Généralités sur le gisement de black shales

Les black shales se déposent en général sous forme de boue riche en matière organique (MO) sur les fonds océaniques en conditions anoxiques. La couleur noire de ces roches est due à la présence de carbone organique (Corg), correspondant le plus souvent à des résidus d’algues, bactéries et autres organismes vivant dans la mer. La teneur en carbone organique des black shales porte à débat. Il est acquis que la concentration minimum en carbone organique doit dépasser 0,5 % pour que l’on parle de black shale. Cette classification varie cependant dans les différentes régions du monde. Les black shales métamorphisés de Finlande doivent par exemple contenir plus de 1 % de carbone d’origine organique graphitisé et plus de 1 % de soufre pour être appelés black shales métamorphisés ou schistes noirs. Les formations de black shales sont observables dans la plupart des ères géologiques dès le Précambrien (Protérozoïque inférieur). Des formations de type black shale, riches en Corg, se sont déposées il y a 2,1 à 1,96 Ga dans le Bouclier Fennoscandien, où se situe le gisement de Talvivaara étudié par le projet Bioshale, mais aussi en Russie ou en Ouganda durant cette même période (Figure I-1).

Les modèles de sédimentation des black shales ont profondément évolué ces dernières années, principalement après des recherches importantes menées sur les roches mères pétroligènes et les pièges secondaires pour les hydrocarbures. Les black shales sont les précurseurs de la majorité des gisements évaporitiques intracontinentaux (Warren, 2000). Leur dépôt requiert la préservation de la MO, quelle soit d’origine marine ou continentale, pendant son transfert dans la colonne d’eau, et sa préservation dans des conditions anoxiques au cours de la diagenèse. Quatre principaux modèles de sédimentation des black shales ont été définis par Arthur et Sageman (1994) et sont représentés dans la Figure I-2 : à des composés organiques (Loukola-Ruskeeniemi et al., 2006 ; Salpeteur, 2006). Pendant la compaction et la diagenèse des sédiments, des eaux connées riches en chlore, bore et complexes organométalliques sont expulsées des sédiments anoxiques et migrent dans le bassin par l’intermédiaire des failles et de la porosité des roches. Les éléments et les métaux transportés par ces eaux sont ensuite redéposés au niveau de limites redox. Toutefois, si des conditions de métamorphisme (conditions de pression et température, PT) dépassent les conditions d’entrée dans la fenêtre à huile, environ 70°C vers 2km de profondeur dans un bassin sédimentaire classique, une partie de ces métaux s’échappe avec les hydrocarbures légers produits. Les teneurs résiduelles en métaux sont alors fixées par les sulfures ou les hydrocarbures lourds. La minéralogie et les textures des sédiments tendent à changer au cours du métamorphisme en réponse aux variations de conditions PT. La taille des grains augmente et les textures primaires disparaissent avec le métamorphisme croissant.

La MO présente dans les formations géologiques joue un rôle important dans la formation de gisements minéralisés. Six rôles majeurs ont été définis par Leventhal et Giordano (2000) : mobilisation, transport, concentration, réduction, oxydation et préservation des métaux. Elle facilite aussi l’exploration minière, en jouant un rôle d’agent de dispersion secondaire, élargissant ainsi les zones cibles et donnant une grande gamme d’informations et de données à exploiter pour la confection de modèles génétiques des dépôts minéralisés. Le transport des métaux dans les formations riches en MO peut être assuré entre autres par les substances humiques (acides humiques, acides fulviques). Elles représentent la grande majorité des composés organiques présents dans les environnements riches en soufre (Wood, 1996). Les métaux s’associent à ces substances organiques pour former des complexes solubles (Gatellier et Disnar, 1989 ; Wood, 1996) au sein des fluides qui circulent dans les bassins sédimentaires. Les métaux sont liés à des complexes métal-humate (acides humiques ou fulviques), des analogues organiques simples (acétates, oxalates, phtalates), et majoritairement avec des ligands contenant O, N, S sur des sites chélatants plus ou moins spécifiques avec lesquels ils forment des liaisons fortes (Disnar et Sureau, 1990 ; Wood, 1996). Le rôle des substances humiques est cependant limité aux environnements de basse température, car à des températures supérieures à 100°C, les complexes acides humiques – métaux sont facilement altérables.