CHAPITRE - 1 - PMP-Introduction Générale Sur Les Milieux Poreux [PDF]

Zitiervorschau

111

CHAPITRE -IIntroduction Générale sur les Milieux Poreux I.1. : MILIEU POREUX Les milieux poreux désignent les matériaux constitués de particules imbriquées les unes sur les autres de manière à laisser des vides entre elles, ces vides sont appelés « pores ». Les pores peuvent être occupés par un fluide, tel que les gaz comme l’air ou le méthane, ou bien des liquides comme l’eau et les hydrocarbures. Les fluides peuvent écouler librement à travers ces pores. Certains matériaux naturels inertes ou vivants sont des milieux poreux. Des formations naturelles comme les sols, les couches sédimentaires, la plus part des roches constituent des exemples de milieux poreux inertes. Les végétaux comme les troncs de palmiers dattiers, ou du Liff sont aussi des matériaux poreux. Un matériau poreux peut être élaborer artificiellement suivant un processus de fabrication bien déterminé selon une finalité bien définie, soit pour une opération de filtrage, soit pour apporter des propriétés macroscopiques particulières, pour divers besoins industriels ou domestiques(améliorer l’isolation thermique pour la mousse isolante).

(b)

(a)

(d)

(c) Figure 1:Exemples

de milieux poreux :(a) –éponge synthétique, (b)-mie de pain, (c)-roche, (d) - micrographie par MEB d’un matériau élaboré au laboratoire.

I.2. : PORES Un pore est une cavité fermée ou ouverte et plus profonde que large. La largeur d'un pore est sa dimension la plus faible ou limitante.

Les pores peuvent être aussi des fissures naturelles ou accidentelles formées dans le matériau suite à certaines transformations mécaniques ou géochimiqu

Les différentes classes de tailles de pores On définit selon la nomenclature IUPAC les différentes classes de pores suivantes [1]:

On distingue deux classes de pores : les pores d’interstice et les pores de fissures. 14

Figure 1:(a)-Pores

d’interstice, (b)- Pores de fissure.

Dans le contexte de l'exploitation de ressources souterraines on distingue : a. porosité fermée (occluse): c'est la porosité des pores non accessibles par les agents extérieurs (inutilisables pour l'exploitation de la ressource); b. porosité libre : par opposition à la porosité fermée (occluse), c'est la porosité des pores accessibles par les agents extérieurs (exploitable); c. porosité piégée : c'est une porosité libre ne permettant pas la récupération des fluides piégés extérieurs (exploitable);

d. porosité utile : c'est la porosité qui permet la récupération de la phase piégée extérieurs (exploitable) (terme principalement utilisé par les pétrolie e. porosité totale : c'est la somme de toutes les porosités ; f. porosité efficace : un terme surtout employé en hydrogéologie, qui caractérise le réseau de pores où l'eau circule, peut être récupérée.

Les roches poreuses

Les roches poreuses peuvent capter et stocker différents fluides. On les appelle les « roches réservoirs ». Ces fluides peuvent être du gaz naturel, du pét

bitume ou de l'eau; Les réservoirs peuvent être naturels (réserves de pétrole ou de gaz) ou artificiels, les fluides sont injectés par l'homme (stockages sout

Types de pores dans les roches

Les types de pores clastiques et carbonatés de base peuvent être identifiés en intégrant des données provenant des descriptions de base, de la pétrographie

mince, de la microscopie électronique à balayage et des tests de pression capillaire. Ces analyses indiquent qu'il existe des différences significatives entre de pores clastiques et carbonés.

Systèmes de pores de grès

Quatre types de porosité de base peuvent être reconnus dans les grès: (1) intergranulaire (primaire), (2) microporosité, (3) dissolution (secondaire), et (4 (figure 2). La porosité intergranulaire existe en tant qu'espace entre les grains détritiques.

La microporosité existe sous forme de petits pores (moins de 2 μm) communément associés aux minéraux argileux détritiques et authigènes. La p

dissolution est l'espace poreux formé par la dissolution partielle ou complète des grains de charpente et / ou des ciments. La porosité de fracture est l'es associé aux fractures naturelles.

Systèmes de pores de carbonate

En comparaison avec les systèmes de pores clastiques, les types de pores dans les roches carbonatées sont plus variés. Trois groupes de pores basique

être reconnus: tissu sélectif, non sélectif vis-à-vis du tissu et sélectif du tissu (Tableau 1 et Figure 3). Sept types de porosité (interparticulaire, intrapa intercristallin, moldic, fenestral, fracture et vugs) sont communs et volumétriquement importants.

14

Table 1 Carbonate pore types Type de Pore

Description Tissu sélectif

Interparticule

Porosité entre les particules

Intraparticule Intercristal

Porosité dans les particules individuelles ou les grains Porosité entre les cristaux

Moldic Fenestral

Porosité formée par l'enlèvement sélectif d'un constituant individuel de la roche Pores plus gros que les interstices supportés par les grains (interparticule)

Abri Structure de croissance

Porosité créée par l'effet d'abri de grosses particules sédimentaires Porosité créé par la croissance en place d'une structure de roche carbonatée Pas de tissu sélectif

Fracture

Porosité formée par fracturation

Canal

Des pores nettement allongés

Vug Caverne

Pores de plus de 1/16 mm de diamètre et de forme légèrement équante(de manière à avoir une forme à peu près cubique ou sphérique) Très grand canal ou vug

Brèche(Breccia)

Porosité interparticulaire en brèche

Alésage (Boring) Terrier (Burrow )

Porosité créée par l'organisme (dégradant) Porosité créé par organisme fouisseur

Retrait(Shrinkage)

Porosité produite par le retrait des sédiments

Tissu sélectif ou Pas de tissu sélectif

I.3. : PARAMETRES DES MILEUX POREUX I.2.1 : Volume Le volume d’un milieu poreux est occupé essentiellement par la matrice solide (particules solides) qui possède des vides entre ses particules (pores). Les pores d’un milieux poreux peuvent vides ou bien remplies par un ou plusieurs fluides ( liquide ou gaz). Un sol peut contenir de l’eau et de l’air.

Figure 2:Différents

volumes constituants un milieu poreux.

I.2.2 : Poids Le poids d’un milieu poreux est la somme des poids de ses constituants.

14

PS : Poids des particules solides (matrice solide) Pf : Poids des constituants fluides (les l iquides ), étant donné que le poids des gaz est nég ligeable. I.2.3 : Poids volumique des milieux poreux

Le poids volumique total est le rapport entre le poids de l’ensemble des composants du milieux poreux avec le volume total de ce milieu. On distingue deux définitions : I.2.3.1 : Poids volumique total ou apparent

a. Poids volumique total (ou apparent) humide Le milieu contient un liquide (l’eau par exemple), on parle alors de poids volumique humide, et on écrit la relation suivante :

h 

Pl  Ps VT

 N . m 3 

2223

b. Poids volumique total (ou apparent) sec Si le milieu est sec, le poids mesuré est celui des particules solides seulement, puisque celui des gaz est négligeable devant le reste des composants.

 sec 

Ps VT

 N . m 3 

4335

I.2.3.2 : Poids volumique absolu ou des grains (particules) C’est le rapport entre le poids réel du milieu ( grains solides secs) avec le volume total des particules solides de celui-ci. Ce paramètre indique une propriété liée au caractère intrinsèque des milieux poreux.

 s .abs . 

Ps Vs

 N . m 3 

6447

I.2.4 : teneur en liquide (en eau) La teneur en liquide est le rapport entre le poids du liquide (eau) et le poids total des particules solides.

8559 I.2.5 : Porosité La porosité détermine la capacité de stockage du réservoir. Il est défini comme le rapport de l'espace vide, communément appelé volume des pores, au volume en vrac et est rapporté en fraction ou en pourcentage. Cette capacité est dite « capacité d’absorption ». La capacité d’absorption dépend du taux du vide. Presque tous les réservoirs d'hydrocarbures sont composés de roches sédimentaires dans lesquelles les valeurs de porosité varient généralement de 10 à 40% dans les grès et de 5 à 25% dans les carbonates. Vu l’importance de ce paramètre de porosité dans la texture des milieux poreux et son impact sur les phénomènes liés à la cinétiques des fluides dans un milieu poreux, on peut distinguer plusieurs types de porosités : I.2.5.1 : Porosité géométrique ou porosité totale La porosité est définie comme le rapport entre le volume des vides (pores) et le volume total, elle est exprimée par la relation suivante :

106611

I.2.5.2 : porosité efficace ou porosité cinématique a. Porosité efficace La porosité efficace est celle occupée par le liquide qui s’écoule 14

(écoulement de l’eau : point d’intérêt pour les hydrogéologues). La définition exacte de la porosité est le rapport du volume du liquide (eau) qui est extrait par la gravité et le volume total du milieu, il faut noter que le milieu doit être initialement saturé en liquide.

e 

Volume du liquide extrait par gravité V g  % Volume total VT

127713

b. Porosité cinématique Conceptuellement, la porosité cinématique est proche de la porosité efficace néanmoins elle en diffère par sa définition. La porosité cinématique est le rapport de la vitesse d’écoulement du fluide (eau) avec la vitesse de Darcy.

c. Porosité de drainage

d

La porosité de drainage est définie comme étant la fraction de la porosité qui correspond à un écoulement rapide. Elle est souvent confondue avec la porosité efficace. d. Porosité de rétention

rét .

Selon De Marsily (1981), la porosité de rétention est la complémentaire de la porosité de drainage par rapport à la porosité totale, donc on peut dire que la porosité de rétention est la différence entre la porosité totale et la porosité de drainage. Elle représente la partie du volume des vides non drainés. La porosité de rétention est exprimée par la relation suivante :

rét .    d  %

148815

I.2.6 : Indice du vide e C’est le rapport entre le volume du vide (des pores) et le volume des particules solides (grains).

169917 I.2.7 : degré de saturation Il exprime la quantité du liquide (eau) par rapport au volume total des pores (vide).

18101019

I.2.8 : perméabilité

14

La perméabilité est la capacité d'une couche de roche à transmettre de l'eau ou d'autres fluides, tels que du pétrole. La perméabilité relative est un rapport sans dimension qui reflète la capacité du pétrole, de l'eau ou du gaz à se déplacer dans une formation par rapport à celle d'un fluide monophasé, généralement l'eau. Si un seul fluide se déplace dans la roche, sa perméabilité relative est de 1,0. Deux fluides ou plus empêchent généralement l'écoulement à travers la roche par rapport à celui d'une seule phase de chaque composant. La loi de Darcy provient de l'interprétation des résultats de l'écoulement de l'eau à travers un appareil expérimental, représenté sur la figure 1. Dans cette expérience, l'eau a pu s'écouler vers le bas à travers le sable contenu dans un cylindre de fer. Les manomètres situés aux extrémités d'entrée et de sortie ont mesuré les pressions de fluide, qui étaient ensuite liées aux débits pour obtenir la loi fondamentale de Darcy.

v 

 P (pour un écoulement linéaire)  x

20111121

La perméabilité fait partie de la constante de proportionnalité de la loi de Darcy qui relie la décharge (débit) et les propriétés physiques des fluides (par exemple la viscosité) à un gradient de pression appliqué aux milieux poreux:   v . .

x P

22121223

où: v est la vitesse d'écoulement du fluide superficiel à travers le milieu (c'est-à-dire que la vitesse moyenne est calculée comme si le fluide était la seule phase présente dans le milieu poreux) (m / s) κ est la perméabilité d'un milieu (m2) μ est la viscosité dynamique du fluide (Pa.s) ΔP est la différence de pression appliquée (Pa) Δx est l'épaisseur du lit du milieu poreux (m)

I.4. : DEFINITION DES SOLS Le sol est la couche superficielle, meuble, de la couche terrestre d’ épaisseur variable, qui résulte de l’altération des roches sous-jacentes (roches-mères) et de la dégradation des matières organiques, sous l’ influence d’agents biologiques (végétation, faune du sol), chimiques et physiques (précipitation, variations de température, variations de pression). Le sol est milieu poreux à trois phases : agrégats de particules minérales dont les vides peuvent être remplis de fluides (eau, huiles, air,…). On distingue en général :

I.3.1 : La phase solide ou squelette La phase solide (ou encore le squelette) est constituée de particules qui sont des résidus de l’altération de différents types de substrats, et ce sont des corps formés de particules solides non cimentées, de composition minéralogique très variée qui dépend directement de celle de la mère, s’ils ne sont pas soumis à des altérations qui peuvent toucher leur composition chimique. Ces particules sont souvent classées en quatre catégories selon leur composition, mode de formation et cause de formation : j-minéraux primaires, k-minéraux secondaires, l-sels et m-matières organiques

I.3.1.1 : Minéraux primaires Ce sont des minéraux résiduels qui ont échappé à l’altération parce qu ’ils stables, ils conservent la composition minéralogique et géochimique 14

des matériaux parents ou instables n’ayant pas subi suffisamment les effets de l’altération. Comme le quartz ; les feldspaths et les micas, qui se retrouvent dans diverses fractions granulométriques, et sont les minéraux primaires les plus abondants dans les sols. Ils peuvent résulter d’une simple érosion des substrats avec tris granulométriques au cours du transport, surtout par l’eau, et au cours de la sédimentation. Cette catégorie de minéraux se retrouve souvent dans les sols granuleux : sables grossiers, graviers, calculs,…

I.3.1.2 : Minéraux secondaires Ils résultent de la transformation (ou dégradation) géochimique et impliquent donc un changement de statut minéralogique aux dépens des minéraux primaires, accompagné d’une réduction de taille. Ils comprennent divers types de minéraux argileux (simples ou inter-stratifiés). Les minéraux argileux se cantonnent dans une gamme granulométrique comprise entre le micron et quatre microns. I.3.1.3 : Les sels solubles Les solutions qui résultent de l’altération par hydrolyse transportent des éléments chimiques actifs tels que (K, Na, Ca, Mg). Soit ces éléments quittent définitivement les sites de l’altération, soit ils y demeurent en constituant de nouvelles phases minérales (carbonates, sulfates, chlorates,…). Les carbonates peuvent jouer un rôle de ciment temporaire ou définitif scellant les minéraux argileux. Les éléments tels que le potassium(K) ou le sodium (Na) peuvent aussi subsister dans ou à proximité des minéraux argileux. Par conséquent, ces sels peuvent influencer fortement le comportement hydromécanique des sols. I.3.1.4 : Les matières organiques Elles résultent de la transformation hydrologique ou biologique des résidus végétaux à la surface des sols. Ces résidus peuvent être réincorporés plus bas dans le matériau argileux du sol. La matière organique, à raison de quelques pour-cent, peut être présente dans les sédiments. Elle se caractérise par une forte capacité de rétention d’eau et par là agit sensiblement sur le comportement géo-mécanique d’un matériau argileux. I.3.2 : La phase liquide Constituée par l’eau qui occupe les vides de l’agrégat. Si tous les vides sont remplis d’eau, le sol est saturé ; sinon, il est non saturé ; Les interstices du squelette solide sont occupés en partie ou en totalité par de l ’eau. Cette eau n’est en général pas pure : elle contient des électrolytes dissociés en cations et anions (son pH est alors acide ou basique), des matières organiques en suspension et dans certains cas des gaz dissous. L’eau a un effet considérable sur le comportement des sols et le schéma ( Figure 5 ) ci-dessous montre les diverses formes de l’eau présente dans le sol.

14

Figure 3:Différents

états de l’eau dans le sol.

Figure 4:Eau

dans les sols.

L’eau interstitielle est l’eau présente dans les pores du sol. Son état, ses caractéristiques physico-chimiques, ses interactions avec les autres phases du sol, etc., influencent fortement les propriétés mécaniques de résistance, l’état de plasticité, la résistance au frottement, la consistance,…

I.3.2.1 : Eau de constitution L’eau de constitution se trouve dans la structure du minéral à une position fixe, soit sous forme d’ions

et

, soit sous forme de molécules

(Tableau I.1) Elle fait partie de la composition chimique du minéral. En général, ce type d’eau influence peu le comportement du sol, sauf lorsqu’il est soumis à une température très élevée : si la température est supérieure à 400 °C.

Tableau I. 1 Minéraux hydraté Minéral

Formule 14

HFe(SO4)2·4(H2O)

Rhomboclase Ardealite

Ca2(SO4)(HPO4)·4(H2O)

Dittmarite

(NH4)Mg(PO4)·(H2O)

Stercorite

(NH4)NaH(PO4) · 4 H2O

Guerinite

Ca5(AsO3OH)2(AsO4)2·9(H2O)

Forbesite

H(Ni,Co)AsO4·3¹/ H2O

Picropharmacolite Chudobaite Thaumasite

Ca4Mg(AsO3OH)2(AsO4)2·11H2O (Mg,Zn)5(AsO3OH)2(AsO4)2·10(H2 O) Ca3Si(OH)6(CO3)(SO4)·12H2O

Pintadoite

Ca2V2O7·9(H2O)

Hewettite

CaV6O16·9(H2O) (Na,K)2CaV6O16·9(H2O)

Natrium-Hewettite Sabugalite

(AlH)0,5[UO2|PO4]2 · 8H2O Ca(UO2)2(PO4)2· 11H2O

autunite Trögerite Montmorillonite

(H3O)(UO2)(AsO4) · 3H2O (Na,Ca)0,3(Al,Mg)2Si4O10(OH)2 · n H2O Mg(AsO3OH)·7(H2O)

Rösslerite I.3.2.2 : Eau adsorbée

Une autre fraction de l'eau est fortement adsorbée à la surface des colloïdes minéraux et organiques (argiles, humus)(surtout dans les particules fins), mais aussi sur divers autres minéraux. Les forces électrostatiques et les forces d’attraction moléculaire qui lient cette fraction de l'eau avec les particules du sol sont supérieures à la force de succion des racines des plantes (12 atm.*).Elle a une viscosité élevée et ne transmet pas les pressions. Cette eau ne peut donc pas être utilisée par les plantes. Mais cette eau peut être sollicitée par les phénomènes d'évaporation directe.

I.3.2.3 : Eau capillaire Une troisième fraction de l'eau constitue ce que l'on appelle l'eau de rétention capillaire. Cette eau constitue des films dans les microporosités du sol. Que l’on rencontre dans les sols non saturés et qui se maintient au contact des particules solides dans les canaux les plus fins du sol, sous l’action des tensions superficielles qui prennent naissance à l’interface eau-air ; malgré la pesanteur, cette eau ne peut s’écouler librement. Les forces qui lient cette eau sont inférieures à 12 atmosphères, ce qui veut dire que les plantes peuvent mobiliser cette eau au niveau de leurs racines. Naturellement, cette eau peut être évaporée. Mais les forces exercées par la pesanteur sont trop faibles pour la percoler. Cette eau ne participe donc pas à l'approvisionnement des nappes. En outre, pour que cette eau soit mobilisable par évaporation ou par les plantes, il faut que la continuité des films capillaires soit conservée. Diverses pratiques culturales comme le sarclage (diminution du nombre des racines des adventices évapotranspirantes) ou le binage, sont des moyens connus, probablement depuis les débuts de l'agriculture, qui, en introduisant des discontinuités dans les films capillaires du sol, diminuent considérablement les phénomènes d'évapotranspiration et maintiennent au plus haut niveau possible cette fraction capillaire que l'on appelle aussi réserve hydrique du sol.

I.3.2.4 : Eau libre La quatrième fraction est constituée par l'eau gravitaire ou eau libre. Cette eau remplit les macroporosités du sol. Les forces qui lient cette eau aux minéraux du sol sont trop faibles pour s'opposer à l'action de la pesanteur. Cette eau va donc s'infiltrer et percoler jusqu'à ce qu'elle rencontre un niveau de roches plus imperméables. Là, l'eau va s'accumuler en saturant le niveau de roches sus-jacent en constituant un aquifère (nappe phréatique quand l'aquifère est suffisamment proche de la surface pour être accessible par le creusement d'un puits). Cette fraction de l'eau est appelée réserve hydrologique du sol.

I.3.3 : La phase gazeuse Dans le sol non saturé, une partie des vides de l’agrégat est remplie par du gaz, essentiellement de l’air. Dans les sols non saturés, la phase gazeuse est présente dans tout ou partie des pores sous forme d’un mélange d’air, de vapeur d’eau, de gaz carbonique et d’autres gaz. Les sols saturés peuvent aussi contenir du gaz, mais sous forme de bulles ou en dissolution dans l’eau.

I.4. : ECOULEMENTS DANS LES SOLS SATURES Deux descripteurs sont importants pour comprendre les mécanismes de circulation de cette fraction de l'eau dans les profondeurs des roches : la porosité et la perméabilité. 14

La porosité traduit le volume d'eau qu'un certain volume de roche peut contenir. Il convient de distinguer les roches meubles des roches compactes. Ainsi un décimètre cube de sable peut être facilement saturé par un peu plus d'un demi-litre d'eau, alors qu'un mètre cube de granite, sans aucune diaclase, sera totalement imperméable. Ce ne sera pas vrai pour un volume plus important de granite. Ainsi, dans un cube de granite de quelques dizaines de mètres d'arête, le nombre de diaclases sera assez important pour contenir quelques dizaines de litres d'eau, ou davantage selon la compacité de la roche. Les mylonites, (granites broyés), par exemple, peuvent contenir près d'une centaine de litres d'eau par mètre cube de roche. D'une manière générale, les roches meubles sont poreuses en petit et les roches compactes poreuses en grand. Les calcaires sont des roches sans porosité. L'eau ne circule dans ces roches qu'à la faveur de réseaux de galeries ouvertes par dissolution de la roche par les acides carboniques contenus par les eaux de pluie (réseaux d'eau souterraine de type karstique). La perméabilité traduit la capacité que la roche possède de restituer l'eau qu'elle a accumulée dans ses porosités. La perméabilité s'annonce le plus souvent en volume d'eau restituée par unité de temps (débit naturel au captage) ou encore en distance parcourue par l'eau par unité de temps (vitesse d'écoulement de l'eau dans l'aquifère). La perméabilité d'une roche dépend de nombreux facteurs : la nature de sa porosité (macro ou microporosité) et surtout de la richesse en éléments fins, surtout de nature colloïdale, contenus dans la roche. En effet, la présence d'éléments fins crée une microporosité réduisant le volume possible d'eau gravitaire et surtout augmente la part d'eau adsorbée qui ne peut plus percoler.

Ainsi, un mètre cube d'argile sèche possède une porosité susceptible de recevoir près de 500 litres d'eau. Mais une fois imbibée, cette argile n'en restituera guère plus de deux ou trois litres, à la condition d'être très patient. Types de roches poreuses

Porosité [L/m3]

Sables et graviers Sables fins, limons Arènes granitiques Sables argileux Argiles

200 - 400 300 - 350 100 - 200 100 - 200 400 - 500

Types de roches fissurées

Porosité [L/m3]

Calcaires, dolomies Craie Grès, conglomérats Schistes Granites

10 - 100 100 - 400 50 - 250 10 - 100 1 - 50

Eau mobile [L/m3] 150 - 250 100 -150 10 - 50 10 - 50 10 - 20 Eau mobile [L/m3] 10 - 50 10 - 50 20 - 150 1- 20 1 - 20

Perméabilité [m / J] 1000 - 10 100 - 0.1 1- 0.001 1 - 0.001 0.01 - 0.00001 Perméabilité [m / J] 1000 - 0.1 100 - 1 1000 - 0.1 0.01 - 0.00001 1 - 0.00001

Reference 1.

Everett, D.H., Manual of Symbols and Terminology for Physicochemical Quantities and Units, Appendix II: Definitions, Terminology and Symbols in Colloid and Surface Chemistry, in:"Third National Conference on Analytical Chemistry, Brasov, Romania, 22–26 September 1971". Pure and Applied Chemistry, 1972. 31(4): p. 577-638.

14