Cours de GéologiePour

Ingénieurs Producteurs et Foreurs

Mr. BENMAMMERI Mabrouk

(Maître - Assistant au Département Gisements Pétroliers et Miniers)

Ce cours est la propriété de l’Association des Anciens Elèves de l’INH

Edition Juillet 2002

1

Première Partie

Géologie générale

2

Introduction

La géologie est l’une des sciences les plus anciennes. Le mot géologie tire son origine du grec (géos = terre, logos = parole, doctrine).La géologie est la science qui pour objet l’étude de la composition, de la structure et de l’évolution de la terre ainsi que celle des processus qui s’y déroulent au sein des différentes enveloppes (gazeuses, liquides et rocheuses) de la terre. Mais elle s’occupe surtout de l’étude de la lithosphère et étudie la composition, la structure, l’évolution de la croûte terrestre et des conditions physico – chimiques qui ont régné au cours des temps géologiques. La géologie a donc pour but l'étude:- des matériaux constitutifs de la terre (minéraux et roches), leur répartition géographique et disposition,- des êtres vivants disparus : plantes fossiles, animaux fossiles,- des processus géologiques et leur succession dans le temps.

La géologie se subdivise en géologie pure et géologie appliquées.1) La géologie pure comprend les branches suivantes :- la géologie physiographique : elle étudie la terre dans son ensemble (son origine, sa place dans l’espace, sa forme, sa constitution pure etc.)- la géologie dynamique : elle étudie les phénomènes qui se déroulent au sein et à la surface de la lithosphère. Suivant la nature de l’énergie on distingue les processus de la dynamique interne des processus de la dynamique externe. Les processus internes conditionnent les mouvements de l’écorce terrestre (affaissement ou soulèvement de l’écorce terrestre, les tremblements de terre, éruptions volcaniques). Les processus externes sont surtout associés à l’activité de l’atmosphère, de l’hydrosphère et leur action sur la lithosphère.- La minéralogie : elle étudie les minéraux.- La cristallographie : elle étudie les cristaux, leur forme externe et leur structure interne.- La pétrographie: elle étudie l’association naturelle des minéraux, constituant les roches. - La tectonique : elle étudie la disposition des roches, les mouvements de l'écorce terrestre et les déformations qu’ils provoquent. On étudie tout d’abord l’aspect externe (géométrie des formes structurales) des roches, puis le mécanisme de leur genèse et évolution. - La paléontologie : elle étudie, décrit et classifie les restes fossilisés des êtres vivants ayant existés autrefois à la surface du globe terrestre, afin de déterminer l’âge des roches d’où ces restes ont été extraits.- La stratigraphie : elle étudie la succession dans la formation des roches dans un endroit donné.2) Parmi les géologies appliquées on distingue la géologie pétrolière (qui étudie les propriétés du pétrole, sa composition chimique, son origine, les lois régissant

3

sa migration et son accumulation ainsi que la répartition des gisements de pétrole et de gaz avec les méthode de recherches) de la géologie minière qui étudie les minéraux utiles (or, zinc, cuivre, etc.…), leurs formations et répartition dans l’écorce terrestre.

La géologie est très importante et joue un grand rôle dans la recherche des gisements des minéraux utiles, qui déterminent la richesse d’un pays, la construction des objets d ‘art (barrages, ponts, tunnels, galeries de mine etc..). En connaissant la géologie et par conséquent les lois et conditions favorables ainsi que l’étroite liaison des minéraux utiles avec les roches déterminées, on peut organiser la recherche et l’exploitation de ces minerais avec un coût moindre et un gain de temps (on ne cherche pas le charbon dans les terrains magmatique, le pétrole dans les terrains magmatique et métamorphiques).

Chapitre I : Caractéristiques générales de la terre

I ) La terre dans l’espace cosmique et son origine.1) Origine de la terre :L’origine de la terre et par conséquent de l’univers a été est reste un problème à résoudre. L’étude de l’univers a commencé avec la découverte du télescope au XVIIIème siècle, grâce auquel ont été découvertes les nombreuses nébuleuses spirales qui sont constituées d’accumulation de gaz lumineux, brûlants. Ces nébuleuses ont la forme d’une lentille plate et une constitution en spirale, indiquant le signe de la rotation. Ces observations ont été utilisées par KANT (1755) et LAPLACE (1796) pour l’émission d’une hypothèse sur l’origine de l’univers et de la terre. Selon cette hypothèse, la matière du système solaire était originellement dispersée dans une nébuleuse spiralée, possédant un mouvement de rotation très lent et des dimensions beaucoup plus grandes que celles du système solaire actuel. Puis à partir d'un certain moment, cette nébuleuse brûlante a commencé à se refroidir et ne cessait de se serrer et se condenser graduellement, alors que sa vitesse de rotation ne cessait d’augmenter en même temps que la force centrifuge jusqu’à ce qu’elle atteint la valeur de l’accélération de la pesanteur. A ce moment, un anneau de poussière, ayant le même sens de ration que la nébuleuse, s’est détaché de l’équateur, tout en gardant sa distance

4

du centre de la nébuleuse. Puis à l’intérieur de cet anneau ont commencé à se former des points de condensation qui ont finis par donner naissance à la première planète, a cause des forces d’attraction mutuelles entre les condensations et les particules. Puis ce phénomène s’est répété jusqu’à la réalisation de la situation actuelle avec les différentes enveloppes internes (croûte terrestre, manteau, noyau) externes (atmosphère et ses couches internes:troposphère, stratosphère, ionosphère), Ces planètes doivent tourner autour du soleil dans le plan équatorial, dans le même sens et se refroidir en donnant les croûtes terrestres et les atmosphères, très riche en gaz carbonique.Le mérite de cette hypothèse est grand du fait qu’elle a apporté à l’astronomie une idée sur l’évolution interne de l’univers et démontré que les planètes et le système soleil, qui ont la même composition minéralogique et chimique, proviennent d’une même source (la nébuleuse spirale). Au début du XXème siècle, d’autres savants (MULTON, TCHAMBERLEN, PETIT JEANS) ont proposé l’hypothèse du choc du au passage, prés du soleil, d’autres corps cosmiques ayant une dimension et une quantité de mouvement. En 1944, Schimidt (savant soviétique) a émis une autre hypothèse sur l’origine de la terre et du système solaire. Selon cette hypothèse, le soleil, qui existait déjà avant la naissance du système solaire, est rentré dans un énorme nuage de poussière, il y a six milliards d’années, et l’a traversé pendant cent mille années lumières. Durant cette traversée, il a pris avec lui un énorme essaim de poussières froides qui s’est transformé en ensuite en disque plat, dense, ayant sa propre quantité de mouvement. Puis à l’intérieur de ce disque, se sont formés des centres de condensations gravifiques qui ont donné, ultérieurement, naissance aux planètes dont la terre. Les planètes, les plus proches du soleil sont plus petites car il n’y avait pas assez de matériel pour leur formation. Au début, les planètes ne recevaient que la chaleur solaire et la température ne dépassait pas les 4°c. Le réchauffement de la terre a commencé plus tard avec les processus de désintégration radioactive et les sous sols ont été réchauffés à 1500 - 2500°c et la matière a acquit l’état plastique. Puis les matières denses se sont concentrées au centre et les plus légères à la périphérie et c’est ainsi que se sont former les différentes enveloppes de la terre.Le défaut de cette hypothèse est qu’elle supposait que le soleil est les planètes sont d’origines différentes ; ce qui ne correspond pas à la réalité (le soleil et les planètes sont constituées de la même matière).

2) Constitution du système solaire : la terre est l’une des neufs planètes du système solaire (Mercure, Venus, la Terre, Mars, Jupiter, Saturne, Neptune, Pluton et Uranus). Elle tourne autour du soleil à une vitesse de 30km/s, à raison d’un tour par an et décrit une trajectoire ayant la forme d’une ellipse. Elle est prés du soleil le 1er janvier et plus éloignée le 1er juillet. Outre ce mouvement, la terre est animée d’une rotation autour de son axe qui passe par les pôles géographiques. L’axe de la terre fait un angle de 67° avec le plan de sa

5

trajectoire. Mais il y a aussi, en plus des planètes, d’autres corps célestes qu’on appelle astéroïdes et météorites.Les astéroïdes sont des corps célestes, de forme irrégulière, dont le diamètre dépasse des centaines de km (ex : Zerrera à 770 km de diamètre). Ils tournent autour du soleil, dans l’espace existant entre les orbites de Mercure et Jupiter. Les astéroïdes résultent de la destruction de la planète Faeroe.Les météorites sont des agrégats de minéraux, d’origine cosmique, dont la masse ne dépasse pas les dizaines de tonnes.

3) le système solaire dans l’espace cosmique :Le système solaire fait partie d’un grand système stellaire étoilé appelé galaxie. Notre galaxie est celle de la voie lactée. Sa forme ressemble à une lentille aplatie dont le diamètre est égal à 100 000 années lumière. Le système solaire se trouve à 33000 années lumière du centre de la galaxie. Mais notre galaxie n’est pas le seul système stellaire dans l’espace. Actuellement on connaît plus d’un million de galaxies.II) forme et dimensions de la terre :1) Forme de la terre et notion de géoïde : La forme de la terre est voisine d’un ellipsoïde de révolution, aplati aux deux pôles et se rapprochant de la sphère. Elle a la forme d’un ellipsoïde irrégulier à trois axes inégaux. Mais le géoïde est la figure qui convient le mieux à la forme réelle de la terre avec toutes ces montagnes et plaines.Le Géoïde est une surface conventionnelle, obtenue en prolongeant la surface des océans à l’intérieur des masses continentales. D’après les calculs la différence entre le géoïde et l’ellipsoïde n’est pas grande. Dans la limite des océans, la surface du géoïde est plus basse que celle de l’ellipsoïde de 0 à 150m alors que dans les limites des continents elle est plus haute de 0 à 150m. 2) dimensions et volume de la terre :le rayon de la terre est égal à 6381 km. Sa surface est évaluée à 510 milliards de km 2 et son volume à1083 milliards de km 3. La terre présente un relief démembré qui détermine la position des plaines de celles des océans. Le point le plus haut des terres ou continents est le mont Everest dans la chaîne de montagnes Himalaya qui culmine à 8822 m. La plus grande profondeur (9000 – 11000 ) se trouve dans la partie sud du pacifique. L’amplitude du relief terrestre est égale à 20km. Sur les continents, les hauteurs inférieures à mille mètres représentent 75% de la surface terrestre. Les profondeurs 4000 à 6000m représentent 70% du fond des océans. La hauteur moyenne des terres est d’environ 280m alors que la profondeur moyenne du fond océanique est de 3800m.Les continents occupent 29% de la surface du globe alors que le reste est couvert par les océans et mers.III) Masse et densité de la terre / notion de pesanteur :

6

La masse de la terre est égale à 5,98 10 27 g et son volume est égale à 1083 10 27 cm 3. En divisant la masse par le volume on obtient la densité moyenne de la terre qui est égale à 5,98g /cm 3. La densité moyenne des roches de l’écorce terrestre est beaucoup plus petite que la densité moyenne de la terre. Plus on s’approche du noyau de la terre, plus la densité des substances augmente pour atteindre au voisinage du centre la valeur de 11 à12 g/cm 3.Notion de pesanteur : la cause déterminante de l’équilibre du globe terrestre est le phénomène de la gravitation universelle. A la surface du globe, il se traduit par la pesanteur ; c’est à dire par la force qui attire tous les corps vers le centre de la terre. On détermine la valeur de la pesanteur aux différents points par la méthode gravimétrique. On distingue l’anomalie positive et l’anomalie négative. Ces anomalies caractérisent la différence entre les mesures de la pesanteur au différent points et la pesanteur théorique calculée. L’anomalie négative, qui caractérise un déficit de masse, est enregistrée sur les continents, sous les chaînes de montagnes, alors que l’anomalie positive est enregistrée sur les océans.IV) Magnétisme et chaleur de la terre :1) Magnétisme de la terre :La terre représente un grand aimant naturel. Les pôles magnétiques se trouvent au voisinage des pôles géographiques. Une aiguille aimantée s’oriente dans le champ magnétique terrestre de telle sorte que son pôle négatif indique le nord et le pôle positif indique le pôle sud. La direction, le sens et l’intensité du champs magnétique terrestre peuvent être représentés par le vecteur induction B qui peut être remplacé par ces deux composantes ( composante horizontale H et composante verticale V ).La déclinaison D est l’angle compris entre le nord géographique et la composante horizontale H Le leu géométrique des points de même déclinaison est appelé isogone. L’isogone 0 est appelée méridien magnétique.

L’inclinaison I est l’angle entre le vecteur induction B et la composante horizontale H. Le lieu géométrique des points de même inclinaison est appelé isocline. L’isocline 0 est appelée équateur magnétique. Ng D H I B V

7

Le champ magnétique terrestre n’est pas constant car il existe dans l’écorce terrestre des roches qui ont des propriétés magnétiques qui modifient son allure. Donc on peut utiliser le champ magnétique terrestre pour éclaircir la structure de l’écorce terrestre et c’est pour cela qu’on utilise la méthode magnétique pour déterminer la pénétration du socle dans la couverture ; c’est à dire les structures positives où doivent s’accumuler le pétrole et gaz générés. Les variations brusques du champ magnétique s’appellent tempête magnétique.2) Chaleur de la terre :Presque tous les processus géologiques se déroulant à la surface de la terre et dans les premières couches superficielles de la croûte terrestre sont dus à la chaleur solaire. Tous les points de même latitude reçoivent la même quantité de chaleur qui se réparti sous l’influence de différents facteurs (le relief, le tapis végétal, vent courant marin etc…) et le climat diffère d’une latitude à une autre. A la surface terrestre on distingue les températures diurne, mensuelle et annuelle. Le lieu géométrique des points de même température moyenne est appelé isotherme.A une profondeur déterminée, se trouve la zone neutre où la température des couches est égale à la température moyenne annuelle de la surface du sol. Au dessus de cette zone la température des couches dépend de celle qui règne à la surface du sol.Au dessous de cette zone neutre la température croit avec la profondeur. Cet accroissement de la chaleur interne de la terre est dû au processus de désintégration radioactive. L’intervalle de profondeur sur lequel la température augmente de un 1°c s’appelle degré géothermique. L’accroissement de la température par 100m de profondeur, s’appelle gradient géothermique. L'étude de la répartition de la température dans le sous sol peut nous aider à éclaircir la constitution interne du globe, déterminer le début de la fenêtre à huile pour les roches mères et choisir le type de ciment adéquat pour cimenter le tubage en ajoutant soit des accélérateurs ou des retardataires de prise du ciment.V) enveloppe externe du globe terrestre :1) L’atmosphère :C’est une couche qui entoure le globe terrestre. Dans sa partie inférieure la composition suivante : Hydrogène 78%, Oxygène 20,9%, Argon 0,95%, co2

0,90%, Vapeur d’eau jusqu’à 4%. L’épaisseur de l’atmosphère n’est pas connue exactement. Son volume est plusieurs fois plus grand que celui de la terre. Mais sa masse est égale au 1/1.000.000 de celui de la terre. La pression décroît avec l’altitude. On distingue dans l’atmosphère trois couches concentriques, de propriétés différentes :- La troposphère : c’est la couche contiguë à la lithosphère. Son épaisseur est de 10 à 11km et atteint 17 km au dessus de l’équateur et 8km au dessus des pôles. Elle est caractérisée par une teneur variable en vapeur d’eau, une mobilité de masses dans le sens verticale est horizontal (vents, nuages, pluies etc..). La température décroît avec l’altitude. Les agents atmosphériques sont parfois des

8

facteurs décisifs dans l’altération des roches et la transformation des reliefs. Pour la géologie, c’est la troposphère qui a le plus d’importance car elle est très active, caractérisée par des mouvements qui exercent une action notable sur le déroulement des phénomènes géologiques dans la zone superficielle de l’écorce terrestre.- La stratosphère : c’est une couche stratifiée qui se trouve au dessus de la troposphère.- L’ionosphère : c’est la couche externe qui est à l’état ionisé.2) Hydrosphère : c’est l’ensemble des eaux liées à la surface du globe (les eaux des océans, mers, lacs, glaciers etc). Les souterraines occupent une place intermédiaire. La composition des eaux océaniques est la suivante : Hydrogène 85 ,19% ; Oxygène 10,80 % ; Cl 1,93% ; Na 1,07% Mg 0,17% ; Iode 0,088 ; Ca 0,042 ; K 0,032 ; Br 0,0066 ; C 0,002 ; B 0,0004La salinité des eaux des mers est de 35 %° (35 pour mille). 3) biosphère :C’est le domaine de la vie. L’ensemble des êtres vivants sont réparties dans un espace englobant les couches inférieures de l’atmosphère, l’hydrosphère et les zones superficielles de l’écorce terrestre.

Enveloppes internes du globe terrestre   :

La densité des substances dans les différentes profondeurs de la terre à pu être déterminée grâce à l’étude de la vitesse de propagation des ébranlements séismique (tremblements de terre) ou sismiques (explosion provoquées) .La vitesse de ces ébranlements élastiques dépend de la composition , l’état physique et de la densité de la matière dans la quelle ils se propagent . Cette vitesse varie avec la profondeur et croit généralement ; mais subit des changements brusques. L’étude des tremblements de terre à permis de mettre en évidence plusieurs surfaces de changement brusque de la vitesse de propagation des ondes séismiques à l’intérieur du globe. Ces surfaces appelées surface de discontinue sont : - La surface de Mohorovicic, située à 60 – 70 km sous les chaînes de montagne, 40 – 60 km sous les plaines et 5 à15 km sous les fosses océaniques. Elle sépare la lithosphère du manteau.- La surface de Gutenberg, située à 2900km de profondeur, sépare le noyau du manteau. Grâce à l’étude des ébranlements séismique qu’on a pu déterminer les différentes enveloppes internes du globe terrestre, qui sont les suivantes :1) La lithosphère (écorce terrestre) ou couche sialtique (SI AL).

9

A l’aide du sondage séismique on a établit une différence importante dans la structure de l’écorce terrestre sur les croûtes continentale et océanique.- L’écorce terrestre continentale se caractérise par une grande épaisseur (60-70 km) et une structure compliquée. La partie supérieure est composée de roches sédimentaires, de densité moyenne égale à 2,5g /cm3 et d’épaisseur 0 à 15 km.Au dessous de la couche sédimentaire on trouve la couche granitique, constituée de granit, de gneiss et d’autres roches cristallines. Sa densité moyenne est égale à 2,8g /cm3 et son épaisseur varie de 10 à 40 km.Au dessous de la couche granitique on a la couche basaltique, de densité moyenne 2,9 g/cm3 et d’épaisseur moyenne 20km. Dan les fosses océaniques profondes elle a une épaisseur qui varie entre 5km dans la grande fosse du sud pacifique (11.000 m de profondeur) et 15km dans les fosses moins profondes. Dans les profondeurs du fond océanique supérieure à 4000m, on ne trouve pas la couche granitique ; c’est à dire qu’il y a seulement la couche basaltique. C’est pour cela que l’épaisseur de l’écorce terrestre dans les fosses océaniques diminue jusqu’à 5 à 15km.2) L e manteau :Il est constitué, dans sa partie supérieure par la pyrosphère et dans sa partie inférieure par la zone intermédiaire.La pyrosphère (manteau externe) est constitué essentiellement de O, Si, Fe, Mg, Mn, et Al. Elle est constituée de silicates. Sa densité varie de 3,4 à 4g /cm3. Cette couche est comprise entre les profondeurs 60km et 1200km. La zone intermédiaire a une densité moyenne de 5,6g /cm3 ; elle est située entre les profondeurs1200 et 2900km. La substance du manteau est semblable à l’état du verre ou de la cire et réagit aux forces brusques comme un corps solide et aux forces lentes comme un liquide.3) Le Noyau : Il est constitué essentiellement de fer et de nickel. Sa densité moyenne est de 8g/cm3 ; mais dans sa partie centrale il atteint 11 à 12 g /cm3. La matière du noyau se trouve à l’état métallisé ; ce qui explique l’absence d’enregistrement des ondes transversales dans cette partie.

10

Chapitre II : Les minéraux constitutifs de l’écorce terrestre. I) Notions sur les minéraux :Les minéraux sont des composés chimiques ou des éléments natifs (ex : soufre natif) formés à la suite de différents processus physico – chimiques, se déroulant au sein de l’écorce terrestre ou à sa surface (altération, précipitation etc..).Il y a dans la nature des minéraux solides (ex : quartz, feldspath etc..), liquide (eau, mercure natif, etc..) et gazeux (ex : Co2). Mais les premiers prédominent. Parmi les minéraux solides on distingue les corps cristallins et les corps amorphes. Il faut souligner qu’il n’y a pas de frontière nette entre ces deux groupes minéraux solides.Chaque minéral possède un ensemble de propriétés physiques, conditionnés par la composition chimique et la structure interne, qui sont plus ou moins constantes. L’étude des propriétés permet d’identifier les minéraux et les roches sur le terrain.Les corps amorphes sont des minéraux solides qui n’ont ni forme géométrique régulière, ni structure interne ordonnée ; c’est à dire, leurs particules matérielles élémentaires sont dispersées sans ordre comme dans un liquide. Les propriétés physiques des corps amorphes ne dépendent pas de la direction. Elles sont égales dans toutes les directions. Cette particularité des corps solides est appelée isotropie (qui signifie égalité des propriétés dans toutes les directions).

11

La plupart des minéraux solides sont des corps cristallins dont les particules (ions, atomes) sont rangées dans un ordre bien défini. Elles forment un réseau cristallin à trois dimensions.A cause de la structure interne réticulaire, toutes les propriétés des corps cristallins varient selon la direction. Ce phénomène est appelé anisotropie (qui signifie en grec inégalité des propriétés). L'état cristallin est plus stable par rapport à l’état amorphe. C’est pourquoi, au fur et à mesure de la cristallisation, les corps amorphes se transforment en corps cristallins.Les cristaux sont limités par des surfaces planes, appelées faces. Celles ci se coupent le long des crêtes, à la rencontre desquelles sont situés les sommets. Les faces d’un cristal font entre elles des angles constants qui sont caractéristiques pour chaque espèce minérale (loi de Stenon ).

Sommets Arrêtes

Faces Angle entre les deux Faces

Les cristaux de la galène, par exemple, se cristallisent en système (ou syngonie) cubique. Il existe sept systèmes cristallins, définis par les éléments de symétrie des cristaux. Ce sont les systèmes cubique, hexagonale, téragonale, trigonale, rhombique, monoclinique, triclinique. Chaque système comprend une série de formes simples et dérivées. On distingue trois éléments de symétrie : l’axe (L), le plan (P) et le centre de symétrie (C). L’axe de symétrie est un axe, autour duquel on tourne le cristal pour reproduire les faces. Il existe des axes de symétrie d’ordre 2, 3, 4, 6. Pour déterminer l’axe de symétrie, il faut tenir le cristal, par les sorties supposées, de son axe de symétrie et marquer l’une des faces par la craie, puis tourner le cristal en comptant le nombre de fois la coïncidence des faces.Le plan de symétrie (P) est un plan qui divise le cristal en deux parties égales par réflexion. Pour les plans de symétrie il faut tenir le cristal dans une position et tracer un plan de symétrie à la craie.Le centre de symétrie (C) est un point à l’intérieur du cristal, par rapport auquel, se trouve réalisée la symétrie des faces, des arrêtes et des sommets.II) Propriétés physiques des minéraux.Chaque minéral possède son complexe de propriétés physiques (dureté, densité, clivage, éclat, etc..). Ces propriétés sont employées pour la détermination rapide des minéraux, surtout pendant les travaux de recherche sur le terrain.

12

1) Formes des cristaux   :

En fonction du développement des faces d’un cristal on distingue les types des cristaux suivants :a) cristaux isométriques   : qui sont également développés dans toutes les directions de l’espace. Par exemple, la pyrite et le sel gemme (halite) se rencontrent sous forme de cubes, la magnétite en forme d’octaèdre , le grenat sous forme de rhombododécaèdre etc….

b) cristaux allongés dans une direction   :

Ce sont les cristaux : prismatiques (amphiboles) . En baguettes (prismes peu allonges) - le quartz En aiguilles (prismes très allongés) – la tourmaline En fibres – l’asbeste c) Cristaux allongés dans deux directions. Ils sont allongés dans deux directions avec une courte dimension du cristal. Ce sont les cristaux :-tabulaires (exemple : hématite, feldspath)- en paillettes (exemple : barytine)- en lames ou lamellaires : (exemple les micas).

3) Agrégats de minéraux.A la suite de la cristallisation ou de la solidification des solutions ou du magma (masse fondue), se forme un mélange de grains de minéraux, appelé agrégat minéral, au sein ou à la surface de l’écorce terrestre. On distingue :- les agrégats monominéraux qui se composent d’un même minéral (Exemple: le marbre qui est constitué de grains de calcite).- les agrégats poly minéraux qui constituent des associations de grains de minéraux différents (exemple : le granit). Parmi les agrégats poly minéraux on distingue :a) les agrégats granulaires, plus répandus dans la croûte terrestre. Ils sont constitués d’amas de grains cristallins de forme irrégulière. Ils se forment quand plusieurs minéraux se précipitent simultanément de la solution ou se consolident à partir de la solution magmatique. La grandeur des grains de l’agrégat minéral varie selon les conditions de sa formation. Dans les conditions plus favorables à la cristallisation, les dimensions des grains peuvent dépasser les 5mm de diamètre et forment des agrégats à gros grains. Les agrégats à grains moyens ont un diamètre qui est compris entre 1 et 5mm. Les agrégats à grains fins ont un diamètre inférieur à 1mm. Suivant la forme des grains on distingue :- les agrégats simples : avec des grains isométriques- les agrégats ayant des grains lamellaires ou feuilletés : avec des grains plans, allongés, en bâtonnets, en aiguilles ou fibreux.

13

b) Les druses : se sont des agrégats de minéraux qui se développent sur les parois des cavités (grotte, caverne, fissure béantes etc..) exemple : les druses de quartz. c) Les géodes : elles se forment à la suite du remplissage des vide par les minéraux qui se déposent sur les parois en comblant les vides, de la périphérie vers le centre. Les géodes ont souvent une structure concentrique.

Géode Concrétion Géode

d) les concrétions : se sont des nodule sphériques qui se forment dans les roches sédimentaires meubles (sables, argiles). Elles se développent du centre, autour d’un centre de cristallisation, vers la périphérie. Leur structure est souvent radiale. e) Les oolithes : elles sont sphériques, de petites dimensions ; elles se forment dans les milieux aqueux autour de débris étrangers (grain de sable, débris d’organisme, etc ) et ont une structure concentrique.

f) Les stalactites et les stalagmites : se sont des agrégats qui se forment à la suite de la cristallisation lente des solutions colloïdales sur les parois des cavernes et grottes. La colonne qui descend de la voûte s’appelle stalactite et celle qui monte du sol s’appelle stalagmite.

3) La transparence : c’est la propriété des minéraux de se laisser traverser par la lumière. Selon leur transparence, les minéraux se subdivisent :- minéraux transparents (spath d’Islande, topaze)- minéraux translucides (calcédoine, calcite, feldspath, quartz)- minéraux opaques (pyrite, magnétite, graphite).4) la couleur : c’est une propriété très importante d’une part et très compliquées d’autre part, parce que jusqu’à présent nous ne connaissons pas la nature de la teinte des minéraux.La couleur n’est pas souvent suffisamment caractéristique, elle est variable pour un même minéral (quartz enfumé, blanc, vert, rose, violet, etc). Elle peut être modifié par la présence de pigments divers. Elle dépend aussi des dimensions des grains. On distingue les minéraux dont la couleur est constante (graphite, galène, soufre) et variable (quartz, fluorine).5) la couleur du trait du minéral : c’est la couleur de la poussière que laisse un minéral en l’appuyant sur une surface mate de porcelaine. Cette particularité est

14

plus constante et typique par rapport à la couleur minéral lui même. La couleur du trait, dans certains cas, est identique à celle du minéral lui même (exemple la magnétite). Dans la plus des cas, la couleur du tait est différente de celle du minéral (exemple la pyrite, de couleur jaune, a un trait noir ; la magnétite, de couleur gris - noire, a un trait rouge ). La plupart des minéraux transparent et translucide ont un trait incolore ou faiblement coloré. 6) L’éclat : Il dépend du caractère de réflexion des rayons de lumière par la surface du minéral. On distingue l’éclat :- métallique qui est caractéristique des minéraux opaques (pyrite, galène, magnétite)- semi- métallique (hématite, graphite)- vitreux qui prédomine parmi les minéraux silicatés, carbonatés et sulfatés (halite, magnétite, quartz, barytine)- adamantin (sphalérite, cinabre)- soyeux (asbeste)- nacré (gypse, muscovite, talc)- gras (néphéline)- mât (kaolinite)7) le clivage : On appelle clivage la propriété des cristaux ou grains cristallins qui se clivent (cassent) selon des directions, bien définies, parallèles aux faces du cristal. Cette propriété est conditionnée par la structure ordonnée ; c’est à dire par l’anisotropie des substances cristallisées. On distingue :- le clivage très parfait : le cristal se casse selon les direction du clivage en fins feuillets. Il est impossible d’obtenir une fracture autrement que suivant le clivage (exemple le micas, la chlorite). La surface du plan de clivage est très polie.- Le clivage parfait : (exemple la calcite, sphalérite et sel gemme) le cristal se clive selon des direction du clivage, mais la surface du plan de clivage est moins polie.- Clivage moyen : (exemple : feldspaths, amphiboles) sur les fragments de minéraux cassés on voit nettement les plans de clivage et les surfaces d’inégales cassures dans les fortuits.- Clivage imparfait : (exemple : apatite, soufre) sur les fragments du cristal, il existe peu de surface polies de clivage ou cassure. Les surfaces d’inégales cassures prédominent.- Le clivage très imparfait : (exemple : magnétite, quartz, corindon) la rupture des cristaux des cassures à surfaces irrégulières, parfois conchoïdales (quartz). Le clivage est pratiquement inexistant.Le clivage peut se développer dans une, deux ou plusieurs directions.8) la dureté : C ‘est le degré de résistance d’un minéral (cristallin ou amorphe) aux rayures par un autre minéral ou objet plus dur. On dit qu’un minéral est moins dur que l’autre, lorsqu’il est rayé par celui ci. La dureté est mesuré, dans l’ordre d’augmentation de la dureté, par l’échelle de mohs qui comporte 10 étalons (minéraux repères) :

15

1 – talc minéraux très tendres rayables à l’ongle 2 – gypse 3 – calcite minéraux tendres, rayable le verre et 4 – fluorine l’acier ordinaire 5 – apatite 6 – orthose assez dur, rayable par l’acier dur 7 – quartz dur, il raye le verre 8 – topaze 9 – corindon très dur 10 – diamant

Exemple : un minéral qui raye le gypse, mais rayable par la fluorine on lui attribue la dureté 3, s’il raye l’apatite et est rayé par l’orthose, sa dureté est de 5,5. Il est bon de connaître la dureté de quelques objets usuels : ongle 2,5 ; cuivre et aluminium 3 ; clou 4 ; verre 5,5 - 6 ; acier ordinaire 5 à 5,5 ; acier dur 6 ; lime 7.9) La densité.C’est le rapport du poids des grains solides d’un minéral sur leur volume. d= P grains solides / V grains solides g/ cm3 Elle dépend du poids atomique et du mode d’agrégation des atomes contenu dans le minéral. La plupart des principaux minéraux des roches ont un poids spécifique compris entre 2,5 et 3,5 (exemple : halite 2,1 à 2,7 ; gypse 2,3 ; quartz 2,65 ; diamant 3,5). En fonction de la densité on distingue : les minéraux légers (densité < 2,5); les minéraux moyens ( 2,5 < d < 3,5 ) ; les minéraux lourds ( d >3,5 ). Les minéraux lourds ont un poids spécifique, situé entre 3,5 et 9 (exemple : sidérite 3,9 ; pyrite 5,0 ; magnétite (d = 4,9 à 5,2) etc.. .10) Autres propriétés des minéraux.On utilise aussi les propriétés suivantes dans la détermination des minéraux sur le terrain :- la saveur : le goût ou la saveur du sel gemme est salé, celui de la sylvine est amer.- L’action de l’acide chlorhydrique : la calcite (Ca Co3 ) réagit avec effervescence avec l’acide chlorhydrique faible HCL . La dolomie (CaMg(co3)2) est soluble dans l’acide chlorhydrique sans effervescence sensible, sauf si on chauffe légèrement.- Le magnétisme : ils existent des minéraux qui sont eux mêmes des aimants et attirent vers eux les clou et la limaille de fer (exemple la magnétite).

III) Nomenclature et description des minéraux essentiels des roches.1) la silice et les silicates.Se sont les minéraux les plus abondants qui réunissent le grand nombre d’espèces ;1-1 ) La silice (SiO2).

16

Elle se présente le plus souvent à l’état anhydre et cristallin (quartz et ses variétés, exemple la calcédoine). Plus rarement, dans certaine roche sédimentaires elle est hydratée et moins nettement cristallisée (exemple opale). Le quartz cristallise dans le système rhomboédrique. Par troncature il forme parfois, lorsqu’il a cristallisé librement, des prismes hexagonaux terminés par des pyramides. Il est formé par des tétraèdres SiO4 disposés en hélice avec trois Si par tour. Il est très répandu dans les roches éruptives, très fréquent dans les roches sédimentaire parce qu’il est très résistant aux agents d’altération. Il a une dureté de 7. Il est attaquable par l’acide fluorhydrique.Ses aspects sont variés ; transparent et limpide lorsqu’il est pur. Il est parfois blanc laiteux ou plus ou moins coloré par des impuretés (exemple : l’améthyste, quartz enfumé).Faiblement biréfringent, en lame mince, il polarise dans le gris blanc de premier ordre.Il est dépourvue de clivage facile et a une cassure conchoïdale à éclat gras. La calcédoine est un quartz fibreux, mal cristallisé, désordonné. Elle est fréquente dans les roches sédimentaires.L’opale est une silice isotrope, apparemment amorphe, formée de très fins cristaux. Elle se rencontre dans les roches sédimentaire, souvent associée à la calcédoine.1-2 Les silicates.Les silicates forment une famille de minéraux de composition chimique variée. L’élément de base du réseau cristallin est le tétraèdre Sio4 à quatre valences libres. Les tétraèdres sont associés entre eux de différentes façons, constituant des chaînes, des feuillets ou des édifices spatiaux complexes. Les valences libres des atomes d’oxygène (o) placé aux sommets des tétraèdres se saturent directement d’un tétraèdre à l’autre (cas du quartz) par l’intermédiaire d’ions (Al+3, CA+2, Na +1, K+1, Mg+2, Fe+2, OH–1 ). Dans les aluminosilicates, un Al peut remplacer un Si au centre des tétraèdres, donnant à ceux – ci une valence libre supplémentaire.Parmi les silicates on distingue :

a) Les minéraux de teinte claire ou éléments blancs (feldspaths et feldspathoïdes).b) Les minéraux foncés ou noirs (amphiboles, pyroxène, etc…)c) Les minéraux phylliteux qui se clivent en feuillets très minces (micas, minéraux argileux).Les minéraux phylliteux sont, d’une façon générale, beaucoup plus facilement altérables que le quartz, par hydrolyse avec départ des éléments les plus solubles). Ils sont cependant présents aussi bien dans les roches éruptives que dans les roches sédimentaires.

17

1 – 3) les feldspathsCe sont des aluminosilicates anhydres renfermant suivant les cas et en proportions progressivement variable des éléments K, Na, Ca. Suivant la proportion de ces éléments, les propriétés des minéraux diffèrent plus ou moins progressivement. Ils sont tous de teinte claire, blanche plus ou laiteuse, parfois rose ou bleutée. Ils présentent de nombreux clivages et sont fréquemment maclés. Ce sont des minéraux essentiels des roches éruptives. Ils se répartissent entre les feldspaths proprement dit dans les roches éruptives anciennes et les feldspathoïdes dans les roches éruptives ou volcaniques récentes.

- Les feldspaths potassiques (orthose et microcline)La composition chimique est commune aux deux minéraux (K2O, Al2O3, 6SiO). Ils ne présentent que de faibles différences cristallographiques, l’un est monoclinique (orthose) l’autre est triclinique (microcline). Ils se distinguent aisément des autres feldspaths et se reconnaissent entre eux par l’examen des macles.

- les feldspaths calcosodiques ou plagioclases   : Ils rassemblent toute une série d’aluminosilicates passant progressivement de l’un à l’autre par remplacement des groupes si - Na par AI - Ca L’acidité (proportion de silice) décroît d’un terme extrême, l’albite, le plus acide, à l’autre, l’anorthite, le plus basique :

- Albites Na2O , Al2o3 , 6 Si O2 0 à 10% d’anorthite Oligoclase 10 à 30% d’anorthiteAndésine 30 à 50% d’anorthiteLabrador 50 à 70% d’anorthiteBytwnite 70 à 90% d’anorthite- Anorthite Ca O , Al2o3 , 2 Si o2 90 à 100% d’anorthite

Ils sont difficiles à distinguer les uns des autres. La méthode la plus commune consiste à mesurer en lame mince l’angle d’extinction maximal dans des sections bien choisies. Ils se distinguent des feldspaths potassiques par la présence fréquente de macles polysynthétiques (apparence de réseau quadrillé en lame mince).- Les feldspathoïdesCe sont des aluminosilicates alcalins plus pauvres en silice que les feldspaths proprement dits. Les deux principaux sont la néphéline (Na2O, Al2O, 2SiO2) et la leucite (K2O, Al2O3, 4SiO2).Importance du groupe des feldspaths :

18

Les feldspaths sont répandus dans toutes roches cristallines (éruptives et métamorphiques). Dans la classification des roches éruptives est en grande partie basée sur la nature des feldspaths qui entre dans leur composition. La composition chimique varie très progressivement d’une espèce à une autre. Les propriétés physiques (couleur, densité, dureté) sont assez voisines. Les propriétés optiques bien que très voisines, permettent à un opérateur expérimenté de distinguer rapidement les différents feldspaths.L’altération des feldspaths : Les feldspaths sont assez rapidement altérés aux affleurements, notamment par l’hydrolyse entraîne les ions les plus facilement mis en solution et une part de la silice. Ils donnent naissance, par séricitisation, kaolinisation ou latérisation, à des minéraux argileux différents suivant les conditions qui règnent dans le milieu où se produit l’altération (lessivage lent ou rapide, en climat chaud ou froid, présence ou absence de couvertures végétale, etc..).4) Groupe des amphiboles et des pyroxènesCe sont des silicates anhydres dépourvus ou non de Al, mais renfermant toujours Ca, Mg et Fe. Les pyroxènes sont ferro - magnésiens et calciques;  ils renferment rarement Al. On distingue les pyroxènes orthorhombiques et les pyroxènes monocliniques.Les amphiboles sont aussi des silicates ferro - magnésiens, mais le magnésium est plus abondant que le calcium.Les uns comme les autres renferment des ions métalliques. Ils sont des minéraux lourds de teinte foncée verte à noire. Leur biréfringence est forte et ils donnent en lumière polarisée des teintes vives. Ils se distinguent par leurs clivages, en section droite, à 90° dans les pyroxènes et 130° dans les amphiboles. Ils sont abondants dans les roches éruptives et métamorphiques. Ils susceptibles d’être hydrolysés et altérés, de ce fait on les rencontre très rarement dans les roches sédimentaires.5) le groupe des silicates phylliteux Sous ce terme sont groupés les différents minéraux qui se caractérisent par un clivage facile en feuillets très minces, comprenant principalement les micas et les minéraux argileux. Leurs connaissances a fait des progrès considérables grâce au perfectionnement des moyens d’investigation fournis par les méthodes de diffraction RX. Ce sont des silicates de Al, K, Mg, plus rarement de Fe, qui se différencient des autres silicates par la présence permanente de groupements OH – dans le réseau cristallin. Ils sont constitués par des feuillets empilés les uns sur les autres. La constitution de chaque feuillet, la périodicité de l’empilement et la nature des ions inter foliaires caractérise le minéral (voir fig ci dessous). Chaque feuillet est composé au moins de deux couches :- une couche dite tétraédrique formée par des tétraèdres SiO4 liées entre eux en couches planes.- Une couche dite octaédrique formée par des octaèdres dont les centres sont occupés par les Al et les sommets par des O ou des OH.

19

Les octaèdres et les tétraèdres se suturent mutuellement une partie de leur valence libre. Le cas le plus simple est celui de la kaolinite qui groupe dans le feuillet une couche tétraédrique et une couche octaédrique. La périodicité, c’est à dire l’écart entre un même niveau dans le feuillet, est de 7 A° environ. Toutes les valences sont saturées.

Dans un mica (la muscovite), chaque feuillet est composé de deux couches tétraédriques liées entre elles par une couche octaédrique. Dans les tétraèdres, un atome de Si sur quatre peut être remplacé par un atome de Al. Ceci crée un déficit de charge qui est comblé par ions de potassique K se plaçant entre les feuillets. La périodicité est de 10A°. La liaison entre les feuillets, assurées par les ions K, est fragile. Dans les minéraux du groupe de la smectite (montmorillonite), à coté des Al, plus nombreux, apparaissent des Mg qui se placent dans les octaèdres ; les feuillets sont du type mica, mais les liaisons sont encore plus affaiblies et permettent l’introduction de molécules H2O entre eux. La périodicité est de 15A°.Dans les illites, proches des micas, la formule est voisine, mais il y a un déficit de K remplacé par H2O. DU Na peut remplacer une partie du K.La glauconie, minéral vert, fréquent dans les roches sédimentaire, est voisine des illites. Elle indique le milieu marin (zone de transition entre la zone nérritique et le talus continental). Les minéraux du groupe des chlorites sont constitués par des feuillets de type mica séparés non par des ions K, mais par des couches octaédriques à centre Al-Mg. La périodicité est de 14A°.Les vermiculites ont des feuillets mica de périodicité 14A°, séparés par de l’eau et des cations variés.Dans les inter - stratifiés, les feuillets, correspondant à divers types de minéraux argileux (deux ou plusieurs), s’interstratifient de manière régulière ou irrégulière.

6) Importance géologique des silicates Les silicates sont des minéraux communs dans les roches éruptives et métamorphiques. Ils sont relativement peu abondants dans roches sédimentaires car ils s’altèrent en donnant naissance à des minéraux argileux du type inter stratifié (vermiculite - montmorillonite).Les minéraux argileux sont par contre communs dans les roches sédimentaires et sont parfois prépondérants. D’après millot (1963), Ils sont susceptibles de se modifier et d’évoluer dans des sens différents suivant la nature du milieu dans lequel ils se forment (milieu lessivé ou milieu confiné). Il peut y avoir dégradation par lessivage accompagné plus ou moins d'hydrolyse aboutissant à la formation de produits amorphes (sols). Il peut y avoir aggradation en milieu riche en ions (milieu confiné ), donnant naissance à des minéraux reconstitués à partir des minéraux dégradés ou encore néoformation à partir de produits amorphes.. Les minéraux argileux peuvent capter, perdre, échanger des ions avec les solutions

20

par les lesquelles ils sont baignés, modifiant ainsi le milieu, en même temps qu’ils se transforment eux mêmes. Ils sont capables de capter des molécules organiques et peut être de les transformer et participer ainsi à l’évolution des hydrocarbures, au cours de la diagenèse d’enfouissement, dans les sédiments. Certains d’entre eux présentent un intérêt industriel, d’autres sont des pierres précieuses silicatés utilisées en joaillerie.

2) Les carbonatesCe sont des minéraux essentiels des roches sédimentaires ; ils se trouvent en abondance dans certaines roches métamorphiques.2 - 1) La calcite (CaCO3)La calcite cristallise dans le système rhomboédrique. Elle présente un très grand nombre de formes dérivées, 170 ont été décrites.Très biréfringente, elle polarise dans les teintes élevées. Les très beaux cristaux, parfaitement transparents du spath d’Islande, ont été, grâce à cette biréfringence, utilisés comme polariseurs dans la construction des microscopes polarisant (prismes de Nicol). La calcite est souvent intensément clivée (3 plans à 74)) et maclée ; les stries qui en résultent sont une de ses caractéristiques en lame mince . Elle est soluble dans l’acide chlorhydrique à 1% à froid ; l’attaque s’accompagne d’un abondant dégagement de gaz carbonique. Cette propriété est couramment utilisée pour la reconnaissance de la calcite dans les roches ; elle est à la base d’une méthode de dosage courante sur les chantier de forage pétroliers par mesure du volume, appelée calcimétrie ou de la pression ( manocalcimétrie) du CO2 dégagé. Elle est très soluble dans l’eau chargée de gaz carbonique. Elle est moins dure que les silicates et peut être rayée par l’acier. La calcite est parfois le composant unique de certaines roches calcaires. Elle constitue une part importante du squelette des organismes vivants (squelette interne, tests de mollusques et de foraminifères).2-2) l’aragoniteL’aragonite, moins répandue que la calcite qui est la forme la plus stable du carbonate de calcium. Elle forme un part du test de certains organismes tels que les gastéropodes. C’est le carbonate le plus instable.2-3 ) la dolomite Mg, Ca(CO3)2

Comme la calcite, elle cristallise dans le système rhombique. Au microscope elle polarise dans des teintes voisine. Elle se distingue de la calcite par l’existence de macles polysynthétiques et a une réfringence un plus élevée. Ses cristaux rhomboédriques sont en général mieux individualisés. Elle est moins soluble que la calcite et n’est attaquée que lentement à froid par l’HCL à 10%. La dolomite peut constituer à elle seule des roches dites dolomie, plus souvent mêlée à la calcite. On distingue la dolomie primaire et la dolomie secondaire. La dolomie primaire se précipite directement des solutions alors que la dolomie secondaire s’obtient par dolomitisation des calcaires, par substitution des ions Ca rayon ionique plus grand par des ions Mg à rayon ionique plus petit, ce qui crée une

21

porosité alvéolaire. La dolomie secondaire peut constituer d’excellents réservoirs de pétrole.3 – 4) les évaporitesSous le nom d’évaporites on groupe les minéraux susceptible de se former par évaporation des eaux chargées en sel, plus particulièrement l’eau de mer, et précipitation dans les saumures ainsi concentrées.Ce sont essentiellement des sulfates et des sel halogènes. Cependant la calcite et la dolomie ont pu, dans certaines conditions, être interprétées comme représentant les premiers termes des séquences évaporitiques.3-4-1) l’anhydrite (Ca SO4)Elle se présente sous l’aspect d’un minéral en fins cristaux blancs enchevêtrés. Elle est dense et dure et ressemble à certains calcaires purs. Elle n’est pas attaquée par l’HCL. Exposée à l’humidité elle gonfle et se transforme en gypse.3-4-2) le gypse (Ca CO3, 2H2O) c’est un minéral blanc, transparent en cristaux isolés, parfois colorés par des impuretés. Il est inattaquable par l’HCL et soluble dans l’eau qui peut renfermer jusqu’à3g/l.3-4-3) les halites Le plus connu est le sel gemme (NaCL) qui se cristallise en cristaux cubiques. Il est soluble dans l’eau et peu constituer des masses importantes soit seul soit associés à d’autres halogénures tels que la sylvine (KCL).3-4-4) autres minérauxCe sont, en particulier, les élément natif (Au, C, S), les sulfures (pyrite, chalcopyrite), les fluorures, les oxydes métallique, les phosphates.

La pyrite (FeS2) des roches sédimentaire cristallise dans le système cubique. Elle indique le milieu marin réducteur.

Les oxydes : Parmi les oxydes les plus répandus sont les oxydes de fer dont les plus communs sont l’hématite (Fe2O3) et la limonite (3Fe2O3, 3H2O), constituant ainsi les principaux minerais de fer. Les phosphates : Ils sont représentés par l’apatite (F, CL) (PO4)3 dans les roches éruptives. Ils se rencontrent dans les roches sédimentaires où ils constituent des gisements exploitables.

22

Chapitre III : les rochesL’écorce terrestre est composée de roches. Les roches sont des produits naturels qui sont apparus dans des conditions physicochimiques bien définies. Elles se présentent sous d’agrégats réguliers de minéraux.Les différences dans les circonstances d’origines et les matières initiales des roches conditionnent les différences dans la composition minérale et dans la structure et textures de ces roches.La structure des roches, c’est une constitution des roches conditionnée par la forme, la taille, la disposition et les relations mutuelles des grains. On distingue les structures:- Holocristalline, lorsque tous les minéraux sont cristallins.- Hypocristalline ou porphyroïde, lorsque les gros grains (phénocristaux) se trouvent dans une masse à grains beaucoup plus petits.- Microgrenu ou microcristalline, lorsque les grains ne sont visible qu’au microscope.- Macro - grenue ou microcristalline, lorsque les grains sont visible à l’œil nu.- Crypto cristalline, lorsque les grains ne sont visibles qu’au microscope électronique.- Equigranulaire, lorsque les grains sont à peu prés égaux. On a la structure équigranulaire à gros grains, à grains moyens, à grains fins et très fins.

23

- Vitreuse lorsque la roche est une sorte de verre dans lequel sont parfois noyés de petits cristaux micro - sphériques.- Microlitique, lorsque la roche est constituée d’éléments cristallins microscopiques, accompagnés souvent de parties vitreuses.- Porphyrique, la pâte est vitreuse ou microlitique à gros grains ou phénocristaux. La texture est la répartition spatiale de la substance minérale des roches qui est déterminée à l’œil nu. On peut dire que la texture est l’architecture des roches. Les textures répandues des roches éruptives ou magmatiques sont : massives, vacuolaires et d’autres.

III -1 ) les roches éruptives ou magmatiques.III-1-1) définition :Les roches éruptives sont des roches qui se forment à la suite de la consolidation d’un magma en fusion, d’ou le synonyme de roches magmatiques.Le magma est une masse fondue en fusion qui est directement observable seulement sous forme de laves volcaniques, lorsqu’il sort à la surface du sol. La lave est magma pauvre en élément volatiles et en vapeur d’eau.On distingue les roches effusives ou volcanique qui se sont consolidés à l’air libre et les roches plutoniques qui ont cristallisés au sein de l’écorce terrestre, sans venir au jour. Elle sont subdivisées suivant la profondeur de consolidation en :

Roches volcaniques ou effusivesRoches volcaniques Roches hypo - volcaniques Roches de Roches péri - plutoniques semi -profondeurRoches plutoniques Roches plutoniques ou roches de profondeur

Les roches de profondeur se forment à de grandes profondeurs dans conditions de consolidation très lente, uniforme, en présence de pression et températures très élevées. Dans ces circonstances, les cristaux pouvaient facilement se développer en formant une structure holocristalline, équigranulaire à gros grains. Les roches de profondeur sont souvent des roches à texture massive. Les roches de semi- profondeur se forment dans la faible profondeur dans des conditions de pression et de température plus basses. Ces roches sont constituées de gros cristaux (phénocristaux) qui ont commencé à se cristalliser dans la grande profondeur, au cours de la montée du magma vers la faible

24

sub -surface et de cristaux bien plus petits qui se sont formés dans la faible profondeur. Ces petits cristaux n’ont pas le temps pour poursuivre leur croissance, car ici le magma refroidit plus vite.Les roches effusives se refroidissent et se solidifient encore plus vite, sur la surface du sol. Elles ont des structures porphyriques ou vitreuses.

III –1-2) Composition minéralogique des roches éruptives On distingue dans les roches éruptives des minéraux essentiels et des minéraux accessoires. Les minéraux essentiels sont: les quartzs, feldspaths, feldspathoïdes, micas, amphiboles, pyroxènes, olivine. On reconnaît dans le sens de l’alcalinité croissante : a) les roches à feldspaths sans feldspathoïdes avec quartz- les feldspaths alcalins sans quartz avec plagioclases acides- les feldspaths calcosodiques avec plagioclases basiques

b) les roches à feldspaths et à feldspathoïdes

- feldspaths alcalins- feldspaths calco – sodiques

d) les roches à feldspathoïdes sans feldspaths

e) les roches sans feldspaths ni feldspathoïdes Les roches des deux derniers groupes sont plus représentées dans la croûte continentale.

III –1-3) Classification

En fonction de la teneur en silice on classe les roches éruptives en : - roches magmatiques acides qui contiennent beaucoup de minéraux clairs (quartz, feldspath, biotite, etc ) avec plus de 65% de SiO2.- Roches alcalines qui contiennent l’orthose, plagioclase, microcline, hornblende et néphéline. - Roches magmatiques neutres avec un pourcentage de Sio2, compris entre 55 et 65% - Roches magmatiques basiques renfermant le labrador et l’augite avec un pourcentage de silice compris entre 45 et 55%.- Les roches magmatiques ultrabasiques renfermant le pyroxène ou l’olivine de couleur sombre à noire avec moins de 45% de SiO2.

25

III-1-4) Mode de gisement

On trouve les trois termes profond, semi profond et effusif.Les roches profondes, gisent sous forme de batholites qui ne sont reconnues que lorsque l’érosion a mis le massif cristallin à nu ; on les rencontre dans les boucliers anciens ou dans les chaînes de montagnes très plissées ( granit du mont blanc, du massif central en France ). Si le magma a pénétré dans les formations sédimentaires, il se présente sous forme de filons et dykes. Parfois il s’étale en formant des lentilles qui s’intercalent entre les couches sédimentaires qu’on appelle laccolites (voir fig ci -- dessous).

III –2) Les roches sédimentairesOn appelle roche sédimentaires les roches formées, à partir de différents dépôts, d’origines détritiques, chimique, organique ou mixte, sur la surface de l’écorce terrestre. Elles sont caractérisées par leur disposition stratifiée en lits successifs, résultant de leur mode de dépôt ,et par la présence, en leur sein, de débris d’animaux ou de végétaux Qu’on appelle fossiles. Elles n’ont pas la même homogénéité de constitution que les roches éruptives qui sont essentiellement silicatées.

D’une manière générale, les roches sédimentaires résultent de l’attaque par l’érosion des roches préexistantes, du transport des débris arrachés et de leur dépôt dans un bassin et enfin la transformation du sédiment en roche consolidée par la diagenèse.

III – 2 –1) Les roches détritiques terrigènesCe sont toutes les roches formées par l’accumulation, des débris arrachés par l’érosion aux roches affleurantes, sur place ou transportés à des distances variables et déposé des zones ou bassins de sédimentation. Leur composition minéralogique est fonction de la roche mère, de la distance de transport, de l’agent de transport, du milieu de dépôt. De ce fait, dans les critères de classification des roches détritiques, la composition minéralogique intervient peu, et en seconde position. Toutefois l’élément le représenté est le quartz parce qu’il est le plus résistant.La granulométrie, c’est à dire la taille,la forme, le classement des grains, qui reflète le mode de transport est prépondérante du point de vue classification.L’échelle des tailles adoptée par les pétroliers est l’échelle de wentforth, établie en fonction des dimensions des mailles des tamis utilisés pour la séparation des grains dans les roches meubles ou broyées.Dans cette échelle, les tailles sont groupées en trois classes granulométriques.- Les rudites, constituées d’éléments en majorité plus grands que 2mm- Les arénites, constituées d’éléments compris entre 2mm et 63 m (1/16mm)- Les lutites, constituées en majorité d’éléments plus petits que 63m.

26

Les lutites sont séparées en deux groupes, les silts et les argiles.Les arénites ou sables sont séparés en cinq groupes de très fins à très grossier ;Les rudites, également séparées, mais seulement dans le cas de roches meubles (voir tableau ci dessous). Tous les termes de passage et de mélange d’une classe à l’autre sont possibles (exemple : aréno – lutite ).Le mélange en proportion variable des différentes tailles de grains du sédiment ou de la roche est exprimé par le classement qui est souvent présenté sous forme de courbes granulométriques cumulées (voir fig ci-dessous).Les courbes granulométriques sont établies par triage au tamis et pesée, ou par séparation en fonction de la vitesse de sédimentation dans une balance de sédimentation, ou par comptage de points sur lame mince sous le microscope (voir fig ci-dessous)Il est fréquent que les particules minérales se séparent suivant des populations de tailles différentes :- Les grains visibles à l’œil nu ou à la loupe (classe des rudites et des arénites)- La matrice qui lie les grains entre eux (d’ou le synonyme de liant). Ses éléments sont visibles au microscope seulement (classe des lutites).A ces critères de tailles et de classement s’ajoutent pour une diagnose plus complète les observations de morphoscopie qui portent sur la forme des grains (arrondis ou anguleux) sur l’état de leur surface (mat ou luisant) et de la détermination de la nature et de l’abondance du ciment parfois séparable du liant.III-2-1-1) les rudites Les rudites meubles et surtout consolidées forment les conglomérats qui se subdivisent : 

suivant la forme des galets :- en brèches à éléments anguleux- en poudingues à éléments arrondis ;

suivant la nature pétrographique des éléments on a :- des conglomérats mono géniques avec des galets appartenant à un type pétrographique- des conglomérats polygéniques avec des galets appartenant à plusieurs types pétrographiques ;- suivant la nature de la matrice on a des conglomérats gréseux, argileux, calcaire, etc…Remarque : Les tillites sont de conglomérats à ciment silto -argileux comportant des blocs et galets en général anguleux, de dimensions très variables

III –2-1-2) Les arénitesDans les détritiques terrigènes ce sont les sables et les grés composés principalement de quartz. Ils sont très étudiés par les pétroliers parc qu’ils constituent environ 60% des réservoirs, remplis de pétrole et de gaz, exploités. Les sables et les grés sont caractérisés par :

27

- La dimension du grain (très fin, fin, moyen grossier et très grossier)- La forme des grains (arrondis, anguleux, etc..).Ces caractéristiques qui dépendent de la durée et du mode de transport permettent de se faire une idée sur l’origine et la genèse du sédiment.- La nature minéralogique des constituants accessoires (sable ou grés feldspathique, micacé, glauconieux).- La nature du liant (grés calcaire, siliceux, argileux, ferrugineux, etc…)

Les types de grés ou sables les plus fréquents ont reçus par l’usage des noms qu’il faut connaître :- Grés à ciment siliceux. Ils sont très répandus :Les grés quartzeux, constitués de grains de quartz avec un ciment formé de grains de quartz plus fin, détritiques ou néoformés. Les grains ne présentent pas de nourrissages secondaires (quartzite sandstone, quartzose sandstone) (grés propres).Les grés quartzite ou quartzite, constitués de grains détritiques qui ont été nourris par un ciment quartzeux orienté optiquement sur eux. Il en résulte une mosaïque très compacte (ortho quartzite).Grés à grains de quartz et de feldspaths avec ciment siliceux : arkose qui contient plus de 25% de feldspaths.- Grés à ciment siliceux et argileux : notamment les greywackes ou grauwackes qui renferment entre 10 et 20% de feldspaths, du quartz, des argiles et des débris de roches volcaniques cristallisées ou vitreuses. III-2-1-3 ) les lutitesElles réunissent un certain nombre de roches qui ne sont pas nécessairement bien définies par un critère précis.- Argiles et argilites : les grains sont très fins (inférieur à 4m) et seuls subsistent des minéraux argileux. Elles sont caractérisées par le minéral prédominent (argiles kaolinitique ou kaolin, argiles illitiques, etc..).Elle sont souvent caractérisées par la structure sédimentaire, argile litée, argiles varvées, ou la couleur (argiles vertes, argiles noires), la présence de minéraux différenciables (argiles micacées).Les marnes sont des roches argileuses comportant entre 35 et 65% de calcaire (CoCO3).A la même classe se rattachent les formations continentales résiduelles telles que les latérites.III-2 –2- 1) les roches carbonatésElles sont minéralogiquement plus simples, en dehors de quelques minéraux accessoires souvent d’origines terrigènes, parfois néoformés, elles sont composées presque uniquement des deux carbonates, la calcite et la dolomie.Du fait de la variété des conditions de formation possibles, l’influence prépondérante des facteurs chimiques et biologiques, de la forte empreinte de la

28

diagenèse sur les carbonates relativement solubles, les variétés de roches carbonatés sont nombreuses.En dehors de très rares cas d’origine détritique terrigène, les roches calcaires sont toutes formées par précipitation chimique et plus souvent biochimique de carbonate de calcium accompagné ou suivie de remaniements sous l’action des vagues et des courants.III – 2-3 – 1) Modes de formation des sédiments calcairesPour aider à comprendre la variété des roches calcaires, il est nécessaire d’exposer quelques données sur leur genèse.Dans toutes les eaux courantes, lacustres ou marines où les ions Ca++ et CO3 - -

sont présents, l’équilibre de la solution est fonction de la teneur en anhydre carbonique, elle même dépendante de la présence partielle du CO2 dans l’atmosphère.Gaz (atmosphère) Liquide SolideP( co2) CO2 CO3H - CO3 - -

Ca CO3 OH - H2O H+ Ca++

La précipitation chimique peut intervenir lorsque la proportion du CO3 dissous diminue suivant la réaction d’équilibre simplifiée :Ca (OH)3 (CO3 )2 CaCO3 +H2O +CO2 Soluble insolubleLe dégagement du co2 est lié à des facteurs variés :- Abaissement de la pression partielle dans l’atmosphère - Augmentation de la température de l’eau- Agitation de l’eau- Actions organiques (assimilation chlorophyllienne par photosynthèse). En général, il semble que le CaCO3 précipite sous forme d’aragonite instable qui se transforme en calcite plus stable.Les actions biologiques paraissent les plus communes dans les phénomènes de précipitation et de formation des carbonates :- Fixation du CaCO3 dans les squelettes internes ou externes de certains organismes animaux ou végétaux (mollusques, foraminéféras, polypiers, algues, etc..) après la mort des organismes les débris de squelettes s’accumulent et forment les calcaires bioclastiques et les calcaires construits. - Les algues captent, l’élaboration des glucides, par photosynthèse, des quantités importantes de CO2, ce qui entraîne la précipitation de calcaire( assimilation chlorophyllienne ).- Une intervention des bactéries anaérobies qui agissent sur la matière organique en dégageant des sulfates et de l’ammonium, conduisant à une rupture de l’équilibre ionique des solutions.Les actions mécaniques ne sont pas étrangères à la formation de certains calcaires. Les vagues et les courants marins attaquent les calcaires construits,

29

brisent les tests et squelettes des organismes, transportent et resédimentent les débris, donnant naissance aux calcaires à débris, calcarénites, calcirudites, etc…Il résulte de ces diverses actions un sédiment chimiquement composé de CaCO3 réparti du point de vue granulométrie en :- Eléments figurés (grains visibles à l’œil nu ou à la loupe, de la taille des arénites et des rudites, d’origine variée.Particules plus fines de la taille des lutites ; elles résultes de la précipitation chimique de CaCO3 ou d’un broyage intense des éléments figurés. Elles forment la matrice, ce sont des boues ou vases calcaires qui se déposent gorgées d’eau.Au cours de la diagenèse la circulation d’eau renfermant des ions Mg peut entraîner une substitution d’un Mg à un Ca créant le minéral dolomite et la roche dolomie ; c’est la dolomitisation des calcaires. Toutefois la dolomie peut également précipiter directement dans certaines conditions de température de pression de CO2.III –2-3-2) Constitution des roches calcairesDans l’étude des roches calcaires on est conduit comme dans le cas des détritiques terrigènes à rechercher des critères distincts pour les grains et la matrice qui sont de même nature minéralogique.Les grains sont séparés suivant :- La taille des grains de la même manière que les grains détritiques. La roche peut être rangée dans l’une des trois catégories : calcirudite, calcarénite, calcilutite.- La nature du grain qui reflète son origine. On a été conduit à définir un certain nombre de termes, utilisés pour les éléments figurés :Les Bioclastes : restes des squelettes internes ou externes des êtres vivants, parties dures ou brisées et usées par l’action de l’eau ;Les oolithes : éléments carbonatés qui montrent autour d’un noyau (carbonaté ou non) des couches concentriques. La taille des oolithes les classe dans la catégorie des arénites. Elles se forment dans des conditions bien particulières d’agitation et de température de l’eau. Donc elles sont témoins d’un certain milieu de dépôt.Les Pellets : éléments généralement ovoïdes, sans structure interne, allant de la taille du silt à celle du grain fin, formés par la coalescence de très fins cristaux de calcite (calcite crypto cristalline). Certains pellets sont d’origines organique (pelotes fécales).Les Intraclastes : débris de taille inférieure à 2mm de calcaire issus d’une roche préexistante ou d’un sédiment pénécontemporain plus ou moins consolidé et remanié.Les Oncolithes : de formes globuleuses, centimétriques avec ou sans nucléus ; leur formation est attribuée à une activité organique (algues).III-2-3-3) La matrice est constitué, d’une part par les cristaux très fins de taille inférieure à 4 mirons qui formaient dans les sédiments la fraction boue ou vase calcaire. La boue donne naissance à un calcaire microcristallin appelé micrite. Les

30

cristaux ne peuvent pas être discernés qu’en lame mince ou au microscope optique.Le ciment déposé, pendant la diagenèse à partir des solutions qui imbibent le sédiment ou circulent dans la roche, est formé par de grands cristaux de calcite, claire qui comble les vides entre les grains et qui est souvent appelé sparite. La sparite se distingue facilement de la micrite en lame mince ou à la loupe. Dans la matrice on est amené à distinguer un liant d’origine sédimentaire d’un liant d’origine diagénétique.III-2-3-4) texture des calcaires.La texture représente les relations entre les grains et la matrice, plus particulièrement entre les grains et le liant. Il est important de la reconnaître, car elle reflète l’agitation de l’eau; c’est à dire son énergie dans le milieu de dépôt.

III-2-3-5) Nomenclature des calcairesLes différentes nomenclatures utilisées par les pétroliers s’efforcent de tenir compte des critères énoncés.Folk utilise la nature des débris et la texture de la matrice : un calcaire formé d’oolithes cimentées par la calcite claire est une oosparite, si le liant est crypto cristallin c’est une oomicrite. Un calcaire composé de débris de coquilles est, suivant la matrice, une biosparite ou une biomicrite.DUNHAM tient compte de la proportion des grains et de la matrice :- grains non jointifs dans une micrite, moins de 10% de grains : mudstone, plus de 10% de grains : waeckstone.- Grains jointifs, plus de 10%, liés par la micrite : packstone liés par la sparite : grainstone (voir fig ci dessous).- A coté de ces nomenclatures, l’usage courant a retenu un certain nombre de termes qu’il convient de définir :- Calcaire lithographique et sublithographique : c’est un calcaire cristallin ou une micrite ( pl IV , fig 3 ).- Calcaire graveleux : c’est calcaire formé de débris roulés, de la taille des sables, c’est une calcarénite.- Calcaire grumeleux et calcaire noduleux : terme désignant une structure en grumeaux ou en nodules centimétriques.- Calcaire coquilliers, lumachelles : les tests des fossiles sont identifiables et, dans le cas de la lumachelle, orientée parallèlement à la stratification, ils pourraient être désignées sous le terme de calcaires bioclastiques (pl IV fig 5)- Calcaire à entroques ou crinîdes : c’est un calcaire bioclastique où les bioclastes sont presque exclusivement représentés par des débris d’Echinodermes (encrins en particulier) (voir plIV fig1 pl VIII, fig 7).- Craie : c’est un calcaire bioclastique peu cimenté par la diagenèse.

31

- Marbre : c’est un calcaire très compact et recristallisé. C’est un calcaire métamorphique.Beaucoup de calcaires sont simplement caractérisés par leur contenu en organismes :- Calcaire à foraminifères : ce sont des calcaires à fusilines, Numulites, à globigérines ( voir Pl VI et Pl IV , fig 4 ).- Calcaire à Céphalopodes : calcaire à belemnites, à coniatites ( Pl x )- Calcaire à polypiers ( Pl VII) ou calcaire construit si les organismes forment la plus grande part de la roche.Les calcaires peuvent renfermer des éléments détritiques terrigènes en proportion notable :- Calcaire gréseux, si ce sont des grains de quartz- Calcaire argileux si sont des argiles.III – 2-4) les dolomiesLes dolomies sont formées par des cristaux, de dolomie ( CaMg (CO3)2 ).Tous les termes de passage au calcaire peuvent exister, le terme de dolomie s’appliquant lorsque la proportion de dolomite dépasse 50% ; pour des teneurs inférieures et décroissantes, on désigne successivement la roche par les termes de dolomie calcaire et calcaire dolomitique.Les dolomies se présentent globalement sous deux aspects différents :a) Dolomies à grains fins (<20µm) à structure litée, rubanée. Les intercalations de lits argileux ne sont pas rares. Elles sont liées souvent à des évaporites.b) Dolomies grenues (de 550µm à 2 mm), elles sont disposées en couches plus ou moins développées entre des bancs de calcaires.Les dolomies à grains fins sont dites dolomies primaires car elles se sont déposées par précipitation directe des cristaux de dolomites.Les dolomies grenues sont dites dolomie secondaire car elles se sont formées à partir des calcaires (dolomitisation des calcaires).III – 2- 5) Les roches siliceuses non détritiquesLes minéraux principaux sont l’opale, la calcédoine, et le quartz crypto cristallin.La silice, qui peut être mise en solution et transportée sous forme dissoute, se trouve dans toutes les eaux en proportion variable. Suivant les conditions du milieu elle peut floculer et précipiter. Elle peut être aussi fixée par certains organismes tels que les diatomées et les éponges, qui l’utilisent pour bâtir leur squelette. Parmi ces roches on la silexites ou chert, les diatomites, spongiaires, radiolaires.III – 2 – 6) Les roches évaporites ou salinesUne eau salée ( eau de mer ), soumise à une concentration progressive par évaporation laisse déposer successivement ses sels, les moins solubles d'abord puis les plus solubles, dans l’ordre, les carbonates, les sulfates, et les halogénures.Ceci ne signifie pas que les évaporites d’une série géologique résultent nécessairement de l’évaporation totale des eaux du bassin ; la précipitation en

32

milieu marin ou lacustre partiellement fermé semble possible suivant le schéma ci dessous. Un ensemble évaporitique complet comprend :- des carbonates, globertite (CO3 Mg) des dolomies- des sulfates, anhydrite, gypse- des halogénures ou halites : sel gemme, sylvine, carnalite.

III-2-7) les roches organogènes ou organiquesOn groupe sous ce terme tous les corps carbonatés provenant de la fossilisation de la matière organique vivante. Les produits qui résultent de la fossilisation sont extrêmement diversifiés en fonction de la matière vivante originelles et des divers processus de transformation subis. Ils se répartissent en trois catégories :a) Les charbons qui dérivent de la matière organique végétale riche en lignine et cellulose, molécules relativement résistantes aux actions bactériennes.b) Les kérogènes qui sont composés de molécules organiques complexes, de grande taille et de poids moléculaire très élevé.c) Les bitumes qui rassemblent les gaz combustible, les huiles brutes, l’asphalte, etc. Ils sont solubles dans les solvants organique (CS2,  CCl4, CHCl3). Ils dérivent des kérogènes sous l’effet de la diagenèse thermique plus poussée sous l’effet de l’enfouissement.

III-3) Les roches métamorphiquesLes roches métamorphiques résultent de la transformation de roches préexistantes (magmatiques ou sédimentaires) dans des conditions de pression et de température très élevées. L’ensemble de ces transformations est désigné sous le nom de métamorphisme.III- 3-1) le métamorphismeOn peut reconnaître dans les roches les différents stades ou degré de métamorphisme. Ils peuvent être mis en liaison avec l’intensité des pressions et des températures subies et se traduisent pour une même roche originelle par une texture et une composition minéralogique particulière à chacun d’eux.Le dynamo métamorphisme déforme et écrase les roches, mais ne développe pas ou peu de minéraux nouveaux.Tous les termes de passage peuvent exister entre le seul effet du tassement des sédiments sous leur propre poids et l’effet de contraintes plus fortes liées aux déformations tectoniques : l’un et l’autre se traduisent par des réarrangements mécaniques des minéraux, particulièrement des minéraux phylliteux, qui ont tendance à se disposer en lits perpendiculaires aux contraintes subies. Le tassement provoque l’apparition d’un litage parallèle aux couches sédimentaires. Le métamorphisme entraîne la formation de la schistosité oblique dans les couches sédimentaires. A la limite, les minéraux eux mêmes sont déformés.Le dynamo métamorphisme produit des schistes, des ardoises tendant vers les micaschistes. Les roches à texture flow y sont particulièrement sensibles.

33

Litage Schistosité Le métamorphisme proprement dit, qui ajoute aux contraintes mécaniques une élévation de température, entraîne l’apparition de minéraux nouveaux dits de métamorphisme.Suivant les pressions et températures subies par les roches, on distingue les degrés suivants : L’épi métamorphisme, température et pression faible Le mésométamorphisme, température et pression moyenne Le cata métamorphisme, température et pression élevées L’ultra métamorphisme, température et pression très élevéeA chaque degré correspond, dans la disposition spatiale, une zone de métamorphisme caractérisée par un cortège de minéraux.On distingue également :- un métamorphisme de contact qui concerne les transformations subies par les roches au contact d’un massif éruptif ; donc principalement par élévation de température.- Et un métamorphisme régional, produit par l’enfouissement des séries à grande profondeur où règnent à la fois des températures et pressions élevées.Les roches métamorphiques (planche)Elles se reconnaissent à leur structure schisteuse et par la présence de minéraux particuliers : Schistes, ardoises, phyllades, produit par le dynamo métamorphisme ; Cornéennes, schistes tachetés, produit par le métamorphisme de contact ; Schistes sériciteux, micshistes, gneiss, cipolins, produit par le métamorphisme régional ; Migmatites ou gneiss granitisés (granit d’antaxie) constituent le terme extrême cata ou ultra du métamorphisme. L'arrangement minéral est tel qu’on aboutit à un granit sans différence essentielle avec les granits plutoniques.Remarque : les différentes zones de métamorphisme ne sont pas séparées par des frontières parfaitement fixes et le passage d’une roche métamorphique à une autre est graduel

34

…………………… ……………………….. …………………………

Température (en °c) 0 200 400 600 800 1000 Métamorphisme 5 de contact 70°c / km 10 Métamorphisme Régional N 15 O Anatexie I 20 S U 25 F Prof (km)

fig : le domaine du métamorphisme

III-3-2) le cycle des rochesOn peut ainsi admettre que la matière constitutive des roches parcourt un cycle schématique sur la figure qui se situe de part et d’autre de la surface du globe, partant du magma profond en fusion et y retournant après avoir transité dans une partie ou la totalité des différents milieux et avoir été soumises à des actions diverse.

III –3-3) Caractéristiques physiques des roches, utiles en exploration pétrolière (géophysique)

L’interprétation des données géophysiques de surface comme de subsurface mises en œuvre par l’exploration pétrolière implique la connaissance de certaines caractéristiques physiques des roches, en particulier la densité et la vitesse de propagation des ondes séismiques.Le tableau ci – dessous fournit des indications sur ces valeurs pour un certain nombre de roches.On remarque une dispersion souvent assez importante qui fait que ces chiffres sont à considérer plutôt comme des ordres de grandeur relatifs.Les valeurs réelles dépendent d’un certain nombres de facteurs indépendants de la constitution lithologiques : profondeur d’enfouissement, porosité, nature des fluides (eau, huile, gaz), fracturation, etc….

35

Roches Densités ( g/cm3 ) Vitesses( km/sEau ArgileGrésSable de duneMarnes CalcairesDolomiesAnhydrites GypsesSelSchistes

Granitebasalte

1,9 – 2,3 2,0 – 2,6 1,6 2,0 – 2,7 2,4 – 2,8 2,8 2,8 – 2,9 2,2 – 2,4 2,0 – 2,2 2,6

2,6 – 2,9 2,7 – 2,9

1500 1600 - 2400 2000 – 6700 500 - 2000 – 3800 2600 – 7000 3000 – 7900 5300 – 6200 3800 - 4500 – 4500 – 5000 5600 - 6200

(Tableau d’aprés c. Aynard, R. Desbrandes, J. Schoeffler )

36

SédimentsDépôt

Précitation cimique et biochomique

Matière organique

Transport

Diagénèse

Surface de la Croûte terrestre

Figure : le cycle des roches dans l’écorce terrestre

IV) altération ou désagrégation des roches

La grande majorité des roches a été formée dans des conditions de thermodynamiques spécifiques au sein ou à la surface de l’écorce terrestre ou au fond de la mer. Une fois remontées à la surface, les roches deviennent instables et commencent à se désagréger sous l’action de divers facteurs de l’atmosphère, de l’hydrosphère et de la biosphère.O n appelle désagrégation l’ensemble des phénomènes de la destruction mécanique et de la décomposition chimique des minéraux et des roches dus aux variations de la température, à l’action des eaux, du vent, de l’oxygène, de l’acide carbonique contenu dans l’eau et des organismes.

37

Solutions Altération-

Erosion

R Sédimentaires R. Volcanogènes R. Plutoniques

Métamorphismes régional

Métamorphimes De contact

Volcanisme

RefroidissementRecristallisation

R. Métamorphiques

FusionMagma

Les processus d’altération peuvent être classés en trois groupes : Le processus de désagrégation physique Le processus d’altération chimique Le processus d’altération organique

IV – 1 ) L’altération physique des rochesIV –1 –1 la désagrégation thermiqueC’est un des phénomènes les plus courants. Il se produit à cause des variation de température diurnes (réchauffement des minéraux des roches, pendant le jour, à des températures de 40 à 50°c à l’ombre, et refroidissement pendant la nuit où la température descend à aux environ de 0°c).Les roches poly minérales sont plus susceptibles à la désagrégation thermique parce que les minéraux qui les composent ont des coefficients de dilatation différents. Cette différence provoque la rupture de la cohésion entre les grains et la roche se fissure et se fragmente par la suite. Pendant le jour les minéraux sombres se dilatent beaucoup plus que les minéraux clairs et exercent une certaine poussée sur ces derniers, qui finit par déstabiliser les autres minéraux, et pendant la nuit, lorsque la température descend autour de 0°c, ils se contractent, mais ne reprennent pas leur forme et entraîne la création de fissures qui finissent à la longue par fragmenter la roche. Le même phénomène est observé dans les roches monominérales où il est lié à l’anisotropie des cristaux. L’intensité de la désagrégation thermique dépend : De la différence de couleur des minéraux et des roches, De la dimension des grains de minéraux, De l’intensité des variations diurnes de la température.La désagrégation thermique est observée dans toutes les zones climatiques, mais elle est particulièrement intense dans les régions à grands écarts de température, tel que les déserts et les régions arides à semi – arides, et sur les versants abrupts des hautes montagnes

IV –1 – 2) la désagrégation mécaniqueElle est due à l’action des agents extérieurs tels que le gel – dégel de l’eau, la croissance des racines des plantes et la cristallisation des sels, etc… .- L’eau est un agent de destruction particulièrement puissant. Pendant la congélation, l’eau remplissant les fissures augmente son volume de 10 à 11% ; ce qui provoque une pression énorme sur les parois des fissures, atteignant des centaines de kg/cm2 et élargit les fissures. La répétition de ce phénomène finit par fragmenter la roche en débris (la gélivation).Ce phénomène est plus intense dans les régions, où la température oscille fréquemment autour du point de congélation (0°c), telles que les régions polaires et sub – polaires ainsi que dans les régions de hautes montagnes.- La cristallisation es sels dans les interstices capillaires favorise aussi la fragmentation des roches, dans les régions arides. L’eau de l’aquifère monte par

38

capillarité prés de la surface où sous l’effet de la chaleur elle s’évapore, en déposants ses sels dissous ; c’est la répétition de ce phénomène qui finit par élargir puis faire éclater le capillaire et perturber les minéraux adjacents et fragmenter à la longue la roche en morceaux de plus en plus petits.- Les racines des arbres, sous l’effet de leur croissance, exercent une certaine pression, sur les minéraux de la roche encaissante, qui finit à la longue par créer des fissures et fragmenter la roche en bloc puis en débris.

IV – 1 – 3) L’altération chimique des rochesElle est le résultat de l’interaction des roches avec les éléments actif de l’atmosphère. L’oxygène, l’eau et l’anhydrite carbonique sont des substances très actives qui influent considérablement sur l’altération chimique des roches. Plus les roches sont fragmentées par les processus d’altération physique, plus les actions ou réactions d’altération chimique sont intenses, parce que c’est la surface spécifique des minéraux constituant les roches qui augmente notablement et accélère ces réactions. Les processus principaux de l’altération chimique sont : L’oxydation, l’hydratation, la dissolution et l’hydrolyse.

a) L’oxydationL’air dissous dans l’eau est plus riche en O2 et CO2 que l’air de l’atmosphère. L’eau chargée en O2 et CO2 attaque et dissous les minéraux , chimiquement instables, des roches, tels que les pyroxènes, les amphiboles et les carbonates en donnant des sels acide puis des oxydes.FeS2 + m O2 + H2O FeSO4 Fe2(SO4)3 FeO3. n H2O(Pyrite) (Limonite)Dans les régions arides les roches se recouvrent d’une croûte ferrugineuse particulière.

b) L’hydratationElle consiste dans l’absorption de l’eau par les minéraux qui augmente leur volume, exerçant ainsi une pression notable sur les minéraux encaissants qui finit perturber l’assise de la roche et la fragmenter. CaSO4 + 2H2O CaSO4 . 2H2O Fe2O3 +n H2O Fe2O3 . n H2O

c) La dissolutionL’eau de pluie contient des acides et des alcalis en solutions. Au contact de cette eau les minéraux passent en solution et sont emportées vers la mer ou infiltrées dans les aquifères. CaCO3 + H2O + CO2 Ca ( HCO3 )2

d) L’hydrolyse

39

L’eau est agent chimique puissant parce qu’elle est toujours plus ou moins dissociée en ions H + et OH -. L’hydrolyse consiste en la décomposition des minéraux et l’élimination de certains éléments. Elle est toujours accompagnée d’un réarrangement du réseau cristallin du minéral jusqu’à la destruction complète de celui – ci. Exemple la décomposition des feldspaths :K2O Al2O3.6SiO2 + nH2O +CO2 K2CO3 +2H2O.Al2O3.2SiO2 + SiO2.nH2O+ 2H2O. Al2O3.2SiO + CO2

+ nH2O K2O.Al2O3.SiO2.nH2O (Argile kaolinite)

IV – 1 –3) l’altération organiqueElle dépend, avant tout, de la quantité des organismes peuplant les diverses zones des couches superficielles. Elle est maximale au contact de la lithosphère avec l’atmosphère et elle diminue avec la profondeur. Les bactéries sulfato - réductrices et nitrato- réductrices peuvent vivre à des centaines de mètres de profondeur. Ces bactéries puisent les éléments nécessaires à leur nutrition( fer, O2, etc..) et éliminer les substances variées des roches dans lesquelles elles vivent, en les dissolvant grâce à des acides qu’elles sécrètent ; ce qui à la longue finit par altérer ces roches.Les plantes, en pénétrant, par leurs racines, dans les joints et pores des roches, exercent sur ces dernières, non seulement une action mécanique mais aussi une action chimique en attaquant par les acides qu’elles sécrètent pour dissoudre et puiser les éléments nécessaires à leur croissance et survie ; ce qui finit à la longue par altérer ces roches et les fragmentées en débris.La destruction des roches commence dés l’apparition à la surface des premiers micro organismes qui préparent le substratum, assurant la développement ultérieur de la végétation.IV – 1- 4) Les Produits de l’altération L’altération des roches donne naissance à deux groupes de produits : Les terrains de transport, Les sols résiduels,Les premiers sont emportés ou déplacés à des distances variables et déposés sous forme : 1) d’alluvions dans les plaines fluviatiles ; 2) de sédiments dans les bassins marins, alors que les seconds demeurent sur place.Les sols résiduels ou produits de décomposition non déplacés constituent des formations des dépôts continentaux. La composition de ces dépôts dépend de l’intensité de l’altération, et son épaisseur varie de quelques mètres à plusieurs centaines de mètres.Les processus de désagrégation des roches se sont effectués au cours toutes les époques géologiques.Plusieurs gîtes de minéraux utiles sont liés à ces paléosols : Kaolin, bauxites, minerais de fer, de nickel etc… .

40

Chapitre V) Notion de temps en géologieV –1 ) Géochronologie ou âge absolu des roches Pour résoudre un certain nombre de problèmes théoriques de la géologie, il faut souvent connaître l’âge absolu des roches. On a proposé quelques méthodes basées sur la détermination de la vitesse de sédimentation marine, la vitesse d’accumulation des sels de l’océan, de la de formation des dépôts glaciers de l’antropogène. Ces procédés sont cependant loin d’être précis et ne donnent pas de résultats assez sûrs.La solution fondamentale à ce problème a été a proposée par les physiciens et les géochimistes.D’habitude, les roches contiennent une certaine quantité d’éléments radioactifs comme l’uranium, le thorium, radium et potassium.Avec le temps les éléments radioactifs présents dans les minéraux se désintègrent en donnant des éléments nouveaux dits radiogéniques comme suit : Désintégration U235 Pb207 + He

41

U238 Pb206 + He

Th232 Pb208 + He 40K Ca + Ar 87Rb 87Sr

Ce phénomène ne dépend pas de la pression ni de la température, il se déroule toujours avec une vitesse constante. En connaissant la période de désintégration d’un élément et la quantité d’élément radioactif et radiogénique dans un minéral, on peut calculer le temps écoulé depuis la recristallisation du minéral qui a fixé l’élément radioactif.

Seuls quelques éléments sont utilisés. Ils doivent être assez répandus, relativement faciles à doser dans un minéral, de période de désintégration ni trop longue, ni top courte. Les plus utilisés sont le 14C, 40K, 87Rb.Le 14C a une période de 50.000 ans. Il est utilisé seulement pour dater les formations récentes (quaternaire) et les objets archéologiques.a) la méthode potassium – argonle potassium naturel contient 0,0119% de 40K, dont la période est de 1,3 milliard d’années.Les éléments radiogéniques sont le Ca et l’Ar en proportion connue qui gardent dans le cristal la position du K.On mesure 40K et Ar, de préférence à Ca, car il est difficile de séparer le Ca radiogénique du Ca plus ancien en place dans le minéral.Les mesures qui se font en spectrométrie de masse doivent atteindre le dix – millionième de g au moins à 5% prés.- La méthode rubidium – strontiumLe 87Rb est présent en proportion de 28% environ dans le rubidium. Sa période est de 4,7 milliards d’années et l’élément radiogénique est le strontium 87Sr.Le dosage se fait au spectromètre de masse après extraction chimique des éléments.Ces deux méthodes présentent des limitations dont il faut avoir conscience lors de l’interprétation des résultats : un départ d’Ar hors du minéral entraîne un rajeunissement apparent.La trop longue période du 87Rb amène des difficultés dans le dosage de très petites quantités de strontium.Dans les roches sédimentaires, il faut se méfier des remaniements de minéraux anciens ; ils fourniront l’âge de leur roche mère ou d’origine et non pas l’âge de la roche sédimentaire que l’on cherche à dater.V- 2) géochronologie relative

42

Cette méthode consiste à ce que l’on divise l’histoire de la terre conformément à l’évolution du monde organique.En étudiant les restes des êtres vivants rencontrés dans les roches sédimentaires et en comparant les résultats de ces études avec l’ordre de la stratification de ces roches, les paléontologues ont fini par établir l’évolution du monde organique sur la terre.Dans les couches les plus anciennes on trouve les organismes les plus primitif et dans les couches les plus jeunes on observe l’évolution graduelle de ces formes. C’est ainsi qu’on a réussi d’établir une substitution déterminée des formes organiques et des morceaux correspondants de l’histoire de la terre.On divise le temps de l’évolution du monde organique et de l’écorce terrestre en ères qui sont les plus grands morceaux de temps et les périodes qui sont des parties d’ères. Les périodes se subdivisent en époques et âges. La masse des dépôts formés pendant une ère déterminée porte le nom de groupe, celle d’une période : système, celle d’une époque : série et celle d’un âge : étage.Chaque ère, période, époque (groupe, système, série, étage) ont une importance et un nom international.Remarque : on considère les subdivisions plus petites comme des unités de l’échelle stratigraphique locale.Dans cette chronologie le développement du monde organique est divisé en cinq ères : Le Caïnozoïque ( ère de la vie récente ) Le Mésozoïque (ère de la vie moyenne) Le Paléozoïque (ère de la vie ancienne) Le Protérozoïque (ère de la vie très anciennes) L’archéozoïque (ère de la vie primitive)

V –2) Evolution du monde organiqueChaque temps géologique est identifié par sa faune et sa flore. Ce sont les ères qui diffèrent le plus par la composition du monde organique, les périodes présentent moins de différences et les époques encore moins. Plus les unités stratigraphiques sont faibles et moins les organismes fossiles se diffèrent. L’Archéozoïque (Ar)Dans les roches de l’archéozoïque on ne trouve presque pas de restes d’organismes fossiles, sauf des algues primitives et des bactéries mal conservées. Parmi les sédiments de cette ère on trouve des rubans de graphite, des schistes graphitiques, dont la formation est liée à la transformation de la substance organique. On trouve aussi les calcaires et marbres recristallisés d’origine organique et organo-chimique. Ce qui indique l’existence de mers d'âge archéozoïque. L’absence des traces nettes de la vie organique s’explique par les conditions défavorables pour la conservation des restes fossilisés. Le Protérozoïque (Pt)

43

Les dépôts du protérozoïque sont représentés surtout par les roches métamorphiques et magmatiques parmi lesquelles on trouve pourtant des roches faiblement métamorphisées avec des restes d’organismes et des traces de leur existence. On a trouvé les restes d’invertébrés primitifs, d’algues et de bactéries.Les gisements de graphite, de schistes graphitiques, de quartzite de fer servent comme preuves indirectes de l’existence de la vie organique, et des mers protérozoïques. Les découvertes de restes d’organismes fossiles de cette ère sont peu nombreuses. Cette ère n’est pas partagée en périodes et époques internationales. Le Paléozoïque (PZ)La faune et la flore paléozoïque différent considérablement de celles d’aujoud’hui.On trouve dans les roches les restes de tous les types d’invertébrés, dont la plupart d’entre eux ont disparu et nous ne pouvons pas les trouver dans les dépôts plus jeunes.Les vertébrés ont passé au paléozoïque une évolution compliquée. Ils sont apparus au début de l’ère, sous forme de chordatas primitives. Le paléozoïque moyen se caractérise par la grande quantité d’amphibiens dont l’épanouissement est observé au carbonifère. Les nombreux reptiles ont apparu à la fin de l’ère. Les vertébrés paléozoïques avaient les dimensions très grandes et la constitution primitive de l’organisme.La flore paléozoïque inférieur a été représentée par la grande diversité des algues. Les plantes les plus anciennes à la surface de la terre sont les psylophytales qui ont apparu au silurien. Dans les roches d’age dévonien on trouve les restes fossiles des premiers cryptogames et dans les roches permiennes, les premiers gymnospermes. Le Mésozoïque ( Mz )C’est l’ère de l’épanouissement et de la domination des reptiles adaptés à la vie aquatique, aérienne et terrestre. A la fin de l’ère on peut observer les restes des premiers mammifères et oiseaux. Parmi les invertébrés ce sont les amonidés et les belemnoïdés qui sont les plus caractéristiques de cet ère.Les gymnospermes prédominent parmi les plantes. Les premiers représentants des plantes à fleurs ont apparu au Crétacé ( k ). Ils ont gagné rapidement la situation actuelle où elles sont très répandues. Le Caïnozoïque ( Kz )Les dépôts de cet ère sont représentés par surtout par les roches sédimentaires avec des restes faunique et floristiques bien conservés. Durant cet, la vie organique, qui a atteint le stade supérieur de son évolution, diffère de celle du Mésozoïque, et se caractérise par l’évolution des mammifères, des oiseaux, des poissons osseux et des plantes à fleurs.L’évolution longue du monde organique se termine par l’apparition de l’être raisonnable : l’homme, qui est apparu à la fin du Néogène – début Quaternaire.

44

Les modifications dans la composition de la faune et de la flore s’expliquent par des changements brusques dans les conditions physico – géographiques résultant des mouvements orogéniques puissants tels qu’ils se sont produits : au silurien : le cycle calédonien, à la fin du Pz : cycle hercynien, et le cycle Alpin au Mz et Kz.

Chapitre VI) L’action géologique du ventVI – 1) les formes d’actions du ventL’action du vent s’exerce en même temps que celles des autres agents externes. Pourtant le vent laisse parfois une empreinte très caractéristique et accumule ses sédiments propres.L’action du vent se manifeste dans diverses zones climatiques, mais surtout dans les zones arides où on a :- Une forte amplitude de la température diurne (la température durant le jour est de 40°c alors que durant la nuit elle descend au – dessous de 0°c),- Des précipitations peu abondantes parfois rares,- L’évaporation plus élevée que les précipitations,- La végétation rare ou absente,- Des vents fréquents et très forts.

45

Ces caractéristiques sont propres aux déserts et partiellement aux régions subdésertiques (20%). L’activité du vent se manifeste aussi sur les rivages sablonneux des mers, lacs et fleuves.L’action du vent se manifeste par un ensemble de phénomènes :- La déflation (ablation et dispersion)- L’érosion (usure par criblage des obstacles par les particules transportées par le vent). - Le transport et l’accumulation.Tous ces phénomènes sont étroitement liés et s’exercent simultanément, représentant ainsi un phénomène unique.a) La déflationOn appelle déflation, le balayage ou l’enlèvement des particules de roches par le vent.b) Le transportTrois facteurs essentiels interviennent dans le transport éolien :- la sécheresse (le sable sec est plus facile à enlever et transporter),- la vitesse et la turbulence du vent,- les dimensions des particules.Les particules poussiéreuses sont soulevées par le vent moyen, dont la vitesse est < à 10m/s et maintenues en suspension dans l’air sur plusieurs centaines de km de distance.Les grains de sable ne sont pas soulevés à plus de 1m de hauteur. Leur transport se fait presque à raz de sol, par roulement, glissement et saltationc) l’érosion ou corrosionL’érosion est le travail d’usure qu’exerce le vent sur la roche nue par les grains durs qu’il transporte.Lors de la déflation et du transport, dans les couches basses (à 1,5 – 2,0m du sol), la concentration en sable entraîné est maximale ; c’est là que la corrosion éolienne est la plus intense et les roches subissent un polissage et leur surface se couvre de stries et d’encoches.d) L’accumulation éolienneElle conditionne certaines formes du relief et des types spécifiques de dépôts continentaux dont la formation dépend de nombreux facteurs : particularité du relief initial, abondance de sable sec et mobile, existence ou absence de la végétation, régimes des vents, etc… .On appelle dunes les accumulations de sables sous forme de vagues parallèle aux rivages des mers. Le flanc maritime des vagues de dunes a une pente faible (5 à 12°) tandis que le flanc continental est abrupt (30 à 40°).

Flanc abrupt ( coté continent ) Flanc doux ( coté marin )

46

Direction du vent 30 – 40 ° Niveau de la mer

Dune marine Barkhane Cette vague peut cheminer dans la direction des vents prédominants. La vitesse de déplacement atteint 30m par an. La hauteur des dunes peut varier de 5 à 30m. Le flanc doux est exposé aux vents marins soufflant sur le continent alors que le flanc abrupt est du coté du continent. On distingue aussi les barkhanes qui sont des dunes en forme de croissant.Le loess est une poussière très fine, déposée par le vent sur la périphérie des déserts et même au nord de Moscou.Les dunes de sable peuvent constituer d’excellents réservoir pétrolier lorsqu’ils sont, à la fois, en contact avec une roche et surmontées d’une couverture imperméable très étanche.

VII) Action des eaux superficielles courantesVII – 1) Action du ruissellement et des courants provisoiresLes précipitations atmosphériques se répartissent en trois parties : la première s’infiltre à travers les roches et alimente les nappes aquifères est les eaux souterraines, la deuxième retourne à l’atmosphère grâce à l’évaporation et la troisième s’écoule le long de la surface du sol.L’action ou le travail destructif des eaux courantes peut être subdivisé comme suit : L’ablation Erosion ou creusement Transport des produits de l’érosion et de l’ablation L’accumulation ou dépôt des produits transportésa) ablation par le ruissellementLe ruissellement est une action des eaux superficielles circulant librement, en filets diffus, à la surface des terrains en pentes.

47

Les eaux de pluies et de fontes des neiges ruissellent en se répartissant plus ou moins régulièrement sur toute la surface du versant. La force vive des petits filets est faible et peut entraîner seulement les débris très très fins de la désagrégation des roches et les déposés au pied du versant, en fonction de la diminution de la vitesse d’écoulement du ruisseau et la taille des particules transportés, sous forme de déluvium.b) L’érosion par ravinement Un ruissellement uniforme peut avoir lieu seulement sur des versants absolument plans ; mais en réalité la surface des versants a toujours des irrégularités.Les filets d’eau, en arrivant dans les dépressions, se réunissent pour former des filets plus puissants qui vont finir par détruire le versant et former ainsi une rigole. Pendant les fortes pluies, les précipitations atmosphériques se concentrent dans ces rigoles qui se creusent et s’élargissent en remontant suivant la pente. C’est le début du ravinement ou de l’érosion.Graduellement les rigoles se transforment en ravins plus profond et allongés.c) Action des torrents provisoires Les rigoles et les ravins creusent les versants escarpés des montagnes en les transformant rapidement en lits profonds qui débouchent sur les plaines de piedmont.D’habitude, ces lits sont sec ; mais se remplissent, pendant les averses de pluies et les fontes de neige, d’eau qui descend le long du versant, créant ainsi le torrent capable d’entraîner des masses importantes de sables et de pierres.En débouchant dans la plaine, le courant ralenti brusquement et se répand tout en déposant les matériaux transportés suivant la taille des débris (les débris grossiers prés de la montagne, les gravier plus loin dans la plaine les sables et les débris fins en bordure du cône), formant ainsi le cône de déjection. Les dépôts des torrents provisoires sont appelés proluvions.VII – 2) Action des cours d’eaux La capacité d’une rivière à effectuer un travail érosif est appelée force vive ou puissance de la rivière ou fleuve. La puissance d’un fleuve est proportionnelle à la masse d’eau (m) et au carré de la vitesse d’écoulement (V).

P = m V2 / 2Le travail d’une rivière ou d’un fleuve comporte : L’érosion (creusement), Le transport des matériaux fournis par l’érosion et la désagrégation, L’accumulation ou dépôt en cours de route des matériaux déplacés,a) l’érosionC’est une action destructive des rivières et des cours d’eau. On distingue l’érosion verticale qui creuse le fond et l’érosion latérale qui élargit le lit. Ces deux formes d ‘érosion agissent en même temps ; mais au début de la vie du fleuve c’est l’érosion verticale qui prédomine jusqu’à l’établissement du profil d’équilibre du cour d’eau.

48

Le cours d’eau régularise son lit en partant du niveau de base, suivant la loi de l’érosion remontante ou régressive. A la fin le fond du lit prend la forme concave qui tend vers l’horizontale dans le cours inférieur. Cette courbe régulière s'appelle profil d'équilibre. Chutes d’eau Profil d’équilibre Cours d’eau fig a) Lit de fleuve fig b) Profil d’équilibre Mer (en forme d’auge) du fleuve

b) le transportIl se fait de diverses manières : par saltation ou roulement des débris sur le fond, en suspension des grains fins, en eau trouble, à l’état de solution.c) l’accumulationOn observe l’accumulation dés le premier stade de développement du cours d’eau. Au début, les accumulations sont instables et la masse d’eau ainsi que la vitesse d’écoulement des eaux du fleuve ou de la rivière qui augmentent peuvent de nouveau entraînées les produits déposés dans les sens du courant. Au fur et à mesure que le profil d’équilibre s’élabore, les accumulations du lit deviennent de plus en plus stables. On les appelle alluvions.

VII – 3) Vallées de rivières ou de fleuves, forme et évolution.On distingue trois périodes dans l’existence d’un fleuve ou rivière :a) La période de jeunesse : durant ce stade, le profil longitudinal n’est pas en équilibre. Le fleuve est caractérisé par des chutes d’eau et des gradins. L’érosion verticale de fond prédomine. L’alluvionnement est instable. Le profil transversal est en gorge.b) Période de maturité : le profil longitudinal est en équilibre. L’érosion verticale est observée en amont alors que dans la partie inférieure, en aval, commence l’alluvionnement stable.c) La période de vieillesse : durant ce stade, l’érosion latérale prédomine. On observe la formation des méandres, des lobes et bras morts. L’alluvionnement est stable sur toutes les parties du cours d’eau. Le profil transversal correspond à une vallée en auge.On peut observer les dépôts alluviaux de trois sortes : Les alluvions de courant fluviatile, qui est le résultat du déplacement latéral du cours d’eau, forment la base de la plaine inondable où on a un mélange des sables à grains variés, des graviers et des galets bien roulés. Les alluvions de débordement, constitués de limons sableux ou argileux.

49

Les alluvions des nappes d’eau dormantes qui s’accumulent dans les lits morts ( limons argileux et sableux de couleur sombre, bitumineux ).La stratification des alluvions peut être horizontale, oblique ou entre croisée.

lobe rive lobe abrupt

Méandres

VII – 4) Les terrasses et embouchures fluviatiles a) les terrasses Les fleuves et rivières peuvent rajeunir à cause des mouvements de l’écorce terrestre (abaissement du niveau de base, élévation du bassin d’alimentation). La rivière subit de nouveau les périodes de jeunesse, de maturité et de vieillesse ; c’est à dire, elle va vivre un autre cycle d’érosion.A la suite de chaque cycle d’érosion apparaissent des terrasses correspondantes aux anciennes plaines inondables. La terrasse la plus élevée est la plus ancienne et la plus basse est la plus jeune. On distingue trois types de terrasses : Les terrasses d’érosion (rocheuses) Les terrasses d’accumulation (fluviatile), Les terrasses à fond rocheux recouvertes d’alluvions.

Terrasses d’érosion

Terrasses à fond rocheux recouvert D’alluvions

50

Terrasses d’accumulation

Les dépôts alluviaux et le caractère des terrasses (nombre, variation de la hauteur) présentent un grand intérêt parce qu’elles permettent de reconstituer l’évolution de la région et la succession des mouvements tectoniques qui l’ont affectés. Assez souvent les terrasses comportent des réserves naturelles de minéraux utiles (or, platine, diamant, etc) et peuvent être le siège d’accumulation d’hydrocarbures, lorsqu’elles sont couvertes par une couche imperméable (argile) et mises en contact avec des roches mères.b) Les embouchuresUne embouchure est une zone d’interaction complexe entre les eaux douces (fluviatile) et les eaux de la mer où se jette le fleuve. Parmi eux on distingue les estuaires et les deltas. - On appelle delta, l’aire abandonnée par la mer et acquise par le fleuve et ses alluvions. C’est une plaine faiblement inclinée vers la mer, parcourue par les bras du fleuve, composée de galets, de sables, argiles, renfermant des restes d’organismes. La région du delta peut renfermer des gisements de charbon et pétrole (les gisement de pétrole du delta de la Mahakam en Indonésie, du delta du Niger au Nigéria)- On appelle estuaire une embouchure sous forme d’une baie longue, étroite, s’introduisant à l’intérieur des terres (estuaire de la gironde en France, de la tamise en Angleterre)

VIII ) Action géologique des eaux souterrainesVIII – 1 ) Origine et état des eaux souterrainesSuivant leur origine les eaux souterraines peuvent être classées en trois types : les eaux vadoses, relictes et juvéniles.a) les eaux vadoses sont liées à l‘atmosphère. On les subdivise en eau d’infiltration et de condensation.Les eaux souterraines d’infiltration se forment à la suite de la pénétration, dans le sous sol dans le sous sol, des précipitations atmosphériques qui tombent à la surface terrestre sous forme de pluie et de neige. L’infiltration des précipitations atmosphériques est la source principale de l’alimentation des eaux souterraines. Elle dépend surtout de la perméabilité et de la porosité des roches.

51

Les eaux de condensation se forment à la suite de la condensation de la vapeur d’eau ou de l’air qui pénètre dans le sous-sol pendant le jour et se condense autour des grains dans les roches meubles ou sur les parois des fissures des roches compactes. Ce phénomène est très intense dans les régions désertiques et arides.b) Les eaux relictes sont eaux de bassins marins, lacustres ou fluviatiles qui sont conservées dans les dépôts correspondants (exemple : l’eau de mer emmagasinée entre les sédiments accumulés).c) Les eaux juvéniles se forment à la suite de la condensation des vapeurs d’eaux, provenant des foyers magmatiques à l’intérieur de l’écorce terrestre dans la grande profondeur ou prés de la surface du sol.VIII – 2) classification et caractéristiques des eaux souterrainesD’après les conditions de gisement et les propriétés hydrauliques on distingue trois types d’eaux souterraines :- la table d’eau perchée ou nappe d’eau perchée ou suspendue)- nappe d’eau phréatique (eaux souterraine s libres)- nappe d’eau captive.VIII – 2 1) la table d’eau perchéeDans la partie superficielle de l’écorce terrestre on distingue trois zones :- La zone d’aération ou d’infiltration- La zone capillaire- La zone de saturation

Infiltration des précipitations Surface libre de l’aquifère…………………………….……………………………………………………..

……………………………………………………... Zone d’aération…………………………………………………….. zone capillairesens d’écoulement………………….. zone de saturation………………………………………………….. nappe phréatique

La zone d’aération est relation étroite avec l’atmosphère et les précipitations atmosphériques s’infiltrent à travers cette zone. On rencontre souvent dans cette zone des tables d’eau perchée ou suspendue.La zone capillaire se trouve au dessus de l’eau souterraine. Dans cette zone les interstices capillaires sont remplis d’eau et les interstices plus larges restent vides.La zone de saturation, constituée d’eau libre, forme la nappe phréatique. Elle repose sur la première couche imperméable, située au dessous de la surface du

52

sol. La distance entre la surface de la nappe et la base imperméable s’appelle épaisseur de la nappe phréatique.La surface de la nappe phréatique, étant en communication avec l’atmosphère ne subit que la pression atmosphérique et c’est pourquoi on l ‘appelle surface libre.Les eaux souterraines libres sont caractérisés par : Leur aire d’alimentation, coïncidant avec celle de leur extension, L’existence d’une liaison hydraulique avec les cours d’eaux Leur alimentation qui se fait par l’infiltration des précipitations atmosphérique et la condensation de la vapeur d’eau à l’intérieur des pores ou vides. Le régime de la nappe aquifère, la variation de son débit dans le temps et de son niveau ainsi que la composition chimiques sont influencés par l’action des facteurs climatiques et des eaux superficielles. Les eaux phréatiques qui sont souvent contaminés parce qu‘elles sont ouvertes vers le haut.La nappe captiveLes nappes captives sont des eaux souterraines qui remplissent complètement la couche aquifère et sont limitées par des roches imperméables en haut et en bas.Si une nappe captive est atteinte par un forage, l’eau monte, plus haut que le toit de la couche imperméable subjacente, sous l’effet de son énergie, jusqu’au niveau piézométrique qui est déterminé par la droite qui joint la zone d’alimentation à la zone de décharge (voir schéma ci-dessous).La position du niveau piézométrique est déterminée à l’aide des côtes absolues ou relatives par rapport à un plan de repère horizontal appelé plan de référence.Les lignes de cartes passants par les points de mêmes côtes du niveau piézométrique sont appelées hydroisopièzes ou courbes isopiézométriques.D’après la carte des hydroisopièzes on peut déterminer : La profondeur de la surface piézométrique qui est la différence entre la côte de la surface terrestre et celle de la surface piézométrique La direction du déplacement des eaux captives qui est perpendiculaire à l’hydropièze, Le gradient hydraulique qui est une pente sur la surface piézométrique.Chaque nappe captive a une zone d’alimentation (b b’) et une zone de décharge (a a’). L’écoulement se fait de la zone d’alimentation vers la zone de décharge ; c’est à dire de b vers a.Suivant la position du niveau piézométrique par rapport à la surface du sol on distingue : Le puits jaillissant, lorsque la ligne piézométrique est située au dessus de la surface du sol. Dans ce cas l’eau peut être transportée sous l’effet de son énergie de couche aux régions qui coïncident avec le niveau piézométrique. Lorsque le niveau piézométrique coïncide avec la surface terrestre, l’eau monte jusqu’à la surface du sol. Dans ce cas elle peut puisée par pompage ou par des sceaux d’eau.

53

Lorsque le niveau piézométrique est situé au dessous de la surface du sol, l’eau monte jusqu’à ce niveau qui est au dessous de la surface du sol. Dans ce cas l’eau sera extraite par pompage

b b’ P2 P3 a’ a - - ’ P1 - - - - - - - - - - - - -

P1- puits jaillissantP2 – l’eau monte jusqu’au niveau piézométriqueP3 – l’eau monte jusqu’à la surface du solVII – 3) composition des eaux souterrainesToutes les eaux souterraines contiennent toujours différents corps chimiques ainsi que des gaz parce qu’elles sont de très bons dissolvants.La quantité de substances en solution est conditionnée par les facteurs géologiques, le climat, la température et dans certains cas on a établit jusqu’à 62 éléments. Les uns se trouvent en grande quantité dans les eaux souterraines, les autres en faibles quantités.Les ions principaux sont :- les cations H+, Na+ , K+ , Mg++ , Ca++ , Fe++ , Fe+++ , Mn++ - les nions OH - ,Cl - ,SO4- -, NO2- , HCO3- ,SiO2- ,PO4- - -

La somme des éléments et des combinaisons chimiques s ‘appelle minéralisation globale. Elle est mesurée par le résidu sec obtenu par évaporation de l’eau à la température de 105 à 110°c.D’après la minéralisation, les eaux souterraines sont classées en eau douces, contenant jusqu’à un g /l de sels, saumâtre (1 à 10g/l), salée (10 à 50g/l ) et saumures ( plus de 50g/l ).

Suivant la teneur en anions prédominant, O. Alékine répartit les eaux en trois classes : les hydrocarbonées, sulfatées et chlorurées. Chaque classe comprend trois sous classes suivant le cation prédominant : eaux calciques, magnésiennes et sodiques.

54

D’après leur température les eaux minérales sont classées en froide ( t< 20°C ), tièdes ( 20°c < t <37°c ), chaudes ( 37°c < t< 42°c ) et très chaudes (t > 42°c ). On distingue les eaux bicarbonatées, riche en CO2 ; les eaux sulfureuses et les eaux radioactives contenant du radium ou des sels de radium.

VIII – 4) action géologique des eaux souterraines

Les eaux souterraines jouent un rôle considérable au cours de l’évolution de l ‘écorce terrestre. Leur cohésion extrêmement large et leur mobilité provoquent une interaction constante avec les roches, une nouvelle répartition des substances dans l’écorce terrestre, la formation des gisements de minéraux utiles, etc. L’action géologique des eaux souterraines se fait comme suit :

a) Les eaux souterraines changent les propriétés physiques des roches : la couleur, la dureté, la densité, le volume, etc. Les changements maximums s’observent dans les roches aquifères et minimums dans les roches imperméables. Exemple, la saturation des sables à grains fins par l’eau provoque la formation d’un terrain coulant ; l’absorption de l’eau par les argiles leur attribue la propriété de gonflement.b) Les eaux souterraines sont l’un des facteurs de l’altération chimique. Elles dissout les roches et minéraux, provoque leurs hydratations, oxydation, hydrolyse, transport et leur accumulation

c) Elles jouent un rôle important dans la formation des glissements de terrains ; elles provoque l’altération chimique et mécanique des roches et leur transport sous forme de débris fins, de substances chimiques en solution. Elles participent à la création de la porosité et de la perméabilité par la dissolution ainsi qu’à leur destruction par la précipitation de ciment obturant les pores.

Chapitre IX) Action géologique de la merIX –1) notions généralesLes océans et les mers qui couvrent 70,8% de la surface terrestre sont d’immenses réservoirs d’eau dont le volume est de 1370 millions de km3. Ces masses d’eaux sont constamment en mouvement et en interaction avec les terres environnantes. Elles érodent les roches des rivages, les déplacent et usent les débris en les déposant sous forme de sédiments. Elles reçoivent tous les

55

matériaux détritiques ou dissous enlevés à la terre par les fleuves et rivières. Dans les mers vivent des animaux et des plantes variées. Le travail géologique de la mer s’effectue sous formes d’érosion, transport et sédimentation. Ces trois phénomènes agissent simultanément mais leur rapport change suivant la structure du rivage, la dénivelé du fond marin, la nature des matériaux détritiques ou dissous, etc.. .Parfois c’est l’érosion latérale qui domine alors que dans d’autres cas, au voisinage du littoral, c’est l’accumulation qui l’emporte. Ainsi le travail de la mer est un processus compliqué où le rapport des différents éléments est déterminé dans chaque cas particulier par un ensemble de conditions.Les océans et les mers communiquent entre eux en formant une étendue d’eau unique, appelé océan mondial. On le subdivise en : Océans : les océans occupent 80% du volume de l’océan mondial. Exemple, l’océan pacifique, Atlantique, Indien et Arctique. Les mers : on distingue les mer bordières qui sont en communication avec les océans dont elles sont séparées par un chapelet d’îles ou de presqu’îles ( exemple la mer du Japon, du détroit de Bering ) et les mers intercontinentales ou continentales s’engageant profondément à l’intérieur des terres.Suivant les cartes bathymétriques on dégage plusieurs régions morphologiques dans l’océan mondial :a) la plate forme continentale ou shelf continentalElle est comprise entre 0m et 200 m de profondeur, et occupe 8% de la superficie des mers du globe et borde presque tout les rivages, constituant un prolongement des continents. Sa largeur varie de quelques km dans les régions de jeunes montagnes (ex : le rivage de l’Afrique orientale) à plusieurs centaines de km dans les régions attenantes aux plaines (ex : les rivages du nord de l’Eurasie). La pente moyenne de la plate forme est de 7’’.b) le talus continental ou zone bathyaleElle est comprise entre les profondeurs 200 et 2500m, et représente environ 15% de l’étendue des mers du globe. Sa pente moyenne est de 3,5 à 7, 5°. Son relief est parfois très tourmenté, entaillé par des canions profonds.c) Le fond océanique ou plaines abyssalesElles sont comprises entre les profondeurs 2500 et 6000m de profondeur. Elles occupent 76% de l’étendue des mers du globe. Elles sont caractérisées par des pentes faibles et sont accidentées par de longues crêtes sous marine, appelées dorsales médianes.

d) les fosses océaniquesElles se trouvent à des profondeurs plus grandes que 6000m et se disposent prés des arcs insulaires et des continents. Elles occupent 1,2% du fond des mers.La salinité de l’eau mer est de 35g/l. La composition typique de l’eau de mer est la suivante : NaCl – 77,75% de la masse totale des sels ;

56

K2SO4 – 2,46%MgCl2 – 10,87%1MgBr2 – 0,21% MgSO4 – 4,78%CaSO4 – 3,60% CaCO3 et traces d’autres sels – 0,38%

Ces chiffres changent suivant les conditions climatiques et l’apport en eaux douces (pluies, eaux fluviatiles et de fontes des neiges et de glaciers). La salinité peut varier, même, au sein d’un bassin. Ainsi, dans la zone équatoriale, les grandes averses de pluies réduisent la salinité des couches superficielles de l’eau à 34%° alors que dans les régions arides à climat chaud et sec où l’évaporation est intense, elle s’élève à 38%°. La salinité de l’eau des couches profondes de l’océan est voisine de 35%°.

Outre les divers sels, l’eau marine contient sous forme dissous certains gaz tels que : le N2, O2 et le CO2.La pression de l’eau s’accroît dans les océans avec la profondeur, à raison de 1 atmosphère par 10m. Elle atteint 800 à 1000 atm dans les fosses océaniques.La densité de l’eau dépend de la salinité, de la température et varie de 1,0275 à 1,0220.

La température de la surface des océans varie de –1,8°c (quand l’eau commence à geler) à29°c dans la zone équatoriale. A de grandes profondeurs la température varie 1 à 4°c. Ces changements, de températures et densité de l’eau, provoquent les mouvements de masses d’eaux dans les océans et les mers. Les mouvements de l’eau marine sont très variés et se subdivisent en plusieurs types :

1) les mouvements engendrés par le vent (ou déplacement de particules d’eau dans le plan vertical en suivant des trajectoires fermées, presque sans déplacement horizontal), se font sous forme de vagues de différentes longueurs et hauteurs. Aux approches de la côte, les vagues sont freinées ; leur longueur diminue et leur hauteur s’accroît. En déferlant sur le rivage elles forment le ressac (voir fig ci dessous).

Vague déferlante

Vagues de ressac

57

Les grands mouvements de vagues n’ont lieu que dans les couches superficielles ; mais ils sont sensible en profondeur, jusqu’à 50 –100 m et même plus.2) les courants de marée sont conditionnés par l’attraction lunaire et solaire. La hauteur de la marée est déterminée par la différence entre le niveau de la pleine mer (haute mer) et celui de la basse mer et peut atteindre 9 à 18m.3) Les grands courants marins ou océaniques sont engendrés par les vents qui soufflent toujours dans la même direction (alizés et moussons), par la différence de densité entre l’eau du courant et celle de l’eau de la mer ou océan (ex : le Gulf Stream). Les courants marins jouent un grand rôle dans le processus de sédimentation et influent sur la répartition de la température et la distribution du plancton et plantes dans les bassins marins. Les côte baignées par les courants marins sont poissonneuses, riches en matières organiques sédimentées, donnant de très bonnes roches mères.IX – 2) Action érosive de la merLe travail érosif de la mer est lié aux mouvements de l’eau marine. Ce sont les mouvements engendrés par les vents et les marées qui jouent le rôle principal. Pendant les tempêtes, les vagues énormes se projettent sur la côte qu’elles usent intensément ; le rivage recule sous l’avancée de la mer.On distingue deux types de côtes à évolutions différentes : La côte abrupte, au voisinage de laquelle le fond marin à pente raide assure l’évacuation de la plupart des débris jusqu’au talus continental ; La côte plate, à pente douce où les débris se déplacent vers le rivage.L’activité destructrice de la mer se manifeste surtout prés des côtes abruptes. L’attaque des vagues peut être très évidente et s’effectue avec une force qui varie de 30 à 40t/m2 (littoral de l’atlantique). Les vagues des tempêtes, si elles attaquent continuellement, avec violence, sont capables de détruire les roches les plus résistantes, les œuvre d’art édifiés par l’homme (en 1890, deux brises lames, de 40t chacun, furent jetés vers la mer. La destruction de la côte par la mer résulte des coups de béliers des vagues, chargées de débris, contre les parois des roches sur lesquelles elles s’abattent, des coups portés par les débris des roches transportés par les grandes vagues et par l’altération chimique des roches par l’eau de mer. Plus les vagues sont chargées de débris plus gros (galets, gravier etc..) plus l’action destructrice est grande. Les vagues se chargent de cailloux, de galets et les projettent avec force contre les roches qu’elles fragmente, et fini par créer une encoche de sapement, lorsque la côte est une falaise ou abrupte. En poursuivant leur travail de sape, elles agrandissent de plus en plus l’encoche, dont les roches qui la surplombe s’écroulent sous l’effet de leur poids et la mer avance sur le continent.

58

Ainsi la falaise recule vers la terre ferme en dégageant une plate forme d’abrasion sous marine présentant une pente douce vers le large.Entre la plate forme d’abrasion et la falaise apparaît une bande étroite recouverte de gros blocs, de galets et graviers, appelé plage.

Falaise encoche P Niveau de la mer Plate forme d’abrasionTerrasse d’accumulation

a) falaise avec encoche falaise blocs

Terrasse d’accumulation plate forme d’abrasion

La falaise recule et la mer avance vers les terres

La destruction chimique par l’eau ne se manifeste que là où la côte est constituée de roches solubles comme les calcaires, les dolomies et les roches cristallines riches en minéraux chimiquement instables( ex : les amphiboles, pyroxènes etc…). A la base des côtes abruptes se forment des grottes karstiques la surface des calcaires prend un aspect alvéolaire.Si les conditions sont favorables, une partie des matériaux de la destruction est déplacée au delà de la plate forme d’abrasion et déposée dans la terrasse d’accumulation.Le recul de la côte n’est pas un phénomène infini ; au fur et à mesure que la zone littorale (plate forme d’abrasion et terrasse d’accumulation) s’élargit, l’énergie des vagues diminue. Dans les côtes plates, l’évolution de la côte suit un autre chemin que celles des côtes abruptes. La mer érode la côte et les hauts fonds attenants, en déplaçant les débris vers la rive. A cause de la faible pente de la côte plate, les matériaux s’accumulent dés la début prés de la ligne de rivage en formant une large plage. Lorsque la vitesse d’accumulation dépasse la vitesse d’affaissement on une

59

grande production de débris par les vagues déferlantes ; ce qui provoque la transformation de la plate forme d’abrasion en terrasse d’accumulation. La rapidité de la destruction des côtes marines dépend : de la hauteur des vagues déferlantes, de la profondeur du littoral, de la direction des coups de vagues de la solidité des roches de la quantité de matériaux transportés en suspension ou roulés sur le fond.

Le transport des produits se fait en même temps que le processus d’abrasion sous l’action des différents mouvements de l’eau marine.On appelle transgression marine, le processus d’avancement de la mer sur le continent. Comme résultat de ce processus, on a l’apparition d’une plate forme continentale de pente très douce.Lorsqu’on a élévation du continent, la ligne littorale se déplace vers le large et la mer recule. Ce processus est appelé régression marine. IX- 3) sédimentation marine Le phénomène de la sédimentation marine est très complexe. Les débris apportés par les fleuves, les glaciers et les vents, ainsi que ceux de l’abrasion marine se déposent dans les bassins marins et forment les dépôts détritiques. Certains corps composés se précipitent à partir de l’eau et constituent les dépôts chimiques ; et enfin, sur le fond marin s’accumulent les sédiments organogènes qui sont constitués de restes d’organismes marins ayant vécu dans les bassins. Après la mort des animaux, les parties consistantes du squelette se déposent sous formes de boues organogènes. Un rôle important revient, dans la sédimentation, au plancton et au benthos.La proportion des sédiments détritiques, chimiques et organogènes varie suivant les zones et dépend de plusieurs facteurs tels que : la proximité du rivage et sa structure ; la profondeur du bassin, la nature des mouvements de l’eau, la salinité et la température qui déterminent les conditions de vie des organismes ; l’existence de fleuves se jetant dans le bassin et de l’intensité de l’apport terrigènes ; les mouvements de l’écorce terrestre. Suivant la courbe hypsographique, les sédiments marins peuvent être classés en plusieurs groupes : les sédiments littoraux ; les sédiments de la plate forme continentale ou néritique ; les sédiments du talus continental ou bathyaux ; les sédiments abyssaux des fonds océaniques.Au fur et à mesure que l’on passe d’une zone à une autre, les sédiments se modifient progressivement.

60

IX- 3 – 1) Les sédiments littoraux Ils se forment dans la zone littorale recouverte par les courants de flots et émergeant durant les courants jusants. Cette zone se distingue par des conditions particulièrement variées. La largeur de cette zone est inégale et dépend de la structure de la côte : quand la pente est douce, elle peut atteindre des dizaines et même des centaines de mètres et lorsqu’elle est abrupte elle n’a que quelques mètres.Le régime particulier de la zone favorise l’accumulation de dépôts très variés. On y trouve de gros blocs arrondis, des galets bien roulés, des sables de grosseur variable ainsi que des boues fines, dans les zones abritées.Lors de fortes agitations on observe la formation de barres qui sont des accumulations de sables et de galets édifiées dans la zone de hauteur maximale des vagues, au moment où leur crête se recourbe et déferle sur le rivage en donnant une vague de translation. L’eau est alors aspirée par les sables de la plage et une partie des débris est charriée par la marée est déposée à la limite supérieure atteinte par le vagues sur la plage.La hauteur des rides de plages est très variable et peut atteindre 10 à 12 m. Les rides de plages sont parfois constituées d’accumulations de coquillages brisés qui donnent par la suite des calcaires à coquilles. On y trouve aussi des amas d’algues, des morceaux de bois, etc… A la surface des formations sableuses du littoral, les vagues creusent des rigoles parallèles appelées rill marcks. Parfois, ces marques de vagues se conservent à la surface des grés à l’état fossilisé et témoignent alors des conditions dans lesquelles ces dépôts se sont formés.IX – 3 – 2) Les sédiments néritiques La zone néritique est caractérisée par des agitations très fortes et par la richesse et la diversité des organismes vivants jusqu’à une profondeur de 100m, là où il y a encore suffisamment de lumière nécessaire à la photosynthèse. C’est la zone où s ‘accumulent les dépôts de divers types : terrigènes ou détritiques, organiques et chimiques. a) Les dépôts détritiques comprennent les sédiments grossiers, sableux et les vases. Le long de la côte, à partir de l’entassement des blocs anguleux, provenant de la destruction des côtes abruptes, on notera successivement une bande de galets, puis des graviers, puis des sables de plus en plus fins et enfin des vases argileuses qui se déposent dans les zones où cesse l’influence des vagues. Les vases argileuses passent graduellement aux dépôts organogènes.

Niveau de la mer

bloc graviers …… sables grossiers sables fins

61

vases argileusesvases calcaires

b) Les dépôts organogènes occupent 5% de la surface du shelf. On y distingue les calcaires coquilliers, les calcaires détritiques (constitués de fragments de coquilles mélangés aux sables, graviers, etc..), les récifs coralliens et les vases organogènes.Les récifs sont très intéressants, car l’existence de telles accumulations est liée à un certain nombre de conditions d’existence des coraux actuels : Eaux à salinité normale (35%°), Eaux agitées, aérées Température supérieure à 20°c pour les coraux subtropicaux ; > à 23°c pour les coraux tropicaux.Les coraux prospèrent sur le substratum solide, situé entre 5 et 40 m de profondeur ; leur vitesse d’accroissement est estimée de 3 à 7mm / an. Les coraux vivants ont pour base des édifices de coraux morts. C’est de cette manière que les récifs grandissent.

Parmi les récifs on distingue:1) les récifs frangeants qui se développent le long des côtes rocheuses,2) les récifs barrières qui se forment à une certaine distance de la côte ; exemple la grande barrière récifale qui suit la côte est de l’Australie sur une longueur de 2400km à une distance de 50 à 100km de la côte. 

Lagon

Marée haute + ++ Marée basse + + + + + Mer ouverte + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + à) Récif frangeant Récif barrière c) les dépôts chimiquesLes dépôts chimiques sont les calcaires, les oxydes de fer, le sel gemme, gypse, anhydrite silice, etc. Ils se déposent à des endroit étroits du fond du littoral, mais surtout dans les lagunes ou mer fermées où les fleuves ne se jettent pas situées dans les régions arides.

62

VIII- 3 –3) Les sédiments bathyauxDans la zone bathyale, l’eau est peu mobile ; ce qui exclue pratiquement le déplacement mécanique des dépôts. C’est les courants marins qui troublent et déplacent les matériaux déposés dans cette zone.La plus grande partie des sédiments terrigènes de la zone bathyale est apportée de la plate forme continentale par les courants de turbidités. L’absence de lumière et la basse température déterminent la pauvreté de la faune. C’est le plancton qui joue le rôle le plus important : les organismes qui la composent forment leur squelette en assimilant soit le calcaire, soit la silice, contenus dans l’eau marine .a) Les sédiments terrigènes sont surtout représentés par des boues farineuses pellitiques : Les boues bleues, qui descendent jusqu’à 5000m de profondeur, sont constituées de grains très fins, de limon et d’argiles. La couleur bleue est indicatrice d’un milieu réducteur, pauvre en oxygène. Les boues rouges, d’extension beaucoup moins importante, sont constituées d’argiles et de limons à grains très fins, colorés en rouge par les oxydes de fer. Elles prédominent prés des embouchures des fleuves (Amazone ) qui traversent des régions constitués de roches riches ne fer. Les boues vertes apparaissent entre les profondeurs 100 et 2500m. Elles se distinguent des boues bleues et rouges par une granulométrie plus élevée ; souvent formée de sables fins, contenant parfois plus de calcaire. Sa teinte est due à la présence de la glauconie qui est un minéral indicateur du milieu marin plus exactement de la zone de transition entre le shelf et le talus.b) Les sédiments d’origine organogèneIls sont représentés par des boues calcaire est siliceuses, constituées de restes d’organismes, de tests calcaire ou siliceux. Les boues calcaires prédominent jusqu’à la ligne de compensation des carbonates (CC) qui est située à la profondeur 3500m. Au delà de la CC on a les boues siliceuses constituées de reste de tests siliceux de radiolaires, jaspes et diatomées.IX –3 – 4) Les sédiments abyssaux ou pélagiques Dans cette zone, la plus éloignée du rivage, l’apport en matériaux terrigènes est insignifiant. Le rôle des dépôts organogènes devient primordial.Les dépôts organiques portent les noms des organismes qui y prédominent : 1) les boues calcaires à globigérines et à ptéropodes ;3) les boues siliceuses à diatomées, radiolaire.Les boues siliceuses se déposent dans les régions océaniques à eaux froides, situées au dessous de la ligne de la compensation des carbonates ; alors que les boues calcaires se déposent dans les régions chaudes, au dessus de la ligne de compensation des carbonates.Remarque : au dessous de là ligne de compensation des carbonates, les calcaires cristallisés se dissolvent ; c’est pour quoi dans ces régions il n’y a pas de dépôts de carbonates.

63

X) Les déformations (ou mouvements) de l’écorce terrestre

Les causes principales du déplacement des blocs de l’écorce terrestre, de la modification du mode de gisement des roches ou couches ainsi que la formation des structures sont les mouvements tectoniques. Parmi ces mouvements oscillatoires on a les mouvements de plissements et les mouvements de fractures. Les mouvements oscillatoires ou verticaux se traduisent par le soulèvement et l’affaissement d’une région par rapport à une autre ; ils se produisent partout et à toutes les époques géologiques. On distingue les mouvements verticaux ascendants et descendants. C’est ces mouvements qui provoquent les transgressions et régressions marines ; c’est à dire le déplacement des rivages des mers et des océans. Lorsque le continent s’affaisse, la mer l’envahit et c’est la transgression ; dans le cas contraire on est en présence d’une régression.

64

Les mouvements de plissement (mouvements de compression latérale et oblique) provoquent le plissement des couches. L’action conjuguée des mouvements verticaux et latéraux provoque des fractures, appelées dislocations disjonctives.

Du point de vue intensité des mouvements oscillatoires de l’écorce terrestre on distingue : les géosynclinaux et les plates formes.a) Les géosynclinaux : Ils se caractérisent par des mouvements oscillatoires très intenses ; c’est à dire par une grande activité tectonique. Dans la formation des géosynclinaux on distingue deux étapes. La première étape est caractérisée par l’affaissement de la région suivant des failles profondes du socle, par l’accumulation des dépôts sédimentaires et effusifs dont l’épaisseur varie entre 12 et 15 km et plus. La deuxième étape commence par le soulèvement de la zone géosynclinale. Cette étape est caractérisée par le plissement général des couches sédimentaires, par le développement des failles et des processus magmatiques et métamorphiques. Le soulèvement provoque la régression marine et surtout la formation et l’émersion des chaînes de montagnes, à la suite de laquelle régime d’érosion s’installe et fini à la longue par détruire ces montagnes et les transformées en pénéplaines qui peuvent être affectées par des mouvements oscillatoires de faibles intensités. C’est ainsi que les géosynclinaux se transforment en plates formes. b) Les plates formes se caractérisent par des mouvements de faibles intensités, par une accumulation de dépôts de faibles épaisseurs et par le gisement des couches presque horizontal, parfois légèrement inclinées. Les plates formes sont constituées de deux étages structuraux. L’étage inférieur est constitué par le socle et l’étage supérieur par la couverture.

X – 1) les dislocations plicativesLa dislocation plicative est une déformation des couches sans rupture de continuité ; c’est à dire sans cassures. C’est une déformation plastique qui est due aux mouvements oscillatoires de l’écorce terrestre et aux forces de compression. Un pli : c’est une déformation quelconque des couches dont les pendages sont divergents ou convergents. Parmi les plis on distingue les plis anticlinaux et les plis synclinaux.Un pli anticlinal : c’est un pli en forme de voûte convexe vers le ciel, à pendage divergent, dont le noyau est constitué par les roches les plus anciennes et les flanc par les roches les plus récentes.Un synclinal : c’est un pli en forme de cuvette, concave vers le ciel, à pendage convergent, dont le noyau est constitué par les roches les plus récentes et les flancs par les roches les plus anciennes.

T1 T2 T3 T2 T1

65

T3 T2 T1 T2 T3

Anticlinal Synclinal

a) Les éléments d’un pli sont : Le noyau : partie interne du pli Les flancs : à pendage divergent ou convergent, ce sont des surfaces qui limitent le pli. Le plan axial : c’est la surface qui partage le pli en deux parties égales L’axe du pli : c’est la ligne d’intersection du plan axial avec la surface topographique du pli. La charnière : c’est l’intersection du plan axial avec la surface de la couche, La hauteur du pli : c’est la distance suivant la verticale entre les charnières de l’anticlinal et du synclinal voisin, La largeur du pli : c’est la distance entre deux axes anticlinaux ou synclinaux voisins.c) les éléments de gisement des couches : la ligne de direction : c’est l’intersection du plan horizontal avec le plan de stratification ; c’est une ligne horizontale qu’on trace sur la surface de la couche la ligne de pendage : c’est la ligne tracée, sur la surface de la couche, perpendiculairement à la ligne de direction. C’est un vecteur orienté vers la pente (pendage) de la couche,

l’angle de pendage : c’est l’angle compris entre la surface de la couche et le plan horizontal. Plan axial

Ligne de direction

Charnière Ligne de pendage

Flanc du pli

Angle de pendage

66

Noyau du pli

d) les différents types de pli sont : le pli droit (1) pli allongé (2) pli en dôme (3) pli dissymétrique (4) pli déjeté (5) pli déversé (6) pli renversé (7) pli couché (8) pli en coffre (9)

1. pli droit symétrique 2. Pli allongé 3. Dôme

4) Pli dissymétrique 5) pli déjeté 6) Pli déversé

7)Pli renversé 8) Pli couché 8) Pli en coffre

67

X –2) dislocations disjonctivesLa dislocation disjonctive est une déformation des couches accompagnée d’une rupture de continuité des couches, appelée cassures ou failles. Les failles sont des fractures affectant les terrains, accompagnées d’un déplacement relatif des couches de part et d’autre de la surface de cassure.

a) les éléments d’une faille : f ff’ plan ou surface de failleII I Ra : rejet apparent de la faille Rv : rejet vertical de la faille Rv Ra Rh : rejet horizontal de la faille I : bloc ou lèvre abaissée Rh II : bloc ou lèvre soulevée f’ fig a) éléments des failles compartiment soulevé surface

de faille Rv

compartiment affaissé Crochons fig b) éléments des failles

la surface de faille ou plan de faille est une surface plus ou moins ondulée qui sépare les deux compartiments abaissé et soulevé. La surface de faille est souvent marquée par des stries et des dépôts de calcite ou de quartz qui lui donnent un aspect de miroir, appelé miroir de faille ; elle est souvent jalonnée par des restes de roches écrasées, appelées brèches de faille.De chaque coté de la surface de faille se trouve les lèvres qui peuvent être légèrement déformées en crochons de faille.Parmi les faille on distingue les failles normale, inverse, de chevauchement, de décrochement et les nappes de charriage. Une faille est normale lorsque la surface de faille a sa pente en direction du bloc abaissé ; dans le cas contraire, elle est dite inverse.

68

Faille normale Faille inverse

a) décrochement senestre b) décrochement dextre

Parmi les groupements de failles on distingue les horsts et les grabens.

Horst Graben

X –3) combinaison de plis et de faillesLes plis et failles peuvent se combiner suivant un nombre de possibilité pratiquement infini (voir figure ci-dessous ).

1) failles transversales 2) décrochement 3) failles radiales

69

4) failles épi anticlinales 5) faille normale sur flanc 6) faille inverse sur flanc

7) pli faille 8) chevauchement charriage

Les failles peuvent être transverses par rapport à l’axe d’un pli qu’elles découpent en compartiment d’altitude variable (1), si le rejet est horizontal on a un décrochement transverse (2) plus ou moins oblique par rapport à l’axe de pli. Parfois sur un dôme on observe fréquemment des systèmes de failles radiales (3).Elles peuvent être longitudinales et affecter soit l’axe d’un pli (failles épi anticlinales (4), soit ses flancs (5, 6). Sur les flancs, elles sont soit normales (5) soit inverses (6).On parle de pli – faille, lorsqu’un des flancs d’un pli s’étire jusqu’à disparaître complètement (7).Un pli anticlinal est chevauchant ou charrié si le long d’une inverse accidentant son flanc il s’avance sur le synclinal qui lui fait suite (8).

X - 4) Influence de la lithologie sur les déformations tectoniquesA causes des différences dans le comportement mécaniques des couches, donc dans la réponse des roches aux contraintes les affectant,Il en résulte des complications de détail dans la géométrie des plis .Les roches les plus plastiques réagissent par étirement plus ou moins interne entre les roches moins plastiques qui sont moins intensément déformées, il y a dysharmonie de plissement ( voir figure 10).

70

10) Pli dysharmonique 11) Décollement

La présence d’un ensemble dysharmonique important au sein ou à la base d’une série sédimentaire, entraîne parfois le décollement d’une partie des couches qui se plissent indépendamment du substratum. Le phénomène se produit parfois à l’échelle d’une chaîne de montagne ou d’une partie importante de cette chaîne de montagne, sous le seul effet de la gravité où les formations se plissant par écoulement sur une pente de leur socle ; on parle alors de tectonique d’écoulement par gravité.Un effet de la gravité et du décollement des séries est connue à une échelle plus réduite, sous le nom de décollement ou ‘’collapse structure’’, lorsqu’un ensemble sédimentaire comportant des couches plastiques, portées en altitude par la tectonique et déséquilibré par l’action de l’érosion, glisse en masse, par fois en se plissant, vers les vallées déprimées voir figure 11).IX –5) Diapirisme et dômes de sel Les formations évaporitique, les halites et dans une moindre mesure les sulfates, sont particulièrement plastiques et constituent des niveaux de dysharmonie et de décollement fréquent (décollement des séries du Jura au niveau du Keuper évaporitique).Par leur plasticité élevée, les évaporites sont, de plus, facilement injectées au cœur des plis aigus ou dans des fractures, c’est le phénomène de diapirisme.Enfin les formations salifères épaisses enfouies sous des sédiments plus jeunes à une profondeur suffisante ont tendance à remonter vers la surface en donnant naissance à des structures particulières, appelées dômes de sel.Le phénomène qui à reçu le nom de halokinèse introduit ainsi des déformations dans des régions à tectonique généralement calme (figure 12 ).Les séries argileuses sont dans certains cas (les argiles sous compactées) sont responsables de déformations de même style ; on parle alors d’argilokinèse.

++ + + + ++ + + ++ +++ sens d’écoulement + + + + + + de sels

71

Socle couche salifère

Puits de forage implanté sur les flancs du dôme de sel

Gisement super cap

Failles +++ +++++++ +++++++++ ++++++++++ + +++ Sel +++ Gisements de pétrole+ +++++++++ +++ ++++++++ ++ Socle++ +++++++ ++ ++ ++++++ ++ ++ +++++ ++ Dôme de sel ++ +++++ +++ +++++++++++ ++ +++++++++++

Remarque : les gisements liés aux dômes de sels se trouvent sur les flancs sur chapeau du dôme. Pour mettre en évidence tous les gisements liés à un dôme de sel, avec un minimum de deux puits, on doit forer sur les flancs.

72

Cours de Géologie du Pétrole

73

Chapitre I : les séries pétrolifères

Définition : On appelle série pétrolière toute série sédimentaire qui renferme un faciès pétrolier ; c'est-à-dire une série sédimentaire qui renferme une roche mère qui a donné ou qui est capable de donner des quantités appréciables d'hydrocarbures et une roche réservoir, pour les accumulés, surmontée d'une couverture imperméable et étanche

I) les roches mères

1) définition :Une roche mère est un sédiment fin, pellitique, renfermant une certaine quantité de matière organique, ayant donné des quantités appréciables d'huile et de gaz. Parmi les roches mères on distingue :

- Les roches mères épuisées : celles qui ont donné et ne reste que la matière organique résiduelle, incapable de générer encore les hydrocarbures (pétrole et gaz).

74

- Les roches mères potentielles : celles qui sont capables de donner les hydrocarbures une fois porté dans la fenêtre à huile.2) Lès roches mères sont caractérisées par:• Un certain pourcentage de matière organique compris entre 0,5 -1 et 5 - 6% suivant la nature de celle ci.• La présence de produits extractibles (MOE ) témoignant au moins de la possibilité de genèse des hydrocarbures, avec un rapport MOE/MO supérieur à 3 ; Il est plus élevé pour les roches mères carbonatées que pour les roches mères argileuses.• Une certaine dispersion de la matière organique dans une phase argileuse contenant au moins plus de 30% d'argiles. Donc toute roche sédimentaire qui contient plus de 30% d’argile est une roche mère lorsqu’elle riche matière organique.• L'existence de laminassions, strates, diastèmes, qui sont constitués d’alternances des lits à forte concentration de matière organique et des surfaces de drainage horizontales ou obliques, capable véhiculer le pétrole expulsé vers le réservoir.

I-3) Identification des roches mèresL'identification des roches mères se fait par corrélation entre les hydrocarbures du gisement, qui sont supposés provenir de la mère et les traces d'hydrocarbures demeurées dans celles ci. Cette opération est souvent rendue délicate par la migration différentielle des différents espèces d'hydrocarbures et par les variations enregistrées par ceux ci, notamment par effet chromatographique, au cours de leur transfert dans la colonne ( fig 1).On caractérise une roche mère par la teneur en extrait, non migré et par le rapport MOE/ COT.

1-3) classification des roches mèresOn classe les roches mères comme suit :

Roche mère de très bonne qualité Roche mère de bonne qualité Roche mère médiocre

Les fossiles géochimiques susceptibles d'être retrouvés dans la roche mère et dans les bruts sont aujourd'hui des éléments important de corrélation.

75

MOE MOE/COT1500 ppm 5 à 10150 à 1500 ppm 2 à 550 à 150 ppm < 2

La corrélation isotopique des kérogènes et des huiles brutes apparaît de plus en plus comme un critère fidèle de corrélation, entre différents bruts et le kérogène.La génération des hydrocarbures s'observe dans la roche mère par :

- l'existence de gaz adsorbes, principalement des alcanes C1 à C5, piégés dans la matière minérale et l'étude spéciale des rapports C2/ C 1 et C3/C-1,- l'observation de microgouttelettes d'huile sous fluorescence ultraviolette

4) génération d'hydrocarbures

La génération des hydrocarbures se fait par craquage thermique de la matière organique contenue dans la roche mère au cours de son enfouissement. Une partie de la matière organique sédimentée avec les sédiments péllitiques, dans un milieu réducteur, sous la zone aérée (oxygénée), se transforme, dans les premiers décimètres ou mètres, en méthane (CH4) biogénique par les bactéries sulfato - réductrices qui y puisent à partir d'elle les éléments nutritifs (02, etc..) nécessaire à leur survie ; l'autre partie, constitue la rnatière organique résistante tels que les spores, pollens, tissus, membranes et géo polymères, va constituer le kérogène qui restera stable jusqu'à la fenêtre à huile.

Lorsque la roche mère atteint le début de la fenêtre à huile, où la température oscille autour de 40 - 60°c, le kérogène devient instable et commence à se transformer en pétrole par craquage thermique. La génération maximale d'huile est atteinte à la profondeur d'enfouissement de 2500m. A cette profondeur d'enfouissement l'huile générée est sur pressée et a acquit une pression fluide qui lui permet de créer une micro fissuration dans la roche mère d'où elle sera expulsée vers les voies de drainage et de là vers le réservoir.

Avec l'enfouissement plus profond, la génération d'huile diminue jusqu'à la fin de la fenêtre à huile alors que la génération de gaz augmente (voir fig 1)

La transformation de la matière organique en pétrole s'effectue sous l'effet de la température d'enfouissement, au cours de la diagenèse, et elle est accélérée par les catalyseurs naturels tes que les argiles montmorillonites, etc.

Dans la roche mère enfouie au dessous de la fenêtre à huile, c'est à dire dans la zone à gaz humide, l'huile restée prisonnière se transforme en gaz par craquage thermique. Lorsque la roche mère sera portée dans la zone à gaz

76

sec, le gaz humide resté prisonnier se transforme en gaz sec par craquage thermique (fig 1).

77

Début de la fenêtre à huile

Maximum de génération Seuil du

premier choc d'expulsion des

hydrocarbures3500 m

Fin de la fenêtre à huile2500 m

Zone à gaz sec

fig 2 : position de la fenêtre à huile et des zones à gaz humide et sec au cours de la diagenèse d'enfouissement

Chapitre Il) Les roches réservoirs :

Les roches réservoirs sont des roches, présentant des vides, pores ou fissures reliés entre eux et dans lesquelles peuvent circuler et se rassembler ou s'accumuler les fluides qu'on peut extraire facilement par pompage ou sous l'effet de l'énergie de la couche, une fois le puits foré. 11-1) Propriétés principales des roches réservoirs : Le volume poreux d'une roche réservoir est généralement très hétérogène à l'échelle microscopique. Les vides inter granulaires qui prennent une forme de plus en plus aplatie avec l'augmentation de la compaction, présentent des formes irrégulières et sont reliés par des canaux très étroits, appelés inter- pores. En d'autres termes les caractéristiques pétro physiques sont étroitement dépendant des relations roches - fluides et notamment les interfaces entre le contenant et son contenu.

Il -1-1) les phénomènes d'adsorption et de tensions inter faciales :Les surfaces minérales exercent sur un fluide des forces d'attraction ou de Van der Waals qui se traduisent par des phénomènes d'adsorption ou de tension inter faciales au contact roche - fluide et de mouillabilité.

78

5500 m

ZONE à Gaz humide

T = 40 – 60 °C 1666 m

Gaz méthane biogénique

a) La Tension inter faciale :

On peut définir la tension inter faciale comme le travail nécessaire par une unité de surface pour élargir l'interface entre deux fluides immiscibles comme l'eau et le pétrole. Elle varie en fonction de la composition de l'huile,, de la présence ou non d'agents tensioactifs , des gaz en solutions, du PH de l'eau, de la pression et de la température (SCHOWALTER, 1979). La tension inter faciale s'oppose à la pression de déplacement exercée par un fluide extérieur. Cette pression peut se définir comme la pression minimale requise pour faire passer un filet de pétrole ou de gaz à travers les canalicules et les pores les plus larges.

La tension inter faciale résiste, pour des fluides donnés, à des pressions d'autant plus élevées quelles en sont elles mêmes ; c'est à dire plus elles sont élevées et plus les pressions de déplacement exercées par un fluide extérieur sont grandes. Les tensions inter faciales déterminent, dans ces conditions, les possibilités de migration ou en d'autres termes les caractéristiques des couvertures et de fermeture.

b) l'adsorption :L'adsorption est un phénomène qui consiste en la fixation des molécules ou d'ions sur la surface d'un corps solide (minéral). On distingue deux types d'adsorptions : l'adsorption physique qui peut retenir plusieurs couches mono moléculaires sur une surface solide, alors que l'adsorption chimique ne retient qu'une seule couche (plusieurs niveaux moléculaires d'eau peuvent être adsorbés physiquement sur des surface d'argile ; la relation entre les deux éléments ne sont pas seulement physiques, mais également chimique : les atomes d'H2 assurent la liaison entre les atomes d'02 du minéral (Si02) et les molécules d'eau, c) la mouillabilité :La mouillabilité correspond au travail nécessaire pour séparer un fluide du solide qu'il mouille. Elle s'exprime généralement par un angle de contact de l'interface eau - huile contre la roche ou la parois du pore. En général l'eau est un fluide mouillant les roches alors que l'huile est un fluide non mouillant. Cependant, dans les roches carbonates, l'huile mouille les parois des pores. C'est la matière organique qui modifie leur propriété de mouillabilité. Cette eau liée à la surface du minéral argileux présente un degré d'ordre plus élevé et se trouve immobilisée, et constitue l'eau irréductible. Cette eau a tendance à s'élever vers le haut par capillarité.II- 1-2) PorositéLa porosité et la perméabilité sont les deux paramètres essentiels d'un réservoir. La porosité et la saturation fluide sont importantes pour calculer la

79

quantité d'huile initiale en place. On distingue la porosité totale, la porosité utile ou effective et la porosité irréductible. II-1-2-1) La porosité totale C'est le volume de l'espace poreux connecté ou non, sur le volume total de la roche. La porosité est conventionnellement représentée par la lettre grec φ. La porosité totale est déterminée par la formule suivante :

φt = Volume total ries pores (connecté nu non ) x 100 (1 ) Volume total de la roche

Suivant la relation entre le type de porosité et le type de pore on distingue : les pores interconnectés, connectés et isolés ( fig 3 ). Les pores connectés et interconnectés constituent la porosité utile ou effective.Les pores isolés contribuent à la porosité totale et non à la porosité effective ou utile.Remarque : le terme de porosité utilisé dans l'analyse des réservoirs est la porosité effective ou utile qui est déterminée par la formule suivante :

Ou = Volume des pores reliés entre eux x100 (2) Volume total de la roche

2) Dans le réservoir on rencontre trois types de pores) à savoir les pores connectés, interconnectés et les pores isolés : (voir fig ci-dessous

80

Pore interconnecté

Pore connecté

Fig 3 : trois types de pores

Remarque : les deux premiers types de pore constituent la porosité effective, alors que le troisième type constitue la porosité irréductible.

1-2) La saturation fluide :La saturation fluide est le rapport de l'espace poreux rempli avec un fluide donné (huile, gaz ou eau).La nomenclature standart de la saturation est comme suit :Sw : saturation en eau (water)Sg : sturation en gazSo : saturation en huile ( oil )Remarque : la saturation fluide totale doit être égale à 100%. Elle est déterminée par la formule suivante :Sw + So = 1 —► d’oùt Sw= 1-So e t So= 1-Sg

I-3) La perméabilité :Le second paramètre essentiel pour un réservoir est la perméabilité. La porosité seule n'est pas assez ; les pores doivent être connecté pour permettre aux hydrocarbures de se déplacer dans et hors du réservoir.La perméabilité caractérise la capacité des fluides de s'écouler à travers la roche réservoir (c'est aussi la capacité d'une roche de se laisser traverser par un fluide). On distingue : 1 ) la perméabilité absolue, 2) la perméabilité effective et 3) la perméabilité relative.

1) La perméabilité absolue :

La perméabilité absolue est définie comme la perméabilité d’une roche à l’écoulement d’un fluide avec une saturation de 100% de ce fluide. La constante de perméabilité K est définie par l’équation de DARCY qui s’écrit comme suit :

Q = K ( P 1 - P 2 ) A / μ L ( 4 )

Où : K : Perméabilité, exprimée en darcy ou en milidarcy Q : débit ( cc/sec ) P1 - P2 : Pressions appliquées à travers l'échantillon (atm)

81

Pore isolé

A : Section de l'échantillon à travers laquelle s'écoule le fluide (cm3)μ : Viscosité du fluideL : longueur de l'échantillon

La perméabilité est déterminée comme suit :

K = Q μ . L / A ( P 1 - P 2 ) ( 5 )

Les unités de la formule sont : Darcy = ( cc/sec) ( cp) (cm) / m2) ( atm ) (5a)= cp. Cm . cm / atm . sec = cp .cm2 / atm . sec ( 5b)

La formule ( 5b ) montre que la perméabilité de un darcy (1d) permet à un fluide de viscosité un centipoise ( 1cp) de s'écouler à une vitesse de 1cm par seconde pour un gradient de pression de un atmosphère ( 1 atm ) par centimètre de longueur. Mais comme la plupart des réservoirs ont des perméabilités beaucoup plus petites que le darcy, alors ont utilise le milidarcy ( md).

Pour un fluide singulier (air, eau, huile) on utilise la perméabilité à l'air, à l'eau et à l'huile.

2) Perméabilité effectiveLa perméabilité effective est la capacité d'une roche de se laisser traversée par un fluide en présence d'autres fluides. Les termes Kw, Kg, et Ko sont utilisés pour désigner la perméabilité effective à l'eau, au gaz et à l'huile respectivement.

Remarque : la perméabilité effective à un fluide est toujours moins que la perméabilité absolue.

3) La perméabilité relativeLa perméabilité relative est le rapport de la perméabilité effective surla perméabilité absolue. La perméabilité relative varie de 0,0 à 1,0. Les symboles standard sont :

Kro : Perméabilité relative à l'huileKrg : Perméabilité relative au gazKrw : Perméabilité à l'eau

Pour l'huile : Kro = Ko / K OùK= Permabilité absolue (saturation de 100% d'huile )Ko = Perméabilité effective à un certain pourcentage de saturation en

huile ( voir fig 4 ).

82

% de saturation en gaz

100 80 60 40 20 00

% de saturation en huile

fig 4 : exemple de courbes de perméabilité relative ( de Selley,1985)

I - 4) Pression capillaire et géométrie des pores :

La pression capillaire est un concept important pour l'accumulation et la production de l'huile. La pression capillaire est définie comme la différence dans la pression à travers l'interface entre deux phases fluides immiscibles. Dans un tube ou pore capillaire, la pression capillaire peut être exprimée par les propriétés suivantes :

- La tension inter faciale entre les fluides- La mouillabilité des surfaces poreuses- La géométrie des pores-

1) Mouillabilité et taille des pores

La plupart des réservoirs sont mouillables à l'eau, ayant un film d'eau séparant les frontières des pores (parois) de l'huile ou du gaz ( fig 5). Les pores dans un réservoir sont comparés à un tube capillaire cylindrique. La pression capillaire dans un tube capillaire mouillé à l'eau (fig 5) est formulée comme suit :

Pc = Po - Pw = 2 5 Cos e / r (σ)

Où :Pc = Pression capillaire Po = Pression dans l'huile Pw = Pression dans l'eauθ = angle de contact entre le ménisque d'eau et la parois du tube capillaire.

20 40 60 80 100

quilibre de la aturation en gaz

83

σ = tension interfacialer = Rayon du tube capillaireCos θ =exprime quantitativement la mouillabilité.

Donc la pression capillaire est directement proportionnelle à la tension inter faciale, et les valeurs élevées de la pression capillaire sont attendues dans les systèmes où le rayon des pores est très petit. La figure 5 montre la relation entre la pression capillaire et le rayon du pore.

2) courbes de pression capillaires

La relation entre la pression capillaire et la saturation fluide est obtenue par des tests de pression capillaire tel que l'injection du mercure et elle est plotée comme une courbe de pression capillaire (fig 6). La taille effective des pores tortueux sera estimée sur une distribution de rayons poreux et de la perméabilité. Une fois la pression d'entrée à été excédée, l'invasion fluide augmente rapidement pour une augmentation de pression jusqu'à ce que la saturation en eau irréductible sera atteinte.

L’échantillon 3 est un réservoir de pauvre qualité avec une grande pression d'entrée et un contenu d'eau irréductible élevé. Ces propriétés sont dues à la texture du grès qui est constitué de grains de taille fine, de classement pauvre avec une matrice argileuse abondante, amenant à des pores tortueux de taille très fine.

84

Injection de Mercure, %

Saturation en eau irréductible, % —

water ) oil water ( oil

oil-wet water-wet

Pc = 2σ/ rb = 2σ cos θ /r

Fig 5: Pression capillaire dans un tube cylindre capillaire.

100

Pression capillaire

0

100

Fig 6 : Tubes Capillaires de diamètres différents montrant que les poids des colonnes liquide sont proportionnels au diamètre des tubes (from Selley, 1985).

87

I - 5) Les principaux facteurs contrôlant la porosité et perméabilité ou la qualité de réservoir. La porosité et la perméabilité sont deux des exigences essentielles pour qu'une roche agisse comme réservoir. Donc ces deux paramètres caractérisent la qualité de réservoir.

Les principaux facteurs contrôlant la qualité réservoir et par conséquent la porosité et le perméabilité sont :

Diamètre des grains

Forme des grains- classement des grains orientation des grains

b) facteurs secondaires

pendant la diagenèse

a) les facteurs primaires pendant la sédimentation

c) géométrie des pores

- réduction de la porosité primaire et de la perméabilité

- compaction mécanique

- compaction chimique (cimentation)

- Dissolution

- Fracturation

- diamètre des pores- interconnexion des pores- tortuosité des pores - diamètre des interconnexions des pores

Création de la porosité secondaire

88

Remarque   : Les facteurs primaires et secondaires contrôlent la forme et la nature des pores dans le réservoir. Leur géométrie influe directement sur la porosité et la perméabilité du réservoir.

1) Les facteurs primairesDans une partie, nous aimerions décrire les textures principales avec la géométrie des pores d'un réservoir par rapport à la porosité et perméabilité.

a) diamètre des grains :

Théoriquement, la taille des grains est immatérielle pour la porosité d'une roche ( fig 7). Toutefois, les sédiments à grains fins ont généralement des porosités plus élevées que les sédiments à grains grossiers. Le facteur majeur n'est pas le diamètre des grains, mais plutôt le classement des grains. En d'autres termes la porosité est indépendante du diamètre des grains.La perméabilité diminue avec la diminution du diamètre des grains, si les autres paramètres sont constants, parce que une décroissance dans le diamètre des grains donne des diamètres de pores plus petits et des inter pores plus étroits ; ce qui augmente la pression capillaire.

Donc il est plus dur pour les fluides de s’écouler à travers les roches à grains plus fins, dont les pores et inter pores fonctionnent dans la limite du capillaire, où l’eau est irréductible.

b) la forme des grains:Les deux aspects de la forme des grains sont l'émoussage (degré d'arrondi ) et la sphéricité. Des données sur l'effet du degré d'arrondi et de la sphéricité sur la porosité et la perméabilité sont peu abondantes. La relation entre le degré d'arrondi et la porosité est discutée en détail dans le paragraphe (d). Les grains de sphéricité élevée tendent à se tasser avec un minimum d'espace poreux. Les meilleures porosités sont souvent trouvées dans les roches constituées de grains anguleux, bien classés ou grains subanguleux.Remarque : La forme des grains, bien qu'elle participe probablement, ne joue pas un rôle important dans le contrôle de la porosité et la perméabilité.c) le triage ou classement des grainsLe triage ou classement des grains est le plus effectif facteur contrôlant la porosité et la perméabilité des grés. Dans des grés pauvrement triés ou classés , les espaces poreux entre les fragments de grains plus grands sont remplis par une matrice de grain plus petits, réduisant ainsi la porosité. La perméabilité peut être aussi baissée à cause de la décroissance des diamètres des pores et inter pores, augmentant ainsi la pression capillaire. Au contraire, des grés bien triés et classés auraient des porosités et perméabilités relativement élevées. Comme il a été déjà mentionné, le triage ou classement varie parfois avec le diamètre des grains. La fig 8a résume les effets du classement et du diamètre des grains sur la porosité et la perméabilité dans les sables non consolidés. La fig 8b résume les mêmes effets dans les grés consolidés. Ces figures montrent que les sables et grés bien triés et classés ont des porosités et perméabilités plus élevées.d) structure et textureLes deux aspects importants de la structure et texture, dans un sédiment, sont le tassement et l'orientation des grains. Théoriquement, les grains sphériques de diamètre uniforme ont six arrangements des grains ou géométries de tassement.( fig9).L'arrangement cubique résulte dans une porosité de 47,6%, alors que l'arrangement rhombohèdrique a une porosité de 25,9%. Cette théorie de l'arrangement (tassement) est basée sur la supposition que les grains du sédiment sont sphériques. Ceci est rarement vrai pour les sédiments, exceptée pour les roches oolithiques. D'autre part, il est difficile de garder l'arrangement originel, parce que la compaction post dépôt cause des ajustements rapides avec perte de porosité durant l'enfouissement précoce.

e) L'orientation est probablement plus significative pour la porosité et la perméabilité que le tassement. La manière avec laquelle les grains sont orientés a un faible effet sur la porosité, mais a un effet majeur sur la perméabilité. La fig 10 montre que la perméabilité sera plus grande parallèlement à l'orientation des grains parce que cette orientation est l'alignement des structures avec le minimum de résistance au mouvement des fluides (Scheiddogeger, 1957). f) les environnements de dépôts,Comme mentionné ci dessus, les textures originelles des sédiments jouent un rôle important dans la détermination de la porosité et de la perméabilité. En particulier, la perméabilité dépend de manière cruciale des inter- pores plutôt que seulement des diamètres des pores, et de là sur le classement et la géométrie des grains. Les textures décrites avant résultent essentiellement du mode de dépôt. Par exemple, les sables de plages dans les environnements de haut fond ont habituellement des grains de quartz bien triés ou classés, arrondis, grossiers, et sont aussi très poreux et hautement perméables. Donc il est très important d'étudier les environnements de dépôts et leur faciès pour comprendre la distribution des corps réservoirs et de la qualité réservoir. 2) Les facteurs secondairesAprès le dépôt, la porosité et la perméabilité dans le sédiment se réduit avec l'augmentation de la profondeur d'enfouissement. Cette décroissance dans la qualité de réservoir résulte principalement des échanges dia génétiques secondaires et de la cimentation dans le sédiment.Dans beaucoup de cas, l'augmentation de la porosité et de la perméabilité est observée à cause de la dissolution ou la fracturation hydraulique naturelle ou tectonique.Ces changements dia génétiques seront discutés dans le chapitre approprié de chaque roche réservoir.

3) Relation entre la porosité et la perméabilité : Dans beaucoup de réservoir gréseux et dans des roches réservoirs Carbonates, volcanogènes, une bonne corrélation existe entre la porosité effective et la perméabilité ( fig 11). Toutefois, comme il a été dit avant, la perméabilité est directement déterminée par la géométrie des pores et inter- pores et non par la grande dimension des pores les plus grands. Les changements dans la géométrie des pores peuvent substantiellement altérer la perméabilité sans changer la porosité. D'où il est clair qu'il n'existe pas de corrélation directe entre la porosité et la perméabilité puisque les relations sont complexes ; les corrélations mathématiques ont été trouvées par plusieurs auteurs. Léquation de Korenzy tente de relier la porosité et la perméabilité comme suit :

K = C φn/∑n ( 7 )Où :

K= perméabilité

Φ = porosité∑ = surface spécifique exposée au fluide

C - constante de KORENZY

Remarque : La perméabilité est proportionnelle à la porosité et inversement proportionnelle au carré de la surface spécifique exposée au fluide.

II) Les réservoirs gréseux1) les constituants d’un grés : Les constituants de base d'un

grés dans le sens volumétrique incluent les fragments de grains, la matrice, l'espace poreux et le ciment (voir fig 12 ).

Fig 12 constituants volumique d'un grés (modifié par McBride,1977)

Matrice argileuse

Generally, K > K > K . (from Selley, 1985) x y

Les fragments de grains sont des particules transportées (détritiques, biogéniques) ou authigènes de la taille d'un sable. Les plus abondants des types de grains détritiques sont les quartz, feldspaths, argiles, micas et les fragment de roches (magmatiques, métamorphiques, volcaniques). Les constituants peuvent être les minéraux lourds tels que les minéraux opaques (magnésite, hématite, etc.), le zircon, le sphen etc., ayant un poids spécifique supérieur à 2,8 et les minéraux légers accessoires

La matrice détritique constituée de particules fines (argile ou silts), de diamètre inférieur à 0,03mm, est transportées en suspension alors que les grains plus grands que les silts sont transportés par traction. L'espace poreux est occupé par des fluides (air, eau, hydrocarbures etc.), le ciment qui est précipité chimiquement à partir des fluides des pores. Les minéraux les plus communs sont la calcite, la silice ou quartz, l'anhydrite, la dolomie, calcaire, feldspath, gypse et argiles (smectite, kaolinite, illite, chlorite et inter stratifiées, etc.. ).

(Current

Grain

.

Fig les constituents volumétriques de base d’un grés ou sandstone

(modifié, McBride, 1977)

CementEspace poreux

Grains argileux tapissantLes pores

11-2) définition d'un sable et d'un grés :

Le sable est un matériel détritique dont le diamètre des grains varie de 2mm à 1/16 de mm. Le terme sable est basé sur le diamètre ou la taille du grain ; mais il est défini sans référence à sa composition minéralogique ou sa genèse. Il peut être argileux, carbonate, argilo - carbonaté, argilo - siliceux.Diamètre (mm) conglomérate Grabau (1903) Tyrrel (1921)d > 2 mm conglomérat rudite pséphite2 > d > 1/16 mm grés ou sandstone arénite psamited <1/16 mm Boue ou mudstone lutite pellite- Le terme grés ou sandstones tend de représenter les sables compactés de composition siliceuse. Les sables carbonates lithifiés sont classés sous le terme de limestones. Les termes arénites et psamites ont été proposés pour les roches de sables consolidés

.

Il - 2-1) Nomenclature d'un grésLes trois schémas de classification des grés communément utilisées (voir figures 13,14 et15), sont basées seulement sur les trois grands fragments de grains de quartz, feldspath, fragments de roches. La fig 13 est une classification simple, d'usage courant (PetitJhon et al, 1967). Elle utilise seulement les fragments de grains des trois grands diamètres des sables. Comme un second critère, la classification distingue entre le sable propre ou sable arénite avec moins de 15% de matrice et le sable greawack avec plus de 15% de matrice. II-2- 4 ) Texture des grésL'étude texturale est l'une des premières approches pour clarifier les faciès sédimentaires, l'environnement de dépôt, les processus physiques dans le site de dépôt, la distribution des corps sableux et les propriétés réservoirs tels que la porosité et la perméabilité. La texture dépend :- du diamètre du grain- du classement ou triage des grains- de la forme ou sphéricité du grain- de l'arrondi ou de l'émmoussé- de la surface texturale- du contact des grains fabrique ou structure [‘orientation des grains

a) Diamètre du grain

L’échelle de diamètre des grains acceptée est celle de Udden (1898), légèrement modifiée par Wentworth (1922). Cette échelle est géométrique (chaque unité est égale à 1/2 ou deux fois la valeur millimétrique de la prochaine). Krumbein (1934) introduit l'échelle φ (phi), où φ = - log d (diamètre en mm ). Ces échelles et leur terminologie sont données dans la figure17. Les noms structuraux sont déterminés par des proportions relatives de gravier, sable et de boue ( fig 18). Pour les particules irrégulières tels que les grains de sable, le diamètre dépend de la méthode de mesure, qui en retour dépend de l'objectif de l'étude. Les techniques générales de mesure du diamètre des grains sont le tamisage, les paramètres suivants peuvent obtenus à partir de la courbe cumulative ( méthodes graphique) ou de l'application numérique basée sur la distribution de la taille ou diamètre des grains :□ Diamètre moyen- Moyenne arithmétique du diamètre : Ma ou M- Diamètre médian : Md- Diamètre modal : Mo

□ Triage ou classement : So□ Skewness : Sk□ Kurtosis : KLe graphe de ces paramètres est leur relation (Folk R Ward, 1957)est montré dans la figure 19.1) Le triage ou classementLe classement est une mesure de la dispersion et de la distribution de la fréquence du diamètre ou de la taille des grains. Leur degré de classement est une réflexion du niveau d'énergie dans l'environnement de dépôt. Il montre les effets directionnels sur la perméabilité. La valeur du classement peut être obtenue ou déterminée par comparaison directe avec le comparateur de classement, comme il est montré dans la fig 20.2) Le skewnessL'asymétrie d'une distribution est mesurée par le skewnes (tableau 1) et est déterminée par Importance relative de ll'extrémité de la distribution ( fig J9 ). 3) Le kurtosisLe kurtosis (tableau] est une mesure du pic de la distribution (fig 21)

b) L'arrondiL'arrondi est une importante caractéristique qui sera notée dans n'importe qu'elle description de roche. L'arrondi indique l'étendue de l'abrasion que les grains ont subi. Il est quantitativement défini par la formule de Wadell( Wadell, 1971.

r j n R

¡=1

Où :

H = rayon du cercle inscrit dans le leme coin d'un grain

n = nombre de coins

R = rayon du grand cercle inscrit

Il se réfère à la forme des bords et coins du grain. Les jeux de comparaison standards sont communément utilisés pour estimer l'arrondi du grain et les différents degrés d'arrondi. Un chart de comparaison visuelle est montré dans la fig 22.

c) la formeLa forme est définie par le rapport varié des axes longs (L), intermédiaire (I) et court (s) d'une particule. Il y a deux aspects de la forme : sphéricité et formes. Zingg (1975 élève les formes des grains à quatre types : sphéroïde, disque, lame ou baguette. Sured et Folk (1958) classent les formes des grains membres : compact, l'axe, aplati et allongé.La sphéricité est une mesure approximative des dimensions axiales d'une particule. Une formule pratique a été déterminée par krumbein (1941) :

Deux systèmespour la représentation de la forme de la particule sont montrés dans la figure 23. Un charte de comparaison visuel pour la sphéricité des grains est montré dans la fig 24.d) La surface texturaleLa surface texturale des grains de sables est étudiée la première par le microscope polarisant et binoculaire. Plus récemment le microscope électronique scanner (SEM) a été utilisé. L'étude de la surface est surtout applicable à la distinction environnementale des sables actuels.e) La structure

La structure d'un grés est la manière suivant laquelle les grains sont unis ensemble dans l'agrégat de roche. Les deux structures existantes sont :- contact des grains- orientation des grains

Une esquisse des différents types de contacts grain à grain est montrée dans la fig 25. Les termes représentatifs seront décrits après. Il- 5 ) La maturité des grésIl existe deux concepts totalement différents de la maturité des grés : la maturité minérale et texturale ; elles sont les deux valables pour l'utilisation en description ou en interprétation.a) La maturité minéralogiqueLe concept de maturité minéralogique a été formalisé par Petitjhon (1949 ¡1975). Comme dans un mélange immature de beaucoup de types de grains qui ont subit l'altération et l'abrasion, les grains chimiquement instables (feldspaths, amphiboles et pyroxènes) et des grains mous seront détruits et le membre final mature sera le quartz et la silice. La mesure du degré de maturité minéralogique d'un sable peut être exprimé par l'index de maturité :

Index de maturité minéralogique = % Quartz et silice / le % feldspath et fragment de roches. Bien que l'index de maturité est rarement utilisé, l'idée est extrêmement utilisée. Par exemple, la connaissance de la maturité minéralogique d'un grés est importante pour prédire son comportement durant la compaction et l'enfouissement profond. Les quartz arénites sont minéralogiquement des grés matures, alors que les arkoses sont immature. Ces deux sables répondront différemment à des conditions diagénétiques données.b) La maturité texturaleLe concept de maturité est formulé par folk (1951). Il est indépendant de la compaction des fragments et de la maturité minéralogique. Les quatre stades de maturité texturale (folk, 1951) sont montrés dans la fig 26. Ce concept suppose que les sédiments qui supportent une énergie mécanique plus grande à travers l'action abrasive des vagues et courants, passent séquentiellement à travers les quatre stades suivant: :I) stade immature ,Le sédiment contient plus de 25% de feldspath avec 5% d'argiles détritiques. Les grains de sables sont mal classés et angulaires.

II) stade sub-mature

Le sédiment contient moins de 25% de feldspaths avec moins de 5% d'argiles ; les grains de sable sont mal classés et angulaire.

III) stade matureLe sédiment contient entre 5 et 10% de feldspaths avec moins de 5% d'argile ; les grains sont bien classés et arrondis.

IV) stade super matureLe sédiment contient moins de 5% d'argiles détritiques (parfois pas d'argile) ; les grains sont bienclassés et arrondis.

Remarque : la maturité diagénétique sera discutée dans le chapitre porosité secondaire

0 10 30 50POROSITY (%)

- Fig : plot porosité - profondeur avec la zone à pression anormale élevée (Jones, 1975)

.

11-6) les processus sédimentaires

La sédimentation des sables est causée par une décroissance dans la puissance d'un fleuve, et les structures à l'intérieur des sédiments^ résulte des processus sédimentaires. Ces enregistrements de l'écoulement peuvent nous aider à estimer les environnement de dépôt et prédire la morphologie et le trend des corps sableux, a) L'écoulement fluideIci, nous considérons deux nombres sans dimension, dans le modèle d'écoulement fluide :

R = phg / JLX ( Le Reynolds pour une surface libre d'écoulement)

Où h est la profondeur de l'eau et g l'accélération de la pesanteur. R, détermine les caractéristiques de l'écoulement, laminaire ou turbulent, sous une série de conditions données :- L'écoulement est turbulent lorsque R >2000 ; les effets de la viscosité sont faible ou petits.- Il est laminaire lorsque 500 < R < 2000.Dans l'écoulement laminaire, la vitesse moyenne temporelle et la vitesse instantanée, à un certain point, sont les mêmes. L'écoulement turbulent consiste en un assemblement de grandes parcelles de courants fluide qui sont entrelacés. Les représentations schématiques des deux écoulements sont illustrés dans la figlt)^/ F est le nombre qui exprime comment la force de gravité affecte l'écoulement. Dans le cas où :• F=1, on est en présence d'un écoulement critique, dans lequel l'énergie totale de l'écoulement est minimale pour un débit donné.• F>1, l'écoulement est supercritique ;• F< 1, l'écoulement est subcritique ou tranquille.Ces différents écoulements sont reliés aux concepts des régimesd'écoulements et sont importants dans le contrôle des traces de fond.

c) Le seuil de vitesse de sédimentation uLe seil de vitesse de sédimentation, auquel les particules commencent à se déplacer ou à être entraînés, a été étudier par Hsultrom ( 1935 et sundborg (1956). La vitesse dépend de la dimension, de la forme et la densité des particules de grains. En général, une plus grande vitesse est requise pour initier le mouvement, le continuer, et simultanément pour déplacer des

particules cohésives nécessite une plus grande vitesse que celle utilisée pbr déplacer des particules non cohésives. il y a trois modes de déplacent des particules comme illustré dans la fig2fl)P-

IV) Composition chimique du pétrole  :1)- Place des minéraux combustibles parmi les roches :

Parmi les roches Caustobiolites on a les charbons, les tourbes, la houille, l’anthracite, le coke, le pétrole et le gaz.

104

Roches

Roches Sédimentaires

Roches Métamorphiques

Roches Magmatiques

Roches SédimentairesContinentale

Roches Sédimentaires

Marines

Roches Détritiques et

chimiques

Roches Organogènes

Roches Accaustobiolites

(non combustibles)

Roches Caustobiolites (combustibles)

2)-Classification de la matière organique et produits dérivés d’après la Congrès Mondial du pétrole de 1959.

-Gaz naturel du pétrole -Huile brute

-Malthes Les naphta bitumes -Asphaltes (Soluble dans le CS2) -Asphaltites -Asphaltoides -Ozocérite -Résine fossile

-Sols humiques - Matière organique -Vases

sapropeliques Les Kéra - bitumes - Matière organique des roches mères (Insolubles dans les - Matière organique des schistes solvants habituels) (Kérogène)

-Charbon sapropélliques Les charbons

Insolubles - Charbons humiques (tourbe, lignite,etc)

I-1- Les naphtabitumes : Les naphtas - bitumes sont des mélanges d’hydrocarbures et, en faible quantité, de composés soufrés, oxygénés, et azoté, avec des traces de composés organométalliques. Suivant leur complexité, ils se trouvent sous forme de gaz, liquides et solides. Du point de vu chimique, les hydrocarbures qui entrent dans la composition des gaz et des huiles appartiennent à deux groupes différents (Tableau 1).

105

Tableau 1 : Les grandes familles d’hydrocarbures

HC aléphaliques Saturés : - à chaîne linéaire (non ramifiées)Acycliques ou ou alcanes -C-C-C-C-ou à chaîne ou paraffiniques:ouvertes (Cn H2n+2) -à chaîne ramifiées -C-C-C-C-

Non saturés : - à double liaison : les oléfines (CnH2n) (Ethylénique ou Alcènes ) H – C = C - H

-à 2 doubles liaisons etc.. - à 1 triples liaisons H C ≡ C H (Acétyléniques)

Saturés ou cycliques : (Cn H2n) naphtènes

HC cyclique à chaînes ouvertes

Non saturés ou cycliques : -à 1 double liaison -à 2 doubles liaisons -à 3 doubles liaisons CnH2n-6

1) Les HC saturés :

106

C

HH

CH2

CH2

CH2CH2

CH2CH2

CH

CH

CH

CH

CH

CH

a) Les HC Paraffiniques de formule générale CnH2n+2 sont : - les gaz pour les valeurs de n comprise entre 1 et 4, C1 Méthane, C2 Ethane, C3 Propane,et C4 Butane. - des liquides pour les valeurs de n allant de 5 à 16.- des solides pour n compris entre 17 et 70, qui correspondent aux vaselines et paraffines.b) Les hydrocarbures naphténiques, ou cycliques, de formule générale CnH2n comprennent :- des gaz (C3 et C4) : pratiquement inexistant dans les gaz et les huiles naturelles.- les liquides les plus fréquents dans les HC naturels étant de cyclopentane (C5H10) et le cyclohexane (C5H12).2) Les HC non saturés :a) Les HC aromatiques ou benzéniques cycliques de formules générale CnH2n-6 sont représentés par le benzène (C6 H6) , le toluène (C7H8) et le xylène (C8H10) .b) Les HC non cycliques : les oléfinesAu point de vue physique les naphtas bitumes se rencontrent sur les 3 états, gazeux, liquides, et solides présentant de nombreux mélanges. Les phases gazeuses et solides peuvent se rencontrer en solution dans la phase liquide des gisements de pétrole présentant une phase gazeuse associées.2) Les gaz naturels :A) Les gaz naturels que l’on rencontre dans les bassins sédimentaires sont composés en majorité par des HC non condensable à la T0 200c et la pression atmosphérique, le méthane étant le plus répondu .Il se présentant soit seuls (gisements de gaz) soit associées à des gisements d’huiles (gisement avec gaz cap) saturés ou sous saturés. Composition Chimique des différents gaz naturels :

Composition (%) Hassi R’mel Rhourd NoussCH4 75,6 84,8

C2 H6 9,3 7,3C3 H8 3,6 2,4C4 H10 2,1 1,3C5 H12

+ 4,1 1,6N2

H2

CO2 2,2 0,6H2S

Produits condensablesg/m3

223 270

Parmi les gaz naturels on distingue les gaz sec et les gaz humides.Les gaz naturels secs ne contiennent pratiquement que du méthane c'est-à-dire ils sont constitués de 99,99 % de CH4.

107

Les gaz humides s’enferment en plus du méthane les homologues supérieurs tels que l’éthane (C2H6) et la gazoline (liquide incolore) qui est riche en distillant au dessous de 2000c Ex : Les essences.On rencontre aussi dans les gaz naturels des normaux :a) Gaz contenant l’H2S : Ils sont en général indicateur de la présence d’un pétrole sulfuré ; ce pendant on peut trouver l’H2S alors que le pétrole contient peu de soufre.b) Gaz contenant le CO2 : Pour Rogers, le Gaz CO2 des champs de Californie à été probablement formé par oxydation dans le pétrole au contact de l’eau.Le CO2 de Panuco (Mexique) provient de deux sources :- l’une liée à l’intension du magma dans les calcaires et l’autre à l’action dissolvante des eaux souterrains chargés en CO2.- L’origine du CO2 peut aussi être recherché dans l’attaque microbienne du pétrole ou d’autre substance organiques.

c) Gaz contenant l’azote : l’origine de l’azote est assez mal connu. On a supposé qu’il pouvait représenter le reste d’un air fossile dont l’oxygène à disparut dans ce cas le rapport Argon/Azote devrait être voisin de 1,25 dans l’air. On sait aussi que les bactéries attaquent les nitrates en libérant l’azote (le rapport Argon/Azote < 1,25). Il peut avoir aussi une origine organique (libéré sous l’action du métamorphisme et de la T°) d) Les gaz contenant de l’Hélium : si l’Hélium est assez répondu en petit quantités dans les gisements de gaz, il peut dépasser dans certains champs le 1% et devient exploitable. Pour certains auteurs ce gaz est le reliquat de la désintégration radioactive de l’U235 et Th232.e) Les gaz contenant de l’H2 : La présence de l’hydrogène libre dans les gaz de pétrole a été discutée depuis longtemps en raison de la difficulté de dosage de cet élément. Son origine peut être bactérienne ou volcanique.

B) Caractéristiques physiques des gaz naturels : 1) la densité : la densité, par rapport à l’air, des différents hydrocarbures croit rapidement avec le poids moléculaire ; mais la prépondérance du méthane, qui varie de 75% à 90% dans les gisements de gaz ou de pétrole, donne généralement aux naturels une densité inférieure à 1 (d<1).Méthane…… d= 0554 Propane … d=1,522Ethane………d= 1,038 Butane……d=2,0062) Point de rosé et Point de bulle :Si on comprime un mélange gazeux à température constante (T=Cste), la pression à laquelle apparaît la 1ère goutte de liquide est appelée pression du point de rosé.En comprimant encore, le mélange continue à se liquéfier et la pression à laquelle disparaît la dernière bulle de gaz dans le liquide s’appelle pression de bulle ou point de bulle.

108

NB : dans un gisement de pétrole à gaz dissout, la pression à laquelle apparaît la première bulle de gaz s’appelle pression de bulle.3) Condensation rétrograde :Au-delà d’une certaine température, il n’est plus possible de liquéfier la totalité du mélange gazeux, mais on a une condensation partielle. Enfin à partir d’une certaine température plus élevée que la précédente, il n’est plus possible d’obtenir de condensation, même partielle. Cette température est dite température critique de condensation. Donc il faut éviter la condensation rétrograde pour ne pas perdre de l’huile qui restera dans le gisement et qu’on peut pas récupérer parce qu’on n’a pas gérer la pression de gisement et la température de gisement comme il faut. 4) Solubilité des hydrocarbures gazeux :Les hydrocarbures gazeux, en particulier le méthane, sont beaucoup moins solubles dans les eauxC) Les huiles brutes : 1) Caractéristiques chimiques :Les huiles brutes renferment :- plus de 65% de constituants huileux ou hydrocarbures.- De 0 à 40% de résine- 0 à 25 % d’asphaltènes - Et éventuellement des substances diversesa) les constituants huileux ou les hydrocarbures :1) Les huiles renfermant plus de 75% d’hydrocarbures sont appelées paraffiniques. Les composés C16+ sont des composés solides qui se trouvent soit en solution, soit en suspension dans les hydrocarbures liquides. Parmi ces composés on a les vaselines, les paraffines moles, les paraffines dures. Les paraffines moles sont constituées par des hydrocarbures en chaînes ramifiées alors que les paraffines dures sont constituées par des hydrocarbures en chaînes droites. constituants huileux2) Les huiles renfermant plus de 75% d’hydrocarbures cycliques ou naphténiques sont dites naphténiques3) Il existe enfin un troisième groupe, beaucoup moins répandue que les premiers, très intéressant par la valeur marchande de ses produits, appelé hydrocarbures aromatiques. Ces hydrocarbures se rencontrent en faible quantité dans les huiles brutes (<10%) sauf dans le gisement de Bornéo où il y a plus de 40% d’hydrocarbures aromatique dans l’huile du gisement.

b) les résinesElles peuvent constituer jusqu’à 40% des pétroles brutes. Ce sont des corps contenant C, H, O, N, S, à poids moléculaire compris entre 600 et 1000 à structure cyclique.

c) Les asphaltènes

109

Ce sont des corps analogues aux résines dont le poids moléculaires est plus élevé (1100 à 2500 et plus). Dans un brut peut les rencontrer avec moins de 5% en poids. Ils sont riches en corps hydrocarbonés, sulfurés, azoté et oxygénés. Ils sont insolubles dans le n – pentane. Ils renferment les porphyrine de fer, nickel, vanadium et de Cu qui proviennent de la matière organique et de l’altération des pétroles

d) Les composés divers : Les pétroles peuvent renfermer d’autres composés en plus des constituants normaux.

e) Les composés oxygénés que l’on rencontre sont généralement des acides naphténiques et beaucoup plus rarement des phénols.f) Les composés azotés :Ils appartiennent aux groupes des pyridines - quinoléines, mais se trouvent en faibles quantités dans les huiles.g) les composés sulfurés possèdent une certaine importance et influent sur la valeur commerciale du brut. Lorsqu’il ne s’agit que du H2S, l’élimination est relativement facile et peu coûteuse. Mais les produits plus complexes tel que les thiophènes et les thio – éthers et les mercaptans nécessitent des procédés spéciaux de raffinage. La teneur en soufre du brut du gisement LAC en France atteint 4,65%. La teneur en soufre d’un brut augmente généralement avec l’augmentation de la densité. Les huiles brutes renferment encore, à l’état de traces, un certain nombre de métaux, de corps optiquement actifs et des porphyrine de fer, vanadium, nickel, cu.

2) caractéristiques physiques des pétroles bruts

a) la densité : la densité ou poids spécifique des pétroles bruts est généralement inférieure à celle de l’eau qui est égale à 1d/cm3. Elle varie de 08 à 0,95 pour les pétroles lourds. La valeur de la densité a une grande importance économique car elle détermine la gamme de produits extraits et sert à fixer le prix de vante des bruts. Les bruts légers coûtent plus cher que les bruts lourds qui sont plus riches en soufre, porphyrine ect…. . Les américains expriment la densité en degré API, échelle arbitraire mais typique, très voisine de l’échelle des degrés de Baumé.

1 Degré API = 141,5 / Poids spécifique - 131,5

La densité =1 représente 10° API ou 10° BauméLa densité = 093 représente 20° API ou 20,1° BauméLa densité d= 0,88 représente 30° API ou 30,1°Baumé

110

La densité d’un brut peut varier très rapidement d’un endroit à un autre, même à l’intérieur d’un même gisement ou champ. D’une façon générale, on constate que, dans un même bassin, le poids spécifique ou densité décroît avec la profondeur, c'est-à-dire avec l’augmentation de la température et de la quantité de gaz dissout dans le brut.

d

T°

d

Quantité de gaz dissout b) la viscosité : Elle caractérise la résistance à l’écoulement des fluides. Elle s’exprime en centipoises Elle augmente avec l’accroissement de la température et l’augmentation de la quantité de gaz dissout dans un brut donné.

c) la volatilité : Les pétroles bruts comprennent des fractions plus ou moins volatiles. On y trouve des essences naturelles distillant au dessous 250°C

d) la solubilité :Dans certaines conditions de température et de pression l’huile peut se dissoudre dans le gaz sec comprimés. VA SOKOLOV et al (1963) ont montré qu’à des températures 100 à 200°C et une pression 400 at un mètre cube de gaz comprimé peut renfermer 25 à 40kg d’huile.e) le volume : L’huile d’un réservoir contient généralement une certaine quantité de gaz dissout. C’est ce qu’on appelle le GOR (Gaz Oil Ratio = Rapport gaz/huile). Il s’exprime en m3 de gaz / m3 d’huile (tonne). Le GOR peut varier de 0 à 870 m3 gaz/m3huile (valeur maximale pour un brut et pour un condensât il varie 550 à 3000 m3/M3 de gaz.f) Le Facteur Volumétrique (VF) :

111

Il est l’inverse du facteur de contraction (shrinkage factor). Le shrinkage factor est le facteur qui doit être appliqué à 1m3 d’huile du réservoir pour le convertir à son équivalent de stock (TANK OIL). Le Facteur Volumétrique est de 1,70 à Hassi Messaoud. Remarque : tous ces paramètres qu’on vient de voir sont liés au GOR et augmentent avec lui. g) Le point de congélation :il représente la température à partir de laquelle l’huile ne peut plus s’écouler. Il est lié avec la teneur en paraffines. h) La fluorescence : elle est déterminée à l’aide de l’examen des échantillons de pétrole ou de roches mères sous rayons ultra violet. Pour les pétroles légers la fluorescence est blanchâtre à bleuâtre 4) Les produits solides contenus dans les pétroles bruts :Les naphta – bitumes solides sont représentés par :- les maltes- les asphaltes- les asphaltites- les produits solubles dans le chloroforme et le tétrachlorure de carbone.

a) Les maltes : Ce sont des liquides visqueux à la température ordinaire, constitués par : - 50 à 75% C , H (hydrocarbures)- 0 à 50% d’asphaltènes - 0 à 50 % de résinesIls ont un poids moléculaire qui varie de 350 à 500. Les maltes sont des huiles qui ont perdue une partie de leurs fractions légères qui ont commencé à s’oxyder.

c) les asphaltes : Ce sont des produits qui sont constitués par :- 0 à 50% de constituant huileux (C,H)- 0 à 100 de résine- 0 à 100 d’asphaltènesIls ont un poids moléculaire qui varie de 500 à 600. Ils proviennent de l’oxydation et de la polymérisation des huiles naturelle (pétrole). Ce sont des produits partiellement soluble dans le chloroforme et insoluble dans le tétrachlorure de carbone.d) les asphaltites :Ce sont des produits noirs, solides qui comprennent :- 0 à 30% de C, H (constituants huileux)- 5 à 10 % de résines- 80 à 90 d’asphaltènes.e) les carbènes :

112

Ce sont des produits solubles dans le CS2, mais insolubles dans le tétra chlorure de carbone. Leurs poids moléculaires sont de l’ordre de 5000. leurs points de fusion est supérieur à 100°c.f) les carbénoîdes : Ce sont des produits insolubles dans les solvant habituels ou ordinaires et solubles dans le monochloronaphtalène, porté à ébullition, par suite de polymérisation des carbénoîdes en carbénes. Ils constituent le terme de passage entre les naphtabitumes et les Kérabitumes. I - 2) les kérabitumes :Les kérabitumes sont des substances organiques fossiles presque entièrement insolubles dans les solvants habituels, associées souvent à la matière argileuse (roche mère atgileuse) ou carbonatées (roche mère carbonatées). Outre le C et l’H2, ils comprennent de l’O2, N2, du soufre et des combinaisons organométalliques. Le rapport C/H est élevé que celui des charbons (voir fig ci-dessous)

% O %H 0 10 20 30 40 50

100 90 80 70 60 50 40 30 % C

Les Kérabitumes se présentent généralement sous forme d’inclusions solides, microscopiques, de kérogène dans la trame de certaines appelées schistes ou calcaires bitumineux.Certains schistes bitumineux sont exploités pour l’extraction des hydrocarbures et de l’huile. Leur intérêt économique demeure cependant encore faible, car le prix de revient de l’huile, qui est extraite par distillation dépasse sensiblement celle des pétroles de source classique. Les kérabtumes forment également le principal constituant organique des vases et des roches mères ;

II) les eaux des gisements II- 1) caractéristiques chimiques :

113

Les eaux que l’on rencontre dans le sous - sol présentent généralement une salinité croissante avec la profondeur ; cependant, il n’est pas rare de rencontrer, au moins, dans les pays aride, des eaux salées prés de la surface, alors que dans certains cas des eaux douces peuvent être rencontrées à des profondeurs de 1000 m et plus (l’eau de l’Albien au Sahara Algérien). Les eaux de gisements ont une origine complexe : ce sont des eaux de mers fossiles, des eaux connées qui ont reçu et continuent de recevoir l’apport d’eaux douces de la surface. Au cours de son déplacement, cette eau dissout les sels des terrains qu’elle traversé et sa concentration en augment dans le sens du courant hydrodynamique ; c'est-à-dire de la haute pression vers la basse pression dans le cas des eaux expulsées des argiles vers les réservoir et du haut vers la profondeur pour les eaux filtration.Du point de vu pétrolier, l’étude chimique des eaux portera sur la détermination des paramètres suivants :a) La teneur en cl : la teneur en chlore augmente dans le sens l’écoulement jusqu’à la limite de saturation qui est rarement atteinte. Les résultats sont portés sur des cartes de teneurs en cl, en g/l. b) La teneur carbonates et bicarbonates: les eaux des gisements sont en général saturées en carbonates et bicarbonates de calcium. L’apport d’ions autres que le Ca ++ et HCO3

-, augmente la solubilité des carbonates, alors que dans les eaux qui se chargent en ions Ca ++ la solubilité diminue et on a le Ca CO3 qui précipite, entraînant un accroissement du taux de ciment dans le réservoir, ce qui réduit la porosité (Φ) et la perméabilité (K).c) La teneur en sulfates : Le gypse et l’anhydrite sont les moins solubles. L’apport d’autres ions que le SO4 – et Ca ++, par exemple cl-, augmente la solubilité du Ca SO4 -. Au contraire, d’autres sulfates sont dissous et cet apport d’ions nouveaux, tel que le Na+, Mg + et SO4-, entraîne une précipitation du gypse ; ce qui se traduit par une augmentation du ciment dans le réservoir, entraînant ainsi une réduction de la perméabilité (K). et de la porosité (Φ).Remarque : les eaux de gisements sont généralement :- pauvres ou dépourvus de sulfates de Ca, Mg et de silice,- riches en sulfures et chlorures, ce qui traduisent un milieu réducteur.

114

Chapitre V  Origine du pétrole brut :Plusieurs hypothèses ont été émises sur l’origine du pétrole brut. Parmi ces Hypothèses on a :- l’hypothèse sur l’origine minérale du pétrole- l’origine organique du pétroleI) l’hypothèse minérale sur l’origine du pétroleCette hypothèse est basée sur deux théories, à savoir la théorie des carbures et la théorie cosmique.a) La théorie des carbures : Selon cette théorie, les hydrocarbures sont formés par réaction de la vapeur d’eau ou de l’eau chaude avec les carbures de métaux comme le carbure de fer (FeC), dans la grande profondeur, à l’intérieur de l’écorce terrestre, dans des conditions de pression et de température très élevées, selon la réaction ci-dessous.

2 FeC + 3H2O t , P Fe 2 O3 + C2H6 (1) Oxyde de fer éthane

b) Théorie cosmiqueSelon cette théorie, les hydrocarbures sont formés à la suite de la pénétration de l’enveloppe gazeuse (l’atmosphère primitive de la terre qui est était riche en gaz carbonique) dans l’écorce terrestre, par les fissures et sa réaction avec le fer contenu dans le magma donne naissance à des carbures de fer (réaction 1), qui vont réagir avec la vapeur d’eau chaude pour donner les hydrocarbure selon la réaction (2).

2CO2 + 2Fe t , P Fe 2 C = 2O2 (1)

2 FeC + 3H2O t , P Fe 2 O3 + C2H6 (2) Oxyde de fer éthane Puis ces hydrocarbures ont été expulsés suivant les failles profondes et fissures vers les couches superficielles pour s’accumuler et former les accumulations. Pour expliquer cette hypothèse SOKOLOV s’est basé sur l’exista,ce de traces de méthane dans les comètes et météorites.Remarque : cette hypothèse est boiteuse et n’est pas valable du fait que les gisements d’hydrocarbures n’existent que dans les bassins sédimentaires seulement et qu’on ne les rencontrent pas dans les roches magmatiques et métamorphiques.3) Hypothèse organique :L’origine organique du pétrole et du gaz est reconnue par tous les savants et géologues. Cette origine est prouvée par les données géologiques, géochimiques et chimiques. Les preuves géologiques : ce sont les conditions de formation des gisements de pétrole et de gaz et leur répartition dans le sous sol ; plus 99,99% des gisements

115

de pétrole et de gaz, connus dans le monde, sont attribués aux roches sédimentaires (roches mères riches en matière organique sédimentée). L’origine organique du pétrole et du gaz est confirmée par la présence dans les pétroles bruts de composés oxygénés, azotés et sulfurés qui sont manifestement d’origine organique. L’activité optique des pétroles bruts (pouvoir réducteur de la vitrinite) est une preuve de l’origine organique, car la vitrine existe dans la matière organique vivante. La transformation de la matière organique en pétrole et en gaz se fait dans un milieu réducteur sous l’effet de la température par craquage thermique.

116

Chapitre VI : Migration des hydrocarburesOn distingue :- la migration primaire,- la migration secondaire- la dysmigrationI) la migration primaire : c’est le déplacement ou l’expulsion des hydrocarbures de la roche mère vers le réservoir. L’expulsion de la roche mère des hydrocarbures générés s’effectue lorsque ces derniers ont acquis une pression fluide supérieur à la pression de fracturation de la roche mère qui va créer des microfissures par où s’expulse le pétrole généré vers le réservoir.

Fig 1 : Migration primaire

II) Migration secondaire : c’est le déplacement des hydrocarbures (pétrole brut ou gaz) dans le réservoir jusqu’au piège où ils s’accumulent (voir fig ci-dessous).

R.M

R.C

R.C

R.R

117

Fig 2 : Migration secondaire

Dysmigration : On appel dysmigration des hydrocarbures, le déplacement de ces derniers de la roche réservoir jusqu'à la surface.

R.M

Accumulation d’huile

118

VII) Caractéristiques physiques des gisements : Pression de gisement et de température de gisement.A) La pression de gisement ou pression de couche :1) Définition de la pression : c’est l’action de presser ou de pousser avec effort, donc la pression est une source d’énergie, car tout effort demande une certaine énergie pour qu’il soit effectué.2-Energie de gisement ou énergie de couche :Les principales sources d’énergie dans les couches (ou gisements) sont :a) - La poussé des eaux : (eau de fond, eau périphérique) b) - La poussé du Gaz cap : (chapeau de gaz)c) - La pression du gaz dissout : au moment de son dégagement, lorsque la pression de gisement devient égale a la pression de bulle (pression a partir de laquelle le gaz dissout se libère).d) - La gravitée) - L’élasticité des couches et des fluides Toutes ces forces qu’on vient de voir peuvent agir séparément ou ensembles. Donc l’énergie de la couche se caractérise tout d’abord par la pression.3- Pression de gisement ou de couche :La pression de gisement ou de couche, est la pression sous laquelle s’y trouvent les fluides renfermés dans le réservoir qui n’a pas été exploité. On l’appelle aussi pression vierge ou pression initiale. Plus la pression de couche est grande (l’énergie de la couche est plus importante) plus la récupération de l’huile est efficace.Remarque : une chute rapide de la pression initiale témoigne d’un épuisement rapide de l’énergie de la couche; qui entraîne une perte de l’huile ***** ; ne peut pas se déplacer vers le fond du puits et par conséquent ne peut être récupéré.Donc pour assurer l’utilisation optimale de l’énergie ou de la pression de couche, il faut étudier les variations de la pression de couche et assurer son réglage par le maintient de pression par injection d’eau, de gaz.Les mesures multiples de la pression dans les gisements de pétrole ont montrés qu’elle augmente avec la profondeur en obéissent à une certaine régularité. Elle augmente de 0,8 à 1,2 atm / 10cm, soit en pression hydrostatique de l’eau et dont le niveau piézoélectrique se trouve à la surface du sol (voir figure).

119

Fig 1 : pression normale

Dans le puit 1 : l’eau monte jusqu'à la surface du sol qui coïncide avec le niveau piézoélectrique.Dans le puits 2 : l’eau monte jusqu’au niveau piézoélectrique situé au dessous de la surface du sol.Dans le puit 3 : l’eau monte jusqu’au niveau piézoélectrique qui est situé au dessous de la surface du sol.

Donc on peut prévoir la pression de couche ou initiale P0 si on connaît la profondeur à laquelle se trouve la couche, par la formule suivante.

- Mais toute fois il existe des gisements où la pression initiale est anormalement élevée ou anormalement faible.

4) pression normale :C’est la pression dont le niveau piézométrique se trouve à la surface du sol ou plus proche de la surface du sol (soit supérieurement ou inférieurement).- Si le niveau piézométrique se trouve au dessus de la surface du sol, le puits est jaillissent. L’eau peut être envoyée jusqu’à des maisons situées au dessous du niveau piézométrique sou l’effet de l’énergie de couche.- Si le niveau piézométrique se trouve à la surface du sol, les fluides arrivent jusqu’à la surface di sol. L’eau dans son cas peut être puisée par sceau ou par pompage.

P1

P2

P3

120

- Si le niveau piézométrique est dessous de la surface du sol, les fluides ne montent pas à la surface du sol et ils sont exploités par pompage. Si la pression de couche est au dessous d’un certain seuil qui est fonction du débit et des la profondeur de la monté des fluides dans les puits, le puits doit être abandonné.5) Pression de gisement anormalement élevé :Dans certains gisements on rencontre des pressions anormalement élevées que la pression normale qu’on peut prévoir d’après le niveau piézométrique régional. Cette pression anormalement élevée est due :a) à la pression géostatiques résultant du poids des couches emballant les roches réservoirs. Sous l’effet de cette pression certaines roches, comme les argiles et les sels, subissent des déformations plastiques qui entraînent une diminution de l’espace poreux, en provoquant l’imperméabilité parfaite aux gaz. Cette pression caractérise surtout les gisements de grandes profondeurs comme le gisement de Hassi Messaoud dont la pression de couche est égale à483kg/cm2 à la côte absolue de -3200m, soit à une profondeur de 2500m.b) Aux Forces tectoniques ayant provoqué l’accroissement des plis et la formation des gisement par l’érosion des couches superficielles, parfois jusqu’à plus de 1100m d’épaisseur de roche érodées, entraînant ainsi une diminution de la profondeur d’enfouissement du gisement qui va remonter vers la surface tout en conservant la pression de gisement acquise dans la grande profondeur. Donc cette pression de gisement anormalement élevée est une pression fossile. c) A la liaison d’un gisement pétrolier avec un gisement inférieur de gaz à forte pression, par l’intermédiaire des fissures tectoniques.6) détermination de la forte pression de gisement de gaz :La forte pression de gisement de gaz se détermine par la pression au contact eau - gaz et elle vaut 1,5 fois la pression hydrostatique (voir fig ci-dessous).

Surface du Sol

H w = 1500m

B hg = 500m

Gaz

A Eau

121

La pression au point A sur le contact eau – gaz est égale :

PA = Hw X γw / 10 = 1500 x1g/cm3/10 = 150 kg/cm2 ou bars

La pression au point B au sommet des la structure est égale:

PB = PA – hg X γg / 10 = 150 – 500 X 0,17 /10= 150- 8,5= 141,50 kg/cm2 ou bars.Donc PA ≈ PB (la pression au sommet du gisement est presque égale à la pression qui règne sur le contact eau - gaz.

Remarque : l’apparition des pressions de couches anormalement élevées complique le forage des horizons sur pressés, car pour traverser ces réservoir on doit choisir une boue plus lourde avec pression de boue légèrement supérieure à la pression de gisement pour éviter l’éruption de pétrole; mais la pression exercée par cette boue lourde entraîne la fracturation des roches ou réservoirs sous pression normale, avec perte de boue partielle ou totale., ce qui entraîne le colmatage du réservoir et l’utilisation de déplétion importantes pour désengorger le réservoir et avoir afflux d’huile vers le puits. Parfois cette déplétion peut provoquer la rupture de la colonne d’exploitation.Conclusion : la pression de couche constitue l’énergie nécessaire pour extraire pour l’extraction du pétrole du gisement. Pour extraire le maximum de pétrole du gisement il faut étudier la variation de la pression initiale et assurer son bon réglage par le maintien de pression par injection d’eau, gaz, de polymère, etc…… B) Température de gisement :1) Notions générales :a) le degré géothermique :On appel degré géothermique l’intervalle de profondeur sur lequel la température augmente de 1°C. La valeur du degré géothermique varie d’une région à une autre. Exemple : dans l’état du weioming (USA) il est de égal à 11m/°C, dans la région de Grozni en Tchéchénie il est de 8 à 12 m/°C. La variation du degré géothermique dépend de l’activité tectonique et magmatique de la région. Dans les région chaude où il y a une activité magmatique ou tectonique le degré géothermique est petit (8 à 13 m/°C, alors que dans les régions froide, à fable activité tectonique ou calme, il est grand (33 m/°C°). Le degré géothermique se détermine d’après la formule suivante :

G = H - h / T - t donc T= t + H - h /GOù G = degré géothermique (m/°C)H = profondeur de l’endroit de mesure de la température (m)

122

h = profondeur de la couche neutre où la température est constante et égale à la température moyenne qui règne à la surface du sol (m)T= température mesurée en profondeur (°C)T= température moyenne annuelle qui règne à la surface du sol (°C)c) le gradient géothermique :on appelle gradient géothermique l’accroissement de la température en °C pour chaque 100m de profondeur. Il est déterminé Par La Formule Suivante :Gr = (T- t /H – h) x 100 = (1/G) x100 (°C/m) Donc T= t + (H – h) x Gr / 100 Remarque : la température de l’écorce terrestre augmente avec la profondeur.2) La température de gisement :La température de gisement est l’un des facteurs principaux qui interviennent sur les propriétés physiques des fluides (la viscosité, la solubilité du gaz dans l’huile ou dans l’eau, le volume spécifique, etc…) renfermés dans la roche réservoir. L’étude de la température et de sa variation le long d’un sondage est nécessaire pour effectuer certaines opérations techniques tel que la cimentation des tubages, les perforations des couches ou horizons réservoirs. Elle est indispensable aussi pour la définition du mécanisme de production, pour déterminer les conditions de formation des gisements d’huiles et de gaz et aussi pour l’étude du champ thermique de la croûte terrestre.4) Température de gisement élevée :

L’augmentation de la température d’un gisement améliore les conditions de drainage vers le puits, car l’huile devient plus mobile à la suite de la diminution de la viscosité, entraînant ainsi une résistance à l’écoulement des fluides du réservoir. C’est pour cela que lors de la récupération secondaire on injecte de la vapeur d’eau pour diminuer la viscosité du brut en place et augmenter le débit de production.La diminution de la température de gisement une augmentation de la viscosité de l’huile ; ce qui entraîne une augmentation de la résistance à l’écoulement et donc une chute de débit et de production. La chute de la température de gisement provoque la précipitation des asphaltènes du brut qui vont boucher les pores les plus étroits, provocant ainsi le colmatage des interconnections et petits pores au voisinage du puits. La diminution de la température de gisement est provoquée soit par l’injection de fluides froids (ex la boue de forage) soit par le dégagement du gaz dissout lorsque la pression de gisement devient inférieur à la pression de bulle (pression dessous de laquelle le gaz dissous se dégage). Dons c’est le dégagement du gaz dissous qui provoque le refroidissement du gisement ; ce qui diminue la température du gisement et provoque la précipitation des asphaltènes qui vont colmater les pores et inter - pores les plus étroits. 5) appareil de mesure de la température :On mesure la température dans les puits de forage à l’aide de thermomètre à maxima ou à l’aide d’un thermomètre électrique.

123

Remarque : les conditions de mesures de la température seront abordées lors du cours de production.

124

Chapitre VIII :: Les piègesI) Définition d’un piège : Le piège est une zone du sous sol où l’énergie potentielle des fluides emmagasinés est minimale et l’énergie cinétique est nulle ; c'est-à-dire c’est une zone où les fluides emmagasinés sont immobiles.1) Notion d’empiègement :Une fois les hydrocarbures expulsés vers la roche réservoir, ils vont se déplacer de la pression haute vers la pression et lorsqu’ils rencontrent une structure anticlinale ils s’accumulent selon la théorie de l’anticlinale ; c'est-à-dire qu’on aura le gaz qui va s’accumuler le premier en haut, au dessous du gaz on a l’huile qui va s’accumuler et au dessous de l’huile on l’eau qui va exercer une certaine pression sur l’huile (poussée de l’eau de fond). Remarque : lors du déplacement des hydrocarbures dans le réservoir jusqu’au piège on a le gaz, plus léger et mobile, qui va transporter l’huile entre les bulles de gaz et les gouttes d’huile qui vont transporter l’eau et l’inverse.Lors de la migration secondaire les hydrocarbures expulsés vont remplir la structure la plus interne jusqu’à sa fermeture structurale théorique, puis ils vont remplir la deuxième et troisième jusqu’à la fermeture structurale et la quatrième jusqu’à une hauteur inférieure à la fermeture structurale théorique, alors que les autres structures qui sont les plus externes sont remplis d’eau C’est pour cela qu’il est conseillé de commencer à forer la structure la plus interne, qui a été probablement remplis jus qu’à sa fermeture structurale. Si elle l’est on programme le forage de la deuxième qui se trouve hypsométriquement plus haut, ainsi de suite jusqu’à ce qu’on rencontre une structure qui n’est remplie jusqu’à fermeture théorique. Les autres structures externes situées sur les bords externe du bassin, plus haut que la structure qui n’est pas remplie complètement, sont remplies d’eau (voir fig ci-dessous) (5) (4) (3) Eau (1) Eau Eau Eau Eau Fig : Empiègement différentiel des hydrocarburesLes trois premières structures sont remplies jusqu’à la fermeture structurale, alors que la 4ème elle n’est remplie pas jusqu’à la fermeture structurale. C’est pour cela que la 5ème elle est vide et n’a pu être remplie.

125

Suivant l’importance respective des facteurs structuraux et stratigraphiques, on peut distinguer : - les pièges structuraux,- les pièges stratigraphique et lithologiques- les pièges mixtes- les pièges divers

a) les pièges structuraux :Un piège structural est un piège dont la couverture et le reservoir forment une concavité tournée vers le bas. Ces types de pièges sont principalement formés par des plis (anticlinaux) ou par des failles. Parmi les pièges structuraux on distingue :

- Les structures anticlinales simple- Les structures anticlinales faillées - Les structures liées au diapir

1) pièges liés à un anticlinal simple

Surface du sol

------- Roche couverture ----- ----- ---- ----- ----- ----- ------ Gisement d’huile lié à ---- ----- ------ structure anticlinale simple ------ ……………. ----- ----- ----- Pétrole…………… ---- ----- Roche réservoir ---- ---- ---- ----- ---- -- Eau…… …………. ----- ------- ----- ………… ----- ------- ………… ----- ------------ ………… ------- ------- --- ……….. ------ -------- ………….. ------ -------- ----- ……….

Anticlinal simple

126

2) Piège lié à anticlinal faillé

3)

Huile

Anticlinal faillé où la faille ne joue le rôle d’écran

127

4) Piège lié à une faille étanche ----- --------

--- -------- ----- -------- ------- -------- ----- ------------- -------- ----- ------ ----- -------- ----- -------- ------- -----…. ----- -------- ----- - ----------- ----- ----- ------ ………. ---- -------- --------- --------- ----- --------………….. ----- ------------- -------- …………. ----- ----- -------- ----- -------- ……………. ----- ----- ----- -------- ----- -------- ------- -------- --------- ----------- -------- ------- --------

5) Piège lié à une faille étanche affectant des couches monoclinales

Huile

Anticlinal faillé où la faille ne joue le rôle d’écran

128

------------- ------- ------ ------ ------ ------- ------- ------- ------- --------- -------- -------- ------- --------- -------- ------- -------- -------- -------- -------- -------- -------- -------- ------ ---------------- -------- -------- -------- -------- -------- ------ -------- ------ ------------ ----- ------ ………… ------ ------ ------ -------

----- ----- ---- …….. (1) ……… L L L L L L ----- ------- ------ …………. …….. L L L L L L ……----- -------- ----…………. …… ----- ------ ----- ----- L L L L L L L L L …… .------ -------…… --- ----- ……… --- -----

------ ------ L L L L L L L L --- .………. ---- ----- …. ------ ----- ---- --- . ………... ----- ---- ……. L L L L L L ---- ----- …………..

---- -- …………… … ----- ----- … …....... (2)……….. L L L L L L(3)…… ----- ------ ….. ……………… ----- L L L L L ………… ----- ------ ………… ------- ----- L L L L L ------ …………. ------ ------- ------- ------ ---- ---- …………. ------ ---- --- ------ ------ ----- ----- L L L L L ----- ---- …………. ----- -------- ---- ------- ------ ---- ----- ----- ……….. --- ------ ----- ----- ------- L L L L L ----- ------ -----L L L L L L L L L L L L L L L

6) Piège lié à un dôme de sel

Remarque : pour l’exploration des gisements liés à un dôme de sel il est conseillé de forer sur le flanc pour mettre en évidence le maximum de gisements qui lui sont liés.

129

L L L L RC L L L L L L L L L L L L ------- ------ ----- L L L L L L L L -------- ------ ------- ------ ………………………….. - -------- ----- -----

---- ----RC ------- -- …………Huile…………………… ---- ------ ------- ---- ----- ------ ------- ……RR………. ………… ------ ------- -------------- ------- …………… . ………….. ------- ------- ------------ ----- ………… ……………. ------- -------- ------- …………. ……………………---- ………… …………………….

7) Piège lié à un anticlinal chauve

b) Les pièges lithologiques :Parmi les pièges lithologiques on distingue : les pièges liés à un biseau originel, les pièges liés à un biseau sous discordance, les pièges liés à un biseau transgressif sur discordances, les pièges liés à une lentille de sable, les pièges liés à un changement de faciès et les pièges diagénétiques par changement de perméabilité. ------- ----- ------ ------ -- ------- --------- ------- -------- ------- --------- ------- -------- --------- -------- --------- -------- ----- ------ --------- --------- .. ----- -------- ----- ------- ------- …… ---------- ---- ------ ------- ----- …….. ------- ------- ------ ------ ----- ………. ------- ------- ------ ------ ---- ………… ------ ------- ------ ------ ---- ………… -------- -------- ------- ----- -- …huile……….. ------- ------ ------- ------ ………….. ------ -------- ---------- --- Eau……… ------- ------- ------- 8) biseau originel

130

L L L L L L L L L L L L L L L L L L L L L L L L L .. ----- ---- L LL L L L L L L ……………… ------ ------- ----- --- ………………. ------ ----------- ---- ------- ------- ……………… ------- ------------ ------ ------- …………….. ------ ------------- ------ …… Huiile…… ------ ------------ ---- ………………. ------- ----------- ………………. ------- ------

9) Piège lié à un biseau sous discordance

10) Piège lié à un biseau sur discordance

---------- ------ -------- ------------ ------- ------ -------- ------- ------ ----------- ------- ------- -------- -------- --------- -------- ----- -- ----- ------ ------ --------- ------- ------- ------ ----- -------- ……………..-------- ------- --------- ------- ---- …………………………… -----.------- --------- …………………………HUILE…… …… ------ ……………………………………………………………. ----- ------…………………………………………………. ….. ------ -----………………………….. - ------- ----- ------- ------ ---…….. ------------- -------- -------- --- ------ ------- ---- ----- ------- -------- ------ ------ ------ ----

131

------- --------- -------- ------- ------ ------- --------- -------- ------- ------ -------- ------ ----- ----- ------ -------- ------ ------ ----- ----- ------- ------- ------ ……………. ------ ----- ----- ……………… ----- ----- Huile ----- ………………… ----- ---- ----- …………………. ------ -- ------ ………………… ----- --- ----- - ……………..------- ------ Eau ------ --------- -------- -------- ----------- ---------- ---------- ------- ---------- --------- ------- ----------- ----------- -------- 11) Piège lié à une lentille sableuse

---- ------ -------- ------- ----- ---- --------- -------- ---- ---- ---- ------- --------- ------- ----- ---- ----- ------- --------- --- ----- ---- ----- -------- --------------- ---- …………… -------- --- ----- ---- ……………………. – ----- ---- ……………………….. ----- ------ ………………………------ Huile ----- ………………………..------ ----- ………………………..------ ----- ……………………------- ------ ……………………….. ----------……………………….. ----- Eau

12) Piège lié à un changement de faciès

----- …………………….------ barrière d’imperméabilité

132

------……K+0…………. -------. ----- …………………….. ------- Roche argileuse (RC) ----- …………….……… --------. ------…………………….. ------- ----- …………………… --------. ----- …………………….--------. ---- ……K ≠ 0 ….…….. ------- Huile ---- ……………………. ------- -----……………………. -------- -----…………………….. -------- ----- ……………………..--------- -----……………………. --------. Eau -----……………………..-------- ---- …………………… -------- 13) Piège diagénétique -----…………………… -------- (par barrière de perméabilité

III) Les pièges mixtes :

Les pièges mixtes englobent tous les pièges lithologiques liés à une structure anticlinale (voir fig ci-dessous)

Huile -------- ------ ------ -------- ------- ------ ------- ---- ------- ------- ------- ----- ------ ------ ---- Eau ------- --------- --------- ------- ---------- ------- ------ ----- ……--- ------ ----- ------ ----……….. ----- ------- ----- ----………--- ----- ----- --------- ---- ……………. ----- ------ ----- ---- ……………----- ---- ---------- …………………. ----- ------- ----- --- ……… ------ ----- -------- …… ----- --- ……… ------ ------ ----- -- ……… ----- ----- ---- --- ---- -------- …… ----- ------- ……… -------- ---- -- ……. ----- ----- ---- ------ ----- ------- ……. ----- ---- ----- ……… ------ ---- …….. ----- ----- ------ ---------

14) Piège mixte lié à une barrière 15) Piège mixte lié à un changementDe perméabilité faciès

IV) Notion de fermeture :

133

On distingue la fermeture structurale théorique et la fermeture structure pratique :

a) la fermeture structure théorique :C’est la dénivelée entre le sommet de la structure anticlinale et le point d’inflexion du synclinal adjacent. Elle représente la hauteur d’huile maximale que peut renfermer la structure (fig 16).

-------- ------ ------- --- ------ -------- -------- ------ ------- --------- ------ ------ .. ……---- ----- ------ ----- …………. ----- ---- ----- ----- ……………. ----- ---- ----- ---- ………………. ---- ----- ----- ---- ………………….. ---- ---- ----- ---- …………………….. ----- ---- Fermeture structurale théorique ----- --- ……………………….. ----- ------- ----- ----- ---- ………………………….. ----- ----- ----- ----- ---- ……………………………. ----- ----- -- …………. ----- --- ……………………………….. ---- ---- ………….. ----- ---- ………………………………….. ---- ……………. ----- --- ……………………………………………………… ----- ---……………… ……………………………….----- ---- …………….. ………………………….--- ---- …………….. ……………………..---- --- ……………. ………………….------ …………… ……………..----- …………… ………..

16) fermeture structurale théorique

b) la fermeture structure pratique :Elle représente toute hauteur d’huile inférieure à la fermeture structurale théorique. Elle caractéristique les hauteurs d’huile des structures qui ne sont pas remplies complètement (fig 17).

--------134

------ ------- --- ------ -------- -------- ------ ------- --------- ------ ------ .. ……---- ----- ------ ----- …………. ----- ---- ----- ----- ……………. ----- ---- ----- ---- ………………. ---- ----- ----- ---- ………………….. ---- ---- ----- ---- …………………….. ----- ---- Fermeture structurale pratique ----- --- ……………………….. ----- ------- ----- ----- ---- ………………………….. ----- ----- ----- ----- ---- ……………………………. ----- ----- -- …………. ----- --- ……………………………….. ---- ---- ………….. ----- ---- ………………………………….. ---- ……………. ----- --- ……………………………………………………… ----- ---……………… ……………………………….----- ---- …………….. ………………………….--- ---- …………….. ……………………..---- --- ……………. ………………….------ …………… ……………..----- …………… ………..

17) fermeture structurale pratique

Chapitre iX : Notion de gisements et notion de champ I) Notion de gisement :

135

Le gisement est une définition économique qui représente une accumulation d’huile et de gaz économiquement exploitable c'est-à-dire capable de payer la recherche, l’exploitation et le transport avec des bénéfices. Toute accumulation qui n’est pas économiquement exploitable ne peut constituer un gisement. Parmi les gisements on distingue :Les gisements en couche liés à une coucheLes gisements massifs liés à plusieurs couches

a) Gisement en couche b) Gisement Massif

a) Le gisement en couche est un gisement compris entre deux couches imperméables (ou deux roches couvertures (fig a).b) Le gisement massif est gisement lié à plusieurs couches ou roches réservoirs (fig b).

II) Notion de champ :2) Définition d’un champ :On appelle champ un ensemble de gisements contrôlés par une structure anticlinale (voir fig ci-dessous).

Surface du sol

136

----- --- ---- ----- ----- ---- ---- --- ---- ---- ---- ----- ------ ---- RC ---- HUILE ------ ---- ---- ------ ---- ---- ---- ------ Eau ----- ----- ---RR ---- ----- ----- ---- ---- ---- ---- ----- ----- --- --- ----RC ---- HUILE -- ---- ---- 3 gisements

RR Eau ---- --- ----- ----- ------ ---- ----- ------- ---- ----- ------ ----- ----- ----- ---- ----- --RC ---- ---- --- ---- ---- ---- ---- ---- ---- ----- ----- -- HUILE ----- ----- ------ ----- ------ ----- ---- RR Eau

Fig a) champ constitué de 3 gisements contrôlés par une structure anticlinale. Surface du sol …….. ………. 4 Gisements . Huile. --- --- ---- …Huile …… (1) RR ----- ----- ------- ---- …..(2)..RR . . . ----- ------ ------ ----- ----- ----- ----- ---- ----- ---- ----- ----- ----- RM----- ----- ----- ------ ------ ------- ---------- ---- ------ ------- ---- ----- ----- ---- ------ -------- ----- ---- ----- ----- ----- ----- --------- ---- --- ---- ----- ----- ----- ----- ---- -- --- ---- ---- ---- ----- ----- ----- ---- ----- --- ----- --- --- ---- ---- ---- ---- ------- ----- ----- ----- ----- ------ ------ ----- ----- ----- ------ ----- --------- ----- ----- ---- ---- ----- ----- ---- ---- ----- ---- ---- ---- ---- ----- --- ---- ----- ---- ----- ----- ----- ---- ----- --- ---- ----- ---- ----- ----- ----- ---- --

(Fig b) champs constitué par 4 gisements lithologiques liées une couche argileuse contrôlée par un anticlinal.

Remarque :

137

Huile RR(3) Eau

HuileRR

(4 ) Eau

- Un champ peut être constitué par des gisements lithologiques constitués de pièges lithologiques (lentilles sableuses, biseau originel) liés à une couche argileuse (fig b).- Un champ peut être lié à un gisement géant contrôlé par un anticlinal.

138

Chapitre X : Hydrodynamisme des gisements de pétrole et de gaz

Ling Hubbert (1940-1950) a donné la formule précisant la relation existante entre l’angle que fait la pente du plan de contact huile eau par rapport à l’horizontale représentée par (tgθ) et la pente hydraulique de la nappe en mouvement :Tgθ = dw/dw-do x dh/dxOù :dw = densité de l’eaudo= densité de l’huiledh/dx = pente hydraulique de la nappe

De cette formule découlent les considérations suivantes :- Les gisements d’hydrocarbures sont déformés ou déplacés dans le sens de

l’écoulement de la nappe qui le supporte.- Pour un gaz ou une huile de densité donnée, les déformations ou

déplacements seront d’autant plus grand que la pente de la nappe sera forte .- Pour une nappe de pente hydraulique donnée, les déformations et les

déplacements seront d’autant plus que la différence dw-do sera plus faible ; ce qui veut dire que l’huile sera plus lourde ou l’eau plus douce. 

- La densité du gaz étant toujours très inférieur à celle de l’huile, la surface d’inclinaison de la surface de contact sera toujours plus faible, à égalité de pente hydraulique, pour les gisement de gaz et d’huile.

- Le déplacement proche ou lointain d’un gisement d’huile aura lieu quand la valeur de tgθ sera supérieure à celle du pendage de la structure tournée dans le sens du courant.

- Suivant l’intensité du courant d’eau et de la densité de l’huile on rencontre les types d’accumulations suivantes :1. ) Soit une simple inclinaison des interfaces huile – eau et gaz-eau 2 ) soit un déplacement total, où le top de la structure est aquifère et l’huile a été complètement balayée de la structure dans le cas où le gradient hydrodynamique est faible et la fermeture structurale est peu importante.En fonction la vitesse d’écoulement on a les déformations ou déplacements suivants :

------ ------- ------ ------- -------- OGC ------- ------- --- ------ ---------- ------ ---- ………………Gaz……….. ………… ---- ----- ----- -- …………… ------- -------- …….…………………. --- ----- OWC---- -…………..--------- ------ ------- -------- …… huile ..………… ----- -- -- ……….. ------ -------- --- ---- ------ ---- …………………… ---- --

1 ) Courant faible et huile légère

----- -----

139

------- RC------- -------- ------- ------ ……… ----- ------ ------- ----- ……Gaz……. . ----- ----- ------ ---- ……………………….. ----- ----- ----- ----- ……………………Huile.…. ---- ---- ------ ---- ………………θ.… …………….. ---- ----- ----- ---- …………………………………………. ---- ---- ---- ---- ……RR…………………………………… ---- ----

Courant moyen et huile de densité moyenne

------ ------ --- ------- ------- -------- ------ ------ ---- --- ---- ----- ----- --- ……..Gaz .. --- ---- ----- ------ ----……………………. ---- ---- ------ ---- -----……………………Huile ---- ----- ------ ------- ----- ----- -- ……………………………….. ------ ------ ------ -----……---- ----- …………………-- …. …………… ------ ------ --- ………..----- - …………………---- ------……………… ………………..--- ……………… ------ ----- --- ……………………………………….-…………………----- ------ ------- --………………………

Courant fort et huile lourde

XI ) Régimes de Drainage ou modes d’exploitation

140

La récupération primaire de l’huile et à un degré moindre du gaz est essentiellement liée aux mécanismes de drainage du réservoir.La plupart des gisements renferment plusieurs sources d’énergie dont l’importance relative varie en fonction du temps. Les principales sources d’énergie sont :- La compressibilité des fluides- Le gaz dissout dans l’huile- Le gaz libre du gaz cap- La pression des fluides - La compression élastique des roches réservoirs- La gravité

Remarque : l’énergie de réservoir la plus efficace est la combinaison d’un water drive actif et d’un gaz cap (cas très fréquent).

Il est important de déterminer le type de production pour obtenir une meilleure récupération.

1) Régime de drainage par expansion de l’huile :L’huile est peu compressible. A de grandes profondeurs cette compressibilité n’est pas négligeable. Si la pression de gisement est supérieure à la pression bulle, au fur et à mesure que l’on soutire de l’huile, celle qui reste dans le réservoir tend à se décomprimer de façon à occuper la place laissée vacante. Ce phénomène est appelé expansion monophasique du fait que la phase gazeuse n’apparaît dans le réservoir qu’au moment où l’on atteint la pression de bulle. Le facteur de récupération dû à l’expansion de l’huile est généralement fraible à cause de la compressibilité peu élevée de l’huile et de la chute rapide de la pression de gisement. Avec ce régime on peut atteindre des taux de récupération exceptionnels de 7 à 8% et des taux usuels de 3 à 4%.

2) Le régime de drainage par expansion du gaz dissout :Lorsqu’on atteint le point de bulle, la gaz dissout dans l’huile commence à se dégager et il s’ensuit une augmentation de volume qui favorise l’expulsion des fluides, de façon analogue à ce qui se passe ou se produit lorsqu’on ouvre une bouteille de coca cola ; c'est-à-dire les bulle de gaz de densité légère ont tendance à se déplacer plus rapidement tout en entraînant entre elles de l’huile. Cette récupération dépend de la quantité de gaz dissout, donc du GOR et peut atteindre 10 à 15% des réserves en place. Dans la pratique il est recommandé de commencer le maintien de la pression de gisement avant d’atteindre la pression bulle afin de maintenir la production d’un fluides monophasique (huile avec gaz dissout) récupérer le maximum d’huile en place.

3) le Régime par expansion du gaz cap :

141

S’il existe un gaz cap (chapeau de gaz) dans un gisement, tout prélèvement d’huile du réservoir entraînera une expansion notable du gaz cap qui est infiniment plus compressible que l’huile. Ce phénomène limitera la chute de Pression dans le gisement. Le gaz du chapeau est constitué généralement par un mélange de gaz hydrocarbures représentant la partie de gaz qui n’a pas été dissoute dans l’huile saturée.Dans ce type de gisement le chapeau de gaz est constitué par un gaz humide riche en homologues supérieur au méthane (éthane propane et butane).Remarque :- On peut avoir un gaz cap, de composition différente, surmontant un gisement

d’huile sous saturée (ex : le gisement Raguse en Sicile)- Dans les gisements à gaz cap libre l’énergie est fournie par le dissout avec une

énergie additionnelle emmagasinée dans le chapeau de gaz comprimé.- En se déplaçant vers le puit, le gaz libre sépare l’huile des pores de la roche et

la pousse vers le fond du puit.- L’efficacité de drainage par le gaz est plus grande que celle de l’expansion de

gaz dissout seul. Elle peut fournir 30 à 50% de l’huile en place dans le réservoir ; mais dans la plupart des gisements elle est de 20 à 30% ;

- La principale limitation de ce mécanisme est que la faible viscosité du gaz lui permet de s’écouler à travers les sections les plus perméables du réservoir.

- Si le gisement est exploité à un rythme rapide, le gaz court-circuit une partie de l’huile et ne la déplace pas, c’est la percée de gaz.

4) Régime de drainage par water drive 

Les régimes à water drive sont ceux dans lesquels la pression du réservoir est transmise à partir de l’eau qui supporte le gisement (eau de fond ou périphérique). Dans ce mécanisme, l’énergie vient principalement d’au de là des limites du gisement et transmise le long du gradient de pression vers le gisement. Au fur et mesure du retrait des fluides, l’eau remplacera l’huile et le gaz soutirés et la pression est maintenue avec le déplacement du contact huile eau vers le haut. La pression, dans le water drive actif, est hydrostatique. Elle est causée par l’expansion de l’eau ou du gaz contenu dans l’eau sur le contact eau-huile, par la réduction des pores causée par la par la pression géostatique sous l’effet d’une diminution de la pression du réservoir, par la combinaison de ces différents facteurs. - L’expansion de l’eau est très faible : 106 à 10 – 7 (ce qui n’est pas négligeable).- La compressibilité des roches est également très petite : 10-8 elle croît avec la

porosité ; mais elle n’est pas négligeable. Quand l’eau avance pour remplacer l’huile et le gaz elle a une action :

sur le contact eau huile qui va monter pousse l’huile hors des pores du réservoir elle chasse l’huile et le gaz vers le puiton distingue deux types de water drive :- par toute la surface du contact huile – eau (bottom water drive).

142

- Par les bords du gisement (edge water drive), si l’huile occupe toute la hauteur du réservoir (fermeture structurale théorique, fermeture pratique plus grande que l’épaisseur du réservoir).

Remarque : - Géodynamiquement, un gisement à water drive actif doit avoir une roche

réservoir suffisamment perméable, s’étendant sur une large surface susceptible de fournir assez d’eau pour remplacer les fluides produits (pétrole et gaz.

- Si la production est plus rapide que l’infux d’eau, la pression du réservoir chute avec le débit de production.

- Le taux de récupération est plus élevé :50 à 60% mais en général <50%- La source d’énergie est souvent d’origine hydrostatique

Régime de drainage par gravité :La gravité est un agent très peu actif. Cette force peut être notable dans le cas de piège à fort relief ou grande fermeture structurale théorique. Elle devient la source dominante d’énergie dans le dernier stade d’exploitation après le régime de production par gaz dissout. Dans ce stade la production est d’autant plus grande que la viscosité est faible et que le réservoir est plus perméable.

XII) Le calcul des réserves :

143

Du point théorique nous avons trois méthodes de calcul de réserves :- La méthode volumétrique et ses variations- La méthode statistique- La méthode de bilan matèreParmi ces méthodes la méthode volumétrique est préférable car elle peut être employée :Pou toutes les catégorie de réserves,Pour tous les régimes de drainagePour toutes les structures géologiques.Dans ce cours nous allons traiter la méthode volumétrique et ses variations.XII-1) La méthode volumétrique consiste à déterminer les réserves en place c'est-à-dire le volume des pores remplis d’hydrocarbures par la formule suivante :

Q réserves en place= F.H. Φ βs.θ.d. (1)Où :

F = surface du gisement. Elle est exprimée en m2. Elle est limitée soit par le contour externe ou moyen.

H.= épaisseur pétrolifère. Elle est exprimée en m

Le Produit F.H = le volume total Φ = c’est le coefficient de porosité utile. Il est exprimé en fraction ou en %

Βs = c’est le coefficient de saturation en huile. Il exprimé en fraction de l’unité

Le produit F.H. Φ βs représente le volume total d’hydrocarbures dans les conditions de couches. Il est exprimé en m3

θ = coefficient de recalcul des conditions de couches aux conditions de surface.

d= densité de l’huile ou pétrole brutles réserves récupérables sont déterminées par la formule suivante :

Q réserves récupérable= F.H. Φ βs.θ.d. η (2)Où :

η= coefficient de récupération. Il est exprimé en % ou fractionXII – 2) Détermination des paramètres de calcul des réserves :

a) détermination de la surface du gisement1) détermination de la surface F pour un gisement d’huile à eau périphérique

144

Pour la détermination de la surface F d’un gisement d’huile à eau périphérique on doit tout d’abord procéder à la construction de la carte en isobathe au toit de la couhe réservoir avec la carte d’interface. Ensuite on construit la carte en isobathe au mur du réservoir. Ensuite en superposant la structurale avec l’interface on tracera sur la carte du toit le contour externe du gisement et en superposant la carte d’interface avec la carte en isobathe au mur on tracera le contour interne cette carte. En superposant la carte du mur avec celle du toit on obtient la carte du toit avec le contour externe et le contour interne. Ensuite on tracera le contour moyen qui au milieu entre le contour externe et interne. Et à la fin on mesurera la surface contenue à l’intérieur du contour moyen qui corresponde à la surface réelle du gisement à eau périphérique.

Contour Externe

Contour moyen

Huile

eau

Contour interne

a) Construction de la carte en isobathe au toit du réservoir

Pour construire la carte structurale on doit tout d’abord tracer l’allure du relief du toit de la structure suivant le profil transversale Est –Ouest Puis on fait couper le relief du toit suivant le profil par des plans horizontaux d’équidistance 100 m, dont le premier plan est tangent au sommet de la structure à la côte -2000 m et le dernier à -2600 m.

* Profil Est – Ouest par rapport au toit du réservoir

145

- - - - - - - - - -- -- - -- 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 6 5 4 3 2 1 0 1 2 3 4 5 6 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0

Est 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 Ouest -

-2000-2100-2200- 2300-2400-2500-2600

Ensuite on projette l’intersection des plans horizontaux avec la surface du toit de la structure vers la ligne de profil Est - Ouest qui représente la surface du sol et devant chaque point projeté on met la côte du plan horizontal interceptant le toit de la couche.

* Ligne de porfil Est –Ouest avec les côtes des points d’intersection des plans horizontaux avec la surface du sol (voir fig ci-dessous)

- - - - - - - - - -- -- - -- 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 6 5 4 3 2 1 0 1 2 3 4 5 6 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0

Est 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 Ouest -

* Profil Nord –sud au toit du réservoir

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

146

2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 6 5 4 3 2 1 0 1 2 3 4 5 6 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0

Nord 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 SUD -

-2000-2100-2200- 2300-2400-2500-2600

Ensuite on trace le relief du toit du réservoir suivant profil transversale orienté Nord – sud. Puis on coupe le relief par des plans horizontaux. Et à la fin on projette les points d’intersection des plans horizontaux avec le toit du réservoir sur la ligne de profil Nord – Sud. avec les côte des points d’intersection des plans horizontaux de la structure, perpendiculairement au profil Est Ouest avec les cotes de points d’intersection du même profil de la structure. Ensuite on joigne les points de même côte et on obtient ainsi la carte structurale au toit de la couche (voie figure ci-dessous)

* Ligne de profil Nord –Sud au toit réservoir avec les projections des points d’intersection des plans horizontaux à la surface du sol

2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 6 5 4 3 2 1 0 1 2 3 4 5 6 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0

Nord 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 Sud -

Ensuite on calque le profil Nord – Sud perpendiculairement à ligne de profil Est- Ouest. Puis on joint les point de côte absolue entre eux et on obtient ainsi la carte d’isobathe au toit du réservoir.

147

Nord

-

- - - - - - - - - -- -- - -- 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 6 5 4 3 2 1 1 2 3 4 5 6 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0

Ouest 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 Est -

Sud

* Profil Est - Ouest par rapport au mur du réservoir

148

- - - - - - - - -- -- - 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 6 5 4 3 2 1 2 3 4 5 6 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0

Est 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 Ouest

-2100 - 2200 - 2300 -2400 -2500 -2600

* Profil Nord - Sud par rapport au mur du réservoir

- - - - - - - - -- -- - 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 6 5 4 3 2 1 2 3 4 5 6 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0

Nord 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 SUD

-2100 - 2200 - 2300 -2400 -2500 -2600

149

Ensuite on calque le profil Nord - Sud perpendiculairement au profil Est- - Ouest. Puis on joint les points de même cote absolue entre eux et on obtient la carte en isobathe au mur du réservoir.

Nord

- - - - - - - - -- -- - 2 2 2 2 2 2 2 2 2 2 6 5 4 3 2 2 3 4 5 6 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0

Est 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 Ouest

Sud

150

b) Détermination de la hauteur d’huile Si l’épaisseur utile varie faiblement on prend la hauteur d’huile comme la

moyenne arithmétique des hauteurs d’huile dans le gisement.

Hp = (h1 + h2 +……..+ hn) / n

Mais comme la hauteur d’huile varie largement, on prend dans ce cas la moyenne pondérée à la surface (voir figure formule ci-dessous) :

HP = (H1.F1 + H2F2 + ……. +Hn.Fn) / (F1 + F2 + …… Fn)

Pour déterminer la hauteur pondérée à la surface on doit construire la carte d’épaisseur en utilisant le contour externe pour le cas d’un gisement d’huile à eau de fond et le contour moyen pour le cas d’un gisement à eau périphérique.

* 350m F4

300mF3

200m F2 100m

OWC (f1 Carte d’isopaques ou d’épaisseurs utiles

c) Détermination de la porosité utile : Si la porosité varie faiblement on prend le coefficient de prorosité

comme une moyenne arithmétique :Φ = (Φ1 + Φ2 +…….. Φ n) / n

151

Si la porosité varie largement on doit construire la carte d’isoporosité et on la calcule d’après la moyenne arithmétique pondérée à la surface :

Φp = (Φ1.F1 + Φ2.F2 + ΦnFn) / (F1 + F2 + ….. + Fn)

0%

* 20% F4

25%F3

10% F2 5%

OWC (f1 Carte d’iso porosité

Remarque : lorsqu’on prend H et Φ comme une moyenne arithmétique il est

commode d’utiliser le contour moyen du gisement. Lorsqu’on prend H et Φ comme moyenne arithmétique pondérée à

la surface il est commode d’utiliser le contour externe.

d) Le coefficient de saturation (βo)  :

Βo = 1 – C/100 = 1 – βw (en fraction de l’unité)

e) Le coefficient de recalcule (θ)

Θ = 1/b où b = facteur volumétrique

152

Θ= (1+ βpp .ΔP) (1- βT

p . ΔT)

Où : βp

p coefficient de compressibilité totale.

βTp coefficient de dilatation thermique.

f) Le coefficient de récupération  η: c’est le rapport du volume d’huile extrait sur le volume total des réserves en place. On le détermine par analogie des gisements et leurs paramètres. Il peut être déterminé dans le laboratoire. L’échantillon extrait est séché, ensuite remplie d’huile qui sera ensuite poussée par l’eau. On détermine le coefficient de récupération selon le régime de drainage : Pour le régime water drive le coefficient de récupération η varie

de 0,6 à 0,7 Pour le régime gaz drive η varie 0,4 à 0,5

Pour le régime gaz cap drive η varie de 0,2 à 0,3 Pour le régime gravitaire :η varie de 0,1 à 0,2

η = Q rés récupérable / Q réser en place

153