Soutenance mémoire
Formation alpine des Pyrénées
Les Pyrénées sont un orogène collisionnel intraplaque alpin d’environ 400 km de long et d’alignement est-ouest, de la mer Méditerranée à l’est au golfe de Gascogne (Océan Atlantique) à l’Ouest et constituant la frontière naturelle entre la France (au nord) et l’Espagne (au Sud) (Figure 1.1A). La chaîne alpine s’est principalement développée du Crétacé supérieur (Campanien) au Miocène inférieur (Fitzgerald et al., 1999 ; Travé et al., 2007) en conséquence de la collision entre la plaque Ibérique, remontant vers le nord et la plaque Eurasienne, de vergence grossièrement nord-sud (Muñoz, 1992). La collision s’est traduite par la subduction partielle de la lithosphère Ibérique sous la plaque Eurasienne (Choukroune et l’équipe ECORS, 1989 ; Muñoz, 1992) (Figure 1.1B). Avant la collision, au Mésozoïque, un rift en transtension associé à l’ouverture de l’Océan Atlantique Central et de la rotation de l’Ibérie, et provoquant l’ouverture du Golfe de Gascogne, était présent sur l’emplacement actuel de la chaîne (Fitzgerald et al., 1999). Lors de l’orogenèse alpine, de nombreuses structures extensives liées à la phase de rifting ont été reprises en inversion tectonique (Fitzgerald et al., 1999). Ces évènements ont donné lieu à la mise en place de plis et de chevauchements, et de bassins d’avant-pays de part et d’autres de la zone Axiale de la chaîne, constituée de socle cristallin Hercynien (e.g., Pickering et Corregidor, 2005). Les chevauchements alpins ont une vergence nord au nord de la zone Axiale et une vergence sud au sud de la zone Axiale, définissant ainsi une chaîne de type fold and trust belt. Les nombreux travaux sur la géologie des Pyrénées, facilités par la bonne préservation des dépôts syn-orogéniques et de leur relations structurales, en font un laboratoire naturel pour l’étude la formation des orogènes et des bassin d’avant-pays associés (Puigdefàbregas et al., 1986, 1992 ; Vergés et Muñoz, 1990 ; Meigs et al., 1996 ; Fitzgerald et al., 1999).
La structuration alpine des Pyrénées s’organise en 3 grandes zones structurales (Puigdefàbregas et Souquet, 1986):
– La zone interne métamorphique, qui correspond à l’axe tectono-sédimentaire Crétacé de la chaîne et suit la Faille Nord-Pyrénéenne. Cette faille définit la suture entre la plaque Ibérique et la plaque Eurasienne, et les zones Nord et Sud Pyrénéennes. Elle est caractérisée par une croûte amincie durant la période de rifting pré-alpine. Des sédiments mésozoïques, en contact direct avec des granulites et des lherzolites, ont ainsi subi un fort métamorphisme thermique au Crétacé.
– Les zones Nord Pyrénéenne sont composées de nappes de chevauchements à vergence nord datant du Cénozoïque. La zone Nord Pyrénéenne comprend des unités de socle et de la couverture mésozoïque, tandis que la zone Sub-Pyrénéenne est constituée de couverture mésosoïque et de sédiments cénozoïques.
– La zone Sud-Pyrénéenne, la plus importante en surface, est celle comprenant le bassin d’Ainsa. Elle est composée d’une succession de nappes de chevauchements à vergence sud (Figure 1.1B) pouvant être séparée en trois grands ensembles : (i) les premières nappes, qui commentcent à se mettre en place au Crétacé supérieur (Nogueres, Orri et Rialp) et comprennent des écailles de socle qui constituent la zone Axiale de la chaîne (Fitzgerald et al., 1999), (ii) les nappes dites supérieures (Cotiella-Montsec, Pedraforca, Mongrí), qui sont actives du Paléocène à l’Éocène moyen. Elles ont une couverture mésozoïque épaisse (Crétacé supérieur) et Cénozoïque (pré-Cuisien) et (iii) les nappes dites inférieures (Ordesa, Gavarnie, Cadí, Sierras Marginales), qui se mettent en place à partir du Lutétien et jusqu’à l’Oligocène (Muñoz, 1992). Elles impliquent le déplacement de socle Hercynien et de couverture sédimentaire crétacée et paléogène.
Le bassin d’avant-pays Sud Pyrénéen
Evolution tectonique
La transition du Mésozoïque au Cénozoïque voit, à l’emplacement actuel des Pyrénées, la transition d’un bassin profond avec dépôts de flysch (Debroas, 1988 ; Debroas, 1990) lié à la phase de rifting, à la surrection de la chaîne et le développement diachrone (EW) de bassins d’avant-pays au Nord et au Sud de l’orogène (Puigdefàbregas et Souquet, 1986), qui se sont mis en place à l’aplomb des chevauchements résultant du raccourcissement crustal (jusqu’à 100 km ; Farrell et al., 1987). Sur la bordure sud des Pyrénées, le bassin d’avant-pays Sud-Pyrénéen (Puigdefàbregas et al., 1975) s’est développé du Paléocène (55 Ma ) jusqu’à l’Oligocène terminal (~ 24.7 Ma) par subsidence tectonique (Vergés et al., 2002). Il comprend plusieurs sous-bassins : le bassin de Jaca à l’Ouest, le bassin d’Ainsa au centre et le bassin de Tremp-Graus à l’Est, séparés respectivement par les plis anticlinaux de rampe de chevauchement de Boltaña à l’Ouest et de Médiano à l’Est (Figure 1.2). Au niveau de la partie centrale de la chaîne (bassins de Tremp-Graus, Ainsa et Jaca), le paroxysme de raccourcissement tectonique a eu lieu de 55 à 28 Ma (Meigs et Burbank 1997). La vitesse maximale de raccourcissement, qui correspond au maximum de subsidence tectonique, est atteinte aux alentours de 41,5 Ma (Vergés et al., 1998). Cette date correspond plus ou moins à l’accumulation des faciès profonds du bassin d’Ainsa (Pickering et Corregidor, 2005).
Le développement successif des chevauchements sud-pyrénéens au sein du bassin d’avant-pays s’est effectué à différents niveaux, avec les chevauchements récents situés les plus bas (unités inférieures) recoupant les chevauchements plus anciens, situés les plus hauts (unités supérieures). Cela ne correspond pas complètement au modèle d’emplacement en piggy-back où le détachement des chevauchements se déroule sur une même surface, avec une séquence de création de chevauchements successifs vers le bassin (Dahlstrom, 1970; Wiltschko et Dorr, 1983). En conséquence, les nappes supérieures, qui se sont détachées sur des couches évaporitiques du Trias, sont plissées et recoupées par les nappes inférieures qui se sont détachées sur le socle pré-triassique (Parish, 1984 ; Williams, 1985).
Relations tectono-sédimentaires
La sédimentologie du bassin d’avant-pays Sud-Pyrénéen est caractérisée par des conditions de dépôt de plus en plus profondes de l’Est vers l’Ouest, où des conditions océaniques ouvertes (Océan Atlantique) prédominent jusqu’à l’Éocène supérieur. Le développement successif des chevauchements de vergence sud a exercé le principal contrôle sur la subsidence et donc le type de sédimentation comblant le bassin d’avant-pays. Il a ainsi d’abord été sous-alimenté et rempli par des sédiments marins de 55 à 37 Ma, puis progressivement comblé par des dépôts continentaux au fur et à mesure du développement des chevauchements (Tableau 1.1), jusqu’à la fin du paroxysme tectonique (Vergés et al., 2002). Ainsi à l’Éocène moyen, le bassin de Tremp-Graus voit le dépôt de sédiments fluviodeltaïques, tandis que plus à l’Ouest (bassins d’Ainsa et Jaca) les dépôts sont de type marins profonds (Pickering et Corregidor, 2005). Cette subsidence différentielle enregistrée dans le bassin d’avant-pays est probablement liée au développement diachrone des chevauchements, qui a entraîné des charges différentielles le long d’un transept Est Ouest. L’accommodation des charges différentielles par des failles normales obliques à la direction de propagation des chevauchements a favorisé leur réutilisation en inversion tectonique lors des phases ultérieures de chevauchement (Farrell, 1984).
Le bassin d’Ainsa
Cadre général
Le bassin d’Ainsa, du fait de ses dimensions modestes (25 km de large pour environ 40 km de long), est le plus petit des trois sous-bassins constituant le bassin d’avant pays SudPyrénéen (Figure 1.2.). Il est comblé par environ 4 km de dépôts marins profonds de type turbiditique, eux-mêmes recouverts par environ 1 km de dépôts fluvio-deltaïques correspondant au complexe deltaïque du Sobrabre, que nous étudions, et à des dépôts alluviaux postérieurs (Figure 1.3.). Le comblement progressif du bassin est la conséquence de la transition d’un régime de foredeep vers un régime de thrust top avec l’évolution des chevauchements (Dreyer et al., 1999). Le caractère synsédimentaire des dépôts est marqué par la diminution de leur déformation entre les dépôts les plus anciens (grès d’Arro), retournés à proximité du chevauchement de la Peña Montanesa actif au Lutétien, et les dépôts deltaïques plus tardifs, peu déformés (Pickering et Corregidor, 2005).
Age des dépôts
Dans le détail, des divergences subsistent entre les auteurs concernant la datation des formations comblant le bassin. En s’appuyant sur l’étude de Callot et al. (2009), nous avons adopté les âges proposés dans les études de Pickering et collaborateurs (Pickering et Corregidor, 2005 ; Das Gupta et Pickering, 2008 ; Heard and Pickering, 2008 ; Heard et al., 2008 ; Pickering and Bayliss, 2009 ; Sutcliffe and Pickering, 2009). Les premiers remplissages profonds du bassin d’Ainsa datent de l’Yprésien (Cuisien), tandis que le remplissage a duré environ 10 Ma durant l’intégralité du Lutétien (Pickering et Bayliss, 2009). Les dépôts du complexe deltaïque du Sobrarbe qui recouvrent les faciès profonds sont datés du Lutétien final (Dreyer et al., 1999 ; Sutcliffe et Pickering, 2009). Les dépôts fluviatiles de la formation Escanilla, qui constituent les derniers dépôts enregistrés dans le bassin d’Ainsa, sont eux datés du Bartonien (DeFederico, 1981 ; Dreyer et al., 1993 ; Dreyer et al., 1999 ; Remacha et al., 2003).
Structuration du bassin à l’Éocène
L’Ouest et l’Est du bassin d’Ainsa sont bordés respectivement par les deux plis anticlinaux de Boltaña et de Médiano (Figures 1.2 et 1.5), d’axe N-S. Entre eux est défini le synclinal de Buil, sur lequel reposent les dépôts deltaïques et fluviatiles (Figure 1.4). L’anticlinal de Mediano est associé à un complexe de rampes de chevauchements appartenant à l’Unité Centrale Sud-Pyrénéenne (Muñoz et al., 1994, 1998). La partie est du bassin est en effet structuralement complexe : le bassin de Tremp-Graus, qui borde le bassin d’Ainsa par l’est, s’est déplacé en piggy-back au dessus du chevauchement Sierras Marginales de vergence sud à l’Éocène, tandis qu’à l’Ouest (bassin d’Ainsa) la déformation a été accommodée par la mise en place successive de chevauchements aveugles de vergence SW, dont l’anticlinal de Mediano, formé au Lutétien, est la structure la plus proéminente. L’anticlinal de Boltaña, plus tardif, s’est mis en place en tant que relief sous-marin en croissance pendant le dépôt des faciès profonds du bassin, sans pour autant empêcher leur transfert entre les bassins d’Ainsa et de Jaca (Dreyer et al., 1999 ; Pickering et Corregidor, 2005 ; Das Gupta et Pickering, 2008). Il a été interprété comme étant lié au plissement associé à la progression de rampes latérales de chevauchement, mais il semble correspondre en fait à un pli d’amortissement d’un chevauchement aveugle de vergence SW (Muñoz et al., 1998) dont le moteur est identique à celui de l’anticlinal de Médiano. Le sud du bassin est bordé par un anticlinal également associé au chevauchement à vergence sud des Sierras Marginales (unités inférieures), actif de la fin de l’Éocène à l’Oligocène (Muñoz, 1992) et dont l’orientation est globalement Est-Ouest.
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Table des matières
INTRODUCTION
I. CADRE GEOLOGIQUE DU DELTA DU SOBRARBE
1.1. Formation alpine des Pyrénées
1.2. Le bassin d’avant-pays Sud Pyrénéen
1.2.1. Evolution tectonique
1.2.2. Relations tectono-sédimentaires
1.3. Le bassin d’Ainsa
1.3.1. Cadre général
1.3.2. Age des dépôts
1.3.3. Structuration du bassin à l’Éocène
1.3.4. Liens avec le bassin de Jaca: le Hecho Group
1.4. Le complexe deltaïque du Sobrarbe
1.4.1. Mise en place du delta
1.4.2. Stratigraphie des dépôts
1.4.3. Lithologie
II. LA DIAGENESE DES SEDIMENTS DU DELTA DU SOBRARBE
2.1. Introduction
2.2. Localisation des concrétions carbonatées dans le delta
2.3. Méthodes d’études
2.3.1. Introduction
2.3.2. Pétrographie : optique, MEB et cathodoluminescence
2.3.3. Pétrographie et microthermométrie sur inclusions fluides
2.3.4. Analyses isotopiques : carbone et oxygène
2.3.5. Analyses isotopiques du soufre
2.3.6. Analyses élémentaires : microsonde
2.3.7. Analyses des teneurs en carbone et soufre
2.3.8. Analyses de Diffraction des Rayons X
2.4. Résultats préliminaires: origine des concrétions dolomitiques et des ciments carbonatés et sulfatés à Biñas d’Ena
2.4.1. Introduction
2.4.2. Publication 1: Dolomitic concretions in the Eocene Sobrarbe delta (Spanish Pyrenees): Fluid circulation above a submarine slide scar infilling
2.5. Résultats obtenus sur l’ensemble des affleurements
2.5.1. Lithologie et minéralogie des sediments
2.5.1.1. Lithologie
2.5.1.2. Minéralogie
2.5.2. Description des minéraux diagénétiques
2.5.2.1. Sulfures : pyrite
2.5.2.2. Dolomites
2.5.2.2.1 Dolomite disséminée dans les sédiments
2.5.2.2.2 Dolomite des concrétions
2.5.2.2.3. Dolomites des conduits
2.5.2.2.4. Dolomites ferreuses tardives
2.5.2.3. Calcites
2.5.2.3.1. Calcites remplaçant les microfossiles
2.5.2.3.2. Calcite microsparitique (recristallisation des marnes)
2.5.2.3.3. Calcites comblant les fractures tectoniques
2.5.2.3.4. Calcites rousses
2.4.2.3.5. Calcites télogénétiques
2.4.2.3.6. Ciment indéterminé
2.5.2.4. Sulfates
2.5.2.4.1. Barytine
2.5.2.4.2. Célestines
2.5.3. Interprétation des résultats sur les phases diagénétiques
2.5.3.1. Ordre d’apparition des phases
2.5.3.2. Conditions de précipitation des pyrites
2.5.3.3. Conditions de précipitation des dolomites
2.5.3.4. Conditions de précipitation des calcites
2.5.3.4.1. Ciment C1
2.5.3.4.2. Ciments C2a et C2b
2.5.3.4.3. Ciments C3a et C3b
2.5.3.5. Conditions de précipitation des sulfates
2.5.3.5.1. Source des sulfates
2.5.3.5.2. Mécanismes de précipitation de la barytine
2.5.3.5.3. Mécanismes de précipitation de la célestine
2.6. Origine de la dolomitisation : apports des analyses géochimiques sur roche totale
2.6.1. Introduction : les hypothèses couramment acceptée pour la formation de la dolomite
2.6.1.1. « Dolomite problem » et mécanismes d’inhibition
2.6.1.2. Modèles de précipitation en subsurface
2.6.1.3. Modèles de formation pendant la diagenèse précoce
2.6.1.4. Cas des concrétions dolomitiques
2.6.2. Intérêt des analyses de composition sur roche totale
2.6.3. Méthodes d’échantillonnage, d’analyses et de traitement des données
2.6.3.1. Stratégie d’échantillonnage
2.6.3.2. Méthodes analytiques
2.6.3.3. Traitement des données
2.6.4. Résultats : composition des marnes
2.6.4.1. Détermination des pôles de composition
2.6.4.2. Eléments contenus principalement dans les phases du pôle shale
2.6.4.3. Eléments contenus principalement dans les phases du pôle carbonate
2.6.4.4. Eléments contenus dans d’autres phases : pyrite diagénétique, minéraux lourds et phases indéterminées110
2.6.5. Résultats : composition des concrétions
2.6.5.1. Détermination des pôles
2.6.5.2. Eléments contenus principalement dans les phases du pôle shale
2.6.5.3. Eléments contenus principalement dans les phases du pôle carbonate
2.6.5.4. Eléments contenus dans d’autres phases : pyrite diagénétique, minéraux lourds et phases indéterminées
2.6.6. Comparaison des concentrations entre marnes et concrétions
2.6.6.1. Détermination des éléments enrichis ou appauvris dans les concrétions
2.6.6.2. Origine des enrichissements et appauvrissements
2.6.7. Variations de compositions au sein des concrétions
2.6.7.1. Cas des concrétions PR10 et ES10
2.6.7.1.1. Profils radiaux des variations de concentration des éléments
2.6.7.1.2. Interprétation
2.6.7.2. Cas de la concrétion BE2
2.6.7.2.1. Profils radiaux des variations de concentration des éléments
3.6.7.2.2. Interprétation
2.6.8. Impact du concrétionnement sur la composition des marnes
2.6.9. Calcul de compaction des sédiments autour des marnes suivant la méthode de Gresens
2.6.10. Synthèse : mécanismes de croissance des concrétions dolomitiques
2.7. Diagenèse : comparaison avec les dépôts antérieurs du bassin
2.7.1. Comparaison des structures dolomitiques (concrétions du delta et Yellow Beds du Hecho Group)
2.7.1.1. Dolomitisation dans les faciès turbiditiques : les Yellow Beds
2.7.1.2. Comparaison des observations pétrographiques des concrétions et des YB
2.7.1.3. Comparaison des analyses de composition sur roche totale
2.7.1.4. Comparaison des valeurs isotopiques
2.7.1.5. Interprétation
2.7.2. Diagenèse des grès du Hecho Group
2.7.3. Précipitation de sulfates et carbonates en zone de cisaillement – NE du bassin
2.7.4. Interprétation : enregistrement de la diagenèse à l’échelle du bassin d’Ainsa
2.7.4.1. Similarités texturales et compositionnelles entre faciès profonds et deltaïques
2.7.4.1.1. Dolomitisation
2.7.4.1.2. Formation des calcites
2.7.4.2. Influence de l’enfouissement sur les valeurs d’isotopes stables
2.7.4.2.1. Dolomites
2.7.4.2.2. Calcites
2.7.4.3. Apports des isotopes stables et inclusions fluides des carbonates sur la nature des fluides interstitiels à l’échelle du bassin d’Ainsa
2.7.5. Synthèse : évolution des fluides diagénétiques dans le bassin d’Ainsa
III. ETUDE DE LA STABILITE DES SULFATES ET DES CARBONATES DANS LES SEDIMENTS MARINS : DEMARCHE ET METHODES
3.1. Introduction
3.2. Démarche suivie pour le calcul de la stabilité des minéraux dans les sédiments marins
3.2.1. Équilibre chimique, solubilité, produit d’activité ionique, produit de solubilité
3.2.2. L’indice de saturation
3.3. Choix de la base de la base de données
3.4. Présentation des données DSDP/ODP/IODP
3.3.1. Historique des programmes DSDP/ODP/IODP
3.4.2. Méthodes de prélèvement des eaux interstitielles
3.4.3. Méthodes de préparation et d’analyse des eaux interstitielles
3.4.4. Contenu de la base de données de composition des eaux interstitielles
3.4.5. Organisation des échantillons dans la base de données
3.4.6. Corrections appportées à la base de données
3.4.7. Calcul des pressions et températures in situ
3.4.7.1. Température
3.4.7.2. Pression
CONCLUSION
