La pression-dissolution (ou compaction mécano-chimique)

Le processus de pression-dissolution est un mécanisme majeur de déformation des roches de la croûte supérieure, à basse température (<400°C) (Gratier, 1984) et plus particulièrement durant la compaction lors de la diagénèse (Al-Aboud, 2003; Bjorlykke & Egerberg, 1993; Dutton & Land, 1988; Heald, 1955; Houseknecht, 1984; Houseknecht, 1987; MacClay, 1977; Nenna & Aydin, 2011; Renard, 1997; Sheldon et al., 2003; Sibley & Blatt, 1976; Sizun, 1995; Sur et al., 2002; Tada & Siever, 1989; Thomson, 1959; Walderhaug et al., 2000; Weyl, 1959). Il se marque par la formation des stylolites, les surcroissances de quartz, le développement d’indentations et les contacts imbriqués ou suturés de grains. (Boer, 1977; Boer et al., 1977; Dewers & Ortovela, 1990; Elias & Hajash, 1992; Heald & Renton, 1966; Land & Dutton, 1978; Onasch, 1993; Onasch, 1994; Porter & James, 1986; Renard, 1997; Renard et al., 1999; Rutter, 1983; Schutjens, 1991; Stephenson et al., 1992; Tada et al., 1987; Tada & Siever, 1986). Durant l’enfouissement, le processus est activé par un différentiel de solubilité à l’échelle du grain. Cette caractéristique est induite par une différence de contrainte entre les contacts entre les grains qui est égale à la pression lithostatique d’une part, et celle développée à la surface des espaces poreux qui est égale à la pression hydrostatique d’autre part. Entre deux grains de quartz, le mécanisme de pression-dissolution se produit alors par (1) une dissolution dans les zones à fortes contraintes. Ensuite, (2) le soluté produit est transporté et va, finalement, (3) précipiter dans la porosité et dans les zones à faibles contraintes. Ces trois étapes sont couplées et l’étape la plus lente contrôle la cinétique du processus. La pression-dissolution conduit notamment à une réorganisation des grains et des contacts entre les grains (Figure 28).

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Figure 28 : Variétés de contact grain-grain dont la morphologie est liée à l'action de la pression-dissolution (empruntée à Sizun (1995))

Deux modèles théoriques rendent compte des mécanismes de pression-dissolution entre deux grains : le modèle dit du film fluide piégé et celui dit de la réaction avec un fluide libre (Dewers & Ortovela, 1990; Elias & Hajash, 1992; Renard, 1997; Tada et al., 1987; Tada & Siever, 1986).

Le premier considère un film fluide piégé au contact entre deux grains de quartz (Renard, 1997; Rutter, 1983; Tada & Siever, 1986; Weyl, 1959) : le film est alors assimilé au milieu de dissolution et de transport par diffusion de la silice vers l’espace libre. Le film fluide, pour se maintenir, doit exercer sur les grains une contrainte normale supérieure à la pression hydrostatique. Pour cela, Renard (1997) considère que les cations du fluide de pores sont attirés par la surface de contact chargée négativement. Le film est alors maintenu par la création d’une différence de pression osmotique. Dans le second modèle, les variations de contraintes, sur les parois des grains, provoquent une différence d’énergie élastique et plastique, ce qui crée le gradient de potentiel chimique. La dissolution se produit alors à la limite du contact entre grains et diminue sa surface. Si cette dernière diminue trop, la résistance du solide ou la limite de plasticité est atteinte et les deux grains se rapprochent par effondrement de l’interface du contact.

Sept facteurs principaux vont influencer la pression-dissolution (Houseknecht, 1987; Worden & Morad, 2000a) : la forme et la taille des grains, la teneur en argiles des grès, la maturité de composition, la présence de ciments précoces, la température, la salinité des fluides interstitiels et la pression.

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Les taux de compaction induits par les dissolutions sous charge apparaissent plus forts pour les faciès fins et pour les grès à grains anguleux (Houseknecht, 1984; Houseknecht, 1987; Renton et al., 1969). Les sables composés de grains anguleux qui présentent une porosité initiale plus forte que les sables à grains arrondis (Figure 26), acquièrent plus rapidement une compaction nettement plus importante.

La présence d’argiles autour des grains détritiques accentue les phénomènes de pression-dissolution. (Boer et al., 1977; Dewers & Ortovela, 1990; Heald, 1955; Sibley & Blatt, 1976; Thomson, 1959). La présence d’argiles, à l’interface entre les grains, favorise la diffusion des produits de la dissolution vers les espaces libres (Dewers & Ortovela, 1990). Par contre, elles inhibent les nourrissages de grains sur la bordure des pores (Heald & Lareze, 1974).

Au cours des premiers stades de la diagenèse, la présence de ciments en remplissage des volumes intergranulaires inhibe le développement des phénomènes de pression-dissolution (Houseknecht, 1984). De même, les fluides à forte salinité et pH neutre diminuent la perte de porosité (Porter & James, 1986).

La pression lithostatique augmentant plus vite en fonction de la profondeur que la pression hydrostatique, les processus de dissolution précipitation sont d’autant plus importants. (Porter & James, 1986; Rutter, 1983; Weyl, 1959). Cependant, en profondeur, des conditions de dépôts particulières, lentilles de sable dans une formation argileuse par exemple, peuvent entrainer la formation de poches de fluides en surpression par rapport à la pression hydrostatique (Worden & Morad, 2000a). Ces conditions entrainent une diminution de la contrainte effective et ainsi les processus de pression dissolution peuvent être partiellement inhibés dans ces zones de surpression de fluide (Porter & James, 1986; Tada & Siever, 1989).

Le rôle de la température a été notamment montré par les travaux de Boer (1977) et Boer et al., (1977). L’augmentation de la température entraine une solubilité plus forte de la silice (Porter & James, 1986) qui facilite sa dissolution.

La composition initiale du grès peut jouer un rôle important sur le développement des surcroissances de quartz (Primmer et al., 1997). Dans le cas d’un grès composé de nombreux fragments de type ductiles, la compaction mécano-chimique diminue suite à une déformation plastique de ces fragments (Houseknecht, 1988).

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