergence.
Le coulissage peut produire des chaînes de montagnes dites de coulissage et des bassins
sédimentaires désignés sous le nom de "pull - apart". C'est le cas de la région Sinaï - Mer Morte Liban.
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Cette structure de la lithosphère en plaques se déplaçant indépendamment les unes des autres
donne un caractère temporaire (à l'échelle des temps géologiques) aux continents et aux océans.
FIG. 1.7 Exemple de coulissage de plaques lié à une dorsale
Au cours des temps géologiques, les continents ont occupé des positions différentes de celles
que nous connaissons actuellement. L'Atlantique Sud s'est ouvert il y a environ 150 millions
d'années créant la séparation de l'Afrique et de l'Amérique du Sud (figure 1.8). L'Inde s'est
séparée du Continent Antarctique il y a environ 80 millions d'années et est entrée en collision
avec l'Asie donnant naissance à l'Himalaya.
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FIG. 1.8 Position des continents au Jurassique
1.3 Mouvements verticaux de la lithosphère
En plus des déplacements horizontaux des plaques sur l'asthénosphère, il se produit des
mouvements verticaux. Ces mouvements sont d'amplitude variable et concernent généralement
des surfaces importantes (de quelques milliers à quelques centaines de milliers de km2). On
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Chapitre : Notions de géologie
constate que les chaînes de montagne en s'érodant ont tendance à se soulever, et les zones
océaniques à s'enfoncer au fur et à mesure qu'elles s'éloignent de la dorsale océanique.
En mesurant la valeur de l'accélération de la pesanteur à la surface du globe, on constate qu'il
existe un certain nombre d'anomalies mais d'amplitude beaucoup plus faible que prévue. Pour
expliquer ce phénomène, il faut admettre qu'il se produit une compensation des anomalies de
pesanteur en profondeur. Il existe une surface de compensation, correspondant
approximativement à la limite lithosphère-asthénosphère, où la valeur de l'accélération de la
pesanteur serait constante sur toute la surface du globe.
La lithosphère rigide "flottant" sur l'asthénosphère (qui se comporte comme un fluide) atteint
une position d'équilibre vertical après un temps plus ou moins long. L'altitude atteinte par la
surface de la lithosphère par rapport à la surface de compensation dépend de l'épaisseur et de la
densité des différentes couches composant cette lithosphère.
Quand l'épaisseur (présence de chaînes de montagnes, remontée de l'asthénosphère) ou la
densité de la lithosphère (due à une variation de la température des matériaux) se trouvent
modifiées par des phénomènes tectoniques ou thermiques, il se produit un réajustement des
niveaux dit réajustement isostatique.
• Dans certaines régions, il se produit un soulèvement de la lithosphère : c'est le cas de la
Scandinavie qui s'est soulevée de 400 m au cours des derniers 12 000 ans à cause de la
fusion de la calotte glaciaire qui recouvrait cette région (figure 1.9). A certaines périodes,
la vitesse de remontée a atteint 1 cm / an.
• Dans d'autres régions, la lithosphère s'enfonce.
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FIG. 1.9 Exemple de mobilité verticale de la croûte terrestre
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On appelle subsidence le phénomène d'origine tectonique et / ou thermique qui, localement,
provoque l'enfoncement progressif de la lithosphère. La subsidence permet la permanence des
conditions de sédimentation dans une région donnée. La vitesse de subsidence est de l'ordre de
quelques mètres à quelques centaines de mètres par millions d'années. Ce n'est pas la
sédimentation qui est le moteur de la subsidence mais au contraire c'est l'enfoncement progressif
de la croûte qui permet le dépôt d'importantes couches de sédiments.
La subsidence a des causes multiples dont les principales sont :
• un étirement (figure 1.10) de la lithosphère qui provoque son amincissement dû à une
remontée de l'asthénosphère, sous l'effet d'un régime de contraintes de distension ;
• le refroidissement de la lithosphère qui augmente sa densité (subsidence thermique). Ce
refroidissement produit la rupture de la lithosphère au bout d'un certain temps (de l'ordre de
200 millions d'années) entraînant la formation d'une nouvelle zone de subduction ;
• une surcharge due à des dépôts sédimentaires, volcaniques ou à la présence d'une calotte
glaciaire ;
• une flexion de la lithosphère ou plissement de forme synclinale sous l'effet d'un régime de
contraintes de compression généralement à proximité des zones de subduction.
FIG. 1.10 Exemple de subsidence produit
par un amincissement de la croûte continentale
Les différents moteurs de la subsidence peuvent se relayer dans le temps (étirement suivi d'une
subsidence thermique). L'amincissement de la lithosphère, sa flexion et la subsidence thermique
sont à l'origine de deux grands types de bassins sédimentaires se situant, le premier en domaine
intraplaque, le second en frontière de plaques.
Remarque : Il existe de nombreux cas de subsidence provoquée par le soutirage
d'hydrocarbures. C'est le cas du champ de Ekofisk avec un enfoncement de l'ordre
de quelques dizaines de cm par an (actuellement environ 50 cm / an).
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