jeanflop/post_ocr_correction2 huggingface dataset:
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 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 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. (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 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
forage sur un schéma géologique de la région. (1) volcanisme 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 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°; 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 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
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 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 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 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
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 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 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 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 qui n'est pas confirmée par l'analyse de la matière organique
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 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 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 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 %). 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
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 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 %). 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 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 (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
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 (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 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 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
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 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 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 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
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 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 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 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 du Trias, tant des argiles que de la matière organique qui atteint la zone à gaz au-delà de 800 m
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 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 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 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 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