Maturité thermique des sédiments de la bordure sud-est du Bassin de Paris

Thesis

Reference

Maturité thermique des sédiments de la bordure sud-est du Bassin de Paris

URIARTE GOTI, Jésus Angel

Abstract

L'objet de ce travail est une étude des indicateurs thermiques, et un essai de reconstitution de l'histoire thermique du secteur SE du Bassin de Paris. Les analyses réalisées ont permis une modélisation de l'histoire thermique portant sur l'ensemble des forages étudiés. La modélisation des indicateurs thermiques supporte la thèse selon laquelle l'action combinée des processus intra-sédimentaires et de surface (l'enfouissement au cours du Crétacé, plus important que l'enfouissement actuel, l'effet d'écran thermique de la craie et, la température de surface plus élevée au Crétacé qu'actuellement) serait responsable des transformations observées. Le degré de maturation comparable de la zone centrale et de la bordure du bassin s'explique par l'érosion inégale affectant ces zones au cours du Tertiaire. Sur la zone centrale, l'épaisseur de craie du "Sénonien" manquante est à peine de 300 m, tandis que sur la bordure du bassin, la colonne sédimentaire érodée dépasse localement 1200 m d'épaisseur.

URIARTE GOTI, Jésus Angel. Maturité thermique des sédiments de la bordure sud-est du Bassin de Paris. Thèse de doctorat : Univ. Genève, 1997, no. Sc. 2884

DOI : 10.13097/archive-ouverte/unige:98446

Available at:

http://archive-ouverte.unige.ch/unige:98446

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UNIVERSITÉ DE GENÈVE

Département de géologie et paléontologie

FACULTÉ DES SCIENCES Professeur Walter Wildi

Maturité thermique des sédiments de la b. ordure sud-est du Bassin de Paris

THÈSE

présentée à la Faculté des sciences de l'Université de Genève

pour obtenir le grade de Docteur ès sciences, mention Sciences de la Terre

par

Jesus Angel URIARTE GOTI de

Artea (Pays Basque)

Thèse N° 2884

GENÈVE

1997

G. GORIN, professeur adjoint (Département de géologie et paléontologie), J. AROSTEGI GARCIA, professeur (Université du Pays Basque, Bilbao) et W. LEU.

docteur (Geoform, Winterthur), autorise l'impression de la présente thèse, sans exprimer d'opinion sur les propositions qui y sont énoncées.

Genève. le 10 février 1997

Thèse - 2884 -

le Doyen,

Eric DOELKER

Uriarte, J.A.: Maturité thermique des sédiments de la bordure sud-est du Bassin de Paris.

Terre & Environnement, vol. 9, VIII+ 146 pp. (1997)

ISBN 2-940153-08-6

Section des Sciences de la Terre, Université de Genève, 13 rue de Maraîchers, CH-1211 Genève 4, Suisse Téléphone ++41- 22- 950.92.10-Téléfax ++41-22-755.13.82

RESUME ABSTRACT

REMERCIEMENTS

Table des matières

VI VII VIII

CHAPITRE 1: INTRODUCTION ET BUTS DE L'ETUDE 1 1.1 Mécanismes de formation et subsidence du Bassin de Paris; implications thermiques 1

1.2 Buts et remarques préliminaires 2

1.3 Cadres géographique et géologique, données générales 3

1.3.1 Généralités 3

1.3.2 Evolution paléogéographique et structurale 3

1.4 Contexte thermique général 5

1.5 Les hydrocarbures dans le Bassin de Paris 5

1.6 Zone d'étude 6

1.6.1 Bordure W du Morvan

1.6.2 Seuil morvano-vosgien ou seuil de Bourgogne 1.6.3 Zone centrale

CHAPITRE 2: INDICATEURS THERMIQUES: UNE REVUE 2.1 Généralités

2.1.1 Indicateurs organiques 2.1.2 Indicateurs minéraux

2.2 Indicateurs organiques

2.2.1 Réflectance ou Pouvoir Réflecteur de la Vitrinite (PRV) 2.2.1.1 Avantages de la méthode

2.2.1.2 Limites de la méthode 2.2.2 Indice d'Altération Thermique (lAT)

2.2.2.1 Avantages de la méthode 2.2.2.2 Limites de la méthode 2.2.3 Pyrolyse Rock-Eva!

2.2.3.1 Avantages de la méthode 2.2.3.2 Limites de la méthode

2.3 Indicateurs minéraux

2.3.1 Illitisation de la smectite

CHAPITRE 3: REFLECTANCE DE LA VITRINITE 3.1. Méthode d'analyse

3.1.1 Préparation des échantillons

3.1 .2 Mesure du Pouvoir Réflecteur de la Vi trinite 3.1.3 Présentation de résultats

3.2. Résultats

3.2.1 Description des concentrés organiques 3.2.2 Résultats des mesures

3.2.2.1 Bordure W du Morvan 3.2.2.2 Seuil morvano-vosgien 3.2.2.3 Zone centrale

3.3 Synthèse et discussion

CHAPITRE 4: PYROLYSE ROCK-EV AL 4.1 Méthode d'analyse

4.1.1 Paramètres de la pyrolyse 4.1.2 Présentation des résultats

4.2 Résultats

4.2.1 Type de matière organique 4. 2.1.1 Rhétien 4.2.1.2 Hettangien 4.2.1.3 Sinémurien

8 8 8

9 9 9 10 10 10 12 12 14 14 14 14 14 14

15

15

17

17 17 18 18 19 19 19 19 19 20

23

25 25

25 26

27 27 27 27 28

4.2. 1.4 Pliensbachien 4.2.1.5 Toarcien 4.2.1.6 Aalénien

4.2.2 T max comme indicateur thermique de la MO

4.2.3 Corrélation Tmax- Pouvoir Réflecteur de la Vitrinite

4.3 Synthèse et discussion

CHAPITRE 5: ETUDE DES PALYNOFACIES 5.1 Principes généraux

5.2 Méthode d'analyse

5.2.1 Préparation des échantillons 5.2.2 Observation des palynofaciès

5.3 Résultats

5.3.1 Description des concentrés organiques 5.3.2 Composition des palynofaciès

5.3.2. 1 Hettangien 5.3.2.2 Sinémurien 5.3.2.3 Pliensbachien

5.3.3 Etat d'évolution diagénétique de la matière organique

5.4 Synthèse et discussion

CHAPITRE 6: EVOLUTION DES MINERAUX ARGILEUX 6.1 Méthode d'analyse

6.1.1 Préparation des échantillons 6.1.2 Analyse de la roche totale

6.1.3 Analyse des fractions fines (2-16 J.lm et < 2 J.lm) du résidu insoluble 6. 1 .3. 1 Les minéraux argileux

6.1.3.2 Les minéraux associés 6.1 .3.3 Calcul des gonflants 6.1 .3.4 Cristallinité de l'illite (Cl)

6.2 Résultats

6.2.1 La roche totale 6.2.1.1 Trias 6.2.1.2 Lias 6.2.1.3 Dogger 6.2.1.4 Malm

6.2.1.5 Crétacé inférieur 6.2.1.6 Crétacé supérieur 6.2.1.7 Tertiaire

6.2.2 Les fractions fines

6.2.2. 1 Analyse minéralogique

6.2.2.2 Analyse selon la stratigraphie et la répartition géographique

6.3 Synthèse et discussion 6.4 Conclusions

CHAPITRE 7: MODELISATION THERMIQUE 7.1 Méthode et paramètres considérés

7.2 Reconstitution de l'histoire d'enfouissement

7.2.1 Méthode et paramètres considérés 7. 2.1. 1 Epaisseur des sédiments 7. 2. 1. 2 Datation des sédiments 7.2.2 Résumé et concept utilisé

7.3 Histoire thermique

7.3.1 Flux thermique

7.3.2 Limitation du concept des gradients thermiques 7.3.3 Transfert thermique

7.4 Limites de notre approche de simulation 7.5 Résultats de la modélisation thermique

7.5 .1 Modèles testés 7.5.2 Maturation organique

7.5.2.1 Zone centrale

7.5.2.2 Seuil morvano-vosgien et bordure W du Morvan

28 28 30 30 30

30

35 35 35

35 36

36

36 37 37 37 38 38 38

41 41

41 42 43 43 45 45 46

47

47 47 47 47 47 48 48 48 48 48 50

54 55

57 57 58

58

59

61 61

61

61 62

64

63

67

67 69 69 74

7.5.3 Maturation minérale

7.5.3. 1 Modèles ci11étiques d'illitisation: brève revue 7.5.3.2 Zone centrale

7.5.3.3 Bordure SE 7.6 Synthèse et discussion

CHAPITRE 8: SYNTHÈSE ET CONCLUSIONS 8.1 Limites des méthodes utilisées

8.1.1 Qualité des mesures

8.1.2 Capacité du modèle à simuler les processus naturels 8.1.3 Unicité de la calibration

8.2 Synthèse des résultats

8.2.1 Diagenèse organique 8.2.2 Diagenèse minérale

8.3 Implications sur l'histoire thermique du Bassin de Paris 8.3.1 L'activité hydrothermale

8.3.2 Diagenèse d'enfouissement

8.4 Migration de fluides dans le Bassin de Paris 8.5 Conclusion

8.6 Pour aller plus loin REFERENCES

ANNEXES

Table des figures

Chapitre 1

III

78 78 79 79

79

85

85 85 85 85 86 86 86 87 87 87 87 88 88

91 105

Fig. 1.1 Cadre géologique général du Bassin de Paris 2

Fig. 1.2 Eléments structuraux majeurs du Bassin de Paris 4

Fig. 1.3 Extrait de la carte du flux thermique de la France 5

Fig. 1.4 Zone pétrolière du Bassin de Paris 6

Fig. 1.5 Cadre géologique de la zone d'étude et localisation des puits 7 Fig. 1.6 Intervalles stratigraphiques traversés par les puits et types d'analyse effectués 7 Chapitre 2

Fig. 2.1 Corrélation entre les principaux indicateurs thermiques 11 Chapitre 3

Fig. 3.1 Analyse d'histogrammes du Pouvoir Réflecteur de la Vitrinite (PRV) 21

Fig. 3.2 Localisation des forages dont le PRV a été mesuré 22

Fig. 3.3 Evolution du PRV en fonction de la profondeur 22

Chapitre 4

Fig. 4.1 Fractions de la matière organique analysée, paramètres correspondants et

enregistrement avec le Rock-Eval IL 26

Fig. 4.2 Çaractérisation de la matière organique du Bassin de Paris. 29 Fig. 4.3 Evolution du paramètre Tmax en fonction de la profondeur 31 Fig. 4.4 Corrélation T max -Pouvoir Réflecteur de la Vitrinite 31 Fig. 4.5 Début de la fenêtre potentielle à huile dans le SE du Bassin de Paris 32

Chapitre 6

Fig. 6.1 Composition chimique des micas et des chlorites des fractions fines Fig. 6.2 Evolution du taux des gonflants en fonction de la profondeur Fig. 6.3 Pourcentages relatifs des phyllosilicates de la fraction< 2 J..lm Chapitre 7

Fig. 7.1 Vue synthétique des données d'entrée et des processus pris en compte dans la

49 51 52

modélisation thermique 58

Fig. 7.2 Profil thermique du forage Cergy - GP 1 63

Fig. 7.3 Profils de maturation et thermique, porosité et conductivité du forage Sennely 301.

Comparaison de 3 scénarii. 65

Fig. 7.4 Profils de maturation et thermique, porosité et conductivité du forage Villeneuve 101

Comparaison de 3 scénarii 66

Fig. 7.5 Comparaison de trois histoires thermiques dans le forage Sennely 301 68 Fig. 7.6 Histoire d'enfouissement et %Rodes forages Sennely -SEY301 et SEY2 71 Fig. 7.7 Histoire d'enfouissement et %Rodes forages Blancafort-BLTl et Ouzouer sur Trézée-

OZT1 72

Fig. 7.8 Histoire d'enfouissement et %Rodes forages Ambreville-ABE1 et Villeneuve sur

Yonne-VSY101 73

Fig. 7.9 Histoire d'enfouissement et %Rodes forages Silvarouvres-SIL1 et Lugny-LG1 75 Fig. 7.10 Histoire d'enfouissement et %Rodes forages Fraignot-FRAI et Chaume-CHE! 76 Fig. 7.11 Histoire d'enfouissement et %Rodes forages Cuncy-CYl et St Franchy-SF2 77 Fig. 7.12 Profils d'illitisation des forages SEY301, ABEl et VSY101 80 Fig. 7.13 Profils d'illitisation des forages SILl, CYl, OY1 et SF2 81 Fig. 7.14 Evolution de la température en fonction du temps pour le Dogger et le Keuper des

forages ABEl et VSY101 83

Liste des Tableaux

Tableau 2.1 Subdivision du groupe macérai de la vitrinite 12

Tableau 5.1 Classification de la matière organique 37

Tableau 5.2 Composition des palynofaciès de la bordure SE du Bassin de Paris 38 Tableau 6.1 Po ition des pic utilisés pour Je do age semi-quantitatif 42 Tableau 6.2 Effet des traitements de routine sur la position du pic 001 44 Tableau 6.3 Position des pics utilisés pour le calcul des pourcentages relatifs 45 Tableau 6.4 Calcul du taux des gonflants dans l'interstratifié mite!EGsmectite 46 Tableau 6.5 Calcul du taux des gonflants dans l'interstratifié chlorite!EGsmectite 46 Tableau 7.1 Porosités initiales et coefficients lithologiques utilisés pour la reconstitution de

l'histoire d'enfouissement 60

Tableau 7.2 Conductivités, capacités thermiques et densités des lithologies utilisées dans la

modélisation 64

Tableau 7.3 Flux thermique et méthode de décompaction utilisés pour la comparaison entre trois

~~

M

Tableau 7.4 Résultats de la modélisation des forages de la zone centrale du bassin 70 Tableau 7.5 Résultats de la modélisation des forages de la bordure SE du bassin 74 Tableau 7.6 Paramètres utilisés dans le modèles d'illitisation 79 Tableau 7.8 Comparaison des résultats de paléoflux thermique obtenues et les flux thermiques

actuels 82

v

Table des annexes

Annexe A Coordonnées des forages étudiés 107

Annexe B Résultats de la réflectance de la vi trinite 108

Annexe C Résultats de la pyrolyse Rock-Eval 109

Annexe D Composition des palynofaciès 111

Annexe El Résultats du dosage semi-quantitatif de la roche total 112 Annexe E2 Pourcentages relatifs des phyllosilicates dans la fraction 2-16 Jlm 116 Annexe E3 Pourcentages relatifs des phyllosilicates dans la fraction< 2 Jlm 120 Annexe E4 Estimation du pourcentage des gonflants dans les interstratifiés illite/smectite 124 Annexe E5 Estimation du pourcentage des gonflants dans les interstratifiés chlorite/smectite 128

Annexe F Légende des lithologies relevées dans les forages 129

Annexe G Répartition minéralogique (roche totale et phyllosilicates) et cristallinité

de l'illite dans les forages 130

Annexe H Profils de diffraction montrant l'illitisation de la smectite 144 Annexe 1 Profils de diffraction montrant la présence de corrensite 145

Résumé

L'objet de ce travail est une étude des indicateurs thermiques organiques et minéraux, et un essai de reconstitution de l'histoire thermique du secteur SE du Bassin de Paris. Les analyses ont été réalisées sur une douzaine des forages situés sur la bordure orientale du massif du Morvan, sur le seuil morvano-vosgien et dans une zone près du centre du bassin. Les indicateurs thermiques suivants ont été pris en compte: pouvoir réflecteur de la vitrinite (PRV), T max de la pyrolyse Rock- Eval et illitisation de la smectite. Les valeurs mesurées ont permis une modélisation de l'histoire thermique portant sur l'ensemble des forages étudiés.

Dans la zone centrale, les valeurs moyennes du pouvoir réflecteur de la vitrinite augmentent d'une façon linéaire avec la profondeur. La valeur correspondant à 0.5 %Ro s'y trouve aux environs de 1000 rn de profondeur. Sur la bordure du Morvan, les valeurs moyennes de réflectance de la vitrinite des formations liasiques varient entre 0.44 et 0.55 %Ro, à des profondeurs actuelles qui ne dépassent pas 200 m.

Les résultats de la pyrolyse Rock-Eval indiquent que la matière organique des séries liasiques de la bordure SE du Bassin de Paris est d'origine essentiellement continentale (type III), à l'exception des sédiments du Toarcien, dont la matière organique est d'origine marine (type Il). Le paramètre T max de la pyroly e montre que le début de la fenêtre potentielle à huile (T max = 430-435 oc) a été atteint pour toutes les formations liasiques aussi bien dans la zone centrale, à 1500 rn de profondeur, que sur la bordure ouest du Morvan, à l'affleurement.

Dans la zone centrale du Bassin de Paris, l'analyse de la fraction minérale a mis en évidence la disparition progressive des smectites en fonction de l'enfouissement. Sur la bordure du Morvan, le faible taux de gonflants ( <30 %) observé dans les interstratifiés illite/smectite est probablement le résultat de la diagenèse. D'autre part, la corrensite est présente dans les fractions fines des séries triasiques de la zone centrale et de la bordure. Ce degré de diagenèse correspond à des températures minimales de 90

oc.

L'analyse de sondages en bordure et dans les zones plus profondes, près du centre du bassin, démontre donc une maturité comparable dans ces deux zones, les gradients paléogéothermiques étant plus élevés que dans l'actuel. Les données obtenues par la modélisation des indicateurs thermiques sur la bordure SE du Bassin de Paris indiquent que le degré de maturité observé a probablement été atteint au cours du Crétacé supérieur - Tertiaire. Les températures maximales auxquelles les sédiments ont été soumis durant l'époque allant du Crétacé au Tertiaire ont été supérieures aux températures actuelles (de 25 à 35 °C dans la zone centrale et de 55 à 65 oc en bordure du bassin). Deux mécanismes ont été mis en avant pour expliquer les écarts entre les paléotempératures au Crétacée et les températures actuelles:

1) L'existence d'un flux thermique crustal plus important à l'époque du Crétacé- Tertiaire. En effet, la subsidence du Bassin de Paris est caractérisée par des périodes d'accélération et de décélération qui coïncident avec des époques de fortes températures marquées par des événements de minéralisation. Cette relation pourrait traduire des réajustements du socle qui auraient provoqué des flux thermiques plus forts et des accélérations de la subsidence par relaxation.

2) L'action combinée des processus intra-sédimentaires et de surface suivants: a) l'enfouis ement au cours du Crétacé, plus important que l'enfouissement actuel, b) l'effet d'écran thermique de la craie etc) la température de surface plus élevée au Crétacé qu'actuellement.

La modélisation des indicateurs thermiques réalisée dans cette étude supporte la thèse selon laquelle ce dernier mécanisme serait en premier lieu responsable des transformations observées. Ce mécanisme ne nécessite aucune augmentation du flux thermique à l'époque du Crétacé.

Le degré de maturation comparable de la zone centrale et de la bordure du bassin s'explique par l'érosion inégale affectant ces zones au cours du Tertiaire. Sur la zone centrale, l'épaisseur de craie du "Sénonien" manquante est à peine de 300 rn, tandis que sur la bordure du bassin, la colonne sédimentaire érodée dépasse localement 1200 rn d'épaisseur.

VII

Abstract

The aim of this research is to analyze organic and mineral indicators and to reconstruct the thermal history of the southeastern part of the Paris Basin. In order to determine the maturation level, well samples were collected along the eastern border of the Morvan Massive, in the Burgundy threshold and in a region situated near the central part of the basin. Both methods based on organic matter and mineralogy have been used to quantify the level of diagenesis: vitrinite reflectance, T max of Rock-Eval pyrolysis and smectite illitization. These maturity data have led to the application of a ID numerical model.

In the central area of the Paris Basin, vitrinite reflectance mean values increase with depth. The vitrinite reflectance value 0.5 % R₀ is at a depth of about 1000 m. Measured vitrinite reflectance of the Morvan border liassic sediments range between 0.44 and 0.55 %Ro, these sediments are present at depths lower than 200 m.

Rock-Eval pyrolysis data indicate that the organic matter in the liassic series of the southeastern margin of the Paris Basin is of continental origin (type III), excepting the marine organic matter from the Toarcian (type II). T max parameter from pyrolysis indicates that the start of the oil- window, characterized by Tmax values of 430-435 °C, has been reached at a depth of around 1500 rn in the central part of the basin and in outcrops at the margin of the basin.

The mineralogie al analysis of the fine-fraction in formations from the central part of the basin, shows a decrease of the smectite layers during burial. At the Morvan border, the low content in ex pan ding lay ers observed in illite/smectite interstratified minerais ( < 30 %) is probably the consequence of burial diagenesis. On the other hand, corrensite appears in both the central part and basin-margin triassic series; the presence of corrensite indicates diagenetic conditions at temperatures more than 90 °C.

Analysis of well samples in the Paris Basin shows therefore similar level of thermal maturity in both the central part and at the margin of the basin, with maximum temperatures warmer than in the present. Data on modeling thermal indicators suggest that these higher temperatures were reached during upper Cretaceous - Tertiary times. During this period, sediments reached maximum temperatures of 25 to 35

oc

higher than at present in the central part of the basin, and maximum temperatures of 55 to 65

oc

in the basin margin. Two mechanisms have been stated to explain the difference between the maximum paleotemperatures and the present ones:

1) A basement heat flow anomal y during Cretaceous-Tertiary period. The subsidence history of the Paris Basin is indeed polyphase with periods of acceleration or deceleration which coïncide with the diagenetic (thermal) ages of clay minerais, suggesting a modification of the heat flow at that time (Guillocheau, 1991 ). The relationship between these two processes could reflect basement readjustments which might have induced heat flow and accelerated subsidence (Clauer et al., 1995).

2) The addition of intrasedimentary and superficial processes (Gaulier & Burrus, 1994) as: deep burial, blanketing effect induced by the Late Cretaceous chalk deposition and Cretaceous surface temperatures higher than present-day ones.

In this work, thermal modeling of the measured maturity data supports the last hypothesis. It doesn't imply a change of basement heat flow during Cretaceous-Tertiary period to ex plain the higher temperatures recorded by the thermal indicators.

The similar level of thermal maturity in both, the central part and at the margin of the basin, can be explained by the unequal erosion of this areas during Tertiary. Thickness of eroded chalk is about 200 min the central part, whereas the eroded sedimentary column at the margin of the basin is locally more than 1200 m.

Remerciements

Je souhaite exprimer ici toute ma gratitude aux nombreuses personnes qui m'ont soutenu au cours de mon travail.

En premier lieu le Professeur Walter Wildi, initiateur et directeur de cette thèse. Sa disponibilité, sa rigueur scientifique et sa foi inébranlable ont été décisives dans l'aboutissement de cette thèse. Je le remercie aussi pour les innombrables heures passées à relire les différents manuscrits que je lui ai soumis.

Je tiens également à remercier les autres membres du jury qui ont accepté de juger cette thèse:

-Le Professeur Javier Arostegi m'a initié à l'étude des argiles. Son pouvoir de persuasion m'a convaincu de commencer ce travail. Je lui exprime ici toute ma gratitude

-Le Professeur Georges Gorin a toujours été très attentif au déroulement de mon travail. Sa vaste expérience de géologue pétrolier et sa connaissance de la matière organique m'ont été d'une aide très précieuse.

- Le Docteur Werner Leu m'a permis d'utiliser gracieusement son infrastructure de modélisation. Sa compétence et son esprit critique ont considérablement contribué à l'avancement de mes recherches.

J'adresse un merci tout particulier au Docteur Roland Schegg pour m'avoir initié à la pétrographie de la matière organique et à la modélisation thermique. Ses nombreuses remarques et critiques scientifiques ont été d'un grand secours.

Je remercie tous les organismes, institutions et personnes qui ont contribué au bon déroulement de cette thèse:

- Elf-Aquitaine production qui a mis à ma disposition, par l'intermédiaire de Monsieur G.

Sambet, les carottes des forages ABEl, BLTl, OZTl, SEY2, SEY301, SILlet VSYlOl.

-l'Institut Français du Pétrole (IFP), où les analyses de pyrolyse Rock-Eval ont été effectuées gracieusement. Je tiens à remercier Monsieur Guy Pichaud, Monsieur Michel Floquet et le Docteur François Baudin pour leur précieuse contribution.

- l'Institut de Géologie de l'Université de Neuchâtel a assuré les analyses de diffraction de rayons X. Je suis particulièrement redevable au Docteur Thierry Adatte et au Professeur Bernard Kübler de m'avoir fait profiter de leur compétence lors de mes séjours à Neuchâtel.

J'exprime ma gratitude au Docteur Bernard Loup pour son assistance au début de ma recherche.

L'équipe du laboratoire de préparation du Dépa11ement de géologie et paléontologie, notamment François Gischig qui a préparé des échantillons "impossibles", et Michel Floquet, mon "Petit Robert", sont chaleureusement remerciés.

Je tiens également à remercier tous mes collègues du troisième étage pour la bonne humeur

qui

a régné entre nous pendant nos années de recherche à Genève, en particulier, Bernhardt Ujetz, Luca Bombardiere et Frédéric Viard.

Ma reconnaissance va au Fonds National

Suisse

de la Recherche Scientifique (projet no 2000- 037585.9311)

qui

a subventionné cette recherche.

Azkenik, nire eskerrak nire familiari, Aita eta Ama, izeko Felisa eta osaba Eusebio, izeko Km·men, Kat·mele, Sorkunde, Zorione, Txomin, Jesus eta Francisco, eta baita Jokin, Marke! eta Danel, urte guzti hauen zehar euki dauren pazientziagatik.

Chapitre 1

INTRODUCTION ET BUTS DE L'ETUDE

1.1 MECANISMES DE FORMATION ET SUBSIDENCE DU BASSIN DE PARIS; IMPLICATIONS THERMIQUES

La subsidence du Bassin de Paris commence au Trias et continue jusqu'au Tertiaire (Brunet et Le Pichon, 1982). Pendant les orogenèses pyrénéenne et alpine les parties E et SE du bassin sont soulevées et érodées. Bien que des évidences du rifting permo-triasique existent dans la partie centrale du bassin, les mécanismes responsables de sa formation ne sont pas encore entièrement éclairés. D'autre part, ces mécanismes et la géométrie actuelle du bassin présentent bon nombre de contradictions (Loup et Wildi, 1994).

L'analyse à haute résolution de la subsidence du Bassin de Paris a démontré la complexité des mécanismes contrôlant sa formation et celle d'autres bassins sédimentaires intracontinentaux. La subsidence du Bassin de Paris et les cortèges sédimentaires sont contrôlés par des causes de deux natures différentes dont les effets se superposent (Loup & Wildi, 1994):

1) causes intrinsèques: des modifications thermo-mécaniques 'sous' le bassin conditionnent la subsidence à long terme. Ces mécanismes profonds (subcrustaux) sont avant tout de nature thermique et modifient peu les structures tectoniques et les volumes en présence: ils s'accompagnent d'une extension faible, voir nulle;

2) causes extrinsèques: le bassin est soumis aux influences des domaines environnants. Les mouvements de plaques lithosphériques, les taux de divergence des dorsales et les changements d'azimut des plaques occasionnent des variations du champ des contraintes intraplaques.

Entre le centre et la bordure orientale (Vosges), des séries postvarisques très épaisses sont surmontées par des sédiments triasiques et liasiques. Ces dépôts épais et continus suggèrent une subsidence soutenue depuis le Permien (Mégnien, 1980; Perrodon & Zabek, 1991). En revanche, la bordure méridionale du bassin est caractérisée pour une couverture triasique fine, avec de nombreux hiatus. Ces sédiments sont en contact direct avec le socle cristallin. La sédimentation liasique, bien que plus continue et plus uniformément distribuée que celle du Trias, reste mince au centre et au sud par rapport à la bordure vosgienne. Le socle cristallin du Morvan est composé en partie par des roches volcaniques d'âge permien. Elles pourraient indiquer une anomalie thermique positive dans ces régions durant cette époque. Sur la bordure des Vosges la relaxation d'une anomalie antérieure au Permien a pu permettre (ou accélérer) la subsidence. En conséquence, l'enfouissement a dû commencer plus tôt sur la bordure vosgienne que sur la bordure du Morvan, ce qui a permis un dépôt beaucoup plus épais et complet.

Dans le Bassin de Paris, la subsidence est polyphasée, comportant plusieurs phases d'accélération et de décélération de courte durée, se superposant à une subsidence générale de longue durée, rapide d'abord, puis en décroissance asymptotique (Loup & Wildi, 1994 ). Le caractère épisodique de la subsidence associé à l'évidence de températures plus élevées dans le passé (Guilhaumou et Gaulier, 1991; Mossmann et al., 1992; Guilhaumou, 1993; Demars et Pagel, 1993 et 1994; Demars, 1994; Clauer & Chaudhuri, 1995; Clauer et al. 1995) permet d'envisager que le Bassin de Paris a été affecté par des événements thermo-tectoniques au cours du Mésozoïque et du Cénozoïque (Guillocheau 1991, Loup & Wildi 1994, Clauer & Chaudhuri 1995, Clauer et al.

1995). Si ceci était le cas, l'impact thermique de ces événements sur la couverture sédimentaire devrait se trouver enregistré par les indicateurs thermiques.

1.2 BUTS ET REMARQUES PRELIMINAIRES

L'histoire thermique du Bassin de Paris est soumise à une vive controverse (voir Spotl et al., 1996 et Clauer et al., 1996). Les résultats obtenus à l'aide des différentes méthodes sont contradictoires. Ainsi, Mossmann et al. (1992) et Clauer et al. (1995), se basant sur des analyses isotopiques réalisées sur des minéraux authigènes des grès triasiques (Rhétien), proposent que le Bassin parisien a été affecté par trois événements thermiques majeurs il y a 190, 150 et 80 Ma. Ils calculent des températures de 230

oc

pour l'événement le plus ancien, de 180 °C pour le deuxième et de 150 °C pour le dernier. Il suggèrent en outre, que les températures de formation des minéraux argileux seraient liées à la migration de fluides chauds le long des systèmes de failles. Ces observations contredisent les données de Guilhaumou et Gaulier (1991), Spotl et al. (1993), Guilhaumou (1993), Gaulier et Burrus (1994), Demars et Pagel (1994) et Demars (1994), basées sur l'étude microthermométrique des inclusion fluides dans les cristaux de quartz (et de dolomite) authigènes des mêmes formations (grès du Keuper). Les résultats de ces auteurs ne montrent pas d'évidence d'altération hydrothermale et suggèrent que les températures d'enfouissement maximales n'ont jamais dépassé 140 °C, même dans les zones les plus subsidentes.

Le but de ce travail est d'étudier les régimes thermiques du passé le long de la bordure SE du Bassin de Paris. Les températures modelisées seront discutées en considérant le degré de maturité observé dans les sédiments à partir de l'analyse des indicateurs organiques et minéraux (pouvoir réflecteur de la vitrinite, T max de la pyrolyse et illitisation).

Une modélisation unidimensionnelle sera utilisée afin de comprendre l'évolution thermique et géologique du bassin. Le programme utilisé dans ce travail (BasinMod® 1D) permet de modeler des "pseudo"-flux latéraux d'eau et de chaleur à partir de données de vitesse de flux. On renoncera cependant à utiliser cet approche étant donnée le manque d'arguments directs dans cette étude. En conséquence, les effets des flux latéraux des eaux souterraines (aquifères) ne seront pas tenus en compte.

0 4"E

50 km

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Fig. 1.1: Cadre géologique général du Bassin de Paris (simplifié d'après Mégnien, 1980).

Chapitre 1

INTRODUCTION ET BUTS DE L'ETUDE

1.1 MECANISMES DE FORMATION ET SUBSIDENCE DU BASSIN DE PARIS; IMPLICATIONS THERMIQUES

La subsidence du Bassin de Paris commence au Trias et continue jusqu'au Tertiaire (Brunet et Le Pichon, 1982). Pendant les orogenèses pyrénéenne et alpine les parties E et SE du bassin sont soulevées et érodées. Bien que des évidences du rifting perme-triasique existent dans la partie centrale du bassin, les mécanismes responsables de sa formation ne sont pas encore entièrement éclairés. D'autre part, ces mécanismes et la géométrie actuelle du bassin présentent bon nombre de contradictions (Loup et Wildi, 1994).

L'analyse à haute résolution de la subsidence du Bassin de Paris a démontré la complexité des mécanismes contrôlant sa formation et celle d'autres bassins sédimentaires intracontinentaux. La subsidence du Bassin de Paris et les cortèges sédimentaires sont contrôlés par des causes de deux natures différentes dont les effets se superposent (Loup & Wildi, 1994):

1) causes intrinsèques: des modifications thermo-mécaniques 'sous' le bassin conditionnent la subsidence à long terme. Ces mécanismes profonds (subcrustaux) sont avant tout de nature thermique et modifient peu les structures tectoniques et les volumes en présence: ils s'accompagnent d'une extension faible, voir nulle;

2) causes extrinsèques: le bassin est soumis aux influences des domaines environnants. Les mouvements de plaques lithosphériques, les taux de divergence des dorsales et les changements d'azimut des plaques occasionnent des variations du champ des contraintes intraplaques.

Entre le centre et la bordure orientale (Vosges), des séries postvarisques très épaisses sont surmontées par des sédiments triasiques et liasiques. Ces dépôts épais et continus suggèrent une subsidence soutenue depuis le Permien (Mégnien, 1980; Perrodon & Zabek, 1991). En revanche, la bordure méridionale du bassin est caractérisée pour une couverture triasique fine, avec de nombreux hiatus. Ces sédiments sont en contact direct avec le socle cristallin. La sédimentation liasique, bien que plus continue et plus uniformément distribuée que celle du Trias, reste mince au centre et au sud par rapport à la bordure vosgienne. Le socle cristallin du Morvan est composé en partie par des roches volcaniques d'âge permien. Elles pourraient indiquer une anomalie thermique positive dans ces régions durant cette époque. Sur la bordure des Vosges la relaxation d'une anomalie antérieure au Permien a pu permettre (ou accélérer) la subsidence. En conséquence, l'enfouissement a dû commencer plus tôt sur la bordure vosgienne que sur la bordure du Morvan, ce qui a permis un dépôt beaucoup plus épais et complet.

Dans le Bassin de Paris, la subsidence est polyphasée, comportant plusieurs phases d'accélération et de décélération de courte durée, se superposant à une subsidence générale de longue durée, rapide d'abord, puis en décroissance asymptotique (Loup & Wildi, 1994). Le caractère épisodique de la subsidence associé à l'évidence de températures plus élevées dans le passé (Guilhaumou et Gaulier, 1991; Mossmann et al., 1992; Guilhaumou, 1993; Demars et Pagel, 1993 et 1994; Demars, 1994; Clauer & Chaudhuri, 1995; Clauer et al. 1995) permet d'envisager que le Bassin de Paris a été affecté par des événements thermo-tectoniques au cours du Mésozoïque et du Cénozoïque (Guillocheau 1991, Loup & Wildi 1994, Clauer & Chaudhuri 1995, Clauer et al.

1995). Si ceci était le cas, l'impact thermique de ces événements sur la couverture sédimentaire devrait se trouver enregistré par les indicateurs thermiques.

1.2 BUTS ET REMARQUES PRELIMINAIRES

L'histoire thermique du Bassin de Paris est soumise à une vive controverse (voir Spëtl et al., 1996 et Clauer et al., 1996). Les résultats obtenus à l'aide des différentes méthodes sont contradictoires. Ainsi, Mossmann et al. ( 1992) et Clauer et al. (1995), se basant sur des analyses isotopiques réalisées sur des minéraux authigènes des grès triasiques (Rhétien), proposent que le Bassin parisien a été affecté par trois événements thermiques majeurs il y a 190, 150 et 80 Ma. Ils calculent des températures de 230

oc

pour l'événement le plus ancien, de 180 °C pour le deuxième et de 150

oc

pour le dernier. Il suggèrent en outre, que les températures de formation des minéraux argileux seraient liées à la migration de fluides chauds le long des systèmes de failles. Ces observations contredisent les données de Guilhaumou et Gaulier (1991), Spotl et al. (1993), Guilhaumou (1993), Gaulier et Burrus (1994), Demars et Pagel (1994) et Demars (1994), basées sur l'étude microthermométrique des inclusion fluides dans les cristaux de quartz (et de dolomite) authigènes des mêmes formations (grès du Keuper). Les résultats de ces auteurs ne montrent pas d'évidence d'altération hydrothermale et suggèrent que les températures d'enfouissement maximales n'ont jamais dépassé 140 °C, même dans les zones les plus subsidentes.

Le but de ce travail est d'étudier les régimes thermiques du passé le long de la bordure SE du Bassin de Paris. Les températures modelisées seront discutées en considérant le degré de maturité observé dans les sédiments à partir de l'analyse des indicateurs organiques et minéraux (pouvoir réflecteur de la vitrinite, T max de la pyrolyse et illitisation).

Une modélisation unidimensionnelle sera utilisée afin de comprendre l'évolution thermique et géologique du bassin. Le programme utilisé dans ce travail (BasinMod® lD) permet de modeler des "pseudo"-flux latéraux d'eau et de chaleur à partir de données de vitesse de flux. On renoncera cependant à utiliser cet approche étant donnée le manque d'arguments directs dans cette étude. En conséquence, les effets des flux latéraux des eaux souterraines (aquifères) ne seront pas tenus en compte.

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Fig. 1.1: Cadre géologique général du Bassin de Paris (simplifié d'après Mégnien. 1980).

Introduction et buts 3

1.3 CADRES GEOGRAPHIQUE ET GEOLOGIQUE, DONNEES GENERALES

1.3.1 Généralités

La région étudiée concerne la bordure SE du Bassin de Paris. Ce bassin intracratonique subcirculaire, plus allongé dans la direction latitudinale (600 km) que méridienne (500 km), s'appuie sur trois blocs majeurs d'âge hercynien: les Ardennes au N, le Massif Armoricain à l'W, et le Massif Central avec l'arc Morvan-Bourgogne-Vosges au Set à l'E respectivement. Il s'ouvre au NW vers la Manche, au N vers la Belgique et la mer du Nord, au SE vers le bassin du Rhône par le seuil morvano-vosgien et au SW vers le bassin d'Aquitaine par le seuil du Poitou. Le Bassin de Paris comprend dans sa partie la plus subsidente 3200 mètres de remplissage sédimentaire, les formations affleurantes s'organisent de façon concentrique (Fig. 1.1) décroissant en âge depuis la bordure (Trias) jusqu'au centre (Pomerol, 1989).

1.3.2 Evolution paléographique et structurale

Le Bassin parisien, créé lors de la phase d'extension permo-triasique, se trouve sur la jonction de trois systèmes de failles (faille de Bray-Seine, faille de Sennely-Loire et Vittel, et faille de Metz) qui résultent du dispositif structurel hercynien. Ces failles séparent les trois blocs structuraux hercyniens majeurs du socle qui délimitent le bassin actuel: le bloc armoricain, le bloc arveno- vosgien et le bloc ardennais (Perrodon & Zabek, 1991; Fig. 1.2).

- L'histoire du Bassin parisien commence au Permien avec des phénomènes de distension qui provoquent le jeu différentiel des trois blocs, la fracturation du socle et le début de la subsidence.

C'est après l'érosion des reliefs hercyniens et le comblement de dépressions par les dépôts détritiques continentaux permiens que le Bassin de Paris commence à s'individualiser (Pomerol,

1978).

- Le Trias est marqué par l'envahissement progressif, d'Est en Ouest de la dépression continentale. On peut ainsi distinguer: 1) le Buntsandstein en contact sur le socle, confiné dans la partie est du bassin (Lorraine), 2) le Muschelkalk directement transgressif sur le socle (marges de Lorraine), 3) le Keuper débordant le domaine d'extension du Muschelkalk (domaine occidental) (Courel et al., 1980). A la fin du Trias le Bassin parisien apparaît comme un sillon faiblement subsident de direcllon NE. Au S, le Morvan constitue un haut fond qui ne era recouvert par la mer en totalité qu'à l'Hettangien (Le Calvez et al., 1969). Les dépôts triasiques, principalement gréseux et dolomitiques, constituent un excellent réservoir potentiel à hydrocarbures.

- Dès le début du Lias, le bassin est le siège d'une transgression marine venant de l'E (bassin souabe) et du SE (Téthys); la mer forme un golfe étroit et limité, bordé de lagunes. A l'intérieur des bordures, une zone centrale subsidente à sédimentation terrigène contraste avec une zone stable à sédimentation réduite et discontinue (essentiellement carbonatée) au SE (Mouterde et al., 1980).

C'est dans ces dépôts liasiques et en particulier dans les schistes carton du Toarcien que seront localisées les principales roches mères du Bassin de Paris.

- Le Dogger marque le début d'une phase de comblement par progradation de sédiments carbonatés bioclastiques sur une plate-forme peu profonde, avec réduction progressive des faciès de mer ouverte. A cette époque 'individualisent trois domaines (Thierry et al., 1 980): l) une zone entre la bordure ardennaise et la faille pays de Bray-Vittel superpo ée à cette dernière, 2) une deuxième zone orientée NNE-SSW entre la bordure armoricaine et l'accident Seine-Sennely et 3) entre ces deux zones à plate-formes carbonatées une zone triangulaire passant par Paris et le pays de Bray, à sédimentation parfois détritique, parfois calcaire. Les dépôts bioclastiques du Dogger constituent d'excellents réservoirs potentiels à hydrocarbures.

Fig. 1.2: Eléments structuraux majeurs du Bassin de Paris (modifié d'après Perrodon & Zabek, 1991).

- Au Mal rn, les grandes séquences sont de type régres. if, les ensembles sédimentaires évoluant d'un pôle argileux détritique vers un pôle carbonaté bioclastique. Elles traduisent le lent comblement du bassin avec des dépôts de milieux de moins en moins profonds et de plus en plus agités (Debrand-Passard et al., 1980). A la fin du Jurassique s'effectue la régression fini- jurassique, la sédimentation se concentrant au milieu du bassin.

-Au Crétacé inférieur, les transgressions successives originaires de la Mésogée pénètrent dans le bassin par le seuil de Bourgogne; à cette époque la sédimentation détritique est prépondérante.

- Le Crétacé supérieur est une période de large transgression caractérisée par le dépôt de la craie.

Le bassin émerge à la fin du Sénonien.

-Le Tertiaire est marqué par une diminution soudaine de la subsidence. Malgré la répétition des transgressions, aucune d'entre-elles n'arrivera à occuper l'ensemble du bassin. Le bassin bascule vers le quadrant NW coupant définitivement ses attaches avec le SE d'où sont venus la plupart des transgressions (Mégnien, 1980).

Introduction et buts 5

1.4 CONTEXTE THERMIQUE GENERAL

Le Bassin de Paris est caractérisé par un flux thermique relativement élevé ( -90 rn W m-2) par rapport aux valeurs moyennes des bassins sédimentaires ( -70 mW m-2), comme le montrent la carte des flux thermiques de Gable et Goguel (1978) ou celle de Lucazeau et Vasseur (1989) (Fig.

1.3), établies à partir de la mesure des températures de fond de forage (BHT = Bottom Hole Temperature) et de l'estimation de la conductivité thermique des roches.

La désintégration radioactive de l'U, Th et K est consid~rée comme la principale source de chaleur s'écoulant de l'intérieur de la Terre vers la surface. Etant donné que la concentration en éléments radioactifs est proportionnelle au contenue en Si02 de la roche, la principale contribution à la production de chaleur proviendrait de la croûte supérieure (Banda & Cloetingh, 1992). Dans le Bassin de Paris, la croûte est plus épaisse que dans la plupart des bassins intracontinentaux de l'Europe occidentale (voir tableau 1, dans Loup & Wildi, 1994), ce qui pourrait expliquer son flux thermique élevé.

Gaulier & Burrus (1994) proposent que la distribution (variabilité) du flux thermique dans le Bassin parisien n'est pas le résultat de la circulation des eaux souterraines, mais l'effet de l'hétérogénéité du soubassement, dont les zones à flux thermique élevé coïncideraient avec un socle généralement gneissique et les zones à flux thermique "réduit" correspondraient à un socle mafique.

Fig. 1.3: Extrait de la carte de densité du flux thermique de la France (d'après Lucazeau & Vasseur, 1989; dans Demongodin et al., 1991).

Les points indiquent la position des déterminations du flux thermique.

Intervalle de courbes= JO mW m-2•

1.5 LES HYDROCARBURES DANS LE BASSIN DE PARIS

Une grande partie de la faible production d'huile du Bassin de Paris provient des réservoirs calcaires du Dogger. Les roches-mères principales se situent dans le Lias qui affleure sur la bordure est du bassin (Fig. 1.4). Parmi les roches-mères du Lias, les schistes bitumineux du Toarcien inférieur représentent le niveau le plus riche (Espitalié et al., 1987a, 1987b, 1988). Ces roches, dont la matière organique est d'origine marine (kérogène de type Il) sont aussi connues dans d'autres bassins de l'W d'Europe et sont le résultat d'un événement anoxique.

Les champs pétroliers sont situés dans la partie centrale du bassin, là où les roches-mères du Toarcien sont enfouies le plus profondément et où elles ont atteint le degré de maturité le plus élevé, soit à une profondeur actuelle d'environ 2100 rn (Fig. 1.4).

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Fig. 1.4: Zone pétrolière du Bassin de Paris. Celle-ci est restreinte à la partie centrale du bassin, où les argiles liasiques ont atteint la maturité nécessaire pour la génération d'huile (modifié d'après Einsele, 1992).

Intervalle des isohypses: 500 m.

1.6 ZONE D'ETUDE

La présente étude a été réalisée à partir de 254 échantillons prélevés sur des carottes et des déblais provenants de 20 forages S.N.E.A. Toutes les données portant sur les forages étudiés sont récapitulées dans l'annexe A.

Lors des campagnes d'échantillonnage, il n'a pas été possible d'analyser les forages en continu.

En effet, certains échantillons étaient manquants et d'autres étaient trop petits pour être analysés selon nos procédés.

La zone d'étude a été subdivisée en trois secteurs: la bordure W du Morvan, le seuil Morvano- Vosgien et la zone centrale (Fig. 1.5).

La figure 1.6 présente une vue synthétique des intervalles stratigraphiques traversés par les puits et les types d'analyse effectués dans chaque forage. La lithologie détaillée des puits se trouve dans les annexes des figures A, B et C.

Introduction et buts

Tertiaire

Crétacé supérieur Crétacé inférieur Jurassique supérieur Jurassique moyen Lias

Trias

Socle anté·triasiq ue

• FORAGE

0 10 20 30 40 50 km

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Fig. 1.5: Cadre géologique de la zone d'étude et localisation des puits étudiés.

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Sennely 301 ~

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1 2125 1458.5

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• pouYOir réftecteur, pyrolyse, palynofaclès et minéralogie d'agiles

Fig. 1.6: Intervalles stratigraphiques traversés par les puits étudiés et types d'analyses effectuées dans ce travail.

1.6.1 Bordure W du Morvan

La zone concernant la bordure W du Morvan couvre le Nivernais et l'A vallonnais. Le Morvan est limité vers l'W par des failles qui le mettent en contact avec une couverture liasique appartenant au Bassin parisien. Au S, le Bazois est pris en écharpe entre deux horsts: le Morvan à l'E et le horst de Saint Saulge à l'Ouest. La forme de ce dernier est en relation avec le système de failles N-S et NNW -SSE qui affecte cette région et dont l'origine remonte à la tectonique tertiaire. Le horst de Saint Saulge se poursuit au Nord par une bande étroite de Lias inférieur et se raccorde au Sud avec les bassin de Decize et de la Machine (Bois, 1978).

Des sept forages carottés qui ont été étudiés dans cette zone, cinq sont situés dans le Nivernais (horst de Saint Saulge): Thianges 1, Saint Franchy 2, Montenoison 1, Cuncy 1 et Oisy 2; et deux dans l'A vallonnais (flexure d'Anneot): Anneot 2 et St Père 1. Tous ces forages ont atteint le socle cristallin, à l'exception de Thianges 1, lequel s'est arrêté au Permien.

Sur le horst de Saint Saulge la fine couverture sédimentaire (épaisseurs en général inférieures à 200 rn) comprend uniquement les termes du Trias et du Lias. Les formations Triasiques, peu épaisses ( < 30 rn), reposent directement sur le socle. Leus série est constituée d'une alternance d'argiles bariolées et des grès fins à la base, surmontée par des marnes et dolomies. Au Lias, les faciès calcaires à la base déviennent marneuses vers le toit.

Sur la flexure d'Anneot, le Trias est absent et le Lias, similaire à celui de Saint Saulge, est en contact direct avec le socle.

Quatre types d'analyses ont été effectués sur les 85 échantillons provenants des sept forages déjà nommés. Ces analyses sont: le pouvoir réflecteur de la vitrinite, la pyrolyse Rock-Eval, l'analyse du palynofaciès et la diffraction des rayons x.

1.6.2 Seuil morvano-vosgien ou seuil de Bourgogne

Le seuil de Bourgogne est une région haute d'orientation varisque, qui sépare le Bassin de Paris de celui de la Bresse. Il forme une structure antiforme dissymétrique entre Vosges et Morvan, de direction SW -NE. Les terrains les plus récents (Bathonien-Callovien) sont conservés dans la partie centrale, structurellement la plus basse; en partant de cette zone centrale, tant vers le NE que vers le SW, les termes inférieurs de la série mésozoïque affleurent progressivement, jusqu'au socle hercynien des Vosges et du Morvan (Rat, 1968).

Sept forages (74 échantillons) ont été étudiés dans cette zone: Chaume 1, Corpoyer 1, Fraignot 1, Fraignot 2 et Lugny 1 dans la partie centrale, et Silvarouvres 1 et Bussières 2 au N et au NE respectivement. Les forages de la partie centrale ont traversé des séries allant du Trias au Dogger, à l'exception de Lugny, dont les roches les plus récentes sont d'âge toarcien. A Bussières, le forage a traversé uniquement des terrains triasiques, tandis qu'à Silvarouvres la série s'étend du Trias à l'Oxfordien. Tous ces forages ont atteint le socle.

1.6.3 Zone centrale

La zone dite "centrale" comprend, dans notre recherche, la Sologne, le Pays Fort, la Puisaye, le Gâtinais et le Sénonais.

Les 128 échantillons traités ont été récoltés à partir des déblais de forage ("cuttings") et des carottes: Sennely 301, Sennely 2, Blancafort 1, Ouzouer sur Trézée 1, Ambreville 1 et Villeneuve sur Yonne 101. Ces forages traversent des séries plus complètes que celles des deux zones précédentes, allant du Trias au Crétacé supérieur, voir au Tertiaire à Sennely (Sey2 et Sey301) et à Ouzouer sur Trézée.

Chapitre 2

INDICATEURS THERMIQUES: UNE REVUE

2.1 GENERALITES

L'histoire thermique d'un sédiment est conditionnée par l'évolution du paléoclimat, par l'enfouissement, la tectonisation et l'évolution du flux thermique. Les conditions thermiques subies par un sédiment dans le cours de son histoire géologique peuvent être évaluées par des indicateurs thermiques, organiques et/ou minéraux, qui permettent de vérifier le modèle géologique en comparant les valeurs modélisées avec les valeurs mesurées. Cependant, ces valeurs ne peuvent être transformées directement en températures, puisqu'elles ne dépendent pas seulement de l'histoire thermique mais aussi de la cinétique des réactions complexes et d'autres paramètres tels que: la composition initiale de la roche, le type de matière organique, la perméabilité du milieu, ...

Dans ce chapitre, les différentes méthodes permettant de mesurer la maturité thermique des sédiments sont passées en revue. La réflectance de la vitrinite, leT max de la pyrolyse Rock-Eval, l'Indice d'Altération Thermique et l'illitisation de la smectite sont les méthodes utilisées dans ce travail. Les résultats obtenus sont présentés dans les chapitres 3, 4, 5 et 6.

2.1.1 Indicateurs organiques

La diagenèse de la matière organique est progressive et, avec quelques exceptions, irréversible. Le degré de maturation atteint par le matériel organique peut être défini soit par des méthodes optiques, soit par des méthodes chimiques:

1) Les méthodes optiques les plus utilisées sont: la réflectance de la vitrinite (Bostick, 1979;

Hé roux et al., 1979; Stach et al., 1982; Tissot & Welte, 1984; Teichmüller, 1986; Mukhopadhyay, 1994; ... ),l'Indice d'Altération Thermique (lAT) mesuré sur la sporinite (Gutjahr, 1966; Staplin, 1982; Jones & Edison 1978), Iafluorescence de la liptinite (Ottenjann et al., 1975; Van Gijzel, 1979; Teichmüller & Durand 1983), l'Indice d'Altération de Conodontes (lAC) (Epstein et al., 1977; Harris, 1979), la réflectance des graptolites, chitinozoaires et/ou scolécodontes (Goodarzi, 1985a; Goodarzi & Higgins, 1987) et la réflectance de bitumes (Jacob, 1985 et 1989; Riediger, 1993). Pour une revue plus détaillée de ces méthodes on peut se référer à Correia (1969), Staplin (1969), Ottenjann et al. (1975), Alpern (1976), Jones & Edison (1978), Stach et al. (1982), Teichmüller & Durand (1983), Tissot & Velte (1984), Bustin et al. (1985) et Robert (1985).

2) Les méthodes géochimiques comprennent des analyses de kérogène et de bitume:

Parmi les méthodes d'analyse du kérogène on peut mentionner: la pyrolyse Rock-Eva!

(Espitalié et al. 1985a, 1985b, 1986), la détermination du contenu de C, H et 0 élémentaires des roches ("Ultimate Analysis") (Durand & Manin, 1980) la Spectroscopie d'Abs01ption Infrarouge (Rouxhet et al., 1980), la Résonance Paramagnétique Électronique (RPE) (Marchand & Conard, 1980), les études des isotopes du carbone (Galimov, 1980), la détermination du carbone fixé dans le kérogène ("Proximale Analysis ") ou la valeur calorique de la matière organique. Durand ( 1980), Tissot & Welte (1984), Bustin et al. (1985) ou Whelan & Thompson-Rizer (1993) présentent une revue de ces méthodes.

Les méthodes les plus utilisées dans la géochimie des bitumes sont: les composés organiques extractibles , les marqueurs biologiques , la quantité totale de matière organique extractible, le

"Carbon Preference Index" (CP/) et l'analyse d'hydrocarbures légers (Héroux et al. 1979, Durand 1980, Bustin et al. 1985).

2.1.2 Indicateurs minéraux

De la même façon que la matière organique, la matière minérale va se transformer au cours de son histoire géologique, la diagenèse minérale peut ainsi être quantifiée au moyen des indicateurs tels que: les Assemblages et Transformations minéralogiques des argiles (Kübler, 1964, 1980, 1993; Hower et al., 1976; Kübler et al., 1979a; Freed & Peacor, 1989; Mathieu & Velde, 1989;

Pytte & Reynolds, 1989; Velde & Vasseur, 1992; Pollastro 1993; Huang et al., 1993; Vasseur &

Velde, 1993; Wei et al, 1996; ... ),les Inclusions Fluides piégées dans des minéraux diagénétiques (Barker & Halley, 1986; Pollastro & Barker, 1986; Burrus, 1989; Baker & Goldstein, 1990; ... ), les Traces de Fission dans l'Apatite ou le Zircon (Naeser, 1979, 1981; Gleadow et al., 1983;

Naeser et al., 1989; Green et al., 1989; Ravenhurst & Donelick, 1992; Arne & Zentilli, 1994; ... ), les Analyses 40Arf40Ar sur la microcline détritique (Harrison & Bé, 1983) ou les Analyses Isotopiques de l'Oxygène sur des minéraux silicatés néoformés pendant la diagenèse (Savin & Lee,

1984).

Dans cette étude, le degré d'évolution de la matière organique, estimé à partir de la réflectance de la vitrinite et du Tmax de la pyrolyse Rock-Eval, a été comparé avec la disparition des couches gonflantes (smectites) dans l'interstratifié illite/smectite pendant la diagenèse minérale. La figure 2.1 présente une corrélation entre les indicateurs thermiques les plus répandus.

2.2 INDICATEURS ORGANIQUES

La matière organique est présente dans la quasi-totalité des roches sédimentaires, dans certaines comme composante majeure (charbons ou schistes bitumineux), mais dans la plupart de cas, disséminée en petite quantité. Lors de l'enfouissement des sédiments dans un bassin sédimentaire, la matière organique va progressivement se transformer physiquement et chimiquement . On peut distinguer trois étapes dans cette évolution (Tissot & Welte, 1984): diagenèse, catagenèse et métagenèse. La diagenèse commence dans les sédiments frais. L'activité microbienne y joue un rôle important. Des phénomènes de polymérisation, condensation et insolubilisation à faible profondeur conduisent à la formation de géopolymères précurseurs du kérogène (fraction de la M.O. insoluble dans les solvants organiques usuels), et à l'élimination de dioxyde de carbone, d'eau et de composés mixtes d'azote, de soufre et d'oxygène. Pendant la catagenèse les hydrocarbures proprement dits (huile et gaz) sont expulsés et une concentration de composés aromatiques a lieu. Avec l'augmentation de la maturité thermique, ces cycles vont s'orienter de plus en plus selon des plans perpendiculaires à l'axe c, ce qui a comme conséquence une augmentation de la quantité de lumière réfléchie lorsque les kérogènes sont examinés en section polie. La métagenèse est atteinte à grande profondeur et le kérogène ne consiste plus qu'en un résidu de carbone très riche en aromatiques.

Les changements observés sur les marqueurs organiques sont contrôlés par la cinétique des réactions. Celle-ci n'est pas très bien comprise, puisque ces changements résultent de l'altération complexe de la composition et de la structure du kérogène.

La qualité des résultats des études de diagenèse de la matière organique va être affectée de façon significative par la méthode de préparation de l'échantillon, la procédure analytique et l'équipement utilisés.

2.2.1 Réflectance ou Pouvoir Réflecteur de la Vitrinite (PRV)

Le terme réflectance de la vitriJ1ite fait allusion à la quantité de lumière réfléchie par une surface polie de vitrinite. La réflectance peut être mesurée sur divers macéraux, néanmoins la vitrinite (ou se· précurseur ) est le macéra! le plus souvent choisi pour les études thermiques des bassins sédimentaires, du fait qu'elle est présente dan la plupart des charbon et des roches sédimentaires et que son pouvoir réflecteur montre une bonne corrélation avec d'autres indices de maturation.