INSTITUT MIXTE DE RECHERCHES GÉOTHERMIQUES

BUREAU DE RECHERCHES AGENCE FRANÇAISEGÉOLOGIQUES ET MINIÈRES POUR LA MAITRISE DE L'ÉNERGIE

B.R.G.M. A .F .M.E .B.P. 6009 27, rue Louis Vicat

45060 Orléans Cedex 75737 Paris

0.NGI/ . 198-1

APPLICATIONS THERMOMETRIQUESDE L'ÉTUDE DES MINÉRAUX HYDROTHERMAUX

EN GÉOTHERMIE HAUTE-ÉNERGIEpar

J.Ph. R A N Ç O N

Département Géothermie

SERVICE GÉOLOGIQUE NATIONAL

INSTITUT MIXTE DE RECHERCHES GÉOTHERMIQUES

B.P. 6009 - 45060 Orléans Cedex - Tél.: (38) 63.80.01

Rapport du B . R . G . M .

83 SGN 740 IRG

Réalisation Departement des Appiu étions Graph,

RESUME

Les minéralisations hydrothermales, présentes dans la plupart descontextes volcaniques, se prêtent à de nombreuses applications thermométri-ques au cours des différentes phases d'étude d'un champ potentiel en géother-mie Haute Energie.

La reconnaissance des minéraux, possible dans certains cas sur leterrain, ne peut être faite la plupart du temps qu'en laboratoire. Le micros-cope électronique à balayage, la microsonde électronique, la fluorescence etla diffractométrie X permettent d'inventorier les phases minérales présentesdans un échantillonnage. Des techniques spécifiques de préparation et d'ana-lyse doivent être employées pour les minéraux des argiles.

De tous les facteurs qui interviennent lors du cycle hydrothermal,la température joue un rôle déterminant dans la cristallisation des minérauxhydrothermaux. La gamine des températures couvertes par les champs de stabili-té des différentes espèces et paragenèses s'étend de 0 à 400°C.

Un certain nombre de méthodes géochimiques spécifiques permettentde déterminer la température de cristallisation d ' un minéral donné. Parmicelles-ci, l'étude des inclusions fluides dans des phases minérales limpides(quartz, calcite, feldspaths), et l'étude des teneurs isotopiques du carboneet de l'oxygène dans la calcite et le quartz peuvent être systématiquementabordées en raison de l'ubiquité des minéraux traités.

Par ailleurs, à la suite des résultats obtenus par de nombreuxauteurs dans des contextes hydrothermalisés variés (comparaison de la distri-bution des minéraux secondaires et des gradients thermiques mesurés dans desforages), il est possible d'associer la présence de certaines phases minéra-les isolées ou de certaines paragenèses hydrothermales à leur champ destabilité thermique.

Les minéraux hydrothermaux qui s'avèrent les meilleurs marqueursthermiques (intervalle de cristallisation restreint, présence ubiquiste dansl'ensemble des contextes hydrothermalisés) sont :

- les phyllites (minéraux des argiles et biotite),- les zeolites,- l'albite et l'adulaire,- les minéraux de la famille de la silice,- l'épidote,- le prehnite,- les amphiboles calciques.

Au stade de la reconnaissance ou de la prefaisabilité d'une opéra-tion géothermique, la zonation des minéraux hydrothermaux (tout particulière-ment les zeolites) à l'échelle d'une région volcanique (travaux déjà effec-tués à la Réunion, en Martinique et en Islande) peut être reliée à la distri-bution des paléotempératures et servir à la reconstitution des paléoisother-mes et de l'histoire hydrothermale de cette région.

Lors de la phase finale d'exploration par forages profonds, ladistribution verticale des assemblages hydrothermaux dans les puits permetd'assurer un suivi thermométrique sans contraintes physiques. Trois domaines

de température caractérisés par la présence d'assemblages hydrothermauxsymptomatiques ont été reconnus :

- domaine "basse température" (0 à 110°C) à montmorillonite,cristobalite, chabazite, phillipsite,

- domaine "moyenne température" (110 à 230°C) à laumontite,clinoptilolite et illites,

- domaine "haute température" (230 à 350°C) à wairakite, prehnite,épidote, amphiboles calciques et biotite.

La distribution des minéraux symptomatiques de ces trois domainesde température correspond de manière satisfaisante aux différentes zones querecoupe un forage géothermique (zone superficielle, zones de transition etd'auto-colmatage, zone réservoir). On peut ainsi relier l'apparition progres-sive des différentes paragenèses hydrothermales aux différents horizonstraversés par le forage. L'apparition de 1'épidote, de la biotite et desamphiboles calciques est toujours significative de l'approche de la zone deproduction (réservoir).

SOMMAIRE

PAGES

1 - INTRODUCTION : BUTS ET ORIENTATION DE L'ETUDE .. 1

2 - GENERALITES SUR LE PHENOMENE D1 HYDROTHERMAL I-

SATION 2

2.1 - LES PRINCIPAUX FACTEURS D'ALTERATION

HYDROTHERMALE 2

2.1.1 - LE FLUIDE GEOTHERMAL 2

2.1.2 - COMPOSITION CHIMIQUE DE LA ROCHE

HOTE 4

2.1.3 - POROSITE ET PERMEABILITE 4

2.1.4 - LA PRESSION 5

2.1.5 - DUREE D'ACTIVITE 5

2.1.6 - LA TEMPERATURE 6

2.2 - LES PRODUITS DE L'ALTERATION HYDROTHERMALE 6

2.2.1 - LES PRINCIPAUX TYPES D'ALTERATION 6

2.2.2 - FREQUENCE ET DISTRIBUTION DES MINE-RAUX HYDROTHERMAUX EN FONCTION DELA PROFONDEUR 8

3 - DETERMINATION DES MINERAUX HYDROTHERMAUX 14

3.1 - IN SITU 14

3.2 - EN LABORATOIRE 14

4 - THERMOMETRIE 21

4.1 - METHODES GEOCHIMIQUES SPECIFIQUES 21

4.1.1 - INCLUSIONS FLUIDES 21

4.1.2 - METHODES ISOTOPIQUES 24

4.2 - MINERAUX MARQUEURS D'UN DOMAINE DE TEMPE-RATURE 244.2.1 - LES PHYLLITES 26

PAGES

4.2.2 - LES ZEOLITES 31

4.2.3 - LES FELDSPATHS 36

4.2.4 - LES FORMES HYDROTHERMALES DE LA

SILICE 38

4.2.5 - L'EPIDOTE 40

4.2.6 - LA PREHNITE 41

4.2.7 - LES AMPHIBOLES DE LA SERIE ACTINOTETREMOLITE 41

5 - APPLICATIONS GEOTHERMIQUES 44

5.1 - RECONSTITUTION DE L'HISTOIRE HYDROTHERMALED'UN CHAMP GEOTHERMIQUE POTENTIEL 44

5.2 - SUIVI THERMOMETRIQUE D'UN FORAGE PROFOND :DISTRIBUTION DES MINERAUX HYDROTHERMAUXDANS UN PUITS MODELE 48

5.2.1 - FORAGES D'EXPLORATION 48

5.2.2 - FORAGES DE DEVELOPPEMENT DE CHAMP 52

6 - CONCLUSIONS : PERSPECTIVES D'INTERVENTION ET DERECHERCHE 54

LISTE DES FIGURES

Figure 1 : Le cycle hydrothermal d'Elders

Figure 2 : Diagrammes de fréquence d'apparition des minérauxhydrothermaux en fonction de la profondeur d'aprèsBoursier (1983)

Figure 3 : Zonation de quelques minéraux hydrothermaux dans lacoupe modélisée d'un champ géothermique

Figure 4 : Quelques exemples d'observation des zeolites de l'îlede la Réunion au microscope électronique à balayage

Figure 5 : Application de la microsonde électronique à l'étudedes minéraux hydrothermaux : répartition des ions Na,K et Ca dans une vacuole emplie d'une coprécipitationd'adulaire albite-prehnite - Massif du Piton des Neiges,Ile de la Réunion (Rançon, 1982)

Figure 6 : Tableau de détermination des minéraux argileux simples

Figure 7 : Les différentes inclusions fluides d'un grain de quartzidéal d'après Combredet (1983)

Figure 8 : Contours cartographiques indiquant la profondeur desisothermes 200°C et 300°C dans des forages du champgéothermique de Cerro-Prieto

Figure 9 : Nomenclature des feldspaths primaires et hydrothermaux

Figure 10 : Coupe stratigraphique et apparition des épidotes dansle champ de Daklan aux Philippines (d'après Boursier,1983)

Figure lia: Croquis de situation : l'Islande et la zone Berufjördur-Breiddalur

Figure lib: Distribution des minéraux amygdalaires dans les tholéiitesà olivine de la zone Berufjb'rdur-Breiddalur, d'aprèsWalker (1960)

Figure Ile: Coupe schématique de l'empilement des laves tertiairesde l'est islandais montrant les relations entre le sommetoriginel de l'empilement, la stratigraphie et la distri-bution zonale des minéraux amygdalaires, d'aprèsWalker (1960)

Figure 12 : Relations entre hydrothermalisation et structures volcano-te c toniques dans l'île de la Martinique (d'aprèsD. Westercamp, 1978)

Figure 13 : Relations entre l'extension des trois phases hydrothermaleset les structures du massif du Piton des Neiges

Figure 14a: Cartes de concentration des minéraux hydrothermaux dansle champ d'Ahuachapan, Salvador, d'après Aumento et al (1982)

Figure 14b: Modèle hydrologique et structural du champ d'Ahuachapan,d'après Aumento et al (1982)

LISTE DES TABLEAUX

Tableau 1

Tableau 2

Tableau 3

Tableau 4

Tableau 5

Tableau 6

Zonation mineralogique statistique dans un forage enfonction de la profondeur (d'après Boursier, 1983)

Distribution comparée et champs de stabilité thermiquedes minéraux phylliteux dans différents sites géother-miques

Classification structurale des zeolites naturelles(d'après Gottardi, 1978)

Zonation des zeolites dans les champs géothermiquesd'Islande et températures estimées aux frontières desdifférentes zones d'après Kristmannsdottir et Tomasson(1976)

Domaines de stabilité thermique des zeolites dansplusieurs aires géothermales

Domaines de stabilité thermique des paragenèses hydro-thermales les plus représentatives dans un puits modèle

1 - INTRODUCTION : BUTS ET ORIENTATION DE L'ETUDE

Au cours du cycle hydrothermal, un grand nombre d'espèces secondai-res résultent de l'interaction fluide géothermal-roche encaissante. Certainesde ces espèces ou associations sont présentes dans la plupart des airesgéothermales reconnues ou potentielles et possèdent un champ de stabilitéthermique suffisamment restreint pour constituer une bonne signature thermomé-trique.

L'objectif de ce rapport est de faire le point sur les possibilitésactuelles d'utilisation des minéralisations hydrothermales en tant quemarqueurs de température en contexte volcanique.

On considérera successivement :

- les différentes méthodes de détermination des espèces secondai-res ,

- les minéraux et paragenèses utilisables pratiquement lors desphases de prefaisabilité/faisabilité géothermiques ou d'une exploration parforages profonds,

- les méthodes géochimiques spécifiques susceptibles de fournir desindications thermométriques à partir de minéraux isolés,

- les données bibliographiques concernant les relations entre ladistribution des paragenèses hydrothermales et les températures mesurées dansles forages,

- les différentes applications géothermiques envisageables ou déjàtirées de l'étude des minéraux hydrothermaux,

- les résultats acquis et les perspectives de recherche à dévelop-per pour faire des minéraux hydrothermaux de bons guides d'explorationgéothermique adaptés à l'étude des distributions de température.

2 - GENERALITES SUR LE PHENOMENE D'HYDROTHERMALISATION

La mise en place d'un système hydrothermal résulte d'un transfertconvectif de chaleur véhiculée par une phase fluide. Tous les systèmeshydrothermaux qui ont pu être reconstitués dans différents champs géothermi-ques présentent un certain nombre de caractéristiques qu'ELDERS (1977) aregroupé dans un cycle "Le cycle hydrothermal" (fig. 1).

Ce cycle résume et restitue dans leur chronologie les phénomènesqui marquent les étapes de tout système géothermique.

Dans le cadre de ce rapport, nous nous intéresserons uniquement auxeffets les plus perceptibles de ce cycle qui concernent le dépôt de minérali-sations à différentes profondeurs dans un champ géothermique.

2.1 - LES PRINCIPAUX FACTEURS D'ALTERATION HYDROTHERMALE

2.1.1. - LE FLUIDE GEOTHERMAL

II peut se présenter sous deux phases : liquide et gazeuse. Cefluide peut être d'origine météorique, océanique ou magmatique. En général,les fluides existant dans un gisement géothermique résultent d'un mélange dedeux ou plusieurs classes de fluides.

Leur rôle dans le processus d'hydrothermalisation est prépondérant.

En premier lieu, ce sont les fluides qui transportent les caloriesdepuis la source de chaleur jusqu'aux niveaux les plus superficiels d'unsystème géothermique. On peut distinguer avec ELDERS et al (1979) :

- le "volume de "réchauffement" (partie inférieure du réservoirgéothermique, proche de la source de chaleur où les fluides sont chauffés),

- le "volume de décharge" (zones où les fluides chauds ascendantssont refroidis),

- le "volume de recharge" (zones où les fluides froids sont rechauf-fés au contact de roches chaudes).

Au cours de son ascension vers la surface, le fluide géothermalprovoque une suite d'effets secondaires irréversibles :

II est provoqué par la circulation de fluides chauds à différentsniveaux du système géothermique. Les alcalins, FeO et MgO sont remobilisés etpassent en solution dans le fluide. La silice, par contre, reste dans lesroches.

- altération :

Parallèlement au lessivage, des transformations physico-chimiquesinterviennent au sein des roches. La minéralogie primaire est grandement

BASSEPERMEABILITE

DEPOT("self-seaiing")

BASSETEMPERATURE

failles oufracturation hydraulique

HAUTEPERMEABILITE

HAUTETEMPERATURE

DISSOLUTION

FIG.l: LE CYCLE HYDROTHERMAL D'ELDERS

affectée par les processus de métasomatose et de déstabilisation au profit deparagenèses de transformation.

- dégôt :

Les minéraux hydrothermaux qui cristallisent à partir du fluidegéothermal affectent les formations perméables en remplissage des cavités oudes fissures. L'abondance des minéralisations dans les zones superficiellesles plus perméables conduit à la formation d'une couverture par auto-colmatage. Ce processus d'imperméabilisation peut se produire soit par dépôtsde minéraux incrustants soit par argilisation des roches.

2.1.2 - COMPOSITION CHIMIQUE DE LA ROCHE HOTE

L'altération hydrothermale est contrôlée par la nature physique desroches. La porosité, la perméabilité et la texture des formations condition-nent le développement de minéraux secondaires.

Par contre, il ne semble pas y avoir de relation directe entre lechimisme de la roche encaissante et la nature des minéraux hydrothermaux. Uneétude synthétique effectuée à partir de données disponibles dans les troisgrands types d'environnement pétrochimique volcanique (RANÇON, 1982 b) amontré que la cristallisation des espèces secondaires ne reflétait pasclairement l'héritage géochimique de la formation encaissante. Les roches lesplus acides semblent toutefois pouvoir influencer la cristallisation decertains minéraux riches en silice (wairakite, laumontite).

2.1.3 - POROSITE ET PERMEABILITE

Dans le bilan global du cycle hydrothermal, la perméabilité (apti-tude d'une roche à se laisser traverser par un fluide) l'emporte sur laporosité (ensemble des volumes d'une roche pouvant être occupé par un flui-de).

On distingue la perméabilité d'interstices liée à la porositéefficace, de la perméabilité de fracture.

Le réservoir géothermique lieu de circulation convective desfluides (eau + gaz) correspond à la zone la plus perméable de la pile volcani-que ; la couverture étant totalement ou partiellement imperméabilisée parargilisation ou auto-colmatage.

Il existe apparemment une relation entre la minéralogie secondaireet la perméabilité, c'est-à-dire une relation entre la nature des assemblageshydrothermaux et leur situation dans la couverture ou le réservoir :

BROWNE et ELLIS (1970) ont montré qu'à Broadlands (NouvelleZélande) la corrélation entre la nature des feldspaths et la perméabilité despuits géothermiques est très nette. Les zones les plus perméables sont plusriches en K20 que celles des zones les moins perméables et l'adulaire sembleêtre un bon indicateur de la formation réservoir.

En ce qui concerne la ressource géothermique, la perméabilité defracture, en général bien exprimée au niveau du réservoir peut être détermi-nante en subsurface où les anciennes circulations de fluides sont fossiliséespar les minéralisations hydrothermales. Le contrôle de la tectonique sur ladistribution des espèces secondaires a été remarqué dans de nombreux contex-tes géologiques (SUMI et TAKASHIMA, 1976 ; WESTERCAMP, 1981 ; RANÇON,1982 a).

2.1.4 - LA PRESSION

Deux types de pression s'exercent à la verticale d'un gisementgéothermique.

La pression lithostatique exercée par la colonne de roche jouetoujours un rôle moins important dans le cycle hydrothermal que la pressionhydrostatique qui constitue le "moteur" de la circulation des fluides dans leréservoir.

La grandeur du rapport P fluide/P lithostatique semble par ailleursétroitement liée au facteur température. COOMBS et al (1959) et LIOU (1971)ont montré qu'un rapport PH20/P lithostatique faible favorise le déplacementdes courbes d'équilibre des assemblages hydrothermaux vers des températuresplus basses. Ceci peut expliquer la persistance d'assemblages minéraux debasse température dans un niveau non poreux (P lithostatique = PH20) alorsque des niveaux non consolidés, voisins, (PH2O < P lithostatique) contiennentdes assemblages de plus haute température.

La pression est un facteur essentiel du mécanisme hydrothermal,c'est elle qui détermine le changement d'état du fluide. Les variations depression qui interviennent à différents niveaux dans les terrains traverséspeuvent affecter la composition du fluide géothermal et donc favoriser laprécipitation de certaines espèces hydrothermales aux dépens d'autres.D'après MUFFLER et WHITE (1969) la formation de zeolites et de carbonatespourraient être favorisée par une perte en C0„ du fluide géothermal lors desa mise en ebullition.

2.1.5 - DUREE D'ACTIVITE

L'activité géothermale donnant naissance au cycle hydrothermalvarie en intensité et en volume au cours du temps.

L'observation des ordres de cristallisation couplée à une étude dedistribution des paragenèses hydrothermales permet de reconstituer l'histoirehydrothermale d'un champ géothermique.

A Nesjavellir, en Islande, KRISTMANNSDOTTIR et TOMASSON (1976) ontobservé un réchauffement et une migration du champ. Par contre à KawahKamojang (Java) et à Matsukawa (Japon), SUMI (1968) a conclu à un début derefroidissement de ces deux sites. A la Réunion (RANÇON, 1982 a) la distribu-tion des paragenèses hydrothermales dans le massif du Piton des Neiges est lerésultat d'un processus polyphasé directement lié à l'évolution volcano-tectonique. L'intensité du phénomène hydrothermal n'a pas varié depuis plusde deux millions d'années, par contre on assiste à un resserrement sur lecentre du massif des fronts hydrothermaux au cours du temps.

De manière générale, le phénomène d'hydrothermalisation peut êtredirectement responsable de la "mort" ou de la migration d'un gisement géother-mique. Un intense auto-colmatage des séries tend à réduire progressivement,voire à arrêter complètement, la circulation hydrothermale dans les réseauxde fissures et les pores de la formation réservoir. En surface ceci se marquepas une modification des points de sortie des fluides (BIRD, 1975 ; ELDERS etBIRD, 1976).

2.1.6 - LA TEMPERATURE

C'est le paramètre essentiel impliqué dans la cristallisation desdifférentes espèces hydrothermales. Dans la majorité des champs géothermiquesexplorés, les températures observées dans les réservoirs sont inférieures à280°C (ELLIS, 1967) mais peuvent atteindre plus de 300°C dans certains cas(Tongonan aux Philippines : 324°C ; Cerro-Prieto au Mexique : 388°C ; SaltónSea et Marysville aux USA respectivement 360°C et 425°C). Dans tous les cas,les minéraux qui cristallisent à partir du cycle hydrothermal appartiennentaux domaines de la diagenèse et de l'anchimetamorphisme. Les paléo-températures de formation se situent au dessous de 400°C à la limite dufaciès des schistes verts. Le relais des différentes espèces et associationsdans la gamme de température 0-400°C doit permettre en fonction de leur champde stabilité thermique de reconstituer le profil réel des températures dansun puits ou la zonation des faciès en surface.

2.2 - LES PRODUITS DE L'ALTERATION HYDROTHERMALE

2.2.1 - LES PRINCIPAUX TYPES D'ALTERATION

Les minéralisations hydrothermales s'installent aux dépens desvides disponibles dans les formations hôtes. Ces vides peuvent être desbulles (provenant du dégazage des coulées), des amygdales (résultant de laréunion de plusieurs bulles), des fractures ou des micro fractures.

Les dépôts peuvent également se présenter sous la forme d'enduitsdans les formations pyroclastiques, aux épontes d'intrusions filoniennes ousur les plans de stratification des coulées. Le plus souvent les minérauxsont mal cristallisés et se présentent sous forme de remplissages vacuolai-res, de veines ou de filonnets.

Au début des études sur les minéraux secondaires, le typed'altération était désigné par le nom du minéral le plus abondant : chlori-tisation, zéolitisation, silicification,•..

La classification actuellement en vigueur est celle de MEYER etHEMLEY (1967) où chaque type d'altération est déterminé par un assemblageminéralogique.

On distingue :

- l'altération argileuse.

Ce sont surtout les minéraux argileux des familles de la kaolinite,de la montmorillonite et de l'illite qui caractérisent ce type d'altération.

- l'altération séricitique.

Les minéraux typiques de cette altération sont la séricite, lequartz, la pyrite, l'adulaire et la biotite. Cette altération est fréquenteen milieu réducteur.

- le faciès propylitique.

Les minéraux d'altération propylitique sont l'épidote, l'albite, lachlorite, la séricite, les carbonates et la pyrite, et plus rarement leszeolites et la montmorillonite.

Plusieurs formes d'altération ont été distinguées à l'intérieur dufaciès propylitique :

* albitisation

Ce processus conduisant à la formation d'albite est dû à un métaso-matisme sodique des plagioclases primaires contenus dans la roche mère.

* chloritisation

Les chlorites sont fréquentes en tant qu'altérations hydrotherma-les, en présence de quartz, séricite, anhydrite, pyrite.

* zeolitisation

Les zeolites dont le spectre est très vaste sont très bien représen-tées dans certains contextes géologiques (La Réunion, Inde, Islande,...) maissont souvent rares ou absentes des champs géothermiques les mieux connus(Mexique, Philippines, Indonésie,...).

* carbonatisation

Associés à la séricite et à la chlorite, les carbonates caractéri-sent ce type d'altération. La carbonitisation des roches silicatées faitintervenir principalement des circulations de fluides riches en C09, C03

et HCO3". ¿

* altération potassique

Les feldspaths potassiques et les micas sont les principaux miné-raux issus de cette altération, accompagnés par de la magnetite, de lasidérite, de la chalcopyrite, de la chlorite et de 1'anhydrite.

* silicification

Elle est en général très importante dans les zones les plus super-ficielles ou en surface d'un champ géothermique. La solubilité de la silicecontenue dans les fluides géothennaux diminue au fur et à mesure de ladiminution de température et le quartz, l'opale ou la cristobalite peuventainsi précipiter.

2.2.2 - FREQUENCE ET DISTRIBUTION DES MINERAUX HYDROTHERMAUXEN FONCTION DE LA PROFONDEUR

Une gamme très large de minéraux a été reconnue dans les systèmeshydrothermaux actifs et fossiles. Mais certains d'entre eux sont rares outrès rares et ne peuvent être inclus dans une sélection représentative de laplupart des champs géothermiques.

La compilation bibliographique des données relatives à la distribu-tion des minéraux d'altération en contexte volcanique nous a conduit àsélectionner les minéraux rencontrés le plus couramment ou systématiquement.Ce sont :

- les minéraux argileux,- les zeolites,- les feldspaths,- les minéraux du groupe de la silice,- les carbonates,- les sulfures (pyrite, pyrrhotite) et sulfates (anhydrite, gypse),- les amphiboles calciques de la série actinote-trémolite,- les oxydes (hématite),- l'épidote,- la biotite,- la prehnite.

Une récente étude statistique effectuée par BOURSIER (1983) sur unecinquantaine de champs géothermiques actifs a porté sur la distribution desprincipaux minéraux hydrothermaux en fonction de la profondeur. Plusieursdiagrammes de fréquences d'apparition relativement à la profondeur (fig. 2)ont permis d'associer certains minéraux et paragenèses hydrothermales à desniveaux d'existence bien définis. La zonation minéralogique que l'on peutretenir est la suivante (tableau 1) :

Cette zone superficielle est systématiquement caractérisée par desminéraux argileux (kaolinite, montmorillonite) et occasionnellement par ungrand nombre de zeolites (thomsonite, stilbite, clinoptilolite, chabazite).

C'est une zone riche en montmorillonite et en chlorite, danslaquelle disparaissent la kaolinite, la chabazite et la heulandite. Ellecorrespond aux premières apparitions de l'analcime et de 1'anhydrite.

Dans cette zone apparaissent l'illite et l'épidote, subsistentl'analcime et la chlorite et disparaît la montmorillonite à partir de 600 m.

Cette zone très riche en illite, chlorite et épidote est caractéri-sée par la présence de laumontite limitée à cet intervalle de profondeur.

Vo

70-

50-

30-

10-

7\—\

J• - i

ILUTE _ / ^ A ^

\ ~ " - \ MONTMORILLONIJE

i

MINERAUX DES ARGILES

-

1 '500 1000 1500 2000

ZEOLITES

7WALCIME

MESOLITE/SCOLECITE

^ \ CHABAZITE

500 1000 1500 ID.

ZEOLITES

Tdoo m.

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10

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10-

500 1000 1500

PREHNITE

500 1000 1500

500~ 1000 1500

O.UARTZ

500 10*00

FIG.2DIAGRAMMES DE FREQUENCE D'APPARITION

DES MINERAUX H Y D R O T H E R M A U XEN FONCTION DE LA PROFONDEUR

D'APRES BOURSIER (1983)

2000 m.

2000 m.

2000

1500 20*00 m.

M I N E R A U X

THOMSONITE

STILBITE

CLINOPTILOLITE

MORDENITE

KAOLINITE

CHABAZITE

HEULANDITE

WAIRAKITE

MONTMORILLONITE

MESOLITE - SCOLECITE

GYPSE

PYRITE

ANALCIME

LAUMONTITE

QUARTZ

ANHYDRITE

CALCITE

ILUTE

HEMATITE

CHLORITE

PREHNITE

EPIDOTE

ZONE 125

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ZONE 2)m. *.O

ZONE 3Om. 8(

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ZONE H)0m. 115

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ZONE 5Om. 1!

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TABLEAU 1ZONATION MINERALOGIQUE STATISTIQUE DANS UN FORAGE

EN FONCTION DE LA PROFONDEUR (d'après BOURSIER 1983)

Minéraux abondants Minéraux en traces

•

11

C'est essentiellement le domaine de la prehnite, de l'épidote, dela chlorite et de l'hématite.

Dans les premières centaines de mètres de cette zone subsistent lequartz, le calcite et l'illite.

Quelques minéraux argileux (chlorite, illite) sont encore présentssous forme de traces, mais cette zone est le domaine des minéraux du début dufaciès métamorphique des schistes verts : l'épidote et la prehnite, qui sontgénéralement bien cristallisées dans cet intervalle de profondeur.

Rappelions toutefois que cette zonation est le résultat d'unecompilation statistique et ne peut tenir compte des particularismes decertains champs géothermiques. Sa valeur est donc relative et nous permetsimplement dans un premier temps de mettre en évidence les intervalles dedistribution des espèces. A cet égard, il est intéressant de noter quecertaines espèces comme le quartz, le calcite, l'hématite, sont présentes surtoute la puissance des forages. Ils ne peuvent donc constituer des repèresd'intervalles restreints de profondeur et de température (ces deux paramètresvariant le plus souvent dans le même sens). Par ailleurs, la plupart desminéraux ne sont pas uniquement cantonnés à ces zones, ils peuvent existersous forme de traces dans l'ensemble de la colonne lithostratigraphique, d'oùl'intérêt de quantifier (diagrammes de fréquence) leur distribution pouraboutir à une zonation significative.

La figure 3 représente la coupe idéalisée d'un champ géothermiquedans laquelle sont recalées la zonation minéralogique observée et les zonestraditionnellement distinguées par d'autres critères. On constate que la zonesuperficielle caractérisée par des aquifères froids et une altération climati-que prédominante correspond à une hydrothermalisation essentiellement argileu-se ou zeolitique (zones 1 et 2 du tableau 1).

La zone de transition dont l'épaisseur varie entre 200 et 500 m estdéfinie par des aquifères plus chauds ("volume de recharge" d'ELDERS et al(1979)), une altération climatique faible et une altération hydrothermaleimportante qui semble privilégier le dépôt des minéraux des zones 3 et 4 :l'illite, l'analcime, le mésolite, la chlorite ; la laumontite dans lesniveaux inférieurs de cette zone.

Dans la zone d'auto-colmatage qui constitue la couverture dugisement géothermique, les minéralisations hydrothermales ont totalementimperméabilisé les formations et il n'y a plus d'aquifère. Les minéraux quicristallisent sont ceux de la zone 4 (illite, chlorite, épidote et laumon-tite) .

La dernière zone, dite de convection, correspond à la formationréservoir ; elle est intensément fracturée et altérée. A ce volume quiconstitue la cible recherchée par le forage sont associés les minéraux deszones 5 et 6. La prehnite, l'épidote, la chlorite, l'hématite sont symptoma-tiques du passage de la zone d'auto-colmatage à la zone de convection. Apartir de 1500 m, seules la prehnite et l'épidote sont rencontrées de manièresystématique et constituent les marqueurs traditionnels du réservoir.

Coupe des terrains traverses

Zone superficielle

-250m.

Zone 2

400m.-¿one L i l

400m. T T

Zone de transition

900m- •

Couverture

1200m,

. /Zone de convection/ o . \ c

Zone 6

Zonationdes minérauxhydrothermaux

Zone 1o! s | •£

Zone 3

- 800m.

Zone

- 1150m.

Zone 5

- 1500m.

Ol

Bn

I

3000m..

FIG. 3 : ZONATION DE QUELQUES MINERAUX HYDROTHERMAUXDANS LA COUPE MODELISEE D'UN CHAMP GEOTHERMIQUE (voir texte)

13

La corrélation existant entre les zones classiquement reconnues etla zonation minéralogique est très satisfaisante, et démontre clairementl'existence d'interrelations entre les paramètres physiques (pression,température, perméabilité) et chimiques (composition du fluide géothermal,nature des minéralisations hydrothermales).

La distribution des minéraux hydrothermaux à différents niveauxd'un forage semble pouvoir caractériser les différentes zones présentant unintérêt géothermique industriel.

14

3 - DETERMINATION DES MINERAUX HYDROTHERMAUX

3.1 - IN SITU

Sur le terrain, à l'échelle d'une reconnaissance ou d'un suivi deforage un certain nombre de minéraux dont le faciès cristallin et les pro-priétés sont caractéristiques peuvent être reconnus. De manière simple,l'utilisation d'acide permet, dans un premier temps, de séparer les carbona-tes des silicates.

Quelques zeolites (chabazite, natrolite, analcime), quand ellesforment des cristallisations typiques, sont reconnaissables. La couleur decertains minéraux (épidote, chlorite...) peut être également un moyen dedétermination.

Au cours d'un forage, l'établissement du log stratigraphique peutêtre suivi d'un échantillonnage systématique des minéraux secondaires surtoute la puissance du forage. Mais la plupart des espèces se présentant enremplissage vacuolaire en veines ou en placages, il est difficile de lesdifférencier à l'oeil nu. L'utilisation en routine d'une loupe binoculaire etd'un microscope polarisant (accompagné d'un matériel portatif de confectionde lames minces) permet de lever cette difficulté et augmente les possibili-tés de détermination. Toutefois, l'existence de mélanges de phases minérales,la pulvérisation de certains minéraux dans les cuttings et la nécessitéd'études spécifiques sophistiquées (cas des argiles) impliquent dans denombreux cas un traitement de laboratoire.

3.2 - EN LABORATOIRE

Diverses techniques peuvent être utilisées isolément ou de manièrecomplémentaire :

L'exploitation des émissions électroniques auxquelles donne nais-sance l'interaction électrons-minéral permet de restituer l'image morpholo-gique des minéraux hydrothermaux dont le faciès cristallin est caractéris-tique. L'observation des ordres de cristallisation ou des figures d'épitaxieest ainsi possible (fig. 4) et donne de précieux renseignements sur lasuccession des paragenèses hydrothermales.

Par ailleurs, l'étude de la variation du rapport des intensités dedeux éléments permet de caractériser une espèce naturelle dans une famille deminéraux de composition chimique identique.

Cette technique rapide d'observation et de détermination, présentel'avantage supplémentaire de laisser une image photographique des échantil-lons. Elle est pour l'instant très peu utilisée pour les minéraux hydrother-maux mais elle mérite qu'on lui prête davantage d'intérêt.

15

photo I : U 1000} Plaquettes dethomsonite (T) sur des cristauxde phi ILipsite (P).

(Z 84 : basalte» Bras des Mer Les*cirque de Mafate)

photo J : (x 80) Gerbes LameLlairesde thomsonite (T) et aiguilles denatrolite (N).

(Z 211 : basalte» Col de Fourche»cirque de Salazie)

photo K : (x 100) Aiguilles denatrolite (N) sur des cristauxlamellaires de thomsonite (T).

(Z 211)

photo L : U 200) Détail d'un cristalde natrolite (N)» croissant sur descristaux de thomsonite (T).

(Z 211)

Fig. 4 : Quelques exemples d'observation des zeolites de l'Ile de laRéunion au microscope électronique à balayage.

16

Technique appliquée classiquement à l'analyse chimique des minérauxprimaires des roches, la microsonde peut être utilisée de la même manièrepour les minéraux secondaires d'hydrothermalisation par le biais d'un program-me spécifique. Outre la détermination chimique des espèces bien individuali-sées, l'étude des mélanges de phases dans les vides des roches volcaniquespeut être abordée au moyen de la microsonde. La répartition de certains ionsau sein d'une même vacuole ou veine hydrothermalisée permet de caractériserdes coprécipitations de minéraux différents (fig. 5). Dans ce cas précis,cette méthode est beaucoup plus performante que la diffractométrie X classi-que.

Fluorescence^

Par l'intermédiaire d'un faisceau de rayons X qui irradie l'échantil-lon que l'on veut analyser, ce dernier émet lui-même des rayons X secondairesde fluorescence. Les longueurs d'onde reconnues sont caractéristiques deséléments constituant l'échantillon.

Les analyses chimiques par fluorescence X présentent un avantageénorme sur les techniques classiques d'analyse chimique : leur rapiditéd'exécution et donc leur prix de revient.

La fluorescence X est une méthode très souple, qui permet de doserdes échantillons cristallisés ou en poudre et qui fournit des résultatsanalytiques sous la forme d'enregistrements graphiques. L'automatisationpossible de cette technique la rend utilisable pour un très grand nombred'applications. Dans le cas des minéraux hydrothermaux isolés on a doncintérêt à privilégier cette technique d'analyse chimique qualitative etquantitative.

Diffractométrie X

Le principe de cette méthode consiste à mesurer les distances entreles plans réticulaires des minéraux. C'est de loin la méthode la plus utili-sée pour analyser les minéralisations hydrothermales. Elle a pour but l'iden-tification du ou des minéraux présents dans la fraction de poudre ou la phasecristalline à partir de son diagramme de diffraction. Chaque corps cristalli-sé fait l'objet d'une fiche (fichier ASTM) dans laquelle les distancesréticulaires sont données avec leur intensité et les plans réticulairescorrespondants. Dans un mélange, l'intensité des pics de diffraction estproportionnelle à la quantité de chaque minéral. Plusieurs appareillages sontpossibles en fonction du matériel que l'on a à déterminer :

* Méthode Debye-Scherrer

Elle s'adresse aux microfractions sur lesquelles on fait tomber unpinceau étroit de R.X. monochromatiques. Les plans réticulaires des cristauxprésents dans la poudre vont diffracter les rayons qui vont couvrir lasurface d'un cône de révolution ayant pour axe le rayon incident. On placesur le trajet de ce cône un film photographique enroulé sur un cylindre dontl'axe passe par l'échantillon. On obtient sur le film des portions d'anneauxqui constituent le diagramme de diffraction.

17

odubire

No _

K —Co _

1

Prehnite

Fig. 5 : Application de la microsonde électronique à l'étude des minérauxhydrothennaux : répartition des ions Na, K et Ca dans une vacuoleemplie d'une coprécipitation d'adulaire-albite-prehnite. Massif duPiton des Neiges, Ile de la Réunion (RANÇON, 1982).

18

* diffractomètre à compteur

L'échantillon (lame de verre sur laquelle on a collé la poudre àétudier) est placé au centre d'un goniomètre et reçoit le faisceau de rayonsX. Le porte-échantillons tourne à une vitesse V alors que le faisceau estfixe. Le domaine exploré varie entre 2 et 60°. Le compteur d'enregistrementdonne en continu l'intensité du faisceau diffracté qui s'imprime sur lediagramme.

Cette méthode présente de nombreux avantages (déroulement continudu diagramme de diffraction, possibilité de n'enregistrer que quelques raies,mesure directe de l'intensité, fond continu moins important) par rapport auxautres techniques et c'est elle qui est utilisée en routine pour déterminerles phases hydrothermales présentes en remplissage.

Le large spectre des minéraux argileux résultant de l'altérationhydrothermale nécessite une étude particulièrement fine des .fractions argileu-ses. Les opérations à mettre en oeuvre (LARQUE et WEBER, 1978) sont longueset coûteuses mais indispensables à une bonne détermination.

* préparation des échantillons

Les différents traitements appliqués (broyage, test carbonate, miseà l'eau des échantillons, lavage) ont pour but de dissocier l'échantillon defaçon à permettre la séparation des particules argileuses de la roche porteu-se.

* extraction de la phase argileuse

Cette extraction basée sur la loi de STOKES se fait à partir d'unemise en suspension dans l'eau.

* confection des lames destinées à la diffraction des rayons X

L'analyse aux rayons X des minéraux argileux est basée sur laconnaissance des distances réticulaires (001). On cherche donc à renforcerles réflexions (001) en orientant les particules suivant leur plan (001).Pour cela, après centrifugation des particules < 2 |J, on récupère une partiede la matière et on l'étalé sur une lame de verre. Pour bien orienter lesparticules, il est nécessaire que la pâte ait un degré d'humidité adéquat.Les lames sont laissées étalées quelques heures à l'air pour le séchage.

* traitements spéciaux

Un grand nombre de traitements peuvent être appliqués aux lamespréparées. Le chauffage a pour effet de détruire un certain nombre d'espècesen en respectant d'autres dont les caractéristiques structurales sont mieuxmises en évidence.

Par exemple, un chauffage à 490°C pendant 4 heures détruira lakaolinite en respectant les chlorites. Un chauffage entre 100 et 350°C permetd'obtenir un diagramme de vermiculites ou de smectites deshydratées tout enrespectant la kaolinite, ce qui est utile pour la détermination des minérauxargileux interstratifiés à feuillets kaoliniques.

19

Le traitement par éthylène-glycol a pour effet de faire gonfler lessmectites et, dans certains cas, la vermiculite. Les equidistances obtenuessont spécifiques.

Le traitement par hydrazine-monohydrate, quant à lui, a pour effetde faire gonfler les minéraux de la famille du kaolin. Il est sans effet surles chlorites et les antigorites, ce qui permet la mise en évidence dekaolinite en présence de ces minéraux.

* interprétation des diffractogrammes

La détermination des minéraux argileux est basée sur la connaissan-ce de la distance réticulaire des plans (001) ou de leurs harmoniques (002),(003), etc.. qui sont des fractions entières de la distance básale (001). Enpremière approximation, sur un diagramme de diffraction de rayons X tracé àangles constants, les réflexions correspondant aux harmoniques présentent desdistances égales entre elles.

Pour certains minéraux, ces distances réticulaires se déplacentd'une manière caractéristique après les traitements spécifiques appliqués auxlames (fig. 6).

Les minéraux argileux les plus couramment mis en évidence en tantqu'altérations hydrothermales sont la kaolinite, la montmorillonite (familledes smectites), l'illite et les interstratifiés (illite/montmorillonite,illite/chlorite, chlorite/montmorillonite) qui possèdent une significationthermométrique différente en fonction des pourcentages relatifs des minérauxconstituant les feuillets.

20

I I i I

lovsi

Kaoliriie ordon;i¿¿

Kiülinite désordonnée

Chlorice

"NG

NG

NGH

NGHCH

> toutes les raies dis-paraissent au chauffage

NGHCH

raie (001) I U Afaible - chloriteferrífera.

Ssecti teN.

(Gibo,)

Vermiculice

(N)(G)(H)

CHU

NGHI

Illite

ACtapulgite

NGHCH

(N)(G)(H)(CH) très affaiblie

Sépioli ceIN)(C)IH)(CH)

NGH

CH. très affaiblie

N = pas affecté G = ciyco-1 : H - Hydrazine ; Ch - Chauffage ¿90°C.

Fig. 6 : Tableau de détermination des minéraux argileux simples.

21

4 - THERMOMETRIE

Les applications thermométriques fiables que l'on peut tirer desminéraux hydrothermaux sont de deux types :

- utilisation de méthodes spécifiques à partir d'un cristal oud'une phase minérale donnée permettant de connaître les conditions thermiquesqui régnaient au moment de sa genèse ou au cours de son évolution.

- comparaison des profils thermiques mesurés au cours des foragesavec la distribution des différentes espèces et paragenèses hydrothermales.On obtient ainsi de manière empirique et à la suite d'une compilation quasiexhaustive des données disponibles, une zonation type des minéraux marqueursd'intervalles de température restreints.

On ne tiendra pas compte dans le cadre de ce travail des donnéesémanant des études expérimentales, trop peu représentatives des conditionsréelles d'existence des espèces dans la nature. La lenteur des réactions enautoclave provoquant la cristallisation d'espèces métastables, les composi-tions trop peu significatives du matériel de départ et du fluide par rapportaux agents hydrothermaux naturels ne permettent pas de se référer facilementaux données brutes fournies par l'expérimentation. De manière générale, onconstate une élévation des températures d'équilibre par rapport à cellesobservées dans la nature.

4.1 - METHODES GEOCHIMIQUES SPECIFIQUES

4.1.1 - INCLUSIONS FLUIDES

* Généralités

Des applications thermométriques découlent de l'étude des inclu-sions fluides dans les minéraux hydrothermaux. Presque tous les minéraux desroches contiennent des inclusions fluides, témoins précieux de phases vola-tiles ayant été en contact avec le minéral à un moment quelconque de sonhistoire. DEICHA (1955) distingue deux types d'inclusions fluides :

- les inclusions primaires, syngénétiques. Disposées dans les plansde croissance, elles sont contemporaines du développement du minéral hôte etrenseignent sur le milieu de genèse de celui-ci.

- les inclusions secondaires, épigénétiques. Elles se sont forméesà la faveur de fracturations du minéral et sont disposées de manière quelcon-que. Ces inclusions peuvent évidemment appartenir à deux générations decristaux : magmatiques ou hydrothermaux.

La figure 7 représente un grain de quartz "idéal" qui contiendraitl'ensemble des inclusions pouvant être rencontrées.

Parmi les différentes espèces qui résultent du cycle hydrothermal,il en est finalement peu qui remplissent les conditions d'une étude d'inclu-sions fluides : minéraux bien cristallisés, résistants et surtout limpides.

22

Trace du plande fracturatio;

Inclusions hydrothermalesecondaires

Inclusions magmatiquessecondaires inclusion hydrothermale

primaire

Quartz hydrothermal

Limite entre Quartz primaireet Quartz hydrothermal

Quartz volcanique

Inclusion magmatiqueprimaire

Inclusions hydrothermalessecondaires

Fig. 7 : Les différentes inclusions fluides d'un grain de quartz idéald'après COMBREDET (1983).

23

Les minéraux qui obéissent le plus souvent à ces exigences sont :

- le quartz,- la calcite,- les feldspaths,- les zeolites.

Parmi eux le minéral de prédilection est le quartz, qui est étudiéen routine en tant que minéral magmatique et le plus couramment en tant queminéral hydrothermal (CLOCHIATTI, et al, 1980 ; STERNFELD, 1981 ; TAGUCHI etHAYASHI, 1982 ; COMBREDET, 1983) en raison de son abondance, de sa résistanceet de sa limpidité.

La calcite, très fréquente elle aussi dans les environnementsgéothermaux, est moins bien utilisable car très souvent fragile, de petitetaille et peu limpide.

Les feldspaths hydrothermaux n'ont pas encore été impliqués dans cetype d'étude, de même que les zeolites, mais l'architecture cristallographi-que des minéraux de cette dernière famille (réseaux cristallins très ouverts)risque d'être un obstacle majeur au piegeage des inclusions. Il serait detoutes façons souhaitable dans un proche avenir de faire le point des possibi-lités d'intervention de la méthodologie des inclusions fluides dans le cas deces minéraux.

Sur le terrain, que ce soit lors d'une étude de surface ou du suivid'un forage, après une première sélection des échantillons les plus limpideset de plus grande taille, on retiendra les cristaux qui contiennent le plusgrand nombre d'inclusions, utilisables lors des mesures de laboratoire. Cesmanipulations peuvent être effectuées à partir d'un microscope binoculaireclassique équipé d'une platine spéciale (de type FRECKMAN ou CHAIXMECA).

La préparation des échantillons sélectionnés doit ensuite se faireen laboratoire et comprend deux phases :

- sciage et polissage d'une face du minéral et collage au baume ;polissage de l'autre face,

- polissage très fin du minéral jusqu'à faire "affleurer" lesinclusions. Les différentes étapes du polissage se font en utilisant desabrasifs de granulomètrie décroissante mais de dureté croissante.

* applications thermométriques

Le principe de la thennométrie optique appliqué aux inclusionsfluides est simple : à l'aide d'une surplatine chauffante, on fait subir àl'inclusion un réchauffement qui provoque une dilatation de celle-ci (bulle).A T„, appellee température d'homogénéisation, le fluide est à l'équilibreavec le cristal hôte dans les conditions de température qui régnaient aumoment de sa cristallisation, et la bulle disparaît. T„ correspond donc à latempérature minimale à laquelle a pu se former le cristal hôte. Plusieursmesures doivent être faites à partir de chaque minéral hôte ; on obtientainsi un histogramme de fréquence dont le ou les pics fournissent la valeurT„ retenue.n

24

La thermométrie optique constitue un outil de travail fiable,rapide et peu onéreux, elle peut être précédée de l'étude cryométrique dufluide intracristallin (teneurs en éléments volatils, mesures de salinité,...) qui apporte de précieux renseignements sur la composition chimique dufluide géothermal.

4.1.2 - METHODES ISOTOPIQUES

La géochimie isotopique est couramment utilisée pour déterminer lesconditions de température régnant en profondeur, à partir de l'échantillon-nage en surface d'eaux thermales, de gaz et de fumerolles. Les applicationsthermométriques de la géochimie isotopique intéressent également les phaseshydrothermales solides.

r 1 3

Ce sont les teneurs relatives des isotopes du carbone ( o C etr 14 ç- 18 r 16à C) mais surtout de l'oxygène ( à 0 et £ 0) dans la calcite et lequartz qui, en fonction de celles du fluide, permettent de déterminer lestempératures d'équilibre minéral/fluide.

Un certain nombre de travaux, basés sur l'équilibre isotopiqueminéraux hydrothermaux/fluide géothermal, ont été effectués dans des champsgéothermiques actifs. CLATYON et al (1968) ont montré qu'à Saltón Sea lacalcite était à l'équilibre avec le fluide du réservoir à des températuresvariant entre 150 et 340°C.

Des résultats plus précis ont été obtenus à Broadlands (ESLINGER etSAVIN, 1973) où l'équilibre isotopique fluide/quartz et minéraux phylliteuxétait réalisé à des températures supérieures à 230°C et à Wairakei (CLAYTONet STEINER, 1975) où le quartz s'équilibre avec le fluide à 250°C. LAWRENCEet MAXWELL (1978) à San Miguel ; OLSON (1978) et WILLIAMS et ELDERS (1981) à

r 18Cerro Prieto, utilisant le fait que les teneurs en o 0 des calcites sontd'autant plus importantes que leur température de cristallisation est élevée(O'NEIL et al, 1969), en ont tiré de nombreuses applications thermométriques(fig. 8).

Dans l'avenir, cette méthodologie bien que relativement coûteuse etnécessitant des traitements de laboratoire élaborés peut intervenir au staded'un développement de champ géothermique pour étayer les données thermiquesdéjà disponibles à partir d'autres méthodes ; tout particulièrement dans lecas où la population minérale hydrothermale est très pauvre (le quartz et lecalcite étant, quant à eux, bien représentés dans la plupart des champs).

4.2 - MINERAUX MARQUEURS D'UN DOMAINE DE TEMPERATURE

Le catalogue des minéraux hydrothermaux établi à partir d'unrecensement dans les différentes aires géothermales du monde, dépasse lacentaine d'espèces.

Un premier choix nous a conduit à sélectionner les minéraux lesplus représentatifs de par leur fréquence (paragraphe 2.2.2).

25

DEPTH TO 2OO-C CALCITE ISOTHERM

A

DEPTH TO 3OCTC CALCITE ISOTHERM

B

M 96

MJ

M 92 M92

Fig. 8 : Contours cartographiques indiquant la profondeur des isothermes200°C et 300°C dans des forages du champ géothermique deCerro-Prieto. Ces températures ont été obtenues à partir descompositions isotopiques de l'oxygène des calcites dans lescuttings ; d'après WILLIAMS et EIDERS (1981).

26

Parmi ceux-ci, il nous reste maintenant à considérer les minérauxqui répondent aux critères suivants :

- ils doivent être facilement identifiables et separables sur leterrain ou en laboratoire par une méthode simple et peu onéreuse,

- ils doivent être suffisamment sensibles aux variations de tempéra-ture pour constituer de bons marqueurs thermométriques,

- leurs champs de stabilité thermique tout en étant suffisammentétroits, doivent pouvoir se compléter pour aboutir à une zonation thermiquecouvrant la gamme de température 0 - 400°C (domaine de 1"anchimétamorphismehydrothermal).

Les minéraux retenus sont les suivants :

- les phyllites (minéraux argileux et biotite),- les zeolites,- les feldspaths,- les minéraux de la famille de la silice,- l'épidote,- le prehnite,- les amphiboles de la série actinote-tremolite.

Les sulfures et sulfates, les carbonates et les oxydes, de par leurubiquité aussi bien en profondeur qu'en surface ou en sub-surface ne répon-dent pas aux critères précédemment énumérés. En ce qui concerne la calcite,nous avons vu (paragraphes 4.1.1. et 4.1.2) qu'elle pouvait par ailleurs êtrel'objet d'applications thermométriques de laboratoire.

4.2.1 - LES PHYLLITES

a) Minéraux phylliteux résultant du cycle hydrothermal.

Nous retiendrons dans cette vaste famille, les minéraux des argileset la biotite (mica).

Minéral classique d'altération deuterique, on la trouve dans leszones superficielles des aires géothermales ; elle forme le premier maillonde la chaîne argileuse.

Elle appartient au groupe des smectites qui représentent lesprincipaux minéraux argileux formés à partir de l'altération des verres oudes minéraux primaires des roches volcaniques. Son origine hypogène estclairement établie.

Les_illites

Les illites représentent des intermédiaires structuraux entre lesmontmorillonites et les micas. Ce sont les minéraux argileux les plus fréquem-ment rencontrés dans les zones profondes des forages (fig. 3).

27

Les chlorites

Vaste groupe dont les représentants peuvent avoir des compositionschimiques variant dans de grandes proportions. Les chlorites hydrothermalesreprésentent une population hétérogène résultant de la transformation desautres minéraux argileux.

ï5t;er stratifiés

Ce sont des hybrides des précédentes espèces. Les interstratifiéssont constitués en alternance de feuillets de nature différente. Ils sonttrès abondants dans les milieux hydrothermalisés où les plus couramment iden-tifiés sont :

- illite/montmorillonite,- illite/chlorite,- chlorite/montmorillonite.

La_biotite

Minéral classique des roches volcaniques, la biotite peut êtrerencontrée en tant que minéral hydrothermal dans certains puits géothermi-ques. Elle est cantonnée aux zones les plus profondes (réservoir).

b) Processus de transformation.

Les minéraux argileux sont des phyllosilicates de très faibletaille, de l'ordre du micron ou de la fraction de micron.

Un "statut argileux" confère à ces minéraux des propriétés particu-lières au premier rang desquelles se place l'échange cationique. Ces proprié-tés rendent les minéraux argileux très sensibles à toutes sortes de transfor-mations dans tous les milieux, et en particulier, dans les milieux riches enfluides. Au cours du processus hydrothermal, on constate un relais progressifdes différents minéraux argileux en fonction de la température. On peut sché-matiser la séquence idéale d'altération du verre volcanique comme suit :

28

Verre volcanique

Kaolinite

OMontmorillonites

Interstratifiés Illite - Montmorilloniteriches en couche de Montmorillonite

10.40 A à 12.45 A

Interstratifiés Illite - Montmorillonitedéficients en couches de Montmorillonite

10.16 A à 10.28 A

Augmentationde T

\

Illites

OChlorites

OBiotite

Cette agradation des minéraux phylliteux parallèlement à uneélévation de la température, qui consiste essentiellement en une perte d'eau,et un réarrangement des ions au sein des feuillets, permet de définir unezonation des différentes espèces.

On constate que "l'état interstratifié" constitue simplement unpassage entre une phase argileuse de basse température et une phase de plushaute température. Le pourcentage de montmorillonite au sein des feuilletsdoit être estimé, il permet d'apprécier le degré de transformation (agradation-dégradation) dans un échantillonnage de minéraux interstratifiés.

De la même manière, l'observation des altérations argileuses subiespar les minéraux ferro-magnésiens primaires des roches peut être mise enparallèle avec le degré de dégradation (par exemple chloritisation de labiotite).

c) Domaines de stabilité thermique.

La gamme des températures couverte par les phyllites est trèsimportante et permet d'établir une zonation thermique continue entre 0 et350°C.

Le tableau 2 récapitule l'ensemble des observations réalisées dansdes forages géothermiques situés dans différents contextes pétrochimiques.Les relations établies entre la distribution des minéraux phylliteux et les

29

profils thermiques dans les puits nous conduisent à distinguer plusieursintervalles de température caractérisés par la présence d'une ou plusieursphases phylliteuses :

ï5teryalle_0_à_l65°Ç :

C'est le domaine de la kaolinite et de la montmorillonite quipeuvent toutefois persister sous forme de traces jusqu'à 200°C (kaolinite àCerro Prieto ; montmorillonite aux Philippines et à Sao Miguel). La montmoril-lonite contrairement à la kaolinite est systématiquement présente dans tousles contextes hydrothermalisés. C'est un excellent marqueur thermique.

ï2teryalle_120_à_230°Ç :

Cet intervalle correspond à la zone de transition dans la séquenced'altération argileuse et il est marqué par l'existence des minéraux argileuxinterstratifiés qui précèdent la cristallisation des illites. Dans l'avenir,s'ils peuvent être estimés, les pourcentages relatifs des différents minérauxcomposant les interstratifiés doivent permettre d'attribuer des intervallesde température plus restreints aux différents types d'interstratifiés. Lefaible intervalle de distribution (120°-170°C) des interstratifiés dans leforage d'Asal 2 (tableau 2) peut ainsi être expliqué par un pourcentage demontmorillonite très important dans les feuillets.

C'est le domaine d'existence de l'illite qui peut apparaître entraces aux alentours de 130°C. L'ubiquité des illites dans l'ensemble deschamps géothermiques en fait de bons minéraux reliques des zones de hautetempérature.

II est marqué par la cristallisation de la biotite dans les foragesoù ces températures ont été atteintes (Philippines, Cerro Prieto). La biotites'avère donc un excellent indicateur du toit du réservoir souvent porté à destempératures voisines de 300°C (fig. 3).

Remarque : cas_des_chlorites :

Les chlorites sensu-lato dont la signification semble pourtant bienétablie dans la séquence d'altération argileuse (transformation de l'illiteparallèlement à une élévation de température) ne peuvent être actuellementconsidérées comme de bons marqueurs de température. Leur limite supérieure destabilité peut atteindre 300°C et leur limite inférieure de stabilité peutdescendre jusqu'à 25°C (champs Philippins). Une étude précise de la réparti-tion des nombreux minéraux composant la famille des chlorites permettraitpeut être d'élucider certains aspects de ce problème. Une étude menée parSARKAR (1980) dans le forage de Dalhousie à Sao Miguel a montré que l'appa-rition des différents types de chlorites semble indiquer des températuresprécises : apparition de la thuringite gonflante vers 150°C, de la thuringitedésordonnée non gonflante vers 190°C, de la palygorskite légèrement gonflanteet de la chlorite ordonnée non gonflante vers 200°C.

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interstratifiés

Montmorillonite

Chlorite ^

Illite

interstratifiés

Montmorillonite

Kaolinite

Chlorite

Illiteinterstratifiés

Montmorillonite

Kaolinite ^

Chlorite

Illite

interstratifiés

Montmorillonite

Kaolinite

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Biotite _

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31

4.2.2 - LES ZEOLITES

Longtemps considérées comme marqueurs privilégiés des paléotempéra-tures auxquelles ont été portées les roches hôtes, les zeolites ont étél'objet de nombreuses descriptions et études de terrain et de laboratoire. Ils'avère cependant que leur existence dans les aires géothermales n'est pasaussi universelle que l'on pouvait s'y attendre.

a) Caractéristiques des zeolites des champs géothermiques

Ce sont les mêmes espèces que celles qui cristallisent en milieuocéanique ou dans les bassins sédimentaires continentaux.

Pratiquement tout le spectre des zeolites naturelles (une trentained'espèces) peut être rencontré en contexte hydrothennalisé (tableau 3). Lesespèces les plus courantes sont : chabazite, thomsonite, heulandite stiblbi-te, laumontite, mordenite, clinoptilolite, wairakite, phillipsite, natroliteet analcime. Leur détermination est possible sur le terrain quand elles sontbien cristallisées et individualisées ; mais le plus souvent il faut recourirà la diffractométrie X pour les identifier, surtout dans le cas d'un mélangede phases.

Les zeolites sont particulièrement bien représentées au Japon, enIslande, au Kamchatka et à la Réunion. Il faut noter que la plupart des airesgéothermales à dominante minéralogique zeolitique sont situées dans desenvironnements marins où la circulation de saumures est susceptible d'avoirjoué un rôle essentiel d'apport de cations (Na , K ) responsable du dévelop-pement de la zeolitisation.

Par ailleurs, on a constaté qu'il y avait une liaison étroite entrela teneur en silice des formations hôtes et la composition chimique decertaines zeolites. Ainsi, la mordenite et la wairakite qui sont des zeolitesriches en silice sont surtout rencontrées dans des environnements acides(champs rhyolitiques de Yellowstone, HONDA et MUFFLER, 1970 ; et de NouvelleZélande, BROWNE et ELLIS, 1970).

Structuralement, les zeolites sont des tectosilicates hydratés decalcium, sodium et potassium. Elles présentent entre elles de grandes analo-gies de composition et des propriétés physiques et chimiques comparables.L'assemblage des tétraèdres (Si, Al)0, dans l'espace forme des polyèdres quidélimitent un réseau de canaux et de cavités dans lesquels se placent lescations Ca++, Na+, K+ et les molécules d'eau. Au cours du processus hydrother-mal, des échanges réversibles entre cations Ca 2 (Na, K) et des deshy-dratations ou hydratations continues, sont possibles sans rupture du réseau.Parallèlement à une élévation de la température, on passe ainsi à des zeoli-tes de moins en moins riches en eau, qui sont autant d'étapes dans le proces-sus de dégradation hydrothermal.

b) Domaines de stabilité thermique

De manière générale, on dispose de beaucoup moins d'informationsfiables sur les conditions naturelles d'existence des zeolites que sur cellesdes minéraux des argiles. Ceci est dû, d'une part à la moins grande abondancedes zeolites dans les champs géothermiques (très peu présentes ou absentesdans les champs philippins, mexicains et indonésiens) et d'autre part, etparadoxalement, au grand nombre de travaux expérimentaux concernant lasynthèse de ces minéraux.

32

TABLEAU 3 : Classification structurale des Zeolites naturelles

(d'après GOTTARDI, 1978). Les espèces couramment rencontrées

dans les aires géothermales sont soulignées.

GROUPE

S4R

So R

e tD6R

4-1

5-1

S S . C R O U P E

Hhillipsite

rhillif/Mie

Cismnndinc

Gismondinc

Lcuciie

Leuci:e

Paulingite

Laumontilc

YupwaïaUtc

C.nbuite

Gmclinitel'jujasite

Enonitc

Offre ti telxvync

V.azziic

Natrclite

Natrolile

N ; troliic

Natrolitc

T h o m s o n i te

Thomsoni'.e

Etíinftsiiit;

Morderme

Dachürditf

rerrú'ritc

EpUtübitc

Sleüniie

Stellen le

Sediente

Brcwftcritc

llciibnditt

Ueulandite

SYMETRIE

. rz,imnjn:n, IL-

IA , ¡amahidJVa¡mimAmPc

RîmPC y/mine

Fdîm

F6 ,/n:mc

Pùm2

r.^Pi Jmme

Fddi

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FadïCi

Pnru

PïntnPI » i' -i-i-

C.7U."n

Cl!m

Jrr.min

CUm

FmmmC7lmAmme

Pï, ¡m

C 2 / m

C2/.-71

N O M D'ESPÈCE

Pliilliptite

Harmoioina

Gismondine

Carronite

Anaicitne

Wairakite

Paulingite

Laumontile

Yupw-aralite

Chabaziie

Gmelinite

faujasite

Erionilf

OffreriteLevyne

Mazzite

Natrolit«

Tett. Natroliie

Metoliee

Scolecite

T h o m s o n i »

Gonnardire

Edinjtonite

Motdenite

D«ehiardile

Fenierite

Epistilbitc

Stclicrite

Stilbite

Btr rente

Brfwrterite

Heulandite

Qinoptilolite

F O R M U L E STRUCTURALE

iCa f . , ,Na .JC) . [Al. Si.. 0 . , )• 1211,0

B » I | / . I . S Í 1 1 O , , ] - I : H : ÜC a . l'vl.Si.O,, I - 1 Ó M . 0N4Ca,.,[A!.Si„0M]-14ll,0N3 , tfAl I #Si,,O,.¡ .1611,0a . [ A I : e S J l J 0 , . l - 1 6 H : 0(K„N2„Ca!lla),.lAI>,..Si,ITO1,..]-700HCa.[Al,Si1.0.,l-lC}!,0Ca i | .y .Sï 1 ,o 1 1 ] -sn > o

Ca,[/J,Si,O„]-1311,0

Ni í |AI ,S i , .O. i ] -24 l i .ON a l s C a 1 , M E l l | A i w S i , n « > . 4 ] : 3 5 H í O

Oe„Ca.Mg.Ns,), . ,!Al.S:..0, s l-27U.O(K,,Mp.Ca,N3 );3 J(AI.Si,JO,á)-í5U,O

Ca,lAl.SiK0MJ-!8H.0

K , M p , C i 1 . , | A J f S u . O n J - 2 S I I 1 O

NtlilAlMSi,.0Mll-16!is0idem

Na,4Ca,.[Al.PS¡,JO7«i-6íH !O

Ca,[Aí11SiM0.,|-24i!J0

Na.Ci , |Al . ,Si l .OM ) -24H.O

N3,Cs. |Al ,Si I J O„J-14M.O

B»,|AI.Si.0,.]-8!l,G

Na,IAI,S¡wO,J-24Il.O

N a , | A I . S i „ O „ | - 1 2 H . ONa,.JMp :!A!,.,Si t tJ0.,|-lSli I0

Ca>(Al4S¡ l lOM).16H10

Ca. |Al JS¡ : .O ? íI-28H :O

Na,CJ . lA<,.5¡J ,O., |-34I!,Ü

Na,[.M.Si,.O„J-25Jl,0

Sr,IAi.S¡uO l ;l-i0H,O

Ca.!A¡,Si , ,O,. 1-2411,0

Na.[Al.Si„OT:!-:4il,O

CATION PREDOMINAN-

CE oí Na or ï.

DaCaCaNiCa

.0 KCaC»

Ca o; Na

NaorCi

NaCa or Hi nr KCa or M«

Ca

M«

NsNaSa or Ca

CaCaNaBa

Ca or Na

Ca or N'j

MpCa

CaCa or Na

NaS:CaNa

33

Les différents auteurs signalant l'existence de zeolites ont ététentés de se référer sans prendre assez de précautions aux synthèses expéri-mentales, dont les conditions physico-chimiques de réalisation sont trèsdifférentes des conditions naturelles, pour délimiter les champs de stabilitéthermique des espèces.

Toutefois, un intéressant travail de compilation a été effectué parKRISTMANNSDOTTIR et TOMASSON (1976) sur la population zeolitique des princi-paux champs géothermiques d'Islande. Il conclut à l'établissement d'unezonation des différentes espèces en fonction de la température (tableau 4).Par ailleurs, les données émanant d'autres aires géothermales du monde(Kamkchatka, Wairakei, Yellowstone, Hawaii...) ont été rassemblées dans letableau 5 et permettent d'associer aux zeolites les mieux représentées, desdomaines thermiques d'existence extrapolables à n'importe quel contexte. Onpeut distinguer :

L'essentiel des zeolites des champs géothermiques cristallisentdans cet intervalle de température : chabazite, levyne, phillipsite, natroli-te, stilbite, heulandite, gismondine, mesolite, scolecite.

L'analcime et la thomsonite peuvent être rencontrées à des tempéra-tures inférieures à 110°C, mais possèdent toutefois un champ de stabilitéthermique qui s'étend largement au delà de cette température.

Les meilleurs marqueurs de cette catégorie de zeolites sont laphillipsite et la levyne, rencontrées entre 20 et 80°C.

L'analcime, le clinoptilolite, la laumontite et la mordenite sontsymptomatiques de ce domaine d'existence.

Parmi eux, le clinoptilolite et la laumontite (195 à 220°C) sem-blent posséder un champ de stabilité suffisamment restreint pour constituerde bons marqueurs thermiques.

Dans cette intervalle ne subsistent plus que l'analcime, la morde-nite et la wairakite. Au sein de la population zeolitique, la wairakite peutêtre considérée comme l£ minéral de haute température. Elle cristallise leplus souvent à partir de 200°C (Wairakei, Tongonan). Sa limite supérieured'existence est au moins égale à 340°C (température de fond de trou àHawaii). Elle est souvent associée à la mordenite qui elle, possède un champde stabilité thermique particulièrement étendu (cf. tableau 4). Une restric-tion importante à l'utilisation pratique de cet assemblage est toutefois sonexistence, conditionnée par un milieu d'accueil riche en silice.

Plusieurs remarques s'imposent :

- si l'on compare les champs de stabilité thermique des minéraux

34

TABLEAU 4

Zonation des zeolites dans les champs géothermiques

d'Islande et températures estimées aux frontières

des différentes zones.

D'après KRISTMAMSDOTTIR et TOMASSON (1976)

Ji £.o >

JZ • >U —I

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zz. ^^ •* «* ¿ Q **

UJ

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Zone 1

Zone 2

Zone 3

Zone 4

Zone 5

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I ii i! I

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1 ' !

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i

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i

Í

i

1 11

T. opproxL auxlimites desz ones (en °c)

70

90

110

230

300

50 100 150

NATROLITE

-i i t__ 20,200

20 PLOMBIERES(FRANCE)70

300 3.- i i 1 i i i i

340

(HABAZITE

100 PAUZHETKA111 (KAHTCHATKA-URSSI »0

2 0 PLOMBIERES 7 0

PHILLIPSITE

CLINOPTILOLITE

20 PLOMBIERES 70I I

115 YELLOWSTONE m 155I 1

110 W A I R A K E P » 160

ANALCIME90

125YELLOWSTONE 160

PAUZHETKA 190

LAUMONTITE W WAIRAKEI J20

WAIRAKITE

iy PAUZHETKA.190

2 Ô O " " W A I R Â K È Î ' " "<° -

TONGONAN '

300 HAWAII151 340

MORDENITE

70 PAUZHETKA

115 YELLOWSTONE300 HAWAII 340

TABLEAU 5 : DOMAINES DE STABILITE THERMIQUE DES ZEOLITES0ANS PLUSIEURS AIRES GEOTHERMALES

D'après: KARPOV*" (1976) .HONDA et MUFFLER121 (1970) .STEINER131 (1977)REYES1 4 1 (1978) .FAN | S | (1979).

36

phylliteux et des zeolites, on constate que la même gamme de température(0 - 350°C) est couverte indépendamment par une séquence idéale zeolites ouphyllites. Par ailleurs, les intervalles de température décomposables àpartir de ces deux séquences d'altération hydrothermale sont sensiblement lesmêmes.

- Les faiblesses de la séquence d'altération zeolitique/séquenced'altération argileuse en tant qu'outil thermométrique sont dues, d'une part,à son absence dans de nombreux contextes hydrothermalisés ; d'autre part aufait qu'il existe trop peu de données permettant d'établir des corrélationsentre les températures réelles mesurées et les zeolites rencontrées. Dansl'état actuel des connaissances, il semble que l'on puisse essentiellementretenir comme marqueurs thermiques fiables (intervalles de températurerestreints et reproductibles) les espèces suivantes : phillipsite, levyne,clinoptilolite, laumontite et wairakite.

- Pour pallier à cette lacune, il est toutefois possible presquesystématiquement dans les contextes zeolitisés, de regrouper plusieursespèces dont le champ de stabilité est trop vaste ou pas assez bien définipour en faire individuellement de bons marqueurs thermiques, en une paragenè-se dont les conditions d'existence sont beaucoup plus restreintes et signifi-catives. L'apparition polyphasée de ces paragenèses au sein d'une mêmeformation ou le passage progressif de l'une à l'autre sur le terrain, illus-tre 1'évolution, des températures subies par l'encaissant, évolution progradeou rétrograde suivant l'ordre de cristallisation.

De nombreuses applications régionales ont déjà été tirées de lazonation des paragenèses zeolitiques (cf paragraphe 5.1) ; il semble que l'onpuisse dès maintenant les utiliser plus ponctuellement en tant que géothermo-mètres lors d'une étude géothermique.

4.2.3 - LES FELDSPATHS

a) Caractéristiques_des feldsgaths hydrothermaux

Les feldspaths sont des constituants fondamentaux de la populationminérale primaire des roches volcaniques mais certaines espèces peuventcristalliser dans les conditions de l'altération hydrothermale. Il existedeux groupes fondamentaux de feldspaths :

- les feldspaths alcalins (sodi-potassiques),- les plagioclases (sodi-calciques).

A haute température (dans les laves), il peut y avoir une solutionsolide parfaite depuis les feldspaths sodiques jusqu'aux feldspaths potassi-ques et depuis les feldspaths sodiques jusqu'aux feldspaths calciques (fig.9 a).

Par contre, à basse température (altération hydrothermale) il y aimmiscibilité entre les termes extrêmes potassique et sodique (fig. 9 b). Lesfelspaths hydrothermaux que l'on rencontre couramment dans les champs géother-miques sont :

- l'albite Na AlSi3Og,

- l'adulaire K AlSi.,0o.J O

37

LMHAOOa \ lYTOWWTtX \«NOI< w 1/ . / \ / * " ^ ~

HT.

b=B.T

Fig. 9 : Nomenclature des feldspaths primaires HT (a) et hydrothermaux BT (b)

38

L'albitisation est le plus souvent le résultat d'un metasomatismesodique des plagioclases primaires de la roche mère. Les minéraux résultantde ce processus s'étendent des albites sensu-stricto aux oligoclases sodi-que s .

Parallèlement aux applications thermométriques, la compositionchimique des feldspaths hydrothermaux peut être utilisée pour déterminer lescaractéristiques hydrologiques des formations (BROWNE, 1970). On reconnaîtclassiquement :

- les zones faiblement perméables caractérisées par la présenced'albite. Elles peuvent correspondre à la couverture d'un gisement géother-mique ,

- les zones moyennement perméables, où l'albite et l'adulairecoexistent, peuvent correspondre au toit d'un réservoir géothermique,

- les zones hautement perméables, où la présence d'adulaire en tantque seul feldspath hydrothermal peut être révélatrice de l'existence d'unréservoir.

b) Çham2s_de_stabilité_thermigue

L'albite et l'adulaire s'avèrent d'excellents marqueurs des hautestempératures. De manière générale, albite et adulaire sont des minérauxprécieux dont l'apparition dans un forage géothermique est souvent significa-tive de l'approche ou de la pénétration d'un réservoir.

L'apparition de l'albite se fait invariablement aux alentours de230-250°C et la limite supérieure de stabilité thermique doit dépasser 330°C(température de fond de trou à Hawaii et Nysiros). En association avecl'épidote, elle marque le passage au faciès métamorphique des schistes verts.

L'adulaire cristallise généralement dans le même intervalle detempérature que l'albite (230-330°C) ; toutefois son apparition a été signa-lée dans des zones perméables pour une température de 125°C à Tongonan(REYES, 1979) et de 86°C à Pauzhetka (KARPOV, 1976). Il semble que dans lecas de ce minéral la perméabilité du milieu influe au moins autant que latempérature sur son domaine de cristallisation. La grandeur de ces deuxparamètres varie, de toutes façons, dans le même sens dans la formationréservoir : grande perméabilité et haute température.

4.2.4 - LES FORMES HYDROTHERMALES DE LA SILICE

Pratiquement tous les champs géothermiques et aires géothermalesrenferment des minéraux hydrothermaux siliceux. On peut relier directementl'abondance des minéraux siliceux dans les zones superficielles et auxgriffons des sources thermales à la diminution de la solubilité de la siliceconsécutivement au refroidissement des fluides.

Une silicification importante des zones d'intérêt géothermique est,par ailleurs, significative de la circulation des fluides d'origine profonde(réservoir).

Les formes de la silice sont variées dans les altérations desurface alors qu'en profondeur c'est uniquement le quartz qui cristallise.

39

L' opale

C'est un minéral hydraté (6 à 10 % d'eau) de surface que l'ontrouve souvent aux griffons des sources thermales. L'opale se dépose dans leszones où les solutions sont saturées vis-à-vis de la Silice amorphe. L'opalene peut exister que si le dépôt peut durcir par déshydratation partielle ;pour cela l'alternance sécheresse - humidité paraît indispensable. La silicedissoute précipite lorque l'eau s'évapore et que se cimentent les plusgrosses molécules.

La geyserite est une variété d'opale hydrothermale déposée ensurface par les geysers. Elle se présente en nodules et concrétions poreusesd'aspect amorphe. La cristallisation de l'opale est donc à relier aux bassestempératures ambiantes de surface.

La cristobalite de basse température

Elle se présente en agrégats cryptocristallins et provient de ladévitrification des verres siliceux des laves. On la rencontre dans les zonessuperficielles des champs géothermiques. Sa limite supérieure de stabilité,bien que mal définie, semble inférieure à 100°C.

La calcédoine

C'est un minéral cryptocristallin, qui est une variété de Quartz.La calcédoine se présente en masses concrétionnées, mamelonnées, en croûtesqui sont composées de cristaux minuscules ; et elle présente des poresmicroscopiques.

Elle accompagne très souvent le quartz dans les altérations deprofondeur. Dans les conditions hyrothermales, tout comme pour ce dernier,son champ de stabilité thermique semble très vaste.

Le quartz

Minéral ubiquiste des gisements hydrothermaux, il cristallise àtous les niveaux d'un forage dans la gamme des températures de 1'anchimetamor-phisme (0 à 400°C). Sa présence ou sa distribution ne permettent pas dedéduire directement une température. Par contre, l'étude des inclusionsfluides dans ce minéral qui se prête particulièrement bien à la microthermo-métrie optique (cf. paragraphe 4.1.1) peut être riche d'enseignements en cequi concerne la température de cristallisation d'un individu donné.

En résumé, l'intérêt thermométrique des différents minéraux dugroupe de la Silice réside essentiellement dans la distinction entre formescryptocristallines ou amorphes de faible profondeur - faible température(opale, cristobalite) et formes bien cristallisées (quartz) pouvant êtrerencontrées à grande profondeur-haute température. Il n'est pas possible pourl'instant de mieux préciser les champs de stabilité thermique des différentesespèces du groupe de la silice, qui sont, de toutes façons, directement liés àla concentration en SiO2 du fluide géothermal.

40

4.2.5 - L'EPIDOTE

a) Généralités

Le groupe des épidotes renferme les minéraux suivants :

- Clinozoïsite

- Epidote s.s.

- Zoïsite

- Piémontite

: Si 0^

: Si 0 4

: Si 0^

: Si 0,

Si2°7

Si2°7

Si2°7

Si2 0

0(0H)

0(0H)

0(0H)

7 0(0H)

Al2 (Al

Al2 (Al

A13 Ca2

• (Al,

, Fe3+)

. Fe3+)

Fe3+,

Ca2

Ca2

M n 3 + ) 3

Minéral commun des gîtes métamorphiques, l'épidote sensu lato estcouramment rencontrée dans les niveaux les plus profonds des forages géother-miques, dans tous les environnements pétrochimiques.

Sa présence dans un horizon géologique en tant que minéral isolé ouen association avec l'albite (voir paragraphe 4.2.3) est un bon indice del'existence d'un système hydrothermal actif.

La cristallisation des épidotes hydrothermales dans les rochesvolcaniques se fait aux dépens du calcium des plagioclases primaires et desminéraux colorés (amphibole, pyroxene). La silice libérée lors du processusd'épidotisation forme du quartz secondaire (CHEROTZKY, 1971).

Par ailleurs, les proportions relatives de calcite et d'épidotedans le puits A., de Los Azufres (évolution symétrique des profils d'abondancede ces minéraux en fonction de la profondeur) semblent traduire un équilibrecalcite/épidote qui interviendrait dans la zone d'apparition de l'épidote(COMBREDET, 1983).

Les formes minéralogiques de l'épidote peuvent varier avec laprofondeur. A Reykjavik, SIGVALDASON (1982) note la présence de clinozoïsiteentre 200 et 900 m puis d'épidote sensu-stricto jusqu'au fond du puits. Lafugacité d'oxygène semble elle aussi devoir influencer la composition desépidotes (lorsque fCL est forte, les épidotes sont riches en fer ferrique).

Notons également la présence fréquente d'inclusions fluides au seinde nombreux individus (applications microthermométriques possibles).

b) Champ de stabilité thermique

De nombreuses données sont disponibles sur les températures d'exis-tence des épidotes dans les forages :

- 290-310°C à Saltón Sea (MUFFLER et WHITE, 1969),- 230°C à Hveragerdi (SIGVALDASON, 1962),- 230°C dans des champs japonais (SEKI, 1972),- 190 à 280°C à Daklan (BOURSIER, 1983),- 230 à 250°C à Wairakei (STEINER, 1977),- 240 à 250°C à Asal (ROCHER, 1983),- 230 à 350°C à Cerro Prieto (ELDERS et al, 1979).

41

En règle générale, les épidotes hydrothermales commencent à cristal-liser pour des températures variant entre 230 et 250°C et sont stables à destempératures dépassant probablement 350°C. Des températures plus bassesd'apparition sont toutefois possibles (190°C à Daklan). L'apparition del'épidote à de plus basses températures dans les parties superficielles deschamps est à rattacher à l'existence de formes reliques métastables dans lesconditions actuelles de température.

L'épidote se révèle un excellent indicateur des zones à fluxthermique élevé. Elle a déjà été utilisée pour recaler des isothermes dansles puits d'un champ en développement (fig. 10). Lors d'un suivi de forageson apparition doit être surveillée avec attention car elle annonce trèssouvent l'approche du réservoir géothermique. L'augmentation de la taille etdu nombre de cristaux reliable à la porosité de cette zone industriellementintéressante est également un critère à surveiller de près.

4.2.6 - LA PREHNITE

La prehnite est un silicate alumino-calcique hydraté (Ca„ AI [AlSi~ 0-in] (0H2). Sans être systématiquement présent dans les zones hydrother-males, ce minéral semble toutefois devoir sa cristallisation à un intervallede température suffissamment étroit pour en faire un géothermomètre remarqua-ble.

Il est le plus souvent rencontré en association avec des zeolitespour des températures variant entre 210 et 335°C (210 à 250°C en Islande,285 à 335°C à Cerro Prieto).

Dans certaines zones volcaniques (La Réunion) son association avecla pumpellyite caractérise un véritable faciès métamorphique HP-HT.

Vis à vis de la géothermie, la prehnite présente l'avantage depouvoir se substituer ou se surimposer à d'autres espèces (épidote, biotite,actinote...) caractéristiques des zones de haute température.

4.2.7 - LES AMPHIBOLES DE LA SERIE ACTINOTE-TREMOLITE

Ces amphiboles calciques (Ca„ (Mg, F e 2 + ) 5 [Sig.CvJ (OH, F) 2 =actinote ; Ca„ Mg,. [Sig.O^^] (OH, F)~ = trémolite) sont des minéraux courantsdes séries metamorphisées. L'association épidote-chlorite-actinote parfoisrencontrée dans les niveaux profonds des forages géothermiques et qui marquela limite anchimétamorphisme/métamorphisme sensu stricto, appartient aufaciès des schistes verts (>300°C).

Les températures d'équilibre des amphiboles calciques d'originehydrothermale rencontrées en forage oscillent entre 265°C et 350°C ; cettedernière valeur correspond à la température la plus élevée relevée au fonddes puits mais certainement pas à la limite supérieure de stabilité de latrémolite et de 1'actinote, située plus haut d'après les données expérimenta-les (>400°C).

La reproductivité du champ de stabilité thermique des amphibolescalciques dans des contextes hydrothermalisés très variés (270 à 350°C en

42

Islande ; 265 à 350°C à Tongonan ; 290 à 350°C à Hawaii ; 300 à 350°C à CerroPrieto ; 330 à 350°C à Nysiros) en fait d'excellents géothermomètres, particu-lièrement fiables à l'approche du réservoir.

A3

DK-1A

ISOTHERME

EPIDOTE

DOME de DACITE » HORNBLENDEBRECHE BASALTIQUEANDESITE /BASALTEVOLCA NO- SEDIMENT AIREMICROGRES

FAULE

LIMITE de FORMATION

PNOC-E

2 3O7m

. c h : • 10.000

DAKL&N, BOKOD(3£NGUE.r;

Fig. 10 : coupe stratigraphique et apparition des épidotes dans le champ deDAKLAN aux Philippines (d'après BOURSIER, 1983).

44

5 - APPLICATIONS GEOTHERMIQUES

5.1 - RECONSTITUTION DE L'HISTOIRE HYDROTHERMALE D'UNCHAMP GEOTHERMIQUE POTENTIEL

Au stade de la reconnaissance ou de la prefaisabilité d'une explo-ration géothermique l'étude des minéralisations hydrothermales de surface oude sub-surface peut apporter de précieux renseignements sur la distributiondes paléotempératures auxquelles ont été portées les terrains (reconstitutiondes paléoisothermes) et sur l'évolution du système hydrothermal fossile.Cette étude peut être menée aussi bien dans des formations laviques que dansdes tephras provenant d'épisodes explosifs de l'histoire d'un massif volcani-que. Dans ce dernier cas, la présence de fragments lithiques ayant subi unealtération hydrothermale prouve l'existence d'un système hydrothermal profondqui peut être considéré comme un réservoir géothermique potentiel. La litho-stratigraphie et la zonation minéralogique hydrothermale à l'aplomb de lazone géothermique potentielle peuvent être reconstituées à partir de l'examende ces lithiques.

Toutefois ces travaux ne peuvent être abordés à une échelle régio-nale que dans la mesure où plusieurs conditions sont requises :

- abondance des minéraux hydrothermaux,- bonnes conditions d'affleurement,- échantillonnage serré et représentatif,- bonne connaissance du contexte géologique (stratigraphie,pétrographie, structures).

Jusqu'à présent, ce sont essentiellement les zeolites et leurzonation qui ont été impliquées dans ce type d'étude, mais il est tout à faitenvisageable d'étendre cette application à d'autres paragenèses hydrotherma-les.

ZONATION VERTICALE DUE A UN ANCHIMETAMORPHISME D'ENFOUISSEMENT

L'étude de G.P.L. WALKER (1960), est l'une des premières à considé-rer les minéraux hydrothermaux autrement que comme des curiosités minéralogi-ques. Elle conduit à l'identification de trois zones de zéolitisation, dansdes tholéiites à olivine de l'Est Islandais (fig. 11 a et b) dans les envi-rons du volcan Breiddalur et du fjord Berufjördur.

La disposition verticale régulière des zeolites en assemblages deminéraux distinctifs, a permis de distinguer de bas en haut (fig. 11 c) :

" la zone 1 : zéolitisation faible, zone de la chabazite -thomsonite

" Ia zone 2 : zone de l'analcime- la zone 3 : zone du mésolite - scolecite.

Ces différentes zones sont donc caractérisées par des facièsminéralogiques qui reflètent la température atteinte pendant le processus dezéolitisation. Ce phénomène est postérieur à la mise en place des laves etleur refroidissement puisque les zones sont discordantes par rapport à lastratigraphie (fig. 11 c).

45

Secteur d'étude

Glaciers

Fig. 11 a : Croquis de situation :l'Islande et la zone Berufjördur-Breiddalur.

X Chobazite-thomsonite

• Analcim«

• Mesolite-scolecibe

Fig. 11 b : Distribution des minéraux amygdalaires dans les tholéiites àolivine de la zone Berufjördur-Breiddalur, d'après WALKER (1960).

5OO07

IOO0Z o n e ? forte densité'

C o « Dykes.

Tholéites riches en ze'olitesto MILLS

10

Fig. 11 c : Coupe schématique de l'empilement des laves tertiaires de l'EstIslandais, montrant les relations entre le sommet originel del'empilement, la stratigraphie et la distribution zonale desminéraux amygdalaires, d'après WALKER (I960).

46

Cette zonation verticale est rattachée par WALKER à un anchitamor-phisme d'enfouissement. Elle s'exprime sous forme de paléo-isothermes régio-naux disposés en bandes subparallèles dans un secteur à flux de chaleurélevé. L'origine de la chaleur est attribuée par l'auteur :

- à la présence de dykes dont le pourcentage décroît de bas enhaut ;

- à la présence d'une source de chaleur profonde ;- aux réactions exothermiques d'hydratation des laves.

Dans des environnements géologiques différents, d'autres exemplesde zonation zéolitique verticale liée au même phénomène d'enfouissement, ontété décrits (SEKI, 1969 ; SEKI et al., 1969 a et b ; JOLLY et SMITH, 1972 ;SUKHESWALA et al., 1974 ; KRISTMANNSDOTTIR, 1975 ; DEMANGE et al., 1979...).

RELATIONS ENTRE LA DISTRIBUTION DES MINERAUX HYDROTHERMAUX ET LESSTRUCTURES VOLCANO-TECTONIQUES

- A la Martinique, dans un contexte andésitique, WESTERCAMP (1978)a dressé une cartographie de la zéolitisation. Il constate que la répartitiondes zeolites se fait dans des secteurs géographiques bien circonscrits.

La distribution des paragenèses d'isométamorphisme est reliée àl'existence de quatre zones zéolitiques, chacune étant caractérisée par unfaciès minéralogique.

ZONE I ZONE II ZONE III ZONE IV

Faciès à Faciès à Faciès à Faciès àheulandite thomsonite stilbite laumontitechabazite analcime

Les différentes paragenèses s'inscrivent dans des auréoles arron-dies ou elliptiques, emboîtées. Le degré d'anchimétamorphisme va croissantvers le centre des auréoles (fig. 12).

WESTERCAMP, s'appuyant sur les travaux de PELLETIER (1976), ratta-che ce modèle à la notion de "dômes de chaleur". Ces dômes de chaleur peuventrésulter d'après eux :

- de l'activité d'une chambre magmatique et de ses fissuresd'alimentation vers la surface ;

- de la mise en place d'une intrusion magmatique à un niveau élevédans le substratum.

Dans le contexte martiniquais, il parvient à relier les phénomèneshydrothermaux aux conditions volcano-tectoniques de surface : l'ampleur duphénomène hydrothermal en superficie et en intensité, est proportionnel :

- à l'activité des fissures ouvertes,- à l'importance des failles de cisaillement.

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Presqu'île de la Caravelle

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Plaine alluviale récente

Failles

Dykes

Axes volcano-tectoniques

Chalcopyrite

Colcite

Barytine

Zones zéotitisees

ANNE

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Fig. 12 : Relations entre hydrothermalisation et structures volcano-tectoniques dans l'île de la Martinique (d'après D. WESTERCAMP 1978).

48

Un certain nombre de zones zéolitisées s'allongent le long destructures tectoniques majeures, comme le montre la figure 12.

La distribution régulière des zeolites par rapport aux unitéstectoniques a également été remarquée par KOSTOV (1970) dans les MontsRhodopes, en Bulgarie.

- A la Réunion, l'étude systématique des minéraux hydrothennauxrencontrés dans le bâti du massif du Piton des Neiges (RANÇON, 1982 a) apermis de définir six faciès minéralogiques symptomatiques d'un métamorphismede faible degré : faciès à chabazite - phillipsite, faciès à natrolite -thomsonite, faciès à analcime - thomsonite, faciès à prehnite - pumpellyite. Lagamme de paléo-températures couverte par l'ensemble de ces faciès s'étend de0 à 380°C.

Sur la base de ces données, des études ponctuelles ont été réali-sées dans les trois cirques du Piton des Neiges. Elles montrent le rôleprédominant joué par le gradient géothermique régional, dans la néogenèseminérale, tout au long de l'histoire du massif.

Aux effets de 1'anchimétamorphisme régional caractérisés par unezonation circulaire des faciès hydrothennaux autour du Piton des Neiges, sesuperposent localement : les effets de drainage des fluides hydrothermauxvéhiculés aux épontes ou au sein des intrusions filoniennes (dykes et sills) ;le thermométamorphisme provoqué par l'installation d'une intrusion massive ;la mise en place d'un système convectif favorisée par un réseau de fractura-tion et une source de chaleur localisée.

Trois grandes phases hydrothermales ont pu être recalées sur lescoupures chrono-stratigraphiques : elles se sont succédées depuis plus dedeux millions d'années dans le massif du Piton des Neiges. L'extension desdifférentes phases hydrothermales est directement liée à l'évolution volcano-tectonique du massif du Piton des Neiges (fig. 13) : le resserrement progres-sif, au cours du temps, des manifestations hydrothermales sur l'actuel Pitondes Neiges, se fait parallèlement à l'individualisation d'un volcanismecentralisé sur ce même relief.

5.2 - SUIVI THERMOMETRIQUE D'UN FORAGE PROFOND :DISTRIBUTION DES MINERAUX HYDROTHERMAUX DANS UN PUITSMODELE

Un autre aspect particulièrement intéressant de l'application desassemblages de minéraux secondaires peut être développé lors de la phasefinale d'exploration géothermique. La mise en oeuvre de forages profondspermet de recouper des horizons hydrothermalisés et de suivre en continu, parl'intermédiaire des cuttings ou des carottes de roches, la succession desparagenèses minérales rencontrées.

5.2.1 - FORAGES D'EXPLORATION

Le plus souvent au stade des premiers forages d'exploration, lemodèle de champ établi à la suite des études de surface et forages de gra-

a) Structures contemporaines de la sériedes océanites anciennes et extensiondes faciès de la phase hydrothermale I.(> 2,1 MA)

b) Structures contemporaines de la sériedes océanites récentes et extension desfaciès de la phase hydrothermale II(2,1 MA à 0,35 MA)

c) Structures contemporaines de la sériedifférenciée et extension des facièsde la phase hydrothermale III(0,35 MA à actuel)

FIG. 13 : Relation entre l'extension destrois phases hydrothermales etles structures du massif duPiton des Neiges.

50

dient ne permet pas d'avoir une bonne connaissance des conditions de tempéra-ture régnant en profondeur.

Le gradient thermique établi par les mesures traditionnelles (sondethermique) est souvent difficile à utiliser en raison de nombreux facteursperturbants (circulation de nappes d'eau superficielles, rééquilibragethermique du puits...).

Par contre, un profil thermique directement déduit de la distribu-tion des paragenèses hydrothermales dans le forage permet de s'affranchir deces perturbations.

Le profil thermique ainsi établi peut être représentatif du gra-dient thermique actuel si les assemblages obtenus sont à l'équilibre dans lesconditions physico-chimiques actuelles. Dans ce cas, ce gradient thermique"vrai" peut être comparé au gradient thermique mesuré.

Dans le cas contraire où le profil thermique estimé au moyen desminéraux hydrothermaux n'est pas représentatif des conditions naturellesactuelles, d'autres types d'informations peuvent être fournis. Par exemple,la succession des événements géothermaux subis par l'encaissant peut êtremarquée par l'apparition polyphasée de plusieurs paragenèses au sein d'unemême formation. Ce phénomène illustre l'évolution des températures, évolutionprograde ou rétrograde suivant l'ordre de cristallisation des minéraux.

Les principaux résultats concernant les champs de stabilité thermi-que des minéraux hydrothermaux considérés comme de bons marqueurs sontreportés dans le tableau 6. Les minéraux qui caractérisent les mêmes interval-les de température ont été regroupés en séquences paragénétiques symptomati-ques d'un domaine de température.

Dans un puits modèle où tous les minéraux hydrothermaux sélection-nés précédemment (paragraphe 4.2) seraient rencontrés, trois domaines detempérature peuvent être distingués (tableau 6) :

Domaine_"basse_temgérature"_^0_à_110°C)

Les minéraux marqueurs de cet intervalle de température sontcertaines zeolites (chabazite, phillipsite, levyne, natrolite,...), lakaolinite, la montmorillonite et la cristobalite.

Domaine_"moyenne_temDérature"_(110_à_230°Ç)

La séquence paragénétique typique de ce domaine est constitué deszeolites M.T. et interstratifiés. L'association clinoptilolite-montmorillonite est caractéristique de l'intervalle 110 à l65°C et l'associa-tion laumontite-illites de l'intervalle 165 à 230°C.

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DOMAINE B.T. = 0 ^ 110°c

Séquence paraqénétique typique :ZéolitesB.T. , Montmorillonite ,Kaolinite , Cristobalite

INTERVALLE 110 A 165°c

Association svmptomatique :Clinoptilolite - Montiroriilonite

INTERVALLE 165 A 230°c

Association symptomatique.Laumontite - Hites

INTERVALLE 230 A 300°c

Association sy^ptomatiqueIllites-Epidote

INTERVALLE 300 A 350°c

Minerai symptomatique :Biotite

DOMAINE M.T. = 110» 230°c

Séquence paraqénétique typique ••ZéolitesM.T. , interstratifiés

DOMAINE H.T. = 2 3 0 ^ 350°c

Séquence paraqénétique typique •ZéolitesH.T. .Albite-adulaire , Prehnite,Epidote , Actinote-Tremolite

TABLEAU 6

DOMAINES DE STABILITE THERMIQUE DES PARAGENESES HYDROTHERMALESLES PLUS REPRESENTATIVES DANS UN PUITS MODELE

52

Domaine_|;haute_temgérature^_^230_à_350°C)

L'apparition de nombreux minéraux marque le début de ce domaine.Les zeolites haute température (mordenite, analcime, wairakite), les felds-paths, la prehnite, l'épidote et les amphiboles calciques sont stablesensemble dans cet intervalle de température et probablement au delà de 350°C.Les illites cristallisent jusqu'à 300°C et sont relayées par la biotite,marqueur de l'intervalle 300-350°C.

La distribution verticale des paragenèses hydrothermales et lazonation thermique qui en découle peut être mise en parallèle avec lescaractéristiques lithologiques des formations traversées par le forage (fig.3). Il y a une bonne corrélation entre les différents horizons qui se succè-dent dans la coupe d'un champ géothermique et les domaines de températurefossilisés par les minéraux secondaires (tableau 6).

La zone superficielle correspond au domaine "basse température" oùl'altération hydrothermale est argileuse et zeolitique.

Les deux intervalles provenant de la subdivision du domaine MTcorrespondent assez bien aux zones de transition et d'auto-colmatage.

Enfin, la cristallisation des minéraux du domaine HT (épidote,actinote, prehnite, biotite) intervient au toit et dans la formation réser-voir.

5.2.2 - FORAGES DE DEVELOPPEMENT DE CHAMP

En liaison avec des études structurales et volcanologiques l'étudede la répartition en volume des minéraux hydrothermaux distribués dans ungrand nombre de forages de développement de champ, permet de mieux connaîtreles caractéristiques du système hydrothermal et l'organisation du réseau defracturation profond. Une illustration de ce type d'intervention, indispensa-ble à la meilleure connaissance d'un champ, est fournie par la publicationd1AUMENTO et al (1982) sur la population minérale hydrothermale du champd'Ahuachapan, au Salvador.

Parallèlement à la mise en évidence d'une zonation minéralogiqueverticale, des cartes de concentration des différents minéraux ont pu êtreétablies à partir d'observations faites dans l'ensemble des puits (fig. 14a).Ces données ont été directement utilisées à l'élaboration d'un modèle hydrolo-gique et structural du champ (fig. 14b).

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Fig. 14a : Cartes de concentration des minéraux hydrothermaux dans le champd'Ahuachapan, Salvador, d'après AUMENTO et al (1982).

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Fig. 14b : Modèle hydrologi-que et structural du champd'Ahuachapan, d'aprèsAUMENTO et al (1982).

54

6 - CONCLUSIONS : PERSPECTIVES D'INTERVENTION ET DE RECHERCHE

Les données recueillies dans différents champs géothermiques ontpermis de dresser un inventaire des minéralisations hydrothermales présentantun intérêt thermométrique. Il s'avère possible d'utiliser dès maintenant uncertain nombre de paragenèses hydrothermales et de minéraux isolés.

Le champ de température 0 - 400°C peut être couvert par l'inter-médiaire de certains minéraux dont les champs de stabilité thermique serelaient dans cet intervalle. Les minéraux phylliteux, les zeolites, lesfeldspaths, l'épidote et les amphiboles calciques apparaissent comme desmarqueurs thermiques fiables, et constituent de précieux auxiliaires del'étude géologique au cours des phases de reconnaissance, de faisabilité etde forages.

L'histoire hydrothermale d'un champ potentiel et le suivi thermomé-trique des forages d'exploration et de développement de champ peuvent êtreabordés par le biais des minéralisations hydrothermales.

Au terme de cette étude, il n'apparaît pas nécessaire de pousserplus loin le travail de compilation. Les résultats acquis dans les différentsenvironnements géothermiques ont permis d'établir avec une bonne fiabilitédes correspondances entre la distribution de certaines espèces et les tempé-ratures qu'elles fossilisent (cf tableau 6).

Cependant, dans de nombreux cas, les intervalles de températureestimés sont trop larges et il s'avère fondamental de privilégier des étudesde laboratoire spécifiques pour obtenir une plus grande précision.

Pour affiner les possibilités d'intervention des minéraux hydrother-maux en tant que géothermomètres, la stratégie à mettre en oeuvre est lasuivante :

- préciser par des méthodes géochimiques et des études thermodynami-ques les champs de stabilité des principales espèces du groupe des chloriteset des différents types d'argiles interstratifiés. La signification thermomé-trique de ces minéraux couramment rencontrés, semble devoir beaucoup à leurstructure mais il serait bon de définir dans quelle mesure,

- systématiser la thermométrie optique à partir des inclusionsfluides contenues dans les minéraux hydrothermaux translucides. Cette méthodeprésente l'avantage d'obtenir des températures précises et représentatives àpartir d'individus isolés.

La méthode des inclusions fluides doit également être testée dansle cas des zeolites dont les caractéristiques optiques semblent adaptés à cetype d'approche.

- utiliser la géochimie isotopique qui couplée à l'étude desfluides, fournit des renseignements particulièrement intéressants sur lesconditions thermiques de cristallisation des minéraux hydrothermaux. Lesminéraux les plus couramment impliqués jusqu'à présent dans ce type d'étudesont la calcite et le quartz. Là encore, il est nécessaire de tester lesapplications de cette méthode sur d'autres espèces (zeolites, feldspaths,épidote...),

55

- enfin, éprouver en grandeur nature à partir d'un "autoclave"naturel les études préconisées et les résultats acquis par comparaison avec diffé-rents champs géothermiques.

Ceci peut être réalisé à partir d'un forage implanté dans uncontexte géologique bien étudié.

La phase de forages profonds prévue pour 1984 à la Réunion consti-tue, à cet égard, une bonne opportunité, et il semble tout à fait souhaitabled'y intégrer une étude fine des minéralisations hydrothermales.

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