La diagénèse d’enfouissement

L’étude de la diagénèse d’enfouissement a connu son essor à partir des années 80, alors que l’exploration des réservoirs atteignait des profondeurs toujours plus grandes. Ce domaine, jusque là négligé, est alors devenu de grand intérêt et les études s’y reportant se sont multipliées.

Dans cet environnement, les fluides interstitiels sont coupés de tout échange avec les gaz atmosphériques (plus particulièrement du dioxyde de carbone CO₂ et de l’oxygène O₂).

Conditions de pression

Trois grands types de forces peuvent être différenciés dans un bassin sédimentaire : la pression lithostatique (ang. overburden pressure), la pression fluide, aussi appelée pression de pore (ang. pore pressure) et la contrainte effective (ang. effective stress).

• La pression lithostatique Pv, présentée en Figure 4, correspond à la pression exercée sur la roche par la colonne de roche sus-jascente. Sa valeur peut être déterminée par l’équation 1:

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Avec ρrock la densité moyenne de la roche, g la gravité et d la profondeur.

Le gradient lithostatique varie donc en fonction de la nature de la roche, et surtout de sa densité. La valeur moyenne du gradient lithostatique dans les bassins sédimentaires est de 25 MPa par km (Hunt, 1996).

• La pression du fluide interstitiel Pf, ou pression de pore (Fig. 1.2). Si le fluide est connecté à la surface par un réseau de fractures, alors la pression fluide est égale à la pression hydrostatique, laquelle est la pression exercée par une colonne de fluide à une profondeur donnée. Le gradient hydrostatique est fonction de la salinité et de la nature du fluide. Sa valeur moyenne est de 10.5 MPa par km (Hunt, 1996). Si la connexion du réseau poreux est stoppée par une formation peu perméable (par exemple une formation de mudstones, d’anhydrite ou de shales), alors la pression de fluide peut augmenter, jusqu’à sa valeur maximum qui est la valeur de la pression lithostatique. Lorsque la valeur de la pression fluide dépasse celle de la pression hydrostatique, la formation est dite en surpression (ang. overpressure).

• La contrainte effective (ang. effective stress), représentée sur la Figure 4, est la pression qui s’applique effectivement sur la roche. C’est la différence entre la pression lithostatique Pv et la pression fluide Pf. Tandis que la pression lithostatique comprime la roche, la pression fluide agit comme un force inverse, empêchant cette compression. Si pendant l’enfouissement de la roche, le fluide interstitiel est piégé dans les pores, la pression de fluide augmente et tend vers les valeurs de la pression lithostatique. En conséquence, la pression réelle exercée sur les grains (contrainte effective) diminue, voire peut tendre à devenir quasi-nulle. Cette diminution de la contrainte effective peut alors causer la diminution voire l’arrêt des processus de pression-dissolution et alors conduire à une préservation de la porosité en profondeur (Scholle et al.,1983).

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Un volume de roche subissant l’enfouissement est soumis à un état de contraintes, qui peut être exprimé géométriquement par un ellipsoïde des contraintes (Fig. 5) dont les trois axes (σ1, σ2, σ3) représentent les trois composantes normales de la contrainte.

Lors de son enfouissement, une roche subit selon l’axe vertical la pression lithostatique σ1 = σv (correspondant à la pression des roches sus-jascentes), mais aussi des contraintes selon les axes horizontaux (σ2 et σ3, correspondant respectivement à la plus grande et la plus petite contrainte horizontale σHet σh).

Figure 5. Ellipsoïde des contraintes

Cet état de contrainte peut alors être isotrope ou anisotrope.

Un état de contrainte isotrope signifie que la contrainte est égale dans toutes les directions :

σv= σH= σh

Un état de contrainte anisotrope correspond à une contrainte non égale dans toutes les directions (aussi appelée contrainte orientée). Cette contrainte anisotrope dépend des contraintes tectoniques appliquées à la roche (Collins, 1975 ; Bathurst, 1975, 1980, 1986 ; Choquette et James, 1987 ; Ainsi, 1983).

Il est communément admis que, dans les bassins sédimentaires, la contrainte verticale est supérieure aux contraintes horizontales. Cependant, la contrainte horizontale peut être supérieure à la contrainte verticale, par exemple dans les bassins en compression.

Conditions de température

La gamme de température de la diagénèse d’enfouissement est comprise entre 80°C au minimum et une température maximale de 180 à 250°C, en fonction du gradient géothermique auquel est soumis le bassin sédimentaire (Fig. 6). Ce gradient géothermique varie pour chaque bassin en fonction de son histoire d’enfouissement, des types de sédiments ainsi que de son contexte tectonique. Un gradient de 10°C /km représente un bassin de type intracratonique

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sans amincissement crustal tandis qu’un gradient de 30°C/km est caractéristique d’un environnement sédimentaire de type rift (Worden et Burley, 2003) ou la croûte amincie surmonte une remontée asthénosphérique..

Dans les bassins sédimentaires, le gradient de température moyen est de 25 à 30°C /km (Tucker et Wright, 1990). Cependant la gamme de variation de ces gradients est vaste :

Le bassin de Tarim (Chine) présente un gradient géothermique faible, avec des valeurs oscillant entre 18 et 20°C /km (Gu, 2002). De même, le bassin du sud de la Floride (South Florida Basin, USA) présente un gradient géothermique de 18°C / km (Schmoker et Halley, 1982). A l’inverse, certains bassins présentent des gradients de température élevés, comme dans le cas du bassin du Chad, dont le gradient est d’environ 44°C/km (Nwankwo et Ekine, 2009). Cependant, dans la plupart des bassins sédimentaires, le gradient géothermique n’est pas uniforme et peut présenter de grandes disparités de valeur : le bassin de Pearl River Mouth (Chine) présente un gradient oscillant entre 18°C et 50°C (Yuan et al. 2009).

L’augmentation de la température, lorsqu’elle est prise indépendamment d’autres paramètres, accélère les réactions chimiques ainsi que le taux de diffusion ionique.

Figure 6. Gamme de variation de la température dans le domaine de la diagénèse d’enfouissement, en fonction de différents gradients géothermiques (d’après Choquette et James, 1987)

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