Cours de Géologie

Roches mixtes (Detritiques + Carbonates)

Classification de Mount (1985). Mixed siliciclastic and carbonate sediments: a proposed first-order textural and compositional classification. Sedimentology, 32, 435-442.

Utilisation de la susceptibilité magnétique en sédimentologie

La susceptibilité magnétique n'est utilisée en sédimentologie que depuis les années 1990, essentiellement par l'équipe de Crick et Ellwood, dans un but de corrélation à la fois à très haute résolution (5e-6e ordre) et sur de longues distances (intercontinentales). Très récemment, la technique a été utilisée afin de reconstituer les variations eustatiques.

ORIGINE ET NATURE DE LA SUSCEPTIBILITE MAGNETIQUE

La susceptibilité magnétique est la mesure de la réponse d'un échantillon à un champ magnétique externe. Un corps soumis à un champ magnétique H développe une magnétisation induite M (ou aimantation) dont l'intensité et le sens dépendent de sa susceptibilité magnétique s selon la loi:

M=s.H

où H=champ magnétique appliqué; M= magnétisation induite; s= susceptibilité magnétique.

La mesure de la susceptibilité magnétique concerne donc bien le magnétisme induit et non le magnétisme rémanent lié au champ magnétique terrestre.

La susceptibilité magnétique est fonction de la nature des minéraux constituant la roche, de leur concentration et de leur taille. On distingue les minéraux diamagnétiques, qui possèdent une réponse très faible et négative, c'est-à-dire qu'ils développent une aimantation induite de sens inverse au champ magnétique appliqué et ne possèdent pas de rémanence (si le champ appliqué disparaît, la magnétisation induite disparaît également); ex: quartz, calcite (s~ -1.10-5); les minéraux paramagnétiques, qui montrent une susceptibilité positive faible sans rémanence ; ex: argile, pyrite, dolomite (s~ 1.10-4); et enfin, les minéraux ferrimagnétiques qui possèdent une susceptibilité élevée et conservent une certaine aimantation après l'arrêt du champ magnétique externe; ex: magnétite, hématite, goethite, pyrrhotite (s~ 6.10-3).

Diagenèse carbonatée (2)

La calcite granulaire

En lame mince, la calcite granulaire se présente sous forme de mosaïques de cristaux xénomorphes, généralement grossièrement équigranulaires, avec parfois une phase de taille nettement inférieure localisée aux épontes des fractures et cavités. Ce ciment est caractérisé par l'absence d'inclusions.

A: calcite fibreuse (radiaxiale); les flèches indiquent la direction de croissance des fibres. B: calcite équigranulaire.

Diagenèse carbonatée (1)

INTRODUCTION

La "diagenèse" se rapporte à l'ensemble des modifications physico-chimiques que subit un sédiment, après dépôt, dans les conditions de pression et température "faibles" qui règnent en environnement de sub-surface. La diagenèse n'englobe pas les modifications du sédiment liées uniquement aux facteurs biologiques (bioturbation, bioérosion) et s'arrête là où commence le métamorphisme. Pour dissiper l'impression d'incertitude qui se dégage de cette frontière qualitative, disons qu'en pratique, dans l'étude de faciès carbonatés, la diagenèse traite de problèmes de cimentation, dissolution, recristallisation et remplacement affectant les phases carbonatées, siliceuses ou sulfatées.

Ces dernières années, de nombreuses études de bioconstructions paléozoïques d'Europe, des Etats-Unis, d'Australie et du Canada ont traité de ce sujet, suite à l'intérêt des compagnies pétrolières pour tous les phénomènes intervenant dans la formation et l'évolution des réservoirs. Ces travaux s'attachent principalement à préciser la nature et l'origine des divers types de ciments qui se succèdent dans les cavités. Ces séquences peuvent ensuite être interprétées en termes d'évolution du milieu de diagenèse: "Chaque milieu principal (sous-marin, littoral et continental) se caractérise par une diagenèse distincte conditionnée à la fois par la qualité des eaux parentales et par le degré de saturation" (Purser, 1980 p. 342). L'étude diagénétique s'inscrit donc aussi dans un cadre de reconstitution des paléoenvironnements d'enfouissement.

Enchaînement vertical des milieux de dépôt

INTRODUCTION

S'il est indispensable de pouvoir reconnaître les divers milieux du domaine marin par l'interprétation des faciès, il n'est pas moins important de comprendre leur enchaînement vertical et latéral dans le temps et l'espace. Cette connaissance s'avère indispensable à la compréhension de l'évolution d'un bassin (aspect dynamique).

Dans l'ensemble des séries sédimentaires, la succession des termes lithologiques ou faciès caractérise l'évolution des milieux de dépôt. Cette évolution verticale présente des coupures "naturelles", définissant des séquences. Chaque séquence est caractérisée par ses limites, son contenu (faciès) et la nature et le sens de ses variations (Fig. I.1). Une autre caractéristique importante des séquences est leur emboîtement à plusieurs échelles d'observation (caractère fractal): ceci a donné lieu à une hiérarchisation des séquences avec la définition de séquences d'ordre 1, 2, 3, 4,... d'épaisseur décroissante et de fréquence croissante.

Enfin, je voudrais rappeler que l'on doit voir en A. Lombard, naguère professeur à l'ULB, un précurseur dans le domaine de l'étude des séquences et des corrélations stratigraphiques basées sur leur identification: la séquostratigraphie (cf. Errera, 1976).

Fig. I.1: schématisation d'une séquence élémentaire régressive classique.

L'eau dans les roches et les sédiments

Les eaux souterraines se trouvent dans les pores des sédiments et des roches, ou encore dans les fractures de la roche. On appelle porosité le volume de vides par rapport au volume total d'un matériau, roche ou sédiment. La porosité s'exprime en pourcentage. Certains sédiments sont très poreux, comme les sables et les graviers, d'autres très peu, comme les argiles. La porosité d'un sable dont les particules sont de taille uniforme peut être très élevée.

Par exemple, si on empile des sphères (particules) de taille égale de sorte que leurs axes forment un réseau cubique, le pourcentage des vides, soit l'espace disponible pour le fluide, est de 47,6%. C'est un tassement cubique, un tassement lâche.

Roches Ferriferes

L'hématite (rouge vif en réflexion) se présente surtout en ooïdes et imprégnations secondaires de fossiles, sauf dans les BIF's où elle peut former des lamines ou des niveaux massifs.

La goethite (couleur jaune brunâtre) forme en général des ooïdes. La limonite, un mélange de goethite, d'argiles et d'eau, est un produit de l'altération subaérienne des oxydes de fer.

La sidérite remplace généralement des ooïdes et des bioclastes et peut former des ciments. On observe soit des cristaux de grande taille à clivage rhomboédrique (comme la calcite), soit des micro-rhomboèdres de taille micronique, soit encore des fibres regroupées en sphérulites.

La pyrite est facilement reconnaissable par ses cristaux cubiques et sa couleur jaune vif en réflexion; elle peut former des agrégats de microcristaux appelés "framboïdes". La marcassite n'est fréquente qu'en nodules dans les craies et les charbons.

La berthierine est un phyllosilicate du groupe des serpentines (espacement réticulaire de 7 Å), riche en fer, tandis que la chamosite est une chlorite (espacement réticulaire de 14 Å), avec Fe++ comme cation principal dans les sites octahédriques. La berthierine est un minéral primaire qui se transforme en chamosite à partir de 120-160°C. Berthierine et chamosite (toutes deux vertes et à faible biréfringence) forment souvent des ooïdes (déformés) dans les sédiments ferrifères phanérozoïques.

La greenalite est un minéral probablement très proche de la berthierine-chamosite, verte et isotrope. on la trouve généralement en péloïdes.

La glauconite est généralement observée sous la forme de péloïdes, de couleur verte, souvent pléochroïque et d'aspect microcristallin. La glauconite est fréquente dans les sables et grès (faciès de plate-forme "ouverte").

Evaporites

Baryte BaSO4

Orthorhombique; n= 1,64; 2V= 36-37°; opt (+); extinction // au meilleur clivage; incolore en lame; biréfringence faible (cf. quartz); généralement en "amas plumeux".

Célestite SrSO4

Orthorhombique; n= 1,62; 2V= 51°; opt (+); extinction // aux clivages et aux faces; incolore en lame; biréfringence faible (cf. quartz); généralement en cristaux tabulaires.

Anhydrite CaSO4

Orthorhombique; n= 1,57-1,61; 2V= 42°; opt (+); extinction // aux clivages; incolore en lame; biréfringence forte (couleurs vives du 3e ordre); généralement en cristaux anhédraux à subhédraux, en lattes.

Gypse CaSO4.2H2O

Monoclinique; n= 1,52-1,53; 2V= 58°; opt (+); extinction // au meilleur clivage; incolore en lame; biréfringence faible (cf. quartz); généralement en cristaux anhédraux à subhédraux, allongés, en masses fibreuses.