Soutenance mémoire
Le Bassin de Paris
Le Bassin de Paris est un bassin intracratonique subcirculaire de diamètre proche de 500 km entouré par des massifs anciens correspondant aux parties affleurantes du socle hercynien: les Ardennes au NE, les Vosges à l’Est, le Morvan au SE, le Massif Central au Sud et le Massif Armoricain à l’Ouest (Figure II- 1). C’est la subsidence, très active au Mésozoïque, qui a permis aux sédiments principalement marins, alimentés par l’érosion et l’altération des reliefs périphériques, de s’accumuler et d’être conservés dans ce bassin (Figure II- 2).
Histoire de la formation du Bassin de Paris
L’ensemble des informations géologiques consignées ci-dessous sont issues de la Synthèse géologique du Bassin de Paris (BRGM, 1980), de Mégnien (1980) et du Référentiel Géologique du site de Meuse/Haute-Marne (ANDRA, 2001).
Ère primaire
La formation du Bassin de Paris débute à la fin de l’ère primaire lorsqu’une distorsion fracture le socle hercynien en trois blocs: le bloc ardennais, le bloc armoricain et le bloc arveno-vosgien. Les failles de la Seine, de Sennely, du Pays de Bray, de la Marne et de Vittel contrôlent le mouvement et la subsidence de trois blocs et en conséquence, la sédimentation dans le bassin. Les sédiments les plus anciens déposés dans le bassin sont les sédiments continentaux du Carbonifère et du Permien.
Ère secondaire
C’est au cours de l’ère secondaire que s’est produit le comblement du bassin dû à la succession de cycles transgressifs et régressifs et à une sédimentation importante.
Le Trias (-245 à -208 Ma)
L’étirement crustal du Trias permet à la Mer Germanique, à l’Est, d’envahir progressivement le Bassin de Paris. La sédimentation est variée, détritique, puis marneuse et argileuse et enfin évaporitique et gréseuse à argileuse.
Le Jurassique (-208 à -145 Ma)
Au Jurassique, une sédimentation marine importante permet à 3000 m de sédiments de se déposer au cours d’une alternance de transgressions et de régressions. Le climat est de type subtropical. Au Jurassique inférieur, l’ouverture du domaine alpin maintient le régime extensif du Trias, globalement Est-Ouest. La transgression se poursuit à partir de l’Est mais aussi depuis le Sud-Est de la Téthys. La mer progresse sur les terres émergées et recouvre progressivement le Massif Central et les Vosges. La plate-forme calcaire qui s’installe par l’Est et le Sud laisse la place à un bassin à sédimentation argileuse de domaine marin ouvert. À la fin du Dogger, le régime s’inverse et devient régressif. À ce moment, les plates-formes carbonatées s’imposent dans le bassin, de l’Aalénien au Bathonien. À la fin du Callovien inférieur, le jeu des blocs du socle hercynien entraîne l’ennoyage des plates-formes. Les formations calcaires du Dogger sont recouvertes par des dépôts argileux de mer ouverte dont la profondeur est de l’ordre de la centaine de mètres. La fin de l’Oxfordien moyen est marquée par une reprise du régime régressif. Une nouvelle plate-forme carbonatée se met en place, elle évoluera vers un milieu plus confiné qui donnera lieu, à la fin de l’Oxfordien supérieur et au Kimméridgien, à une sédimentation marneuse. Au Tithonien, la sédimentation redevient calcaire avant qu’une émersion quasi-totale ne laisse subsister qu’une lagune au centre du bassin. La sédimentation est alors détritique et évaporitique.
Le Crétacé (-145 à -65 Ma)
Au début du Crétacé, l’assèchement des terres et le climat tropical entraînent une karstification et une importante érosion des formations sédimentaires antérieures par le système hydrographique. Avant de se retirer complètement du bassin, plusieurs ébauches de transgressions ont lieu par le Sud-Est depuis la Téthys, elles sont de faible envergure et ne dépassent pas le centre du bassin. Les dépôts du Crétacé inférieur à moyen sont principalement sableux, détritiques et argileux. Au Crétacé supérieur, le bassin est à nouveau envahi par la mer, cette transgression est d’ampleur mondiale et résulte du contexte extensif lié à l’ouverture de l’océan Atlantique.
Une relation entre le domaine téthysien et la mer boréale est établie. Le Massif Central et le massif de Londres-Brabant sont toujours émergés alors que le Massif Armoricain est en partie recouvert par la mer. La sédimentation est principalement de nature crayeuse. À la fin du Crétacé, la mer se retire dans les zones les plus basses.
Ère Tertiaire
À la suite du mouvement des blocs du socle, induits par les tectoniques pyrénéennes et alpines, l’accès au domaine téthysien est fermé dès le début du Tertiaire. Les différentes transgressions de cette ère se feront par le Nord, mais ne parviendront pas à recouvrir totalement le bassin, ce qui donne lieu à une sédimentation lacustre et détritique en bordure de bassin. Les terrains antérieurs sont érodés par le système hydrographique. C’est au cours du Pléistocène et de l’Holocène que le Bassin de Paris prend progressivement sa configuration actuelle. Aujourd’hui, l’épaisseur de sédiments accumulés atteint 3500 m après compaction dans la partie centrale du Bassin.
Hydrogéologie globale du Bassin de Paris
Le Bassin de Paris comprend globalement quinze formations sédimentaires dont huit sont perméables et sept imperméables. Les aquifères, des plus superficiels aux plus profonds, se rencontrent dans les formations suivante :
● les sables de l’Albien (Crétacé inférieur), où l’aquifère est constitué d’eau douce,
● les calcaires dits « lusitaniens » (Oxfordien supérieur) où l’aquifère est discontinu, la salinité de ces eaux peut atteindre 5 g/l,
● les calcaires du Dogger avec des zones de recharge situées à l’Est et au Sud et un écoulement vers la Manche (NO); la salinité des eaux est généralement de 10 à 20 g/l et peut atteindre 30 g/l dans la partie centrale du bassin,
● les grès du Rhétien et du Keuper (Trias) où les aquifères sont caractérisés par des gradients hydrodynamiques très faibles donc à des débits très inférieurs à ceux des aquifères supérieurs; leurs salinités sont élevées et dépassent 100 g/l dans le centre du bassin.
Les aquifères du Dogger, du Rhétien et du Keuper ont été largement étudiés pour l’exploitation pétrolière et géothermique (Matray et al., 1989; Fouillac et al., 1990; Matray et Fontes, 1990; Wei et al., 1990; Fontes et Matray, 1993; Marty et al., 1993; Menjoz et al., 1993; Spötl et al., 1993; Matray et al., 1994; Pinti et al., 1997; Pinti et Marty, 1998). Les eaux actuellement présentes dans ces trois aquifères ont une composante saline triasique marquée, mais les processus d’acquisition de cette salinité diffèrent pour chaque aquifère. Les aquifères du Dogger et du Keuper ont été formés par la dilution de saumures marines peu évoluées par des eaux météoriques (Matray et Fontes, 1990) qui ont dû migrer via les grands accidents tectoniques (Matray et al., 1994). L’aquifère du Rhétien est, quant à lui, constitué d’un mélange entre une eau météorique et une saumure secondaire composée par une eau marine qui aurait dissous des évaporites (Fontes et Matray, 1993). Dans ces trois aquifères, on note également la présence de faibles quantités de saumures très évoluées. L’invasion par des eaux météoriques des formations du Dogger et du Trias est survenue à une/des époque(s) où les marges du bassin étaient émergées. Le début du Crétacé est la période la plus ancienne possible, lorsque le soulèvement du bloc vosgien a pu créer une charge hydraulique dans la partie Est du Bassin de Paris et ainsi établir un écoulement de fluides basé sur la gravité, qui aurait déplacé les fluides des marges vers le centre du bassin. Un autre écoulement de fluide a pu être établi pendant l’Oligocène par un soulèvement majeur. Matray et al. (1994) ont noté que les événements les plus probables sont relativement tardifs, d’âge plio quaternaire, et concernent les mouvements tectoniques qui ont donné au bassin le régime hydrologique actuel. L’estimation des paléotempératures de recharge (Pinti et al., 1997) dans les eaux du Dogger fournit, dans le centre du Bassin de Paris, des eaux anciennes rechargées sous un climat tropical (26°C), datant de l’Éocène (55-36 Ma), ainsi que des eaux rechargées à une période plus froide (15 °C), probablement Miocène-début Pleistocène (20-1,6 Ma).
La zone d’étude
À l’Est du Bassin de Paris, dans la région où le Jurassique supérieur et moyen affleure, la zone d’étude est comprise entre le fossé de Gondrecourt à l’Est, la flexure d’Aulnois en Pertois au Nord, et les fossés de la Marne et de Joinville à l’Ouest (Figure II4). Elle est délimitée sur la carte Figure II- 4. L’ensemble des forages réalisés est représenté par des triangles. L’ensemble de la série sédimentaire de référence est présenté dans le Erreur ! Source du renvoi introuvable. page 22. Sur le site du laboratoire souterrain de Meuse/Haute-Marne, elle correspond grossièrement:
● aux calcaires du Barrois, formation calcaire karstifiée à l’affleurement,
● à la formation marno-calcaire d’âge Kimméridgien, considérée comme semiperméable,
● aux calcaires de l’Oxfordien, peu perméables, mais présentant plusieurs niveaux faiblement producteurs d’eau,
● à la formation hôte du laboratoire souterrain de recherche, constituée par les argilites d’âge Callovo-Oxfordien, très imperméables,
● aux calcaires du Dogger, (bathoniens et bajociens) peu perméables mais présentant des niveaux producteurs d’eau,
● aux argilites du Toarcien, très peu perméables,
● aux formations triasiques qui sont des aquifères à l’échelle régionale, mais dont les propriétés aquifères ne sont pas connues sur la zone d’étude en raison de l’absence de forages les atteignant.
|
Table des matières
CHAPITRE I : INTRODUCTION
CHAPITRE II : CONTEXTE GÉOLOGIQUE ET HYDROGÉOLOGIQUE DU SITE ANDRA DE MEUSE/HAUTE-MARNE
I LE BASSIN DE PARIS
I.A Histoire de la formation du Bassin de Paris
I.B Hydrogéologie globale du Bassin de Paris
II LA ZONE D’ÉTUDE
II.A Contexte tectonique
II.B Contexte hydrogéologique
III CONCLUSION
CHAPITRE III : OUTILS DE L’ÉTUDE
I OUTILS ISOTOPIQUES
I.A Les isotopes stables
I.B La composition isotopique du strontium
I.C Les gaz rares
II ANALYSE TEXTURALE
II.A Détermination de la surface spécifique à l’aide du modèle BET
II.B Analyse de la microporosité à l’aide du t-plot de De Boer
II.C Analyse de la mésoporosité par la méthode BJH
II.D Gravimétrie d’adsorption-désorption d’eau
III CONCLUSIONS
CHAPITRE IV : APPROCHES ANALYTIQUES DE L’EAU PORALE D’UNE FORMATION ARGILEUSE À FAIBLE PERMÉABILITÉ ET CONSÉQUENCES
I INTRODUCTION
II LA FORMATION DU CALLOVO-OXFORDIEN
II.A Les argilites callovo-oxfordiennes
II.B L’eau porale des argilites du Callovo-Oxfordien
II.C Échantillons
III ANALYSE TEXTURALE DES ARGILITES DU COX ET COMPARAISON AVEC DES MATRICES ARGILEUSES À SMECTITE ET ILLITE
III.A Analyse texturale par adsorption-désorption d’azote à 77 K
III.B Évaluation de la distribution en taille des mésopores
III.C Gravimétrie d’adsorption d’eau
III.D Comparaison des isothermes à l’azote et à l’eau
III.E Conclusions sur l’analyse texturale des argilites du COx
IV APPROCHES ANALYTIQUES DE LA COMPOSITION DES EAUX PORALES PAR LES ISOTOPES STABLES DE L’HYDROGÈNE ET DE L’OXYGÈNE
IV.A Mise au point des méthodes analytiques
V ARTICLE: PORE WATER ANALYSIS IN LOW POROSITY CLAYSTONES (O, H AND SR ISOTOPES)
V.A Abstract
V.B Introduction
V.C Geological setting and sampling
V.D Isotopic analyses
V.E Analytical protocol
V.F Isotopic composition of the argillite pore water and consequences
V.G Conclusions
V.H Acknowledgments
V.I References
V.J List of tables
VI INFLUENCE DE LA PHASE ARGILEUSE SUR LES MESURES ISOTOPIQUES DE O ET H
VI.A Introduction
VI.B Protocole opératoire
VI.C Résultats et discussion
VII LES ABONDANCES ET COMPOSITIONS ISOTOPIQUES EN GAZ RARES
VII.A Procédures analytiques
VII.B Échantillons
VII.C Résultats et discussion
VII.D Conclusions sur l’étude des abondances en gaz rares dans les eaux porales
CHAPITRE V : CONCLUSION
