jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
Fluid circulation through detrital feldspathic clasts whose cores have been hydrolysed (sericitization) before deposit, through residual intergranular spaces and microporous clayey zones, develops a secondary porosity by dissolution and leaching of detrital and authigenic components (Schmidt and McDonald, 1979, Surdam et al., 1989). Dolomite rhombs and sulfates (anhydrite and barytine) strongly fill in primary and secondary porosities and at their contact, increase, dissolution of detrital grains. From the Norian to the end of the hole, these mineralizations are also present, alternatively with euhedral quartz, in veins made up of the succession of echelon cracks, which cut sedimentary structures. These petrographic
succession of echelon cracks, which cut sedimentary structures. These petrographic transformations lead to intensive compaction of the sediments which show density values of 2.82.9 (RHOB density) from 550 m. Residual porosity measured on plugs -less than 2% in calcareous rocks of Hettangian and Rhaetian, from 1 to 5% in sandstones — is limited to microporous areas formed by illitic concentrations, except for some samples where secondary porosity has been preserved from sulfate and carbonate cementation (8%). I. INTRODUCTION. — Le forage scientifique de Balazuc 1 réalisé à proximité immédiate de la faille d'Uzer sur la marge vivaro-cévenole du bassin du
la faille d'Uzer sur la marge vivaro-cévenole du bassin du Sud-Est de la France représente le premier ouvrage du programme Géologie Profonde de la France (GPF) Ardèche dont le thème est l'étude des interactions eau-roche (Giot et al1991 a et b). Ce forage qui débute dans le Kiméridgien a été effectué en destructif jusqu'à l'Hettangien inférieur (cote 1 199 m), à l'exception de cinq carottes réalisées dans l'Hettangien moyen et supérieur, dans le Domérien et le Toarcien. À partir de l'Hettangien et jusqu'au Carbonifère (cote 1 729,5 m), le carottage a été continu. Par l'étude des diagraphies, de l'évolution de
a été continu. Par l'étude des diagraphies, de l'évolution de la matière organique par la méthode Rock Eval, des compositions minéralogiques par diffraction des rayons X ainsi que, pour la partie carottée, par l'analyse pétrographique sur lames minces, on se propose de mettre en évidence le caractère diagénétique et/ou hydrothermal des principales modifications résultant de la diagenèse d'enfouissement et de la circulation de fluides hydrothermaux. II. PRÉSENTATION DES RÉSULTATS. — Jusqu'au Lias inférieur, des analyses minéralogiques par diffraction de rayons X sur les roches totales ainsi que sur les fractions inférieures à 2 μm réalisées sur les préparations séchées à
inférieures à 2 μm réalisées sur les préparations séchées à l'air, ont été effectuées sur « cutting » à une maille moyenne de 20 m; les analyses de matière organique en Rock Eval sur roche totale (Espitalié et al., 1985) ont été réalisées quant à elles à une maille de 2 m. Du Kiméridgien à l'Oxfordien vers −150 m, un peu de kaolinite et de chlorite accompagnent l'illite et un interstratifié régulier ou semi-régulier illite-smectite (RI) en quantités Localisation du forage sur un schéma géologique de la région. (1) volcanisme miocène. (2) socle cristallin. (3) Permé-Carbonifère. (4) Jurassique et Crétacé.
miocène. (2) socle cristallin. (3) Permé-Carbonifère. (4) Jurassique et Crétacé. (5) Cénozoïque. (6) Failles. (7) Emplacement du forage. Situation of the Balazuc-I borehole on a schematic geological map. (1) Miocene and Pliocene volcanic rocks. (2) Metamorphic and granitic basement. (3) Permian and Carboniferous. (4) Jurassic and Cretaceous. (5) Cenozoic. (6) Faults. (7) Borehole location. pratiquement équivalentes; l'interstratifié contient de l'ordre de 60 à 70 de feuillets illitiques [modélisation par la méthode de Reynolds (Reynolds, 1980)]. De l'Oxfordien au Bajocien, de −146 à 550 m, la proportion de feuillets illitiques dans l'interstratifié augmente progressivement jusqu'à environ 80 Sous le Bajocien, l'ordre
l'interstratifié augmente progressivement jusqu'à environ 80 Sous le Bajocien, l'ordre à longue distance R2 apparaît. L'évolution de l'illite et des interstratifiés est mesurée par « l'indice de cristallinité de l'illite » (Kubler, 1964 et 1990) dont la valeur exprimée en degré 20 (Cu Kα) décroît légèrement de 1,00 à 0,80 dans le Lias. L'évolution de la fraction argileuse jusqu'au Bajocien peut être rapprochée de celle de la matière organique. En effet, entre le Kiméridgien et le Bajocien, c'est-à-dire de la surface à la cote −550 m, les T max mesurées par la méthode Rock Eval passent de 440 à 450°;
par la méthode Rock Eval passent de 440 à 450°; on relève ainsi une bonne corrélation linéaire entre l'évolution des T max et les proportions de feuillets smectitiques qui décroissent de 20-25 à moins de 5 Au-delà, jusqu'à la base du Lias, les T max augmentent jusque vers 490-500°, le sommet de la fenêtre à huile étant touché vers 700-800 m. Dans la partie carottée de l'Hettangien, les lames minces permettent de suivre les transformations pétrographiques de chaque faciès sédimentaire. Les roches carbonatées sont surtout des biocalcarénites au litage souligné par des joints argileux et dont les éléments détritiques sont
par des joints argileux et dont les éléments détritiques sont envahis par de grands cristaux de calcite ou par des concentrations micritiques. Des dolomites se présentent en cristaux isomorphes, isolés dans la matrice argilo-micritique, où ils occupent des paléopores. Vers les niveaux inférieurs de l'Hettangien, la dolomite est l'unique représentant de la phase carbonatée; elle s'observe également en filonnets sécants sur le litage stratigraphique et sur des finonnets plus anciens de calcite. Dans les grès à matrice micritique et surtout sparitique de l'Hettangien et du Rhétien, les grains de quartz et de feldspath ont subi de fortes dissolutions en leurs
et de feldspath ont subi de fortes dissolutions en leurs points de contact avec la matrice carbonatée. Comme le confirme l'analyse minéralogique, la matrice des grès comprend un peu de chlorite et de l'illite dont l'indice de cristallinité montre des fluctuations importantes autour de la valeur moyenne de 0,70. Conjointement à l'utilisation croissante, l'évolution de la matière organique jusqu'au Rhétien montre que l'on a quitté la fenêtre à huile et que dès le sommet du Trias on se situe dans la catagenèse forte ou zone à gaz humides (T max de l'ordre de 500°). Au contact des illites, les grains
de l'ordre de 500°). Au contact des illites, les grains détritiques subissent de fortes dissolutions qui déterminent la forme aplatie des quartz et des feldspaths, et qui favorisent les indentations des joints stylolithiques (Devers et Ortoleva, 1990). Les feldspaths, en particulier ceux qui étaient séricitisés avant leur dépôt, ont subi de fortes dissolutions internes et ne subsistent plus qu'à l'état de squelettes envahis par de la dolomite et par de l'anhydrite. Les transformations minéralogiques qui ne peuvent pas être justifiées par le seul enfouissement actuel à 1 350 m, favorisent l'imbrication des grains et donc une forte compaction. Dans les
l'imbrication des grains et donc une forte compaction. Dans les biocalcarénites et les grès à matrice micritique, les porosités encore réduites par les néogenèses sont respectivement de l'ordre de 2 et inférieures à 1 %. En dessous, les grès conglomératiques à ciment de dolomite et de barytine ainsi que les argilites et les siltites des Formations Bariolées d'Ucel constituent presque la totalité du Norien où les modifications envisagées ci-dessus s'amplifient et se généralisent. Dans les grès à matrice, les intenses dissolutions au contact des illites orientées déterminent des grains de formes aplaties qui permettent une forte compaction sous l'effet de
formes aplaties qui permettent une forte compaction sous l'effet de l'enfouissement. Dans ces faciès où les espaces intergranulaires restants sont occupés par des agrégats de dolomite automorphe, la porosité (4 à 5 %) n'est plus constituée que de plages microporeuses associées aux illites de la matrice. Dans la partie inférieure du Norien, actuellement à — 1 500 m, l'anhydrite s'est développé dans la matrice, repoussant la trame d'illites associées à des muscovites et à des biotites chloritisées. Du sommet à la base du Norien, « l'indice de cristallinité de l'illite » passe de 0,80-0,70 à 0,60-0,50, témoignant d'une évolution progressive
» passe de 0,80-0,70 à 0,60-0,50, témoignant d'une évolution progressive qui n'est pas confirmée par l'analyse de la matière organique presque absente de ces formations. Dans les grès propres du Norien, les épisodes successifs de dissolutions et de développement d'auréoles d'accroissement de silice autour des quartz et de feldspath potassique autour des feldspaths détritiques (Sprunt et Nur, 1977) provoquent une forte réduction de la taille des pores primaires. Cette évolution aboutit à la formation de quartzites feldspathiques où des circulations de fluides ont corrodé le cœur des feldspaths, les quartz et leurs auréoles d'accroissement, élargissant les pores primaires. La porosité
et leurs auréoles d'accroissement, élargissant les pores primaires. La porosité qui en résulte (Schmidt et McDonald, 1979), a été à son tour colmatée par de la dolomite sparitique, par de l'anhydrite en grandes plages poecilitiques et par de la barytine qui constituent le ciment d'une grande partie de ces grès propres. La faible porosité (1 à 3 %) qui subsiste actuellement est uniquement localisée dans les plages microporeuses associées aux illites au cœur des feldspaths altérés. Par contre, lorsqu'il n'y a pas eu de colmatage par la dolomite et l'anhydrite, ces grès propres ont conservé une porosité importante (8 %).
ces grès propres ont conservé une porosité importante (8 %). Les ensembles argilo-sulfatés qui appartiennent presqu'en totalité au Carnien, sont formés de niveaux d'évaporites, de dolosparites, à interlits de phyllites et de niveaux silteux discontinus. Les dolosparites, sont envahies par de petits cristaux d'anhydrite, remobilisés depuis les niveaux évaporitiques voisins, qui imprègnent aussi les interlits phylliteux. Les quartz inclus dans les dolosparites subissent une corrosion et même des dissolutions internes qui sont à l'origine d'espaces importants actuellement colmatés par de petits cristaux d'anhydrite. Les siltites à passé gréseuses, contenant de l'illite et de fines chlorites couchées dans la stratification sont
l'illite et de fines chlorites couchées dans la stratification sont également imprégnées d'anhydrite qui est associée à la halite à la base du Carnien. Dans les niveaux d'évaporites, où la porosité secondaire essentiellement intergranulaire est inférieure à 1,5%, l'anhydrite en petits cristaux massifs ou grands cristaux limpides ordonnés parallèlement aux interlits phylliteux et aux structures sédimentaires, est sédimentaire. Dans d'autres cas, les grands cristaux d'anhydrite tardive recoupent le litage ou forment des rosettes dans d'anciens macropropres ou sur l'emplacement de fossiles. La fraction argileuse reste à dominante illitique, à l'exception de quelques niveaux à anhydrite et à giobertite du Carnien
de quelques niveaux à anhydrite et à giobertite du Carnien (15701 1591 m) où le minéral argileux dominant est la corrensite; ces trois minéraux caractérisent clairement des séries évaporitiques. La corrensite est un interstratifié régulier chloritesmectite ou plus vraisemblablement chlorite-chlorite gonflante car, si après traitement à l'éthylène-glycol le pic (002) se déplace bien à 15,5 A = (17+14)/2A, après chauffage pendant 4 h à 490°C, le pic se maintient entre 13,5 et 14 A. Ceci traduit sans doute une évolution vers la chlorite, sous l'effet de l'enfouissement des interstratifiés réguliers chlorite-smectite connus dans le Trias évaporitique (Kubler, 1990). L'indice de
chlorite-smectite connus dans le Trias évaporitique (Kubler, 1990). L'indice de cristallinité de l'illite montre ici des valeurs de 0,25-0,35 qui sont les plus faibles de tout le forage. Dans les grès du Ladinien supérieur, l'indice de cristallinité de l'illite atteint 0,40-0,50, valeurs qui correspondent au sommet de l'anchizone (0,40), alors qu'il était de 0,70-0,80 au sommet du Trias. Dans les grès propres, les grains sont soudés les uns aux autres par des silicifications et par des néogenèses feldspathiques. Les dissolutions induites par les circulations de fluides dans la porosité primaire résiduelle (Schmidt et McDaniel, 1979, Surdam et al., 1989), déterminent
résiduelle (Schmidt et McDaniel, 1979, Surdam et al., 1989), déterminent une porosité secondaire. à son tour colmatée par la dolomite et l'anhydrite qui isolent les éléments gréseux. Il en résulte une porosité actuelle voisine de 1,5 %. Dans les faciès voisins à matrice illitique, la porosité primaire encore plus réduite n'a pas permis la circulation de fluides et donc le développement d'une porosité secondaire; l'anhydrite et la dolomite y sont donc peu représentées. Dès le Norien moyen, une succession d'épisodes filoniens accompagnent ou se superposent aux différentes modifications précédentes. Des filons formés de la succession de fentes d'ouverture perpendiculaires ou
filons formés de la succession de fentes d'ouverture perpendiculaires ou obliques sur le litage stratigraphique, ont leurs bordures recouvertes alternativement par des dolomites sparitiques et par des quartz aciculaires eux-mêmes recouverts par de grandes plages d'anhydrite et par des cristaux de barytine. Ces mêmes filons recoupent nettement les niveaux à évaporites, tandis que l'anhydrite et la barytine imprègent progressivement les grès et leur porosité secondaire. Dans les grès à feldspaths illitisés du Carbonifère, la matrice constituée d'illites néoformées et de muscovites et chlorites détritiques, est moulée autour des grains de quartz fortement corrodés. Dans les siltites et les shales, tout
quartz fortement corrodés. Dans les siltites et les shales, tout le matériel phylliteux présente une extinction commune, parallèle ou oblique sur le litage stratigraphique qui traduit une schistosité débutante. Des niveaux de shales et de dolomites bréchifiés sont parcourus par plusieurs générations de fractures colmatées par des dolomites sparitiques. L'analyse minéralogique met en évidence un « indice de cristallinité de l'illite » de 0,40 à − 1 724 m; cette cristallisation anchizonale qui correspond à la structure schistosée des roches phylliteuses est en accord avec les analyses Rock Eval qui mettent en évidence des T max de 580°C. Cependant, les
mettent en évidence des T max de 580°C. Cependant, les indices de 0,70 à 0,80 traduisent une évolution rétrograde à − 1 669 m, au mur de la faille du contact Trias-Carbonifère. CONCLUSION. — Les séries qui du Kimmeridgien au Carbonifère sont traversées par le sondage de Balazuc sur la marge ardéchoise, témoignent d'une évolution minéralogique et pétrographique qui ne peut être justifiée par le seul enfouissement actuel. Cette évolution ne peut pas non plus être expliquée par l'influence de la faille d'Uzer située à l'aplomb du sondage et dont les rejets synsédimentaires de l'ordre de 1 000 m (Giot
les rejets synsédimentaires de l'ordre de 1 000 m (Giot et al., 1991 h) déterminent la surépaisseur du Jurassique dans la région de Balazuc. Dès le sommet du sondage, l'illitisation est très importante puisque dans le Kimmeridgien, la proportion d'illite dans les interstratifiés I-S est supérieure à 50%. L'ordre à courte distance (RI) qui apparaît à des températures supérieures à 80°C (Hower et al., 1976, Rinkenbach, 1988) pour des enfouissements de 2000 à 3500 m est atteint dès le Kimmeridgien, pour lequel on peut donc estimer un paléorecouvrement d'au moins 2000 m. L'évolution rapide, dans les sédiments du Jurassique et
2000 m. L'évolution rapide, dans les sédiments du Jurassique et du Trias, tant des argiles que de la matière organique qui atteint la zone à gaz au-delà de 800 m dans le Carixien-Lotharingien, permet d'envisager un paléo-degré géothermique élevé (40 à 60°C/km) à l'époque de l'enfouissement maximal. C'est ainsi que la base du Trias aurait enregistré des températures de 180 à 200°C sous une couverture minimum de 3 500 m grâce en particulier à l'importance de l'Urgonien qui peut atteindre 200 m dans cette région. L'existence d'une couverture importante aujourd'hui érodée est confirmée par la compaction des sédiments dont les
érodée est confirmée par la compaction des sédiments dont les densités atteignent des valeurs de 2,7 à 2,8 dès − 550 m. Cette évolution résulte des fortes minéralisations locales en dolomite, anhydrite et barytine, et surtout, sur l'ensemble des séries, des dissolutions qui permettent l'imbrication des grains et donc la réduction de la taille des pores et l'acquisition pour les roches d'une structure plus compacte. À travers la succession des phénomènes de pression-dissolution et recristallisation, il est ainsi possible de suivre les modifications pétrophysiques et celles des structures de porosité. Les porosités qui en résultent sont ensuite colmatées par des
Les porosités qui en résultent sont ensuite colmatées par des minéralisations qui limitent bien souvent la porosité à des plages microporeuses. Ces minéralisations également concentrées en filons semblent plus relever de la remobilisation de fluides de bassin que de l'influence d'un hydrothermalisme profond. Note remise le 9 novembre 1992, acceptée après révision le 11 janvier 1993. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES T. DEVERS et P. ORTOLEVA, A coupled reaction/transport/mechanical model for intergranular pressure solution stylolithes, and differential compaction and cementation in clean sandstones. Geochimica et Cosmochimica Acta, 54, 1990, p. 1609-1625. J. ESPITALIÉ et al., La pyrolyse Rock Eval et ses applications, Rev.
et al., La pyrolyse Rock Eval et ses applications, Rev. Inst. Franç. Pétrol., 40, n° 5, 1985, p. 563-579. D. GIOT et al. (a), Découverte d'accidents distensifs majeurs d'âge jurassique sur la marge continentale du bassin du Sud-Est, Ardèche, France (programme GPF), C. R. Acad. Sci. Paris, 312, série II, 1991, p. 747-754. D. GIOT et al. (b), Dynamique d'une marge passive jurassique : les principales étapes du rejeu de la faille d'Uzer révélées par le forage de Balazuc n° 1. Programme Géologie Profonde de la France, C. R. Acad. Sci. Paris, 313, série II, 1991, p. 1463-1469. J. HOWER
Sci. Paris, 313, série II, 1991, p. 1463-1469. J. HOWER et al., Mechanism of burial and metamorphism of argillaceous sediment, Bull. Geol. Soc. Amer., 87, 1976, p. 725-737. B. KUBLER, Les argiles indicatrices de métamorphisme, Rev. Inst. franç. Pétrol., 19, 1964, p. 1093-1112. B. KUBLER, « Cristallinité de l'illite et mixed layers » brève révision, Scheller. Miner. Petrogr. Min., 70, 1990, p. 89-93. R. C. REYNOLDS. Interstratified clays minerals, in Crystal structure of clay minerals and their X-Ray identification, BRINDLEY et BROWN éd., Mineralogical Society, 1980, p. 249-302. T. RINCKENBACH, Diagenèse minérale de sédiments pétrolifères du delta fosile de la
Diagenèse minérale de sédiments pétrolifères du delta fosile de la Mahakam (Indonésie). Thèse. Université Louis-Pasteur Strasbourg. 1988, 201 p., déposé à la Société géologique de France. V. SCHMIDT et D. A. McDONALD. Texture and recognition of secondary porosity in sandstones, SEPM Spec. Publ., n 26, 1979, p. 209-225. S. SPRUNT et A. NUR, Destruction of porosity through pressure solution, Geophysics, 42, 1977, p. 726-741. R. C. SURDAM et al., Porosity evolution in sandstone/shale system. Diagenetic Short Course Notes. Mineralogical Association of Canada, 1989, p. 61-133. Centre de Géochimie de la Surface, 1, rue Blessig. 67084 Strasbourg Cedex. France. 1), namely
Surface, 1, rue Blessig. 67084 Strasbourg Cedex. France. 1), namely the Hercynian granites of the Velay [4]. These granites were emplaced at 300 Ma in the French Massif Central during Late Carboniferous (Hercynian) anatexis ([6], [7]). They are dome-shaped and consist of highly peraluminous cordierite-bearing monzogranites that are emplaced after the Variscan lithospheric thickening [8]. Various characteristics of strain patterns, as described here, support the hypothesis that the Velay granites were emplaced with a dominant component of lateral expansion. HERCYNIAN STRAIN PATTERNS. — Deformation within granites and internal strain patterns are characterized by (i) map-scale concentric patterns of the foliation
are characterized by (i) map-scale concentric patterns of the foliation which is parallel to the external boundary of the granitic dome, (ii) steeply dipping foliations (SW Velay) becoming sub-horizontal near the top (SE Velay) (fig. 2), (iii) concentric stretching lineations at the front of granites, (iv) N-S stretching lineations on the flanks, at the top of granites and within host rocks, (v) folding of the foliation where it is flat-lying, i.e. near the top and in front of granites, (vi) concentric pattern of the internal folds. Perturbations of the internal strain pattern are marked by changes in orientation of the
strain pattern are marked by changes in orientation of the foliation and stretching. They are related to HT ductile wrenching [9] and to MT then LT normal shearing located along NE detachment faults [10]. These perturbations of the internal strain field suggest an interference between granite emplacement and regional deformation. Deformation in country rocks records the effects of granitic magmatism. Perturbations of the regional strain pattern are observed. They consist of the development of superimposed small-scale structures associated with changes in finite strain trajectories. The flat-lying regional foliation S1-2, inherited from the thickening episode, is deformed by gently plunging F3
from the thickening episode, is deformed by gently plunging F3 folds with S3 axial plane cleavage. At the front of the granitic magma, F3 folds arc recumbent and southward directed [11]. S1-2, S3 foliations and F3 fold axes tend to become conformable to the granite interface. STRAIN PATTERNS INTERPRETATION. — According to the characteristics of internal deformation, we can relate the syn-emplacement deformation of the Velay granites to the combination of two dominant strain components: horizontal radial shortening and vertical shortening. (1) Concentric patterns (foliations, stretching, folds) and steeply dipping foliations relate to a horizontal radial shortening as expected when
foliations relate to a horizontal radial shortening as expected when granite emplacement involves a prominent lateral expansion of the magma. Concentric stretching indicates a peripheral increase of the outer parts of the granite which is consistent with the expansion of the magma. The spreading of the magma induces frontal rolling effects which result in recumbent folds with inverted limbs. Such folds have been recognized both within the southern granites and within southern host rocks [1]. Stretching is perpendicular to the direction of displacement at the front of the spreading unit, but is parallel to this direction on the flanks and
but is parallel to this direction on the flanks and at the top of granites. (2) The foliation curvature towards the top indicates a component of vertical shortening interfering with the internal strain field. Foliations become flat-lying because the vertical shortening is greater here than the horizontal shortening due to magma expansion. Two zones can be broadly distinguished within the Velay granites (fig. 2): (i) a northern zone where the lateral expansion is combined with regional effects such as HT wrenching and normal shearing, (ii) a frontal zone where southward-spreading and related concentric patterns indicate a radial expansion of granites.