Les résultats fournis par l’étude pétrographique et l’analyse géochimique permettent de faire quelques commentaires sur les transformations diagénétiques qui ont affecté les grès et qui feront l’objet d’une modélisation par la suite.
Nous avons pu mettre en évidence dans la première partie de ce chapitre que les grès étudiés sont caractérisés par la présence en quantité plus ou moins abondante de kaolinite secondaire précipitée dans les pores. Par ailleurs, la fraction feldspathique des grès propres se résume généralement à l’albite, à l’exception de quelques bancs isolés (Scarborough Formation, Gristhorpe Member). Cette particularité, consolidée par certains indices pétrographiques et chimiques reconnus (Boles, 1984 ; Walker, 1984 ; Saigal et al., 1988 ; Milliken, 1989 ; Morad et al., 1990), suggère fortement que les feldspaths détritiques, plagioclases et alcalins, ont subi une albitisation. Néanmoins, l’absence de feldspaths partiellement albitisés, représentant des étapes intermédiaires, est problématique. De plus, les travaux antérieurs relatifs à l’étude de la diagenèse des grès du Ravenscar Group (Kantorowicz, 1984, 1985 ; Lott & Humphreys, 1992) ne font pas état de cette transformation diagénétique. Malgré tout, ces publications sont particulièrement peu précises sur la distribution des feldspaths dans les divers faciès gréseux.
L’étude géochimique effectuée ici est cohérente avec les conclusions que nous proposons. En effet, les dispersions constatées sur les représentations ternaires du type Al/Na/K et Al-Na/K/Mg (figures III.9 et III.16 à III.19) peuvent représenter des évolutions diagénétiques plus ou moins poussées. Les distributions dirigées vers le pôle Al (ou Al-Na) constatées sur les grès du Moor Grit Member (LN15A et B), de la Scarborough Formation (plugs RV15), du Sycarham Member (section RV18C, plugs des sondages RV4, RV10, RV17, RV18) et de la Saltwick Formation (section RV18F, certains plugs de RV18), montrent que la kaolinitisation est un processus général qui affecte les grès perméables du Ravenscar Group, quels que soient l’unité stratigraphique et le faciès. Dans certains groupes de plugs, il apparaît également une dispersion transversale des compositions sur les diagrammes Al/Na/K entre deux extrêmes : la composition des niveaux argileux d’une part et une composition sodique, voisine de
l’axe Al/Na d’autre part (figures III.16 et III.17). Ces distributions peuvent représenter aussi bien une proportion variable de matériel argileux et/ou de muscovite, ce qui est, en partie, probablement le cas pour les faciès d’épandage de crevasse de la Saltwick Formation, que des variations dans les proportions relatives des feldspaths potassiques et sodiques (Ellerbeck Formation dans les sondages RV10 et RV18 ; Gristhorpe Member) correspondant à une diminution de la quantité de feldspath potassique au profit de l’albite, en raison du caractère négligeable de la fraction argileuse. Pour les compositions les plus sodiques, le potassium est porté par les lithoclastes. Il faut alors déterminer si ces variations relatives entre feldspaths sont primaires ou bien liées à la diagenèse. Plusieurs arguments nous incitent à favoriser la seconde hypothèse. En effet, les textures des feldspaths albitiques suggèrent que ces minéraux dérivent d’anciens feldspaths potassiques. De plus, les grès isolés, très argileux ou peu perméables, ainsi que les shales contiennent du feldspath potassique. Même si le feldspath peut être plus abondant dans certains faciès, notamment les grès de granulométrie fine (Odom et al., 1976), il est difficile de conclure à l’absence totale de feldspath potassique dans les grès propres associés, lors du dépôt. Nous avons également montré que les différents minéraux de la fraction clastique ne sont pas triés lors de la sédimentation, à l’échelle des sections. Par conséquent, dans les grès propres et peu argileux, les dispersions dirigées vers des compositions sodiques représentent une évolution secondaire. Enfin, on peut ajouter que le cortège de minéraux lourds comprend la monazite, caractéristique d’une source granitique contenant, par définition, du feldspath potassique.
Si la répartition en ligne brisée laisse suggérer que la composition de la fraction alumineuse des grès peut résulter des phénomènes diagénétiques de kaolinitisation et d’albitisation/dissolution des feldspaths potassiques, elle ne permet pas de proposer une chronologie relative de ces deux événements. L’observation de petits cristaux d’albite dans les agrégats de kaolinite est le seul argument en faveur d’une albitisation postérieure à la néoformation des argiles. Il faut cependant souligner que ces observations pétrographiques sont peu courantes.
1 2 3 4 9 8 10 11 12 16 13 14 15 17 18 5 6 7 100 m N ∆ρ 0,05 0,25 RV1 RV2 RV3 RV4 RV5 RV6 RV7 RV8 RV9 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 profondeur relative (m)
Figure III.21 : Profils verticaux des variations de densité (∆ρ) relatifs aux plugs du Sycarham Member pour l’ensemble des sondages du site de Ravenscar. Au-delà d’un seuil de 0,05, symbolisé par les traits tiretés, les ∆ρ représentent un enrichissement en fer notable. Pour faciliter la comparaison entre sondages, la répartition spatiale des puits est fournie.
1 2 3 4 9 8 10 11 12 16 13 14 15 17 18 5 6 7 100 m N RV11 RV12 RV13 RV14 RV15 RV16 RV17 RV18 RV10 ∆ρ 0,05 0,25 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 profondeur relative (m)
Fe2O3 Fe3O4 FeCO3 FeS2 FeS pyrrhotite H2 8 12 16 pS2- -0,2 -0,4 Eh (V) B H2 O2 Fe2O3 Fe3O4 FeCO3 0,8 0,4 0 -0,4 -2 -3 PCO 2 C Fe2O3 hématite FeCO3 sidérite FeS 2 pyrite FeCO3 sidérite Fe3O4 magnétite Fe3+ Fe2+ O 2 H 2O H 2O H 2 2 4 6 8 10 12 pH 0 -0,4 0,4 0,8 1,2 Eh (V) A
Figure III.22 : Diagrammes pH-Eh, pS2- Eh et P(CO2)-Eh illustrant la stabilité du fer ferreux et ferrique et des phases minérales portant le fer (hématite, sidérite, pyrite, magnétite) (d’après Garrels & Christ, 1965 ; Berner, 1964). A. Stabilité des minéraux porteurs du fer en fonction du pH et des conditions rédox, correspondant à des
conditions de surface (25°C, 1 bar). La quantité totale de carbone dissous est de 1 mol/kg d’eau, les quantités totales de soufre et de fer dissous sont de 10-6 mol/kg d’eau. L’hématite est le minéral stable dans les conditions oxydantes. Les autres minéraux ne peuvent exister que dans des environnements réducteurs. Leur stabilité dépend fortement des activités du soufre et du carbone (voir B et C).
B. Stabilité des minéraux porteurs du fer en fonction de l’activité du soufre (représentée par pS2-, i.e. l’opposé du logarithme de l’activité du soufre) et des conditions rédox (25°C, 1 bar, pH = 7,4 et pCO2 = 10-2 bar). L’existence de la pyrite nécessite une forte activité du soufre.
C. Stabilité des minéraux porteurs du fer en fonction de la pression partielle de CO2 et des conditions rédox (25°C, 1 bar, pH = 7,4 et pS2-< 14). Le champ de stabilité de la sidérite croît avec la pression partielle de CO2.
Conclusion
L’étude de la composition chimique des roches silicoclastiques du Ravenscar Group permet de caractériser les différents faciès par leur composition chimique elle-même ainsi que par la variabilité élémentaire au sein de chacun d’eux. Cette variabilité est le résultat de processus primaires (tri sédimentaire) et secondaires (transformations diagénétiques).
Le tri sédimentaire entre le cortège de minéraux lourds et le reste des grains détritiques d’une part et entre le quartz et la fraction alumineuse d’autre part entraîne des variabilités importantes pour les éléments portés par ces différentes classes de particules détritiques (Zr, Cr, Ti, Y, Sc, V, etc... pour les minéraux lourds et Al, Na, K, Mg pour la fraction clastique alumineuse). Un des résultats remarquables de l’étude des sections est le fait que, dans les grès, aucune des composantes géochimiques ne correspond à la composition des niveaux fins et argileux associés : les variations de teneur en aluminium dans les grès sont liées à un effet de dilution (par le quartz) et non à la présence en proportion variable d'une matrice argileuse.
Les différents processus diagénétiques sont à l’origine d’une diversité de composition chimique variable suivant les éléments concernés et déplacés lors des réactions chimiques. Ainsi, la diagenèse précoce liée à la dégradation de la matière organique a entraîné une variabilité locale très importante des éléments tels que le fer, le phosphore, le manganèse, le zinc. Les autres événements diagénétiques, kaolinitisation et albitisation, ont engendré des variations de compositions plus ténues au sein de la fraction alumineuse.
Le recours à un échantillonnage important et diversifié (sections, plugs sur plusieurs sondages) est un moyen de juger de la cohérence et de la pertinence des résultats à plusieurs échelles. Pour les caractéristiques primaires des roches, on a ainsi pu mettre en évidence les aspects suivants :
• la signature chimique des niveaux argileux (abstraction faite de la dilution engendrée par le quartz et par les éléments liés à la diagenèse précoce) est particulièrement stable, à l’échelle de la formation ;
• les caractéristiques chimiques du cortège des minéraux lourds, à savoir les rapports tels que Cr/Zr, Ti/Zr, Sc/Zr et autres, définies à l’échelle du banc sont valables à une échelle supérieure (plusieurs mètres) ; elles permettent par ailleurs de discriminer les sources du matériel détritique et de corréler les réservoirs entre sondages ;
• les signatures chimiques de la fraction clastique alumineuse, accessibles par les rapport Cr/Al, Ti/Al, Sc/Al et autres ou les ordonnées à l’origine des diagrammes élément/Zr, caractérisent les différents réservoirs ;
• les grès argileux voire très argileux ont des caractéristiques chimiques intermédiaires entre grès propres et shales et très variable à petite échelle du fait de l’abondance variable de la matrice.
L’évolution diagénétique des roches est à l’origine des caractéristiques secondaires suivantes : • au sein d’un réservoir gréseux, les éléments déplacés par la diagenèse sont les mêmes ; • les proportions des différents minéraux, primaires et secondaires sont cependant variables à
l’échelle du réservoir.
Enfin, à l’exception de la distribution des éléments déplacés par la diagenèse précoce, les variabilités observées d’origine primaire ou secondaire sont conservées latéralement sur plusieurs centaines de mètres.
CHAPITRE IV
Variabilité chimique et minéralogique des Grès d’Annot
Introduction
Les Grès d’Annot constituent une série sédimentaire très différente du Ravenscar Group. En effet, hormis, bien sûr, leur âge et leur localisation, les contrastes les plus notables concernent les environnements de dépôt, l’évolution des grès lors de la diagenèse ainsi que la minéralogie, primaire ou secondaire. L’étude de ces grès est donc l’occasion de compléter, de conforter ou d’infirmer les conclusions proposées dans le chapitre précédent. Nous procéderons alors de la même façon, en détaillant la pétrographie des Grès d’Annot avant de présenter et de discuter leur composition élémentaire ainsi que leur variabilité chimique et minéralogique. Les techniques de caractérisation et les conditions d’analyse, identiques à celles relatives aux grès du Ravenscar Group, sont reportées en annexe A. Les résultats des analyses chimiques constituent l’annexe D. Enfin, le lecteur pourra se reporter au chapitre II pour la description des faciès échantillonnés.
I. Description pétrographique
La description proposée ici est centrée essentiellement sur les grès et les niveaux argileux associés de la formation des Grès d’Annot, même si quelques échantillons proviennent des Marnes Bleues et des deux debris-flows dont la composition peut être, par nature, extrêmement variable. Pour ces deux types de roche, nous reprendrons essentiellement les descriptions fournies respectivement dans les articles de Besson et al. (1972) et Jean et al. (1985). De plus, les observations microscopiques ont été limitées aux prélèvements issus d’un nombre de sites restreints, à savoir Braux, Annot et Col de la Moutière. Néanmoins, les caractérisations effectuées par DRX (tableau IV.1) et les travaux publiés par ailleurs (Stanley, 1963 ; Jean et al., 1985) suggèrent que la composition minérale des grès est peu variable à l’échelle du bassin.
A. Aspect général
Les Grès d’Annot sont immatures et caractérisés par un contenu feldspathique important, de l’ordre de 40 % selon Jean et al. (1985). Selon la classification de Folk (1974), ces grès constituent des arkoses et des subarkoses. Leurs propriétés pétrophysiques sont généralement très mauvaises, en raison de la présence d’un ciment carbonaté qui réduit souvent à néant la porosité intergranulaire.
Les divers faciès sédimentaires gréseux sont constitués d’un cortège minéralogique relativement peu variable. Les principaux minéraux présents sont le quartz, les feldspaths, les micas et une quantité variable de minéraux argileux que nous détaillerons par la suite. D’autres constituants tels que les fragments de roches et les minéraux lourds sont également présents mais accessoires.
Les niveaux argileux (shales) et argilo-silteux présentent une composition minéralogique semblable avec un contenu en argiles nettement plus important et sont généralement carbonatés.
B. Pétrographie des grès
1. Fraction grossière
De par leur immaturité, les grès sont constitués, grossièrement, d’une proportion semblable de quartz et de feldspaths. La taille de ces minéraux est évidemment variable suivant le faciès (des grès très grossiers aux grès silteux). Toutefois, il apparaît que les minéraux feldspathiques sont plus gros que les grains de quartz, en particulier dans les niveaux grossiers. Par ailleurs, on trouve des fragments de roche constitués de plusieurs feldspaths. Il faut également souligner que les grains de quartz et de feldspath détritiques sont particulièrement anguleux. Tous ces éléments ont conduit Jean et al. (1985) à conclure que les sédiments proviennent du démantèlement de roches endogènes et qu’ils se sont déposés après un transport limité.
Les grains de quartz sont parfois nourris, mais les surcroissances sont généralement peu abondantes. Les feldspaths présents dans les grès sont toujours de deux types, d’après les observations en lame mince et les caractérisations en DRX (tableau IV.1) : alcalins et plagioclases. Les feldspaths plagioclases sont souvent altérés : la partie calcique est alors dissoute et le feldspath résiduel est de l’albite pure, donnant au grain une texture vacuolaire, ainsi que nous avons pu l’observer dans les grès du Ravenscar Group. En revanche, les feldspaths alcalins paraissent tout à fait stables. Ces grains peuvent être constitués de plages d’albite et de feldspath potassique ou être tout à fait homogènes, sous la forme de feldspaths potassiques. Ces derniers ont parfois des bordures très nettes qui font penser à
2. Argiles et micas
Les micas détritiques sont toujours présents dans les grès et deviennent plus abondants dans les niveaux moyens à fins (Stanley, 1963). Le principal mica observé est la biotite qui apparaît souvent altérée et transformée en chlorite. On trouve également en moindre quantité des micas potassiques, contenant toutefois du fer et du magnésium.
Les minéraux argileux sont présents en quantité variable dans les grès. Ils sont très peu abondants dans les niveaux grossiers mais plus courants dans les niveaux moyens à fins. Il s’agit essentiellement d’illite et de chlorite primaires (tableaux IV.1 et IV.2). Le cortège des minéraux argileux comprend également des interstratifiés illite/smectite mais ceux-ci ne représentent qu’une faible proportion de la fraction granulométrique fine. Enfin, la kaolinite a été identifiée, mais demeure un constituant peu courant. Comme pour les grès du Ravenscar Group, on la trouve en agrégat, précipitée dans les pores.
3. Minéraux lourds
La nature des minéraux lourds a été examinée au MEB, sur des lames minces provenant des grès du faciès hétérolithique dans les secteurs d’Annot et du Col de la Moutière. De même que dans les grès du Ravenscar Group, les minéraux lourds tendent à être regroupés dans des lits très minces, résultant probablement du déplacement par traction des particules de plus grande taille. Dans ces lits, on trouve l’association des minéraux suivants :
• le zircon, abondant ;
• l’apatite, également abondante ; • diverses sortes de grenat ;
• des oxydes de titane, sous deux formes, en grains arrondis et homogènes, correspondant au rutile ou en association avec la chlorite dans un assemblage qui représente très probablement d'anciennes ilménites détritiques ;
• des monazites, plus rares, de type CePO4, contenant également les terres rares La, Nd, Th.
Par ailleurs, on remarque la présence fréquente de tourmaline en grains isolés, i.e. non concentrée dans les lits enrichis en minéraux lourds. Il faut également noter que, dans les grès très homogènes, tels que les barres, les minéraux lourds sont dispersés et peu abondants.
Il est possible de discuter de la source des Grès d’Annot à partir de ces observations. En effet, la taille et la forme globuleuse des apatites est typique des granitoïdes. De plus la composition chimique des grenats, évaluée par EDS-X et par microsonde électronique permet également de préciser les caractéristiques de l’alimentation détritique. D’une part, on trouve abondamment des grenats pauvres, voire dépourvus, de calcium, d’origine vraisemblablement granitique. Ces grenats, riches en Mn,
correspondent aux grenats des leucogranites issus de séries calco-alcalines potassiques hercyniennes. Parmi ces grenats, certains présentent des teneurs en manganèse supérieures à celles du fer et sont également riches en Y. Ils sont probablement issus d’aplites. D’autre part, des grenats à inclusions de quartz, calciques, ferrifères et légèrement magnésiens, sont également présents et indiquent une origine typiquement métamorphique.
Ces deux types de source sont tout à fait cohérentes avec celles proposées par Jean et al. (1985) à partir de l’étude des fragments de roche et des zircons.
4. Minéraux carbonatés
Les carbonates sont souvent présents dans les grès. Toutefois, comme le montrent les diffractogrammes (tableau IV.1) et les observations en microscopie, les niveaux les plus grossiers ont un contenu en carbonates faible, voire nul. Les minéraux carbonatés, d’après les analyses effectuées en EDS-X et à la microsonde électronique, sont presque exclusivement de la calcite. Leur contenu en magnésium est très faible et la dolomite a été très rarement observée.
Le statut de la calcite dans les grès est clairement secondaire. En effet, elle remplit et obstrue tous les pores existant dans les grès. Il est possible, par ailleurs, d’établir une chronologie relative des transformations diagénétiques. Les rares agrégats de kaolinite sont généralement pris dans le ciment carbonaté. De plus, les surcroissances de quartz et de feldspath, vraisemblablement, ont pu se développer avant l’occlusion des pores par la calcite. Ainsi, la formation des carbonates semble être non seulement l’événement diagénétique majeur de ces grès mais également le plus récent. On ne peut toutefois pas exclure plusieurs phases de cimentation carbonatée.
C. Pétrographie des niveaux argileux
La pétrographie des niveaux fins et argileux a été étudiée essentiellement par DRX. Par conséquent, il est difficile d’apprécier la texture des différents constituants de ces bancs. La fraction grossière des niveaux fins est constituée de quartz et de feldspaths, plagioclase et potassique.
Le cortège des minéraux argileux, dans la fraction inférieure à 2 microns, est constitué d’illite (et de micas) principalement, de chlorite et d’interstratifiés illite/smectite en moindre quantité. La kaolinite a été rarement identifiée. Il est remarquable de constater que les proportions relatives de ces minéraux sont peu variables, quelle que soit la localisation des bancs échantillonnés (tableau IV.2).
La calcite est une composante majeure de certains niveaux argileux (tableau IV.1). Elle peut correspondre à la recristallisation de détritus biogéniques (fragments de tests et de coquilles) ou à des