CRETACE INFERIEUR
7.2 RECONSTITUTION DE L'HISTOIRE D'ENFOUISSEMENT
LITHOLOGIE
COMPACTION 1
~
POROSITE
1 PERMEABILITE 1
...
PRESSION
REGLAGE, SENSIBILITE
TEMPERATURE
TEMP DE GRADIENT, SURFACE FU.~
TI-ERMIQJE
~ 1
20°C
~
40°C
.a
•Q) ~ 0..
60°C E Q)
1-a
a o c ~
Temps (Ma)
....
_.1
Température
Fig. 7.1: Vue synthétique des données d'entrée et des processus pris en compte dans la modélisation thermique des bassins sédimentaires (Cornford, 1993, modifié).
7.2 RECONSTITUTION DE L'HISTOIRE D'ENFOUISSEMENT
Les premiers essais qualitatifs de la représentation de la subsidence en fonction du temps ont déjà été proposés par Gürich en 1896 (in: Von Bubnoff, 1931) pour la Pologne, et par Lemoine en 1911 pour le Bassin de Paris. L'analyse quantitative de la subsidence a été développée dans les années 1970 sous l'impulsion de la recherche pétrolière. Cette approche, décrite à l'origine par Sleep (1971), a été par la suite complétée par Perrier & Quiblier (1974), Watts & Ryan (1976), Steck.ler & Watts (1978) et Van Hinte (1978).
L'histoire de la subsidence du Bassin de Paris a été discutée par Brunet (1981,1986), Brunet &
Le Pichon (1982), Mascle & Cazes (1987) et Loup & Wildi (1994) entre autres.
7.2.1 Méthode et paramètres considérés
La subsidence totale d'un bassin représente la somme de l'enfouissement propre du soubassement lié aux mécanismes de formation du bassin (subsidence tectonique) et la subsidence
Modélisation thermique 59
due à la surcharge des sédiments. Une courbe de subsidence présente trois corrections majeures par rapport aux épaisseurs stratigraphiques observées: compaction, bathymétrie et variations eustatiques. Néanmoins, pour les études de modélisation thermique réalisées ici, seules des courbes d'enfouissement (courbes décompactées sans correction bathymétrique ni eustatique) ont été utilisées.
L'approche utilisée par le programme BasinMod® est identique à celle de Van Hinte (1978). Les principaux paramètres considérés, de même que leur importance relative, sont rappelés ci-dessous:
7.2.1.1 Epaisseur des sédiments
La restitution de l'épaisseur originelle d'une couche sédimentaire demande plusieurs corrections par rapport à l'épaisseur actuelle, suite aux effets de compaction et d'érosion au cours de l'histoire géologique.
Les épaisseurs des unités lithologiques pour les forages étudiés ici ont été établies à partir des diagraphies fournies par la Direction des Hydrocarbures.
1) Compaction
La compaction est le processus "irréversible" de réduction du volume des roches sédimentaires suite à la surcharge des couches sus-jacentes (compaction mécanique) et au réarrangement et à la dissolution partielle de grains. La compaction peut être décrite comme une fonction de la réduction de J'espace des pores (porosité). Les techniques de décompaction cherchent à enlever les effets du changement de volume des sédiments en fonction du temps et de la profondeur. L'hypothèse de base de la compaction mécanique est que la réduction d'épais eur d'une couche est une fonction de la lithologie et de la profondeur d'enfouissement. Les méthodes de décompaction mécanique (Sclater & Christie, 1980; Falvey & Middleton, 1981; Dykstra, 1987) sont basées sur des relations porosité-profondeur observées dans des bassins spécifiques et pour des lithologies spécifiques.
Ces auteurs interprètent l'évolution verticale de la porosité comme étant purement mécanique et ils ne tiennent pas compte des phénomènes tels que la surpression, la cimentation et/ou la diagenèse.
Un des paramètres requis pour la simulation des processus de compaction est la porosité initiale.
La porosité des sédiments non compactés et non cimentés dépendra du tri, de la forme et de la taille des grains et du taux de sédimentation. La porosité initiale peut varier de 25 à 55 % pour les sables, de 50 à 90% pour les shales (pélites) et de 40 à 95% pour les calcaires. La grande variabilité du paramètre pour les roches carbonatée est due au grand nombre de possibilités par rapport à la taille des grains et à la forme des débris organiques. D'autre part, la transition sédiment/eau est souvent mal définie. Par exemple, un sédiment argileux dans un fluide, avec une réduction graduelle des particules en suspension, peut montrer une transition de la porosité vers le haut qui dépasse 80%.
La porosité initiale ne peut donc être définie de façon précise (Chilingarian, 1983).
Le problème majeur qui se pose dans les séries étudiées provient du fait que les porosités obtenues à partir des méthodes de décompaction sont toujours supérieures à celles déduites de l'étude des diagraphies soniques et/ou celles mesurées directement sur les carottes; d'autre part, il est évident que les sédiments n'ont jamais été enfouis à des profondeurs telles que ces réductions de porosité puissent être le produit de la seule surcharge sédimentaire. Par exemple, une porosité résiduelle de 10 % dans un grès correspond à une surcharge sédimentaire de 4.4 kilomètres selon les lois de Falvey & Middleton (1981), et de 6 kilomètres selon Sclater & Christie (1980), alors que, dans le domaine étudié, les séries analysées ne dépassent (ni n'ont dépassé) en aucun cas 2.5 kilomètres. En conséquent, la réduction de la porosité dans les séries étudiées est le résultat non seulement de la surcharge sédimentaire mais aussi de la CIMENTATION.
La méthode de simulation de la compaction utilisée ici est celle de Falvey & Middleton (1981).
Elle présume que la porosité change proportionnellement au changement de la surcharge sédimentaire. A partir de données obtenues dans des sédiments carbonatés peu profonds du bassin de Perth (marge continentale passive de l'Australie Occidentale) Falvey & Middleton formulent la relation suivante :
1 1
T =<fa""+ kh
où <1> est la porosité à la profondeur considérée, <Po la porosité initiale, k le coefficient de
compaction et h la profondeur. Les couples ( <j>0 , k) sont donnés dans le tableau 7 .1.
2) Erosion
L'analyses du soulèvement et de l'érosion est aussi importante que l'analyse de la subsidence elle-même. Les événements d'érosion dans un bassin sédimentaire reflètent l'évolution de la tectonique régionale et du bassin, ils affectent également la paléogéothermométrie, la maturation organique et la génération d'hydrocarbures. Bien que des formations ou parties de formations peuvent être reconnues comme manquantes, quantifier en mètres l'importance de l'érosion est un des problèmes majeurs dans la construction des courbes de subsidence. Parmi les nombreuses méthodes permettant d'analyser ces événements on peut citer: l'analyse de traces de fission (Crawley et al., 1986), la houillification (Hacquebard, 1977; Nurkowski, 1984) et les analyses de la maturation organique (Mackenzie, 1984; Beaumont et al., 1985; Armagnac et al., 1989;
Majorowicz et al., 1990; Unomah & Ekweozor, 1993), les études de compaction des sédiments (Magara, 1976; Goy, 1979; Beaudouin et al., 1988; Kalin et al., 1992) et l'analyse stratigraphique (Deroo, 1967). Des révisions détaillées pour la reconstruction des sections manquantes sont résumées dans Armagnac et al. (1989), L~seth et al. (1992), Schegg et al. (1997) et Schegg & Leu (sous presse).
L'histoire du soulèvement des marges du Bassin de Paris est très controversée. La durée et l'ampleur de ce soulèvement se révèlent très différentes selon la méthode d'analyse utilisée. Ainsi, les études microthermométriques des inclusions fluides réalisées par Guilhaumou & Gaulier (1991), Guilhaumou (1993), Demars & Pagel (1994) et Demars (1994) suggèrent un soulèvement de la marge est du bassin à la limite Crétacé-Tertiaire, suivi d'une érosion de 400 à 500 mètres.
Deroo (1967) propose un soulèvement graduel à partir de la fin du Jurassique
qui
erait inférieur à 700 rn, ce qui est en accord avec les estimations de l'IFP (document IFP inédit figurant dans la thèse de Goy 1979, pp. 60-61). L'analyse de diagraphies soniques et d'isorésistivités des Schistes-carton réalisée par Goy ( 1979) suggèrent un soulèvement de la marge est du bassin supérieur à 1 kilomètre; Mackenzie (1984) et Goossens et al. (1988), se basant sur des réactions organiques, estiment que cette région a été soulevée de plus de 2 kilomètres. Ces derniers maintiennent, en outre, que ce soulèvement s'est accompli à la fin du Jurassique supérieur.Dan notre recherche, l'épaisseur des couches manquantes a été établie à partir de l'étude conjointe de la maturation de la matière organique (PRV et T max de la pyrolyse) et de la géométrie de couches. L'érosion a été évaluée sur la base des tendances régionales des isopaques (Mégnien, 1980), l'ajustement final étant réalisé grâce au programme BasinMod® (calibration des valeurs de PRV, Tmax. température et porosité).
Lithologie ll>o (%) k (km-1)
Calcaire 60 1.5
Dolomie 60 1.5
Craie 70 1.29
Grès 45 1.75
Shale 60 2.4
Siltites 55 2.2
Tableau 7.1: Porosités initiales et coefficients lithologiques pour les 6 types lithologiques de base considérés dans la modélisation.
Modélisation thermique 61 7.2.1.2 Datation des sédiments
La création d'un modèle de l'histoire géologique exige que chaque événement soit défini dans une échelle de temps absolu en millions d'années. Dans notre recherche, la datation des sédiments est principalement basée sur les descriptions des forages (biostratigraphie ), les synthèses géologiques (Mégnien, 1980) et la corrélation entre les diagraphies des différents forages. Dans cette étude, le cadre de Haq et al. ( 1987) a été choisi comme échelle numérique du temps géologique.