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Vous êtes ici : Accueil / Thématiques / Cycle du Carbone et effet de serre / Cycle du carbone à long terme (ccl) / Le pétrole / Comprendre / La genèse des combustibles fossiles

La genèse des combustibles fossiles

Par fdavid — Dernière modification 19/09/2017 09:51

II. La genèse des combustibles fossiles

 

Les arguments développés dans la première partie nous indiquent  que l'essentiel des gisements de combustibles fossiles dérive directement ou non, de la MO des êtres vivants incorporée dans les sédiments lors de leur dépôt.

  • La matière organique d'origine continentale :

Les débris sédimentés sont pour la plupart des végétaux vasculaires donc riches en lignine mais aussi de la matière organique des sols lors d'un lessivage important.  Ils se déposent dans les environnements marécageux ou les plaines d'inondation deltaïques. Cette sédimentation et la préservation dans les sédiments est à l'origine des dépôts houillers constitués principalement de charbon. Les environnements favorables à ces accumulations sont les deltas marins (bassins paraliques) comme ceux du nord de la France à la fin de l'ère primaire et  les bassins intracontinentaux d'effondrement (bassins limniques) comme ceux du massif central.

  • La matière organique d'origine océanique :

Ce sont essentiellement  des organismes d'origine planctonique auxquels  peuvent s'ajouter des dépôts éoliens (spores, pollens) venus du continent. Ces matières organiques évoluent en donnant naissance des hydrocarbures du type huile et gaz.  

 

A. Les conditions de préservation de la matière organique.

 

  • Les données de terrain

productivite_oceanique

Carte de la productivité primaire de MO dans l'océan.

COT_sediments

Carte de la répartition des teneurs en carbone organique total (COT) dans les sédiments marins superficiels.

 

La comparaison des deux cartes nous montre que le lien entre forte productivité et quantité de MO dans les sédiments est important mais pas systématique. Par exemple le long des côtes mauritaniennes, la productivité est importante mais la conservation dans les sédiments est faible. A contrario, la mer Baltique et la mer Noire montrent des sédiments riche en MO en dépit d'une productivité faible.

Quelles sont alors les conditions qui président à la conservation de MO ?

 

  • Le devenir de la MO en milieu marin
devenir_du_carbone

Première remarque : la quantité de MO décroît de la zone de production au sédiment.

Seule environ 10% de la MO de la zone euphotique (zone photosynthétique)   est exportée. A la surface des sédiments la minéralisation continue. Au final après diagénèse on considère une roche sédimentaire riche en MO si elle en contient 1%.

 

 

Le point de départ de la chaîne alimentaire est le phytoplancton (cyanobactéries, algues unicellulaires). Ces derniers sont consommés par les organismes du zooplancton et des êtres pluricellulaires de différentes tailles (radiolaires, copépodes, annélides, requins-baleines...). La matière organique incomplètement consommée et restituée au milieu se retrouve sous forme  de pelotes fécales qui coulent vers le fond en rendant ainsi la sédimentation organique possible.

La MO qui quitte la zone photique vers le fond est appelée production exportée. Les bactéries aérobies interviennent en dégradant la MO dans la zone photique, le long de le colonne d'eau et également dans les sédiments. Lorsque l'oxygène vient à manquer, ce sont des bactéries anaérobies qui prennent le relai en produisant des sulfates (milieu marin), des nitrates et du méthane.

Toutes les conditions semblent réunies pour que la MO soit complètement dégradée : c'est le cas la plupart du temps. Il existe cependant des conditions ou une partie est conservée dans les sédiments.

La plupart de la MO est dégradée en présence d'oxygène.  Des environnement faiblement oxygénés favoriseront donc sa conservation, soit à cause d'un faible renouvellement de l'oxygénation du milieu soit à cause d' une production importante de MO qui consomme très vite l'oxygène disponible et l'emporte sur son renouvellement.

Trois modèles permettent d'envisager de telles conditions :

- Le modèle type bassin intracontinental : c'est le cas de la mer noire séparée de la Méditerranée par le seuil du Bosphore. Les eaux de surface peu salée par l'afflux massif d'eau douce ne se mélangent pas aux eaux profondes venues de la Méditerranée. A 200 mètres de profondeur les eaux sont anoxiques et les sédiments qui se déposent contiennent environ 5% de carbone organique.

- Le modèle "zone à oxygène minimum" : ce sont des tranches d'eau dans lesquelles le dioxygène a été consommé par la décomposition microbienne. Des zones de forte productivité et un brassage limité des eaux en favorisent l'installation. Les particules organiques tombant sur le fond dans cette zone ont une probabilité de préservation plus importante. C'est l'exemple actuel du golfe du Mexique.

- Le modèle "upwelling côtier" qui favorise la remontée de sels minéraux et stimule la production en abondance de MO organique par le phytoplancton. On retrouve ici une zone à oxygène minimum.

cote-perou

 

Pour aller plus loin dans la compréhension, il faut considérer le taux de sédimentation et le type de sédiments d'autant plus favorable qu'il est respectivement important et "imperméabilisant" en recouvrant rapidement la MO.

 

B. La transformation et la conservation au cours des temps géologiques.

  • La maturation de la matière organique

Au cours de son enfouissement, la matière organique morte évolue d'abord à des températures situées entre 10°C et 30°C. Elle évolue ensuite dans des environnements diagénétiques où la température évolue entre 10°C et 80°C sous l'effet du gradient géothermique. Sa transformation se poursuit et se termine dans des conditions de température situées entre 120°C et 200°C.

Au cours de son enfouissement, dès le début de la diagénèse,  la MO évolue en kérogène, le kérogène désignant en effet la fraction organique susceptible d'engendrer des combustibles fossiles. Le kérogène évolue d'abord par l'action des bactéries anaérobies puis par dégradation thermique (la catagénèse) et par crackage (la métagénèse). Ces stades correspondent à la diagénèse au sens classique. 

 

evolution-Monb.jpg

Dans les 1000 premiers mètres, c'est la dégradation par les bactéries aérobies qui domine, la MO dégradée s’enrichit progressivement en C et H. Au delà de 1000 mètres c'est la dégradation thermique qui permet la transformation du kérogène en huile et gaz. La fenêtre à huile (-2500m) dans le langage des pétroliers est la zone où le pétrole se forme. Au delà de cette zone, le Kérogène est transformé en gaz.

La dégradation thermique conduit progressivement à des phénomènes de carbonatisation qui transforment les kérogènes non transformés en huile ou en gaz, en résidus de carbone.

 

A ce stade le pétrole n'est pas encore exploitable, il est disséminé dans la roche sous formes de gouttelettes. Pour que les conditions soit propices à son exploitation, il devra migrer de la roche-mère qui l'a généré, souvent argileuse ou silteuse donc peu perméable (pas exploitable), vers une roche-réservoir poreuse, sorte d'éponge à pétrole plus facilement exploitable. Si rien n'arrête cette migration à travers des roches perméables, le pétrole suinte à la surface du sol où il devient du bitume sous l'action de bactéries.  Pour être exploité, il faut un processus de concentration et une couche imperméable qui arrête la migration vers la surface : un piège.

 

lespiégesàpétrole
Il existe deux types de pièges, les pièges structuraux et les pièges stratigraphiques. Ces pièges permettent une concentration des combustibles fossiles et leur exploitation.

 

L'exploitation des hydrocarbures par l'Homme est donc conditionnée par une succession d’événements ; de la préservation de la matière organique jusqu'à son enfouissement (fenêtre à huile) et sa concentration dans des roches-réservoir.

D'un point de vue temporel les hydrocarbures ne sont pas répartis de manière homogène, des époques sur la planète ont été plus favorables aux accumulations de combustibles fossiles.

 

repartition_temporelle_petrole

Répartition des principaux gisements de charbons et pétroles.

Au Carbonifère sup. et Permien inf., la collision de l'ensemble des continents forme la Pangée. C'est la période de plus grande mise en place des charbons et des roches mères à matière organique de type III. Beaucoup sont associés à des évaporites permiennes, très abondantes du fait d'un climat aride,  offrant une couverture aux pièges pétroliers.

Au mésozoïque, la position latitudinale de la Téthys réduit la ventilation des fonds océaniques (pas de circulation thermohaline)  et augmente la température de l'eau  : les eaux deviennent rapidement dysoxiques. Le domaine téthysien renferme plus de 75% des réserves mondiales de pétroles.

 

La géodynamique globale contrôle de diverses manières les dépôts de MO :

- la latitude des bassins, le climat contrôlant directement la production végétale,

- la tectonique qui contrôle la mise en place des bassins et les apports terrigènes,

- l'activité volcanique et ses rejets de CO2  module le climat,

- les communications au sein de l'océan, garantes de la bonne oxygénation des eaux.

 

 La suite... III. L'exploitation des combustibles fossiles.