Les dépôts ne relevant pas de la dynamique fluviatile

Dans une plaine alluviale, les systèmes fluviatiles ne sont pas les seules sources de dépôt. Il existe d’autres environnements sédimentaires qui participent à l’hétérogénéité des faciès de dépôts des plaines alluviales.

1.3.1 Les coulées gravitaires

Ces dépôts sont fréquents dans les zones piémontaises qui sont en pente douce au pied des reliefs. Les cônes alluviaux sont formés par de larges couches conglomératiques sans granoclassement, associés à des dépôts gravitaires (flottants) et parfois incisés par des dépôts chenalisés présentant des séquences granodécroissantes. Localisées dans des systèmes fluviatiles plus distaux, les coulées gravitaires peuvent être alors interprétées comme des instabilités de pentes latérales. Vers l’aval, les cônes alluviaux évoluent vers des systèmes fluviatiles en tresses dans lesquels les dépôts gravitaires et fluviatiles sont liés.

1.3.2 Les dépôts de milieux inondés : tourbières, lacs, playa

Ces dépôts de marécage ou de playa, observés dans un contexte de faible pente, se forment dans des zones occupées temporairement par des eaux stagnantes, alimentés soit par des eaux de ruissèlement conduisant à la formation de lacs, soit par la nappe phréatique qui affleure localement. Ces dépôts sont souvent caractérisés par une forte activité biologique et un contenu en matière organique élevé. Ces milieux sont sensibles aux variations d’accommodation tectonique. La position des rives, la chimie des eaux et la nature des dépôts peuvent varier rapidement, provoquant une grande variété des types de dépôts.

1.3.3 Les dépôts éoliens

Pouvant être de tailles limitées, les dépôts éoliens sont souvent difficiles à reconnaitre parmi les autres formations anciennes présentes dans une plaine alluviale. Ces dépôts se développent sur des surfaces de déflation qui atteignent le niveau de la nappe phréatique. Ils sont relativement éphémères et intimement liés aux dépôts lacustres et fluviatiles. Si l’environnement de dépôt est désertique, ils se présentent, dans les séries anciennes, disposés en couches relativement étendues possédant une bonne connectivité latérale mais avec une connectivité verticale plus faible.

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2 La diagenèse des formations gréseuses

2.1 Définition

La diagenèse est définie comme étant l’ensemble des processus physiques et chimiques qui affectent les sédiments, à la suite de leur dépôt. La limite entre les transformations diagénétiques et métamorphiques correspond à l’anchizone qui apparaît relativement floue (approximativement 1kbar – 200°C). La roche finale possède une texture et une composition qui dépendent autant de la nature des sédiments que de leur évolution post-dépôt (Cojan & Renard, 1999).

Classiquement, trois types de diagenèse sont distinguées (Worden & Burley, 2003). (1) La diagenèse précoce (ou Eodiagenèse) : elle inclut l’ensemble des processus qui ont lieu à la surface ou proche de la surface, dans les sédiments pour lesquels la chimie de l’eau interstitielle est principalement contrôlée par l’environnement de dépôts. (2) La diagenèse d’enfouissement (ou Mésodiagenèse) : elle se produit durant l’enfouissement et est définie par des processus se déroulant lorsque les sédiments ont dépassé l’influence des environnements de dépôts, jusqu’au premier stade du métamorphisme. Ce régime diagénétique affecte des sédiments enfouis à des profondeurs comprises entre 100 et 1000 m, ou se trouvant à des profondeurs correspondant à des températures allant jusqu’à 200-250°C. Elle correspond à l’intervalle de profondeur où interagissent les phénomènes liés à la compaction et à la maturation thermique de la matière organique et conduit généralement à une réduction importante de la porosité. (3) La diagenèse tardive (ou Télodiagenèse) : elle correspond aux processus diagénétiques affectant une roche exhumée, préalablement enfouie, qui est exposée à l’érosion et aux eaux de surface, différentes de celles des conditions de dépôts.

De nombreux paramètres sont impliqués dans les transformations diagénétiques. Il est possible de distinguer les processus suivants (Cojan & Renard, 1999) : (1) l’activité bactérienne qui intervient pour l’essentiel au cours de la diagenèse précoce, (2) les mécanismes physiques qui dominent lors de la compaction et (3) les transformations chimiques qui traduisent les interactions entre les fluides interstitiels et les particules. Les principaux processus diagénétiques affectant les formations gréseuses sont décrits dans les paragraphes suivants.

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2.2 La compaction

Le tassement des sédiments, postérieurement à leur dépôt et sous l’action du poids des sédiments nouvellement déposés au-dessus, correspond à la compaction (Cojan & Renard, 1999). Initialement, dans les premiers décimètres de l’enfouissement, suite à l’expulsion d’une partie de l’eau interstitielle, ce mécanisme conduit à l’établissement d’un assemblage plus compact des particules.

Dans un sable propre le volume intergranulaire est égal à la porosité intergranulaire. Immédiatement après leur dépôt et sans réarrangement des grains, la porosité initiale est de l’ordre de 40 à 50 % (Atkins & MacBride, 1992; North, 1985; Weyl, 1959). Cette porosité varie en fonction du diamètre, de la forme et du classement des grains (Figure 26) (Guéguen & Palciauskas, 1992; Houseknecht, 1987; Paxton et al., 2002; Paxton et al., 1990; Weller, 1959).

Figure 26 : Relation porosité/diamètre des particules dans le cas d'un assemblage aléatoire de grains uniformes (Guéguen & Palciauskas, 1992)

Avec l’enfouissement, la porosité intergranulaire tend à diminuer. Cette réduction se fait par compaction mécanique, sous l’effet de la charge lithostatique, durant laquelle les grains se réarrangent. Dans un grès propre, bien trié, riche en quartz, avec peu de ciment primaire, la compaction mécanique conduit à une porosité intergranulaire de l’ordre de 26%, atteinte pour une profondeur d’environ 2 km (Ajdukiewicz & Lander, 2010; Lander & Walderhaug, 1999; Paxton et al., 2002; Szabo & Paxton, 1991) (Figure 27). Au-delà, la porosité intergranulaire est réduite par la cimentation. Cette cimentation peut être inhibée et la porosité est préservée

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par les premiers enrobages (Figure 27), généralement argileux, de grains qui réduisent la surface de grain disponible pour le développement de cimentation. De plus, elle peut être accompagnée par des phénomènes de dissolution, amenant à l’apparition d’une porosité secondaire et de surpression de fluides qui peuvent inhiber la compaction en réduisant la contrainte effective (Bloch et al., 2002; Paxton et al., 2002).

Figure 27: Relation porosité/profondeur dans différents contextes d’enfouissement et de lithologie (Ajdukiewicz & Lander, 2010). La figure indique l’évolution de la porosité modélisée au cours de l’enfouissement, pour un grès éolien, bien trié, à grains fins, quartzo-feldspathiques (grains rigides) avec différents enrobages de grains, formés près de la surface. Dans cet exemple hypothétique, les grès déposés (A) subissent une simple subsidence (pendant près de 155 millions d’années) sans surrection ni développement de surpression, jusqu’à une profondeur d’enfouissement de 6500 m. La porosité intergranulaire évolue de 42% proche de la surface jusqu’aux différentes valeurs, en fonction de la valeur de couverture des enrobages de grains (de A à C ou D). Durant l’enfouissement, la porosité diminue par compaction mécanique jusqu’à 2 km de profondeur et une porosité de 26% (B). En dessous de ce point, la compaction des grains rigides se stabilise jusqu’à des taux faibles (courbe rouge). A 80°C, des ciments quartzeux commencent à se former. En dessous de ce point, comme dans de nombreux sables à grains rigides, l’essentiel de la perte de la porosité intergranulaire est le fruit de cimentation de quartz qui remplit les pores. La cimentation de quartz peut être inhibée et la porosité préservée par les premiers enrobages, généralement argileux, de grains qui réduisent la surface de grain de quartz disponible pour le développement de cimentation. Avec davantage d’enrobage, moins de ciment quartzeux peut se former. Les plus fortes porosités enregistrées sont préservées en profondeur là où les effets de la compaction et des ciments sont minimisés (D), c'est-à-dire pour des grains rigides et les enrobages de grains bien développés (courbe rouge). Les plus faibles porosités sont enregistrées en profondeur là où les effets de la compaction et des ciments sont maximisés (C), c'est-à-dire pour des enrobages de grains peu développés (courbe noir).

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