UNIVERSITE DE NEUCHATEL INSTITUT DE GEOLOGIE MATURATION THERMIQUE ET POTENTIEL PETROLIGENE DES SERIES POST-TACONIENNES DU NORD-EST DE LA GASPESIE ETDE LTLE D'ANTICOSTI (CANADA) Thèse présentée à la Falculté des Sciences de l'Université de Neuchâtel pour l'obtention du grade de docteur es sciences par Rudolf BERTRAND -1987- A ma mère, Qertrude, et àia mémoire de mon père, Chartes, pour Ce goût qu'ils m'ont donné de la science. A mon épouse, OdUe, pour son dévouement et sa compréhension. L'imagination est plus importante que Ce savoir. ACèert 'Einstein IMPRIMATUR POUR LA THÈSE Maturation.^ des séquences post-taconiques du nord-est de la Gaspésie et de l'Ile d'Anticosti de Monsieur Rudolf .Bertrand. UNIVERSITÉ DE NEUCHATEL FACULTÉ DES SCIENCES La Faculté des sciences de l'Université de Neuchâtel, sur le rapport des membres du jury, .We.s.si.eur.5..B.^...KubJ.er,..f.^...P.er.s.o.2..)....Y......HérQux......... (Québec) et M. Keen (Dartmouth, Noya Scotia) autorise l'impression de la présente thèse. Neuchâtel, le .......11. ...septembre .1987....................................... Le doyen: François Si grist V TABLE DES MATIERES RESUME 1 REMERCIEMENTS 7 1. INTRODUCTION ET TRAVAUX ANTERIEURS 9 1.1 INTRODUCTION 9 1.1.1 Préambule 9 1.1.2 Buts du projet 12 1.1.3 Cadre tectonique général du bassin 12 1.1.4 Problématique générale 13 1.1.5 Méthodologie générale 15 1.1.6 Conclusion de l'introduction 16 1.2 GEOLOGIE DE L1ILE D'ANTICOSTl 20 1.2.0 Revue de la littérature 20 1.2.1 Stratigraphie et sedimentologie de l'île d'Anticosti 27 1.2.1.1 Formation de Romaine 28 1.2.1.2 Formation de Mingan 29 1.2.1.3 Formation de Long Point 30 1.2.1.4 Formation de Macasty 31 1.2.1.5 Formation de Vauréal 31 1.2.1.6 Formation d'EIlis Bay 32 1.2.1.7 Formation de Becscie 34 1.2.1.8 Formation de Gun River 35 1.2.1.9 Formation de Jupiter 36 1.2.1.10 Formation de Ch icotte 37 1.2.2 Paléogéographie de l'île d'Anticosti. 38 1.2.3 Tectonique de l'île d'Anticosti 41 1.2.4 Travaux antérieurs sur la maturation thermique de l'île V d'Anticosti 45 1.2.4.1 Introduction sur la maturation de l'île d'Anticosti 45 1.2.4.2 Résultats 45 1.2.4.3 Discussion sur les argiles 50 1.2.4.4 Discussion sur la matière organique dispersée 52 1.2.5 Travaux antérieurs pour répondre à la problématique des évaluations antérieures de la maturation thermique 59 1.2.5.1 Echantillonnage 59 1.2.5.2 Minéralogie les argiles 59 1.2.5.3 Géochimie de la matière organique dispersée 60 1.2.5.4 Pétrographie de la matière organique 60 1.2.5.5 Conclusions sur Ia problématique dans l'île d'Anticosti 61 1.3 GEOLOGIE DU NORD-EST DE LA GASPESIE 64 1.3.0 Revue de la littérature 64 1.3.1 Tectonique du Nord-Est de la Gaspésie 70 1.3.1.1 La Ceinture taconique 71 1.3.1.2 Le synclonorium de Gaspé - Connecticut Valley 71 1.3.2 Stratigraphie du nord-est de Ia Gaspésie 77 A) Socle de la série 1.3.2.1 Super-groupe de Québec 78 1.3.2.2 Complexe de Lady Step 78 B) Série basale: Groupes de Matapédia et de Chaleurs. 1.3.2.3 Formation de White Head et de Sources 79 1.3.2.4 Formation de Burnt Jam Brook 79 1.3.2.5 Formation de Val Brillant 80 1.3.2.6 Formation de Laforce 80 1.3.2.7 Formation de Griffon Cove River 80 VI 1.3.2.8 Formation de Gascons 81 1.3.2.9 Formation de West Point 82 1.3.2.10 Formation de Roncelles 84 1.3.2.11 Formation d'Indian Point 84 C) Série supérieure: Groupes des Calcaires Supérieurs de Gaspé et des Grès de Gaspé 1.3.2.12 Formation de Forillon 86 1.3.2.13 Formation de Shiphead 86 1.3.2.14 Formation d'Indian Cove 87 1.3.2.15 Formation de York Lake 88 1.3.2.16 Formation de Fortin 88 1.3.2.17 Formation de York River 88 1.3.2.18 Formation de Battery Point 90 1.3.2.19 Formation de Malbaie 92 1.3.2.20 Formation Cannes-de-Roches 93 1.3.3 Paléogéographie du nord-est de la Gaspésie 95 1.3.4 Travaux antérieurs sur la maturation thermique du nord-est de la Gaspésie 99 1.3.4.0 Introduction 99 1.3.4.1 Résultats 99 1.3.4.2 Discussion sur les argiles 108 1.3.4.3 Discussion sur la matière organique dispersée 112 1.3.4.4 Zonéographie régionale de la maturation thermique du nord-est de la Gaspésie dans les travaux antérieurs 118 1.3.5 Travaux suggérés pour répondre à la problématique des évaluations antérieures de la maturation thermique 120 1.3.5.1 Echantillonnage 120 1.3.5.2 Minéralogie des argiles 120 1.3.5.3 Géochimique de la matière organique dispersée 121 1.3.5.4 Pétrographie de la matière organique 121 1.3.5.5 Conclusions sur la problématique du nord-est de laGaspésie 122 2. METHODOLOGIE 125 2.1 TECHNIQUES D'ECHANTILLONNAGE ET PLANIFICATION DES ANALYSES 125 2.1.1 Techniques d'échantillonnage pour l'île d'Anticosti 125 2.1.2 Planification des analyses pour nie d'Anticosti 127 2.1.3 Techniques d'échantillonnage pour le nord-est de la Gaspésie 130 2.1.4 Planification des analyses pour le nord-est de la Gaspésie 131 2.2 DESCRIPTION DES TECHNIQUES ANALYTIQUES 133 2.2.1 Minéralogie des argiles 133 2.2.2 Pvrolvse programmée et teneur en carbone organique 136 2.2.2.1 Généralités 136 2.2.2.2 Erreurs systématiques de la méthode et corrections suggérées 137 2.2.2.2.1 Erreur intrinsèque à l'appareil (effet d'échelle) 138 2.2.2.2.2 Erreur intrinsèque à Ia roche et à la matière organique analysée 140 a) Effet des carbonates b) Effet de matrice c) Effet d'oxygène. d) Effet des bitumes. 2.2.3 Pétrographie de Ia matière organique dispersée 155 2.2.3.1 Extraction et concentration de la matière organique 155 2.2.3.2 Montage pétrographique de la matière organique 155 Vili 2.2.3.3 Analyse semi-quantitative des matières organiques 2.2.3.4 Réflectométrie 3 LA MATIERE ORGANIQUE DISPERSEE 3.1 QUANTITE DE LA MATIERE ORGANIQUE DISPERSEE 3.1.1 Introduction 3.1.2 L'île d'Anticosti 3.1.2.1 Le carbone organique dans les échantillons de surface 3.1.2.2 Le carbone organique dans les échantillons de subsurface 3.1.3 Le nord-est de la Gaspésie 3.1.3.1 Le carbone organique dans les échantillons de surface 3.1.3.2 Le carbone organique dans les échantillons de subsurface 3.2 PETROGRAPHIE DE LA MATIERE ORGANIQUE DISPERSEE. 3.2.1 Introduction 3.2.2 Nature des matières organiques observées. 3.2.2.1 Le groupe des phytoclastes 3.2.2.1.1 L'inertinite 3.2.2.1.1.1 Lafusinite 3.2.2.1.1.2 Lamacrinite 3.2.2.1.1.3 La semifusinite 3.2.2.1.2 Lavitrinite 3.2.2.1.2.1 Latélinite 3.2.2.1.2.2 Lacollinite 3.2.2.1.2.2.1 La télocollinite 3.2.2.1.2.2.2 La gélocollinite-coliorésinite 156 156 159 159 159 161 161 166 169 169 176 180 180 183 183 186 186 189 189 193 193 194 198 198 3.2.2.1.2.3 La pseudovitrinite 199 3.2.2.1.3 Larésinite 202 3.2.2.2 Le groupe des spores 202 3.2.2.3 Les groupe des phyto-organismes 204 3.2.2.3.1 Les phyto-organismes benthiques 204 3.2.2.3.1.1 Les "herbacés" 204 3.2.2.3.2 Les phyto-organismes planctoniques 206 3.2.2.3.2.1 Les acritarches 206 3.2.2.3.2.2 Les tasmanites 206 3.2.2.3.2.3 Les autres phyto-organismes figurés 211 3.2.2.3.3 Les zoo-organismes (zooclastes) 217 3.2.2.3.3.1 Les chitinozoaires 217 3.2.2.3.3.2 Les graptolites 220 3.2.2.3.3.3 Les scolécodontes 225 3.2.2.3.3.4 Leshydroïdes 229 3.2.2.3.3.5 Les autres zooclastes indéterminés 223 3.2.2.4 Le groupe des bitumes 231 3.2.2.4.1 L'exudatinites 231 3.2.2.4.2 Les protobitumes 235 3.2.2.4.3 Les pyrobitumes 235 3.2.2.4.4 Les cokes naturels et les sphères de mésophase 236 3.2.3 Analyse semi-quantitative des types de matière organique 242 3.2.3.1 Généralités 242 3.2.3.2 Dans l'île d'Anticosti 243 3.2.3.2.1 En surface 243 3.2.3.2.2 En subsurface 245 3.2.3.3 Dans le nord-est de la Gaspésîe 245 3.2.3.3.1 En surface 247 X 3.2.3.3.2 En subsurface 254 3.3 REFLECTANCE DE LA MATTERE ORGANIQUE 254 3.3.1 Présentation des résultats 254 3.3.1.1 Dans l'île d'Anticosti 254 3.3.1.1.1 En surface 254 3.3.1.1.1.1 Introduction 254 3.3.1.1.1.2 Avec les chitinozoaires 254 3.3.1.1.1.3 Avec les scolécodontes 255 3.3.1.1.1.4 Avec les bitumes solides 255 3.3.1.1.2 En subsurface 262 3.3.1.1.2.1 Puits LGPL 262 3.3.1.1.2.2 Puits NACP 263 3.3.1.1.1.3 Puits ARCO 263 3.3.1.1.2.4 Puits LGCP 265 3.3.1.1.2.5 Puits Sandtop 266 3.3.1.2 Dans nord-est de la Gaspésie 268 3.3.1.2.1 En surface 268 3.3.1.2.1.1 Généralités 268 3.3.1.2.1.2 Avec les zooclastes (chitinozoaires- scolécodontes) 269 3.3.1.2.1.3 Avec les phytoclastes (télinite-télocollinite- . collinite) 270 A) Latélinite B) La télocollinite C) La collorésinite 3.3.1.2.2 En subsurface et coupes de terrains 276 3.3.1.2.2.1 Bloc nord 276 A) Riv. Renard- ne 132, parc Forillon B) Puits Gaspé Nord C) Puits Douglas. 3.3.1.2.2.2 Bloc centre 284 A) Puits Malbaie B) Puits Gaspé Sud C) Puits Sunny Bank D) Puits Blanchet 3.3.1.1.2.3BlOC sud 289 A) Puits York 3.3.2 Comparaison du pouvoir réflecteur entre les matières organiques 290 3.3.2.1 Dans l'île d'Anticosti 290 3.3.2.2 Dans le nord-est de la Gaspésie. 293 3.3.2.3 Dans tout le basssin (les deux régions réunies). 303 3.3.3 Zonation des pouvoirs réflecteurs de la matière organique en surface et en subsurface 308 3.3.3.1 Généralités 308 3.3.3.2 Dans l'île d'Anticosti 309 3.3.3.3 Dans le nord-est de la Gaspésie 316 3.4 PYROLYSE EN TEMPERATURE PROGRAMMEE (ROCK EVAU 333 3.4.1 Dans l'île d'Anticosti 333 3.4.1.1 En surface 333 3.4.1.1.1 Introduction 333 3.4.1.1.2 Observations 333 3.4.1.1.3 Conclusions préliminaires 336 3.4.1.2 En subsurface 342 3.4.1.2.1 Introduction 342 3.4.1.1.2 Observations 343 3.4.1.1.3 Conclusions préliminaires 345 3.4.2 Dans le nord-est de la Gaspésie 352 3.4.2.1 En surface 352 3.4.2.1.1 Introduction 352 3.4.2.1.2 Observations 353 3.4.2.1.3 Conclusions préliminaires 359 3.4.2.2 En subsurface 370 3.4.2.2.1 Introduction 370 3.4.2.1.2 Observations 371 3.4.2.1.3 Conclusions préliminaires 378 4. GEOLOGIE DES ARGILES 395 4.1 DANS LTLE D'ANTICOSTI 395 4.1.1 Introduction 395 4.1.2 Observations 396 4.1.2.1 Le groupe des micas et des interstratifiés illite-smectite 396 4.1.2.2 Le groupe de la chlorite 408 4.1.2.3 Lacorrensite 418 4.1.3 Conclusions préliminaires 419 4.2 DANS LE NORD-EST DE LA GASPESIE 437 4.2.1 Introduction 437 4.2.2 Observations 437 4.2.2.2 Le groupe des micas et des interstratifiés illite-smectite 437 4.2.2.3 Le groupe de Ia chlorite 444 4.2.2.4 Lacorrensite 455 4.2.3 Conclusions préliminaires 455 5. CORRELATION ENTRE LES INDICATEURS THERMIQUES 458 5.1 INTRODUCTION 458 5.2 LA PYROLYSE EN TEMPERATURE PROGRAMMEE 458 5.2.1 La température de craquage optimal du kérogène (Tmax) 459 5.2.2 Le rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) 461 5.2.3 L'indice de production (IP) 462 5.2.4 L'indice d'hydrogène (IH) 464 5.3 LA MINERALOGIE DES ARGILES 466 5.4 CONCLUSIONS PRELIMINAIRES SUR L'ETALONNAGE DES INDICATEURS DE MATUkATÌON DU ROCK EVAL ET DES ARGILES AVEC LA REFLECTANCE 467 6. HISTOIRE GEOLOGIQUE ET POTENTIEL EN HYDROCARBURES DE LTLE D'ANTICOSTI ET DU NORD-EST DE LA GASPESIE . 469 6.1 INTRODUCTION 469 6.2 LA ZONEOGRAPHIE DES HYDROCARBURES 470 6.2.1 Dans l'île d'Anticosti 470 6.2.2 Dans le nord-est de la Gaspésie 471 6.3 POTENTIEL EN HYDROCARBURES DE L'ILE D'ANTICOSTi ET DU NORD-EST DE LA GASPESIE 472 6.3.1 Dans l'île d'Anticosti 472 6.3.2 Dans le nord-est de Ia Gaspésie 483 6.4 HISTOIRE DE LA MATURATION THERMIQUE 487 6.4.1 Dans l'île d'Anticosti 487 6.4.1.1 Histoire géologique du bassin 487 6.4.1.2 Histoire de la production et de la migration des hydrocarbures 488 6.4.2. Dans le nord-est de la Gaspésie 495 7. DISCUSSIONS ET CONCLUSIONS. 501 7.1 CONCLUSIONS SUR L'AMELIORATION DES TECHNIQUES D'ANALYSES. 501 7.1.1 La pétrographie de la matière organique. 503 7.1.2 La pyrolyse en température programmée fRock Evali. 503 XIV 7.3 ETALONNAGE DES INDICATEURS DE MATURATION THERMIQUE 506 7.3.1 La réflectivité de la matière organique 506 7.3.1.1 Revue de la problématique 506 7.3.1.2 Résultats nouveaux 506 7.3.2 Le Rock Eval et les minéraux argileux 511 7.4 INTEGRATION DES RESULTATS DE LA MATURATION THERMIQUE 512 7.4.1 La zonéographie de la maturation thermique 512 7.4.1.1 Dans l'île d'Anticosti 512 7.4.1.2 Dans le nord-est de la Gaspésie 512 7.4.2 Potentiel et histoire des hydrocarbures de l'île d'Anticosti et du nord-est de la Gaspésie 514 7.4.2.1 Dans nie d'Anticosti 514 7.4.2.2 Dans le nord-est de la Gaspésie 516 REFERENCES CITEES 518 APPENDICES 548 ANNEXE 648 LISTE DES FIGURES Figure 1. IA. Carte géologique générale de l'île d'Anticosti et du nord-est de la Gaspésie 10 Figure 1.1B. Paléogéographie et interprétations en termes de tectonique de plaques du bassin appalachien au Paléozoïque inférieur. 11 Figure 1.2. Historique de la nomenclature stratigraphique dans l'île d'Anticosti. 17 Figure 1.3. Corrélations stratigraphiques entre les séquences de l'île d'Anticosti, du nord-est de la Gaspésie et celles des autres provinces géologiques de l'est et du centre du Canada. 19 Figure 1.4. Echelles chronostratigraphique et lithostratigraphique de la surface et de la subsurface de l'île d'Anticosti. 24 Figure 1.5. Corrélations géochronologiques et chronostratigraphiques des unités lithostratigraphiques des parties occidentale et orientale de l'île d'Anticosti. 26 Figure 1.6. Résumé des principaux éléments de la tectonique de l'île d'Anticosti. 40 Figure 1.7. Corrélations entre les divers indicateurs de maturation thermique utilisés. 45 Figure 1.8. Historique de la nomenclature stratigraphique dans le nord-est de la Gaspésie. 63 Figure 1.9. Carte géologique et structurale du nord-est de la Gaspésie 69 Figure 1.10. Echelles chronostratigraphique et lithostratigraphique de Ia surface et de lasubsurface du nord-est de la Gaspésie et interprétations des auteurs antérieurs sur les milieux de dépôts. 76 Figure 1.11. Variations des codes de zones de maturation thermique des argiles en fonction des codes estimés avec la coloration (A) et la réflectance (B) de la matière organique. 110 Figure 2.1. Localisation et identification des échantillons de surface (numéros) sur la carte géologique de l'île d'Anticosti. La localisation et les sigles du XVI nom des puits étudiés y sont indiqués. 124 Figure 2.2. Techniques d'échantillonnage. 125 Figure 2.3. Localisation et identification des échantillons de surface (numéros) sur la carte géologique du nord-est de la Gaspésie. 129 Figure 2.4. Illustration des variables obtenues lors de la pyrolyse en température programmée (Rock Eval), afin d'évaluer la maturation et la nature de Ia matière organique. 135 Figure 2.5. Effet d'échelle de l'appareil "Rock Eval". 138 Figure 2.6. Comparaison entre les résultats d'analyses faites avec le "Rock Eval" sur des échantillons de roche brute (non-décarbonaté) et sur les résidus insolubles des mêmes échantillons (roche décarbonatée). 140 Figure 2.7. Comparaison entre les résultats d'analyse faites avec le "Rock Eval" sur les résidus insolubles: 1) sans correction de l'effet d'échelle, 2) avec correction de l'effet d'échelle et 3) avec correction de l'effet de matrice en sus (voir Appendice 3). 144 Figure 2.8. Valeurs des indices d'hydrogène et d'oxygène pour les échantillons de surface de la Formation d'Indian Cove, nord-est de la Gaspésie (Appendice 4 C). 145 Figure 2.9. Valeurs des indices d'hydrogène et d'oxygène pour les échantillons de surface de la Formation de Vauréal, île d'Anticosti (Appendice 4 A). 146 Figure 2.10. Diagramme de Van Krevelen montrant la distribution des rapports atomiques H/C et QIC des données de l'appendice 5. 147 Figure 2.11. Estimation de l'indice d'hydrogène (ordonnée) en fonction des rap- ports atomiques H/C (abcisse) et O/C (courbes de niveaux en pointillés). 148 Figure 3.1. Teneurs en carbone organique en fonction des résidus insolubles dans les échantillons de surface de l'île d'Anticosti. 161 Figure 3.2. Valeurs des résultats du carbone organique (COT) et distribution géographique et stratigraphique des échantillons de surface analysés XVII sur l'île d'Anticosti. 162 Figure 3.3. Zonation des teneurs en carbone organique pour la surface de l'île d'Anticosti en fonction de la géologie. 163 Figure 3.4. Teneurs en carbone organique en fonction des résidus insolubles dans les échantillons de subsurface de l'île d'Anticosti. 166 Figure 3.5. Teneurs en carbone organique en fonction des résidus insolubles dans les échantillons de surface du nord-est de la Gaspésie. 169 Figure 3.6. Valeurs des résultats du carbone organique (COT) et distribution géographique et stratigraphique des échantillons de surface analysés dans le nord-est de la Gaspésie. 170 Figure 3.7. Zonation des teneurs en carbone organique pour la surface du nord-estde la Gaspésie en fonction de la géologie. 171 Figure 3.8. Teneurs en carbone organique en fonction du résidu insoluble dans les échantillons de subsurface du nord-est de la Gaspésie et dans les coupes de la Rivière au Renard et de la route 132, parc de Forillon. 176 Figure 3.9. Schéma de la morphologie d'un chitinozoaire. 217 Figure 3.10. Schéma simplifié de la morphologie d'un graptolite. 220 Figure 3.11. Schéma de la morphologie d'un scolécodonte. 225 Figure 3.12. Exemple schématique de la morphologie de l'hydrosome d'un hydroïde. 229 Figure 3.13 A et B. Abondances relatives des organoclastes dans les séries de surface de l'île d'Anticosti. 238 Figure 3.14 A et B. Abondances relatives des organoclastes dans les séries de subsurface de l'île d'Anticosti. 239 Figure 3.15 A et B. Abondances relatives des organoclastes dans les séries de surface du nord-est de la Gaspésie. 240 Figure 3.16 A et B. Abondances relatives des organoclastes dans les séries de subsurface du nord-est de la Gaspésie. 241 XVIII Figure 3.17. Zonation des valeurs de pouvoir réflecteur des chitinozoaires dans l'île d'Anticosti. 250 Figure 3.18. Zonation des valeurs de pouvoir réflecteur des scolécodontes dans l'île d'Anticosti. 251 Figure 3.19. Zonation des valeurs de pouvoir réflecteur des "PyTObItUmCs'1 dans l'île d'Anticosti. 252 Figure 3.20. Zonation des valeurs de pouvoir réflecteur des sphérulites (goutelettes) de bitume solide dans l'île d'Anticosti. 253 Figure 3.21. Profils des pouvoirs réflecteurs aléatoires moyens de la majorité des types d'organoclastes observés dans le puits LGPL. 257 Figure 3.22. Profils des pouvoirs réflecteurs aléatoires moyens de la majorité des types d'organoclastes observés dans le puits NACP. 258 Figure 3.23. Profils des pouvoirs réflecteurs aléatoires moyens de la majorité des types d'organoclastes observés dans le puits ARCO. 259 Figure 3.24. Profils des pouvoirs réflecteurs aléatoires moyens de la majorité des types d'organoclastes observés dans le puits LGCP. 260 Figure 3.25. Profils des pouvoirs réflecteurs aléatoires moyens de la majorité des types d'organoclastes observés dans le puits Sandtop. 261 Figure 3.26. Profils des pouvoirs réflecteurs aléatoires moyens de la majorité des types d'organoclastes observés dans les coupes de la route 132 du parc de Forillon et de Rivière au Renard (Appendice 6 E). 273 Figure 3.27. Profils des pouvoirs réflecteurs aléatoires moyens des types d'organoclastes observés dans Ie puits Gaspé Nord (Appendice 6 E). 274 Figure 3.28. Profils des pouvoirs réflecteurs aléatoires moyens de la majorité des types d'organoclastes observés dans le puits Douglas (Appendice 6 E). 275 Figure 3.29. Profils des pouvoirs réflecteurs aléatoires moyens de la majorité des types d'organoclastes observés dans le puits Malbaie (Appendice 6 E). 279 Figure 3.30. Profils des pouvoirs réflecteurs aléatoires moyens de la majorité des types d'organoclastes observés dans le puits Gaspé Sud (Appendice 6 E). 280 Figure 3.31. Profils des pouvoirs réflecteurs aléatoires moyens de la majorité des types d'organoclastes observés dans le puits Sunny Bank (Appendice 6 E). 281 Figure 3.32. Profils des pouvoirs réflecteurs aléatoires moyens de la majorité des types d'organoclastes observés dans le puits Blanchet (Appendice 6 E). 283 Figure 3.33. Profils des pouvoirs réflecteurs aléatoires moyens de Ia majorité des types d'organoclastes observés dans le puits York (Appendice 6 E). 288 Figure 3.34. Diagramme de variations des réflectances moyennes aléatoires de la semifusinite, de la pseudovitrinite, de la télocollinite et de la collorésinite (variables dépendantes) en fonction de la réflectance moyenne de la télinite (variable indépendante). 294 Figure 3.35. Diagramme de variations des valeurs logarithmiques des réflectances moyennes aléatoires des chitinozoaires et des scolécodontes (variables dépendantes) en fonction de Ia réflectance de la télinite (variable indépendante). 296 Figure 3.36. Diagramme de variations et équations des droites de régression entre le pouvoir réflecteur moyen aléatoire du "pyrobitume" (regroupement du bitume indéterminé et du pyrobitume) (A) et du pyrobitume (B) en fonction du pouvoir réflecteur moyen aléatoire de la télinite dans les Grès de Gaspé. 300 Figure 3.37. Diagramme de variations des valeurs logarithmiques des réflectances moyennes aléatoires du protobitume et du pyrobitume (variables dépendantes) en fonction de la réflectance de la télinite (variable indépendante), et en fonction de leur présence dans le Groupe des Calcaires Supérieurs de Gaspé ou dans le Groupe des Grès de Gaspé. 301 Figure 3.38. Zonation des pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite dans l'île d'Anticosti. 307 Figure 3.39. Zonation des pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite sur deux coupes géologiques dans l'île d'Anticosti. 310 Figure 3.40. Zonation des pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite dans le nord-est de la Gaspésie. 315 Figure 3.41. Zonation des pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite sur deux coupes géologiques dans le nord-est de la Gaspésie. 320 Figure 3.42. Coupe structurale hypothétique, à travers la faille du Bras Nord- Ouest, dans le seuil de Douglas, lors de l'enfouissement maximum des séries. 323 Figure 3.43. Zonation de l'indice d'hydrogène dans 111e d'Anticosti. 329 Figure 3.44. Zonation de l'indice d'oxygène dans l'île d'Anticosti. 330 Figure 3.45. Zonation du rapport des surfaces du pic du kérogène (RQ2) dans l'île d'Anticosti. 331 Figure 3.46. Zonation de température de craquage optimale des kérogènes (Tmax) dans l'île d'Anticosti. 332 Figure 3.47. Variations des valeurs du rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) en fonction de l'indice d'oxygène (IO) dans les échantillons de surface de l'île d'Anticosti. 334 Figure 3.48. Variations des valeurs du rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) en fonction de l'indice de production (IP) dans les échantillons de surface de l'île d'Anticosti. 335 Figure 3.49. Profils des résultats de pyrolyse en température programmée (Rock Eval) dans le puits LGPL, île d'Anticosti (Appendice 4B). 338 Figure 3.50. Profils des résultats de pyrolyse en température programmée (Rock Eval) dans le puits NACP, île d1 Anticosti (Appendice 4B). 339 Figure 3.51. Profils des résultats de pyrolyse en température programmée (Rock Eval) dans le puits ARCO, île d'Anticosti (Appendice 4B). 340 Figure 3.52. Profils des résultats de pyrolyse en température programmée (Rock Eval) dans le puits LGCP, île d'Anticosti (Appendice 4B). 341 Figure 3.53. Profils des résultats de pyrolyse en température programmée (Rock Eval) dans le puits Sandtop, île d'Anticosti (Appendice 4B). 342 Figure 3.54. Variations du rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) en fonction de l'indice de production (IP) dans les échantillons de subsurface de l'île d'Anticosti. 345 Figure 3.55. Niveaux de maturation thermique estimés à partir de l'indice d'hydrogène (IH) et de la température de craquage optimal du kérogène (Tmax) pour la seule roche mère à huile des séries de l'île d'Anticosti, la Formation de Macasty. 346 Figure 3.56. Zonation de l'indice d'hydrogène dans le nord-est de la Gaspésie. 348 Figure 3.57. Zonation de l'indice d'oxygène dans le nord-est de la Gaspésie. 349 Figure 3.58. Zonation du rapport des surfaces du pic du kérogène (RQ2) dans le nord-est de la Gaspésie. 350 Figure 3.59. Zonation de température de craquage optimale des kérogènes (Tmax) dans le nord-est de la Gaspésie. 351 Figure 3.60. Potentiel génétique des séries siluro-dévoniennes de surface du nord-est de la Gaspésie en fonction de leurs teneurs en carbone organique. 352 Figure 3.61. Rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) en fonction de l'indice de production (IP) dans les séries de surface du nord-est de la Gaspésie. 355 Figure 3.62. Distribution des fréquences des températures de craquage optimal du XXII kérogène (Tmax) dans les séries du nord-est de la Gaspésie. 358 Figure 3.63. Profils des résultats de pyrolyse en température programmée (Rock Eval) les coupes de Ia route 132 du parc de Forillon et de Rivière au Renard (Appendice 4D). 362 Figure 3.64. Profils des résultats de pyrolyse en température programmée (Rock Eval) dans le puits Gaspé Nord (Appendice 4D). 363 Figure 3.65. Profils des résultats de pyrolyse en température programmée (Rock Eval) dans le puits Douglas (Appendice 4D). 364 Figure 3.66. Profils des résultats de pyrolyse en température programmée (Rock Eval) dans le puits Malbaie (Appendice 4D). 365 Figure 3.67. Profils des résultats de pyrolyse en température programmée (Rock Eval) dans le puits Gaspé Sud (Appendice 4D). 366 Figure 3.68. Profils des résultats de pyrolyse en température programmée (Rock Eval) dans le puits Sunny Bank (Appendice 4D). 367 Figure 3.69. Profils des résultats de pyrolyse en température programmée (Rock Eval) dans le puits Blanchet (Appendice 4D). 369 Figure 3.70. Profils des résultats de pyrolyse en température programmée (Rock Eval) dans le puits York (Appendice 4D). 370 Figure 3.71. Potentiel génétique des séries siluro-dévoniennes de subsurface du nord-est de la Gaspésie et des séries cambro-ordoviciennes de surface et de subsurface, en fonction de leur teneur en carbone organique. 371 Figure 3.72. Rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) en fonction de l'indice de production (IP) dans les séries de subsurface du nord-est de la Gaspésie. 374 Figure 3.73. Variations du rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) en fonction de l'indice d'hydrogène (IH) dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé des séries de subsurface du nord-est de la Gaspésie. 376 Figure 3.74. Comparaison entre les distributions des fréquences de la température de craquage optimal du kérogène (Tmax) des séries de subsurface du nord-est de la Gaspésie et de l'île d1 Anticosti. 377 Figure 4.1. Zonation de l'indice d'aigu de l'illite sur préparation naturelle, fraction < 2 |im, dans l'île d'Anticosti. 381 Figure 4.2. Zonation de l'indice d'aigu de l'illite sur préparation glycolée, fraction < 2 |im,dans l'île d'Anticosti. 382 Figure 4.3. Zonation du pourcentage des interstratifiés illite /smectite, fraction < 2 Jim, dans l'île d'Anticosti. 383 Figure 4.4. Zonation du pourcentage de la chlorite, fraction < 2 Jim, dans l'île d'Anticosti. 384 Figure 4.5. Zonation du pourcentage de la corrensite, fraction < 2 |im, dans l'île d'Anticosti. 385 Figure 4.6. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction plus petite que 2 |im, dans le puits LGPL, île d'Anticosti (Appendice IIB). 386 Figure 4.7. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction comprise entre 2 et 16 (im, dans Ie puits LGPL, île d'Anticosti (Appendice 1 IB). 387 Figure 4.8. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction plus petite que 2 |im, dans le puits NACP, île d'Anticosti (Appendice 11 B). 388 Figure 4.9. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction comprise entre 2 et 16 Jim, dans le puits NACP, île d'Anticosti (Appendice 11 B). 389 Figure 4.10. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction plus petite que 2 {im, dans le puits ARCO, XXIV île d'Anticosti Appendice 1 IB). 390 Figure 4.11. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction comprise entre 2 et 16 ^im, dans le puits ARCO, île d'Anticosti Appendice IIB). 391 Figure 4.12. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction plus petite que 2 (im, dans le puits LGCP, le d'Anticosti (Appendice 1 IB). 392 Figure 4.13. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction comprise entre 2 et 16 Jim, dans le puits LGCP, île d'Anticosti (Appendice 1 IB). 392 Figure 4.14. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction plus petite que 2 u.m, dans le puits Sandtop, île d'Anticosti (Appendice IIB). 393 Figure 4.15. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction comprise entre 2 et 16 |im, dans le puits Sandtop, île d'Anticosti (Appendice 1 IB). 394 Figure 4.16. Variations des valeurs de l'indice d'aigu de l'illite sur préparations glycolées, fraction inférieure à 2 jxm, en fonction des valeurs sur préparations naturelles des données de surface (A) et de subsurface (B) de l'île d'Anticosti. 399 Figure 4.17. Variations des valeurs de l'indice d'aigu de l'illite entre la fraction granulométrique inférieure à deux micromètres (< 2|im) et la fraction comprise entre deux et seize micromètres (2-16 (im) pour les échantillons de surface (A) et de subsurface (B) de l'île d'Anticosti. 400 Figure 4.18. Variations des valeurs du rapport H002/H001 en fonction de l'indice d'aigu de l'illite dans la fraction fine (< 2 [im), dans les échantillons de surface de l'île d'Anticosti. Préparations naturelles (A) et glycolées (B). 402 Figure 4.19. Variations des valeurs du rapport H002/H001 en fonction de l'indice XXV d'aigu de l'illite dans la fraction fine (< 2 Jim), dans les échantillons de subsurface de l'île d'Anticosti. Préparations naturelles (A) et glycolées (B). 403 Figure 4.20. Diffractogramme théorique d'un échantillon contenant des interstratifiés illite-smectite longs, partiellement réguliers (facteur de portée = 0.5). 406 Figure 4.21. Paléogéographie de la plate-forme de HIe d'Anticosti entre l'Ordovicien supérieur et le Silurien moyen. 408 Figure 4.22.Variations des pourcentages relatifs en chlorite de la fraction argileuse des échantillons de la surface (A) et de la subsurface (B) de. l'île d'Anticosti. 410 Figure 4.23. Variations des valeurs du rapport H002/H001 de la fraction fine (< 2 um) de la chlorite en fonction des valeurs du rapport H002/H001 de la fraction grossière (comprise entre 2 et 16 \xm) des échantillons de surface et de subsurface de HIe d'Anticosti. 411 Figure 4.24. Variations des valeurs du rapportsH004/H003 de la fraction fine (< 2 (im) de la chlorite en fonction du rapport H004/H003 dé la fraction grossière (comprise entre 2 et 16 firn) des échantillons de surface (A) et de subsurface (B) de HIe d'Anticosti. 413 Figure 4.25. Valeurs moyennes par formation du rapport H004/H003 de la chlorite en fonction du rapport H002/H001 (préparations glycolées lorsque < 2 |im): A) de la fraction fine des argiles (< 2 \im) et B) de la fraction grossière (2-16 pm). 415 Figure 4.26. Variations des valeurs du rapport H002/H001 de la chlorite en fonction des teneurs en corrensite dans les échantillons de surface de l'île d'Anticosti. 419 Figure 4.27. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction plus petite que 2 jam, dans les coupes de la route 132 du parc de Forillon et de Rivière au Renard (Appendice 1 IC). 423 XXVI Figure 4.28. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction 2-16 |im, dans les coupes de la route 132 du parc de Forillon et de Rivière au Renard (Appendice 1 IC). 424 Figure 4.29. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction plus petite que 2 |xm, dans le puits Gaspé Nord (Appendicene). 425 Figure 4.30. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction 2-16 |im, dans le puits Gaspé Nord (Appendicene). 426 Figure 4.31. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction plus petite que 2 (im, dans le puits Douglas (Appendicene). 427 Figure 4.32. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction 2-16 (im, dans le puits Douglas (Appendicene). 428 Figure 4.33. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction plus petite que 2 jam, dans le puits Gaspé Sud (Appendicene). 429 Figure 4.34. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction 2 -16 |im dans le puits Gaspé Sud (Appendice 11 C). 430 Figure 4.35. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction plus petite que 2 Jim, dans le puits Sunny Bank (Appendice HC). 431 Figure 4.36. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction 2-16 Jim, dans le puits Sunny Bank (Appendicene). 432 Figure 4.37. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des XXVII rayons-X, fraction plus petite que 2 Jim, dans le puits York (Appendicene). 433 Figure 4.38. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction plus petite que 2 (im, dans le puits York (Appendice HC). 433 Figure 4.39. Variations des pourcentages relatifs d'illite (A) ou de Ia chlorite (B) dans la fraction grossière (2-16 (im) en fonction des pourcentages dans la fraction fine (< 2 (im) des argiles dans le nord-est de la Gaspésie. 436 Figure 4.40. Indice d'aigu de l'illite de la fraction inférieure à 2 (im (< 2 (im) sur préparations glycolées (A) et indice d'aigu de l'illite de la fraction comprise entre 2 et 16 (im (2 - 16 |im) sur préparations naturelles (B), toutes les deux en fonction de l'indice d'aigu de l'illite de la fraction inférieure à 2 (im sur préparations naturelles du nord-est de la Gaspésie. 439 Figure 4.41. Variations des valeurs du rapport H002/H001de la fraction grossière (2 -16 (im) de l'illite en fonction de celles du rapport H002/H001 de la fraction fine (< 2 (im) pour les préparations naturelles des échantillons de subsurface du nord-est de la Gaspésie. 442 Figure 4.42. Variations des valeurs du rapport H002/H001 de la fraction grossière (2 -16 um) de la chlorite en fonction de celles du rapport H002/H001 de la fraction fine (< 2 ^m), sur des préparations naturelles (A) ou glycolées (B), des échantillons de subsurface du nord-est de la Gaspésie. 446 Figure 4.43. Variations des valeurs du rapport H004/H003 de la fraction grossière (2 -16 (im) de la chlorite en fonction de celles du rapport H004/H003 de la fraction fine (< 2 (im), sur des préparations naturelles (A) ou glycolées (B), des échantillons de subsurface du nord-est de la XXVIII Gaspésie. 447 Figure 4.44. Valeurs individuelles du rapport H004/H003 de la chlorite en fonction decelles du rapport H002/H001 sur préparations naturelles: A) fraction fine des argiles (< 2 |im) et B) fraction grossière (2-16 um). 450 Figure 4.45. Valeurs individuelles du rapport H004/H003 de la chlorite en fonction du rapport H002/H001 sur préparations saturées au glycol d'éthylène, pour la fraction fine des argiles (< 2 |im). 451 Figure 4.46. Valeurs moyennes par formation du rapport H004/H003 de la chlorite en fonction du rapport H002/H001. 453 Figure 5.1. Température de craquage optimal du kérogène (Tmax) en fonction du pouvoir réflecteur estimé de la télinite (R0). 458 Figure 5.2. Rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) en fonction du pouvoir réflecteur estimé de la télinite (R0). 461 Figure 5.3. Indice de production (IP) en fonction du pouvoir réflecteur estimé de la télinite (R0). 462 Figure 5.4 Indice d'hydrogène (IH), en mg hydrocarbures/g de carbone organique, en fonction du pouvoir réflecteur estimé de la télinite (R0). 464 Figure 5.5 Indice d'aigu de l'illite sur préparations naturelles en °20 (IAN), en fonction du pouvoir réflecteur estimé de la télinite (R0) pour les échantillons de surface et de subsurface de l'île d'Anticosti et de subsurface du nord-est de la Gaspésie (n « 168). 466 Figure 6.1. Variations du potentiel génétique, en kg hydrocarbures par tonne de roche, (A) et de l'indice d'hydrogène, en mg hydrocarbures par gramme de carbone organique, (B) en fonction du pouvoir réflecteur estimé de la télinite dans la Formation de Macasty. 475 Figure 6.2. Variations de l'indice de production total en hydrocarbures (IP1) en fonction du pouvoir réflecteur estimé de la télinite (R0) dans la XXIX Formation de Macasty. 480 Figure 6.3. Variations de l'indice de migration (IM), ou expulsion de la roche mère, en fonction du pouvoir réflecteur estimé de la télinite (R0) dans la Formation de Macasty. 481 Figure 6.4. Histoire de l'enfouissement et de la maturation thermique de la Formation de Macasty. 492 LISTE DES TABLEAUX Tableau 1.1. Indicateurs et zones de maturation thermique en fonction des puits ARCO Anticosti no 1 (A), NACP Anticosti no 1 (B), Sandtop (C) et des coupes de surface sur l'île d'Anticosti (D), d'après DVRS- Pétrole 1974,1976 et Petryk 1981 d. 47 Tableau 1.2. Comparaisons entre les valeurs des indices de coloration des conodontes et des acritarches, pour les diverses zones de transforma- tion des matières organiques dispersées (MOD) en fonction de la maturation thermique et des hydrocarbures associés. 55 Tableau 1.3. Indicateurs et zones de maturation thermique des puits York (A), Sunny Bank (B), Gaspé Sud (C), Gaspé Nord (D), Douglas (E), Tar Point (F), les coupes de Forillon et de rivière au Renard (G) et dans les séries cambro-ordoviciennes de la Ceinture taconique (H), d'après INRS-Pétrole 1972, Sikander et Pittion 1978, Islam et al. 1982 et INRS-Géoressources 1983. 101 Tableau 1.4. Codes des zones de maturation thermique assignés par unité stratigraphique en fonction des données des tableaux 3 A à H, d'après les échelles de la figure 7. 107 Tableau 2.1. Equations de la régression multiple expliquant les valeurs de l'indice d'hydrogène (IH) en fonction des rapports atomiques H/C et O/C et carrés des coefficients de corrélations simple (r2) pour une variable indépendante (H/C) et multiple (R2) pour deux variables indépendantes (H/C et O/C). 149 Tableau 2.2. Indices d'hydrogène et d'oxygène m0yens (^m et K>m) par unité stratigraphique, rapports atomiques moyens estimés: WCm (éq. 2.3) et 0/Cm (éq. 2.6) et indices d'hydrogène moyens ^0165: IHm (0/c=0) lorsque chaque rapport atomique m0yen estimé 0/Cm est supposé égal à zéro (éq. 2.3). 152 Tableau 3.1. Teneurs moyennes en résidu insoluble et en carbone organique dans la roche totale pour les formations observées en surface sur l'île d'Anticosti. 164 Tableau 3.2. Teneurs moyennes en résidu insoluble et en carbone organique dans la roche totale pour les unités stratigraphiques observées en subsurface sur l'île d'Anticosti. 167 Tableau 3.3. Teneurs moyennes en résidu insoluble et en carbone organique dans la roche totale pour les formations observées en surface dans le nord-est de la Gaspésie. 172 Tableau 3.4. Teneurs moyennes en résidu insoluble et en carbone organique dans la roche totale pour les formations observées en subsurface dans le nord-est de la Gaspésie et dans les coupes de la Rivière-au- Renard et de la route 132, parc de Forillon. 177 Tableau 3.5. Paramètres des équations des axes majeurs entre le logarithme du pouvoir réflecteur moyen de la télinite (X) et le logarithme du pouvoir réflecteur moyen des autres phytoclastes (Y). 295 Tableau 3.6. Paramètres des équations des axes majeurs entre le logarithme du pouvoir réflecteur moyen de la télinite (X) et le logarithme du pouvoir réflecteur moyen des zooclastes (Y). 296 Tableau 3.7. Paramètres des équations des axes majeurs entre le logarithme du pouvoir réflecteur moyen de la télinite (X) et le logarithme du pouvoir réflecteur moyen des bitumes solides (Y). 299 Tableau 3.8. Paramètres des équations des axes majeurs entre le logarithme du pouvoir réflecteur moyen des chitinozoaires (X) et le logarithme du pouvoir réflecteur moyen des graptolites, des scolécodontes et du pyrobitume dans les séries calcaires (Pyrobit. cale.) (Y). 304 Tableau 3.9. Paramètres des équations permettant de calculer le pouvoir réflecteur équivalent de la télinite à partir du pouvoir réflecteur d'un organo- XXXII claste autre que la téìinite. 305 Tableau 3.10. Valeurs des coefficients "R2" employées dans l'équation 3.19, pour le calcul du pouvoir réflecteur estimé moyen de la télinite (Appendice 9A et B). 308 Tableau 3.11. Paramètres des droites de régression entre le logarithme du pouvoir réflecteur estimé de la télinite et la profondeur des échantillons dans les puits de l'île d1 Anticosti. 311 Tableau 3.12. Paramètres des droites de régression entre le logarithme du pouvoir réflecteur estimé de la télinite et la profondeur des échantillons dans les puits du nord-est de la Gaspésie. 318 Tableau 4.1. Valeurs moyennes par formation des variables des argiles de surface et de subsurface de l'île d'Anticosti. 398 Tableau 4.2. Valeurs moyennes par formation des variables des argiles de la subsurface du nord-est de la Gaspésie (Appendice HC). 435 Tableau 6.1. Capacité totale actuelle en hydrocarbures de la Formation de Macasty. 473 Tableau 6.2. Quantité potentielle initiale et totale en hydrocarbures de la Formation de Macasty et autres variables sur les quantités produites par la roche mère ou expulsées de celle-ci. 478 Tableau 6.3. Profondeur d'enfouissement et estimation de la température atteinte dans la Formation de Macasty du puits ARCO. 489 Tableau 7.1. Table de corrélation entre le pouvoir réflecteur estimé d'une vitrinite, à partir de l'équation de Jacob et al. (1985), et le pouvoir réflecteur des principaux zooclastes observés dans l'île d'Anticosti. 507 Tableau 7.2. Table de corrélation entre le pouvoir réflecteur de la télinite et le pouvoir réflecteur de deux types de pyrobitume et des principaux zooclastes observés dans l'île d'Anticosti et dans la Gaspésie. 509 XXXIII LISTE DES PLANCHES Planche 1. Les "niveaux charbonneux" du nord-est de la Gaspésie. 185 Planche 2. Les inertinites. 188 Planche 3. Les télinites; comparaison entre calcaires et grès. 192 Planche 4. Les "herbacés" et leurs produits d'altération. 197 Planche 5. Résinites et "herbacés". 201 Planche 6. Spores et algues. 210 Planche 7. Chitinozoaires et hydroïde de l'île d'Anticosti. 214 Planche 8. Chiünozoaires du nord-est de la Gaspésie. 216 Planche 9. Graptolites et scolécodontes. 224 Planche 10. . Scolécodontes et organoclastes indéterminés. 228 Planchell. Les bitumes solides. 234 XXXIV LISTE DES APPENDICES Appendice 1. CODES DES UNITES STRATIGRAPfflQUES. 548 A - De d'Anticosti B - Nord-est de la Gaspésie Appendice 2. Tableau des résultats analytiques servant à déterminer l'effet d'échelle de l'appareil "Rock Eval" sur la surface des pics P2 et P3 du pyrogramme. 550 Appendice 3. Comparaison des résultats de pyrolyse programmée entre les analyses faites sur les échantillons de roche brutes et les résidus insolubles (échantillons decarbonates) des même échantillons. 552 Appendice 4. Tableaux des résultats de la pyrolyse en programmation de température pour les échantillons: 554 A - de surface de l'île d'Anticosti, B - de subsurface de l'île d'Anticosti, C - de surface du nord-est de la Gaspésie et D - de subsurface du nord-est de la Gaspésie. Appendice 5. Comparaison des résultats de la pyrolyse programmée avec les données d'analyses élémentaires (CHON), pour les mêmes échantillons. 567 Appendice 6. Réflectance de la matière organique. 569 Appendice 7. Cartes des valeurs de pouvoirs réflecteurs en fonction de la stratigraphie 595 Appendice 8. Table de corrélation des pouvoirs réflecteurs des organoclastes à tous les intervalles de la réflectance de la télinite de 0.05 pour-cent. 607 Appendice 9. Estimation en terme de pouvoir réflecteur de la télinite des réflectances moyennes aléatoires des principaux organoclastes. 609 Appendice 10. Distribution stratigraphique des résultats analytiques des principaux XXXV indicateurs de la pyrolyse en programmation de température (Rock Eval). 620 Appendice 11. Tableaux des résultats de analyses des argiles par diffraction des rayons-X sur préparations naturelles et saturées au glycol pour les échantillons: 629 A - de surface de l'île d'Anticosti, B - de subsurface de l'île d'Anticosti, C - de subsurface du nord-est de la Gaspésie. Appendice 12. Distribution stratigraphique des résultats d'analyses d'argiles par diffraction des rayons-X sur des préparations naturelles ou glycolées, dans l'île d'Anticosti. 638 A - Indice d'aigu de l'illite sur préparation naturelle, B - Indice d'aigu de l'illite sur préparation glycolée, C - % interstratifiés illite / smectite, fraction < 2(i, D- % de la chlorite, fraction < 2ji, E- % de la corrensite, fraction < 2ji. Appendice 13. Calculs des valeurs du niveau de métamorphisme organique (Gretener, 1981: LOM = Level of Organic Metamophism), des valeurs correspondantes de l'indice d'altération température-temps (Waples, 1980: TTI = Time-Temperature Index) et des valeurs de pouvoir réflecteur de la vitrinite équivalent (d'après Waples, 1980) pour des niveaux stratigraphiques précis: dans un puits de Hie d'Anticosti: 644 (A) dans un puits de l'île d'Anticosti et (B) dans un puits du nord-est de la Gaspésie XXXVI ANNEXE Annexe 1. Manuscrit de la publication intitulé "CHITINOZOAN, GRAPTOUTE AND SCOLECODONT REFLECTANCE AS AN ALTERNATIVE TO VITRINITE AND PYROBITUMEN REFLECTANCE IN PRE-DEV0N1AN SEQUENCES, ANTICOSTI ISLAND, QUEBEC, CANADA". 647 1 RESUME Les séries sédimentaires du Paléozoïque inférieur de l'île d'Anticosti. et du nord-est de la Gaspésie se sont formées sur les bords de l'océan Iapétus (Proto-Atlantique). Cette marge continentale est détruite par la fermeture de cet océan à la fin de l'Ordovicien moyen, lors de l'Orogénie taconienne. Après l'érosion des reliefs taconiques, la sédimentation reprend dans des bassins intra-cratoniques, depuis l'Ordovicien supérieur jusqu'au Dévonien moyen. Les séries taconiennes et les sédiments de plate-forme post-ashgilliens sont remobilisés au Dévonien moyen par l'Orogénie acadienne. L'île d'Anticosti compte neuf formations, d'âge Ordovicien moyen à Silurien inférieur. Ces roches sont typiques d'environnements de dépôts de plate-forme marine peu à moyennement profonde. La Formation de Macasty et le membre I de la Formation de Vauréal font exception. Ces formations d'environnements de dépôts profonds, de type bassin intra-cratonique, ont sédimenté lors de l'Orogénie taconienne et dans une courte période qui suit l'orogénie. Cette plate-forme, pentée vers Ie sud-ouest, est disséquée en escalier par des failles normales. Le nord-est de la Gaspésie compte vingt-deux formations. La sédimentation pré-taconienne a eu lieu au pied du talus continental de l'océan lapetus. La sédimentation siluro-dévonienne s'est faite sur une plate-forme agrandie par accretion lors l'Orogénie taconienne et disséquée en bassins intra-cratoniques. Les environnements de dépôts couvrent tout le spectre entre la bordure de plate-forme marine et les milieux de dépôts fluviatiles. Toute la pile sedimentale, y compris les séries taconiennes, est plissée, faillée et chevauchée de façon complexe par l'Orogénie acadienne. L'absence d'indicateur standardisé fait obstacle à l'évaluation de la maturation thermique des strates ordoviciennes et siluriennes de la plate-forme de l'île d'Anticosti. En Gaspésie, malgré la présence d'un indicateur de rang standardisé (la vitrinite) dans les formations d'environnements de dépôts paraliques ou continentaux, son absence dans les séries marines siluro-dévoniennes demeure le problème majeur des auteurs antérieurs pour évaluer la maturation thermique de ces séries. 2 Un échantillonnage visant à minimiser les effets lithologiques locaux est effectué dans les deux régions, tant dans les séries de surface que de subsurface (~ 400 échantillons). Quatre méthodes d'analyses sont retenues: a) la pétrographie et la réflectance des matières organiques, qui permettent d'évaluer la nature et la qualité de la matière organique dispersée, b) la combustion de la matière organique, pour obtenir le contenu en carbone organique des séries, c) la pyrolyse en température programmée (Rock Eval) des résidus insolubles à l'acide chlorhydrique, pour évaluer le potentiel roche mère des séries, et d) la diffraction des rayons-X des argiles. Une nouvelle méthode de préparation pétrographique de la matière organique dispersée est utilisée. Cette méthode maximise le nombre de mesures de réflectance qui peuvent être prises sur de très petits concentrés de matière organique et permet une identification plus précise des organoclastes présents parce qu'elle rend possible l'observation de la matière organique en lumière transmise, en lumière réfléchie et sous excitation pour I'autofluorescence. La matière organique est un mélange de plusieurs variétés d'organoclastes, réunis en 12 groupes dans l'île d'Anticosti et 21 groupes dans la Gaspésie: a) les environnements continentaux ou paraliques sont riches en phytoclastes et en "herbacés" (Gaspésie). Les teneurs en carbone organique y sont variables. b) Les environnements marins très proximaux sont enrichis en algues et en scolécodontes selon la prédominance du calcaire ou des siliciclastiques dans les séries. Les teneurs en carbone organique y sont faibles et positivement corrélées au pourcentage des siliciclastiques. c) Les environnements de plate-forme plus distaux sont caractérisés par l'abondance des chitinozoaires et la présence de quelques graptolites. Ces milieux de dépôts sont plus riches en carbone organique que les environnements proximaux précédents. 3 d) Les graptolites et Ia matière organique amorphe dominent les milieux les plus éloignés des côtes. Ces environnements de dépôts donnent les roches les plus riches en carbone organique. La maturation thermique détermine la proportion des différents bitumes solides. Par rapport au protobitume et à l'exsudatinite, le pyrobitume est d'autant plus abondant que la maturation thermique est avancée. La réflectance des chitinozoaires, des graptolites ou des scolécodontes peut servir d'indicateur de la maturation thermique et remplacer celle de la vitrinite comme index de rang. Dans la gamme des valeurs comprises entre 0.5 et 2.0 pour-cent, le pouvoir réflecteur des chitinozoaires est très semblable à celui de la télinite, l'espèce de vitrinite. utilisée dans nos travaux comme référence. L'écart entre la réflectance des chitinozoaires et celle de la vitrinite est inférieur à 5 pour-cent relatif. Dans le même intervalle de pouvoir réflecteur, la réflectance des graptolites est inférieure de 10 pour-cent de celle de la télinite. D'autre part, les scolécodontes ont un pouvoir réflecteur qui voisine davantage celui des exinites. L'écart entre la réflectance de la télinite et celle des scolécodontes diminue avec l'augmentation de la maturation thermique. Une table d'équivalence entre le pouvoir réflecteur des zooclastes et de celui la télinite est suggérée. La zonéographie des valeurs de pouvoir réflecteur estimé de la télinite dans HIe d'Anticosti démontre que toutes les séries de la surface sont dans la fenêtre à huile potentielle. En subsurface, les zones d'isovaleurs de la réflectance sont subparallèles à la surface et recoupent les contacts lithologiques. Plus de 75 pour-cent du lithotope est propice à la conservation des hydrocarbures liquides. Dans le nord-est de la Gaspésie, l'évolution thermique de la région est caractérisée par: a) le plissement, le déplacement et le dédoublement des surfaces d'isoréflectance, b) la réapparition à la surface des séries taconiennes, profondément enfouies et ¦ supramatures, c) des migrations tardives d'hydrocarbures qui, après altération, donnent des bitumes t solides au pouvoir réflecteur inférieur à celui de la matière organique autochtone, 4 d) des variations importantes des gradients de réflectance, causées par la présence de hauts structuraux pré-silurien, formés de roches métamorphiques et ignées, plus caloporteuses que les séries siluro-dévoniennes. Des remaniements de matière organique produisent des gradients de réflectance négatifs en fonction de l'enfouissement des séries dans plusieurs puits et en surface. En surface, les grès de la Formation de York River du centre du synclinal de la rivière York sont les séries les moins matures. Ils appartiennent au début de la fenêtre à huile potentielle. Les strates siluro-dévoniennes les plus évoluées sont trouvées dans le coeur de l'anticlinal de la rivière Saint-Jean. En subsurface, les séries siluro-dévoniennes peuvent atteindre Ia zone supramature à gaz sec. Les séries cambro-ordoviciennes de la Ceinture laconique, au nord de la région, sont supramatures. A l'exception d'un échantillon, leur rang est plus élevé que toutes les séries siluro-dévoniennes étudiées, même celles provenant de la base du sondage le plus profond. Il est mis en évidence que la technique de la pyrolyse en température programmée (Rock Eval) est hypothéquée par au moins cinq causes d'erreurs dans les roches carbonatées et pauvres en matière organique: a) la non-linéarité de l'appareil pour répondre à la quantité d'hydrocarbures produite par la pyrolyse, b) la décomposition des carbonates par la chaleur, c) l'absorbtion des hydrocarbures par la matière minérale, d) la diminution de la réponse des hydrocarbures en fonction de Ia quantité d'oxygène, e) la production d'hydrocarbures secondaires à partir des bitumes solides. L'utilisation de courbes d'étalonnage et de standards internes, la pyrolyse du résidu insoluble plutôt que de la roche brute, réduisent les quatre premières sources d'erreurs. Aucune solution définitive ne résout la cinquième difficulté. Malgré ces sources d'erreurs et les effets combinés de Ia lithologie, des milieux de dépôts et de la maturation thermique sur les résultats de la pyrolyse en température programmée, cette technique corrobore les résultats de la réflectance de la matière organique. 5 Le Rock Eval permet de préciser que la Formation de Macasty (île d'Anticosti) est le seul Iithotope (560 km3) ayant un potentiel pétroligène important (22 x 106 tonnes d'hydrocarbures/km3). Les données de la géologie, de la zonéographie de la maturation thermique et les résultats de la pyrolyse en température programmée permettent d'estimer que ce corps sédimentaire a produit l'équivalent de plus de 100 milliards de barils d'hydrocarbures durant son histoire géologique. Les trois-quarts de la production (= 75 x 109 barils) ont été expulsés de la roche mère. Le potentiel résiduel actuel de Ia Formation de Macasty est estimé à un peu plus de 100 milliards de barils d'hydrocarbures, dont 75 x 109 barils restent à produire (25 x 109 barils d'hydrocarbures sont emprisonnés dans la roche mère). En Gaspésie, quelques horizons de "boghead" apparemment discontinus dans les Grès de Gaspé et des zones diffuses dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé sont très localement des roches mères dont le potentiel à huile est supérieur à celui de la Formation de Macasty (41 x 106 tonnes d'hydrocarbures/km3). Toutefois, les données actuelles ne permettent pas d'évaluer avec précision le volume de ces roches mères et d'en quantifier le potentiel en hydrocarbures. Les assemblages argileux et la composition chimique des phyllosilicates, estimés par la diffraction des rayons X de préparations orientées, sont surtout influencés par l'héritage, le chimisme des environnements de dépôts et la diagenèse précoce et tardive. Quoique l'influence de la maturation thermique sur les argues soit légèrement perceptible dans les séries de la Gaspésie et de l'île d'Anticosti, il n'est pas possible de corroborer ou d'infirmer les résultats sur la maturation thermique déterminés par la réflectance de Ia matière organique avec les minéraux argileux. Dans l'île d'Anticosti, la maturation thermique due à l'enfouissement des séries est post- tectonique. La majorité des hydrocarbures générés et expulsés de la Formation de Macasty, l'ont été entre le début du Silurien et la fin du Dévonien inférieur, c'est-à-dire avant l'Orogénie acadienne. Depuis le Dévonien moyen, une épaisseur de 1.5 à 3 km de strates fut érodée. Dans le nord-est de Ia Gaspésie, un modèle température-temps suggère que la génération des hydrocarbures pré-date l'Orogénie acadienne dans la partie basale des séries (Groupe de 6 Chaleurs) mais qu'elle est en partie syn- et post-orogénique dans la partie supérieure (sommet des Calcaires Supérieurs de Gaspé et Grès de Gaspé). 7 REMERCIEMENTS Je tiens à remercier ici les professeurs, collègues et mon épouse qui m'ont aidé à réaliser ce travail: - le Professeur Bernard Kubier, de l'Université de Neuchâtel, pour m'avoir fait l'honneur d'être le président du jury et le directeur de cette thèse, pour être le principal instigateur de ce projet, pour son dévouement et pour n'avoir appuyé tant du point de vue scientifique que personnel et financier tout au long de ce travail. - le Professeur Yvon Héroux, de l'INRS-Géoressources, pour m'avoir formé à la pétrographie et à la géochimie de la matière organique, pour être un dès instigateurs du projet et avoir co-dirigé cette thèse, pour le temps consacré à la discussion et à la critique des manuscrits et pour le support financier qu'il m'a accorder à partir de ses subventions de recherches. - le Docteur Michael Keen, pour avoir accepté d'être le membre externe du jury de cette thèse et pour sa critique et ses suggestions très constrictives. - le Professeur Francis Persoz, de l'Université de Neuchâtel, pouravoir accepté d'être le membre interne du jury de cette thèse, pour ses critiques sur ma thèse et pour le temps consacré aux discussions et aux comparaisons sur les argiles. - le Professeur Michel Desjardins, de l'INRS-Géoressources, pour être l'instigateur de ce doctorat, en tant que directeur de l'INRS-Pétrole et premier directeur de l'INRS- Géoressources. - le Professeur Aicha Achab, de l'INRS-Géoressources, pour son aide à l'identification des palynomorphes et pour le support financier qu'elle m'a accordé avec ses subventions de recherches. - le Directeur de l'INRS-Géoressources, le Dr. Robert Lamarche, pour avoir poursuivit le support que m'avait accorder son prédécesseur. - Monsieur Jean-Claude Bérubé, pour avoir réalisé les préparations pétrographiques de la matière organique et avoir mis au point la technique de préparation employée. 8 - Monsieur André Chagnon, pour m'avoir partagé son expérience sur la géologie des argiles au cours de nos nombreuses discussions et avoir critiqué le chapitre sur la minéralogie des argiles. - Monsieur René Dessureault, pour avoir réalisé les diffractogrammes rayons-X des argiles. - Monsieur Real Gosselin, pour avoir réalisé les analyses du carbone organique et les analyses de la pyrolyse en température programmée (Rock Eval) et avoir beaucoup travaillé sur l'amélioration de la technique de Ia pyrolyse. - Monsieur Marc Greendale, qui a participé à la préparation des échantillons et fait les dissolutions pour obtenir les concentrés de matière organique. - Monsieur André Hébert, pour avoir participé à l'échantillonnage sur le terrain et pour les idées originales de la préparation pétrographique utilisée dans ce projet. - Madame Luce Dubé et Monsieur Yvon Houde pour avoir réalisé une partie des dessins. - Madame Lise Michard, pour Ie travail de secrétariat. - Madame Odile Dallaire, mon épouse, pour avoir lu les manuscrits et suggéré des corrections. Cette thèse a été réalisée grâce au soutien financier du Conseil national de la recherche du Canada (subventions A-4251 et A-4226), du Fond pour la formation de chercheurs et l'aide à la recherche (subvention EQ-1124), de l'Institut national de la recherche scientifique, Université du Québec, et de l'Institut de géologie de l'Université de Neuchâtel, Suisse. Une partie des échantillons proviennent du ministère de l'Energie et des Ressources du Québec 1. INTRODUCTION ET TRAVAUX ANTERIEURS 9 1.1 INTRODUCTION 1.1.1 Préambule L'étude des bassins sédimentaires par une approche systéraique est de plus en plus nécessaire en géologie. La compréhension de l'évolution de la diagenèse thermique dans un empilement sédimentaire fait partie de l'ensemble des connaissances que l'on peut acquérir par cette approche. Ces connaissances peuvent conduire à suggérer un modèle de l'histoire thermique et permettre de mieux évaluer le potentiel économique d'un bassin. Les recherches sur la diagenèse thermique ont connu un grand essor dans les deux dernières décennies. Malgré les succès remportés dans ce domaine, qui ont confirmé l'origine organique des hydrocarbures et orienté l'exploration pétrolière dans cet esprit, beaucoup de choses restent à faire pour accroître la fiabilité de cette discipline. En particulier, il reste: a) à améliorer les techniques d'analyse, b) à étalonner les indicateurs de maturation thermique et c) à intégrer véritablement les résultats de maturation thermique aux schémas d'évolution sédimentologique et structurale des bassins. Ce dernier objectif est d'autant plus nécessaire, que la maturation thermique d'une roche intègre, à la fois, les effets: a) des températures atteintes au cours de l'histoire géologique du bassin, et b) des temps de résidence de la matière organique à ces températures. Ces difficultés ont d'ailleurs orienté, dans la dernière décennie, une partie de la recherche sur la maturation thermique sur la voie du déterminisme (Lopatin, 1971; Tissot et Espitalié, 1975). Des lois empiriques, déduites à partir d'expérimentations sur des roches "types" en laboratoires, et des lois de physique simples sont intégrées dans des modèles mathématiques, appliqués à l'évolution des bassins sédimentaires (Durand et al., 1983). 10 U 3 .CT" 'O N O MU *ë3 Cu 3 «j e (U O iS O. O. ed « c3 Xï 3 V) a> I "S, D •a d C5 3 4 3 3 ^ C4 C4 2 2 2 2 C3 C3 C2 C2 Cl C1 1 1 sh. i 1 SILURIEN INF. (Gr. R. Hudson) B11 RICHMONDIEN Fm Carteton B11 Fm Vauréal RICHMONDIEN Fm Vauréal R English Head et Vauréal E.H RICHMONDIEN Fm Vauréal Fm Vauréal ¦j- supérieur 5 4 ASHGILLIEN Fm Vauréal B10 B10 5 B9 B9 3 B8 B8 B7 B7 B6 B6 4 B5 B5 3 2 T" B4 B4 inférieur 2 1 B3 B3 B2 B2 B1 B1 A6 English Head A6 English Head English Head _5_ 4 I 1 A5 A5 A4 A4 A3 A3 A2 A2 A1 A1 I Lorr. E.H. sh. gris Macasty B. Shale CAR. Tr. Utica Mty EDEN Fm Mty FIGURE 1.2 18 Figure 1.2. Historique de la nomenclature stratigraphique1 dans l'île d'Anticosti. Modifié de Pctryk (198If). 1 Abréviations: Richardson, 1857, Billings, 1857, Logan, 1863: Gr. = groupe; Al à F4 = Divisions Al à F4. Schlichen et Twenhofel, 1910, Twenhofel 1914: Macasty B. Shale = Macastey Black Shale; Al à F4 = Divisions Al à F4; Fm = Formation. Twenhofel, 1921: 1 à 12 = Zones 1 à 12. Twenhofel, 1928: Fm Bec. = Formation de Becscie; 1 à 10 = Zones 1 à 10. Bolton, 1961: sh. = shale; E. H. = Formation d'English Head. Roliff, 1968 et/ou Riva, 1969: CAR. = Caradocien; ASH. = Ashgillien; Tr. = Groupe de Trenton; Lorr. = Groupe de Lorraine; Mty = Formation de Macasty; E. H. = Formation d'English Head. Bolton, 1972: EDEN = Edennien; Fm Mty = Formation de Macasty; sh. gris = shale gris-vert; E. H. = facies d'English Head; 1 à 6 = membre informel 1 à 6; Z = Zone à Zygospirella; Ps = Zone à Phaenopora superba; Zp = Zone à Zygobwsa praecwsor, Fg = Zone à Fenestrirostra glacialis; Hj = Zone à Hyattìdìna junea; Ta = Zone à Triplecia anticostiensis; D = Zone à Dalmanùes; M = Zone à Monograptus; Af = Zone à Amphicyrtoceras futile; Zd = Zone à Zygobolga decora; CP = Zone à Costistricklandia - Porpites. Petryk, 1981 f et Lespérance, 1985: 1 à 7 = membres informels l à 7; Lg = langue. LU Q O CC LLI UJ LX LJJ ETAGES PLATE-FORME DU SAINT-LAURENT péninsule du Niagara région de Montréal îles d'Anticost et de Mingan APPALACHES nord-est de la Gaspésie ALfTOCHTONE ouest de Terre-Neuve LLJ 9 UJ Q LU CC CO Z LLj g > 2 OC O LLj ÛC CQ < O DC UJ tr LJJ I ü O LU Z 5 Q. 2 < x Ü ERIANIEN gr Onondaga IMlMlIiMMMMl ULSTERIEN m Bois Franc HELDERBER- GIEN 11111 m 11 n it fm Oriskany CAYUGIEN fm Bertie fm Salina fms Guelph et Eramosa NIAGARIEN gr Lockport gr JÎÏÏÏÏT ClintO^LLLLU gr. Cataract ALEXANDRIEN GAMACHIEN RtCHMONDIEN fm Queenston MAYVlLLlE N EDENNEN gr Nottawasaga MOHAWKIEN - 8 CO BOLARIEN CHAZYEN CANADIEN DT UJ LT LU CL -D OO TREMPEA- LEAUIEN CO CO m CT FRANCONIEN DRESBACHIEN Trenton gr Black River gr Postdam brèche île St-Hélène gr Queenston gr Lorraine gr Utica gr Trenton gr Black River . 1111 m 111 u i rn gr Chazy INIiIlIIIII gr Beekmantown gr Postdam gr d'Anticosti gr Jolliet gr Utica gr Chazy gr Beekmantown gr Grès de Gaspé gr Cale. Sup. de Gaspé gr Chaleurs fm Clam Blank gr Matapédia Long Point Mainland Sand. Cape Cormoran fm Table Head gr Québec gr Saint-George fm l Petit Jardin FIGURE 1.3 20 1.2 GEOLOGE DE L'ILE D'ANTICOSTI * 1.2.0 Revue de la littérature Les premières études stratigraphiques et paléontologiques de l'île d'Anticosti datent du milieu du siècle dernier (Richarson, 1857; Billings, 1857; Logan, 1863) (Fig. 1.2). Richardson proposa 6 divisions (A à F) et 55 sous-divisions lithologiques pour la série de l'île d'Anticosti. Billings assigna au Silurien inférieur (Groupe de l'Hudson River ) deux de ces divisions et au Silurien supérieur (Groupe d'Anticosti) les quatre autres. Les divisions C et D comblaient la lacune biostratigraphique entre le Groupe d'Hudson (Cincinnatien) et le Groupe de Clinton (Fig. 1.3), de l'état de New York et des environs. Logan (1863), eut l'idée de superposer à Ia stratigraphie de Richardson la liste des fossiles caractéristiques de chaque division. Presque cinquante ans plus tard, Schuchert et Twenhofel (1910) et Twenhofel (1914) révisent la géologie et la stratigraphie des îles de Mingan et d'Anticosti. Hs attribuent au système Ordovicien et à la Formation de Macasty (alors Macastey Black Shale) des blocs de shales bitumineux provenant de séries cachées sous le détroit de Jacques- Cartier. Les divisions A et B de Richardson (1857), à la base de la série sur l'île d'Anticosti, sont respectivement appelées Formation d'English Head et de Carleton (Fig. 1.2). Sus-jacent à ces formations du Richmondien, un nouvel étage en Amérique, le Figure 1.3. Corrélations stratigraphiques2 entre les séries de l'île d'Anticosti, du nord-est de la Gaspésie et celles des autres provinces géologiques de l'est et du centre du Canada. Adapté de Clark et al. (1972), Kobluk et Brookfïeld (1982), Poole et al. (1970) et James et Stevens (1982). 1 Abréviations: MOY. = moyen, gr = Groupe, fm = Formation, Cale. Sup. de Gaspé = Calcaires Supérieurs de Gaspé, Mainland Sand. = Formation de Mainland Sandstone, Cape Cormorant = Formation de Cape Cormorant. 21 Gamachien, est reconnu. Il est représenté par les niveaux de calcaires et de shales de Ia Formation d'Ellis Bay. Les autres divisions carbonatées, surtout définies par des assemblages paléontologiques et les unités lithostratigraphiques de Richardson (1857) sont nommées Formations de Becscie, de Gun River, de Jupiter River et de Chicotte (Fig. 1.2). Elles font partie d'une nouvelle série, la Série anticostienne, équivalente à la Série niagarienne (Système Silurien) du centre du continent, Dans les années qui suivent, Twenhofel (1921, 1926) renomme la Formation de Carleton, Formation de Vauréal, et fait de la coupe-type de la Formation Carleton, la Formation d'English Head. La Formation d'Ellis Bay est subdivisée en zones et les contacts entre les formations siluriennes sont déplacés. Il restreint la Série anticostienne pour n'y inclure que les Formations de Becscie et de Gun River (Fig. 1.2). Finalement, c'est dans son mémoire de 1928, que Twenhofel fait la deuxième synthèse de la géologie de l'île d'Anticosti et propose une stratigraphie revisée de 41 zones biostratiqraphiques (Fig. 1.2). Il fait, dans ce qui est considéré encore de nos jours comme le plus important ouvrage géologique sur la région, une révision paléontologique complète des quelques 543 espèces alors répertoriées. Dans les trente années qui suivirent, les travaux sur l'île d'Anticosti sont plus sporadiques et à caractère biostratigraphique. Ruedemann (1936) et Barras (1953) étudient les graptolites, Ross (1960,1961) les bryozoaires et Schuchert et Cooper (1932) les brachiopodes. Tripp en 1958 et 1962 étudia des trilobites et Jansonius (1964), les chitinozoaires. A la fin de cette période, l'accès à l'intérieur de l'île étant devenu plus facile, Bolton amorça, à partir de 1957, une évaluation complète de la stratigraphie de l'île d'Anticosti. Il regroupe alors toutes les roches sous-jacentes à la Formation d'Ellis Bay dans la Formation de Vauréal, supprime la Formation d'English Head (Bolton, 1961, 1965), et il subdivise la Formation d'Ellis Bay en six (6) membres (Bolton, 1965). Dans les années 1960-1970, l'exploration pétrolière s'intensifie sur l'île d'Anticosti (Milne et Howie, 1964; Clark 1964). Les résultats de ces travaux, publiés dans Roliff ( 1968) et Riva 22 (1969), apportent de nouvelles données sur la lithostratigraphie de la subsurface et la tectonique de la région. Avant 1976, on retrouve d'autres travaux avec la même orientation (Cormy, 1972; Globensky, 1972; Impérial Oil Ltée, 1974; INRS-Pétrole, 1974). A la même époque, Poole et al. (1970) corrèlent les séries des îles de Mingan et de l'île d'Anticosti avec celles de la côte ouest de Terre-Neuve et des Basses-Terres du Saint-Laurent (Bg. 1.3). Bolton (1972) effectue finalement la troisième synthèse des connaissances acquises en stratigraphie depuis Twenhofel (1928) (Fig. 1.2). Parmi les travaux les plus récents auxquels il fait référence, on trouve ceux de Boucot sur les brachiopodes (Boucot et al., 1971), ceux de Bolton (1970a, b) sur l'ensemble de la faune, mais avec une certaine emphase sur les trilobites, ceux de Copeland sur les ostracodes (1970a, b, c) et ceux de Nitecki (1972) sur les algues. La Formation d'English Head est ramenée au niveau d'un facies. La Formation de Vauréal est élargie, par rapport à la définition de Roliff (1968), Riva (1969) et Poole et al. (1970). Elle inclut les shales gris observés en forage qui étaient assignés à l'English Head par les trois premiers auteurs. Les shales noirs sous-jacents sont attribués à la Formation de Macasty. Les formations du Gamachien et du Llandovérien sont divisées en plusieurs zones biostratigraphiques (Fig. 1.2). Depuis cette synthèse, les travaux géologiques se sont multipliés dans tous les domaines, mais surtout en biostratigraphie et en paléontologie. Le point culminant est atteint en 1981, lors de la publication des travaux faits sous l'égide de la Sous-Commission de la Stratigraphie du Silurien, par le Groupe de Travail de la Frontière Ordovicienne-Silurienne. Les travaux touchent les graptolites (Riva, 1974; Riva et Petryk, 1981), les ostracodes (Copeland, 1973, 1974; Copeland et Berdan, 1977; Copeland, 1981; Fahraeus et Barnes, 1981), les conodontes (Nowlan et al., 1979; Nowlan, 1981b; Nowlanet Barnes, 1981; Nowlan, 1982; McCracken et al., 1980; McCracken et Barnes 1981a, b; Uyeno et al., 1979; Uyeno et Barnes, 1981), les brachiopodes (Berry et Boucot, 1970; Boucot et Johnson, 1979; Cocks et Copper, 1981; Copper, 1973, 1977, 1979, 1981; Sheehan, 1973), les trilobites (Norford, 1973; Lespérance, 1974; Lespérance et Letendre, 1981; Ludvigsen, 1977), les coraux (Dixon ,1974; Bolton, 23 1979; 1981a, b), les algues (Gauthier-Coulloudon et Mamet, 1981), les acritarches (Duffield et Legault, 1981) et les chitinozoaires (Achab, 1977a, b, 1978a, b, 1981). D'autres travaux sont faits en écostratigraphie des graptolites (Erdtmann, 1976) et des stromatoporoïdes (Petryk, 1981b). A partir de 1976, des travaux plus nombreux se sont ajoutés aux nombreux travaux biostratigraphiques, soit en lithostratigraphie (Petryk, 1979a, 1981c, d, f) en cartographie (Petryk, 1981c, e), en tectonique (Rocksandic et Granger, 1981), en sedimentologie, en paléogéographie (INRS-Pétrole, 1976; Lake, 1981; Petryk, 1981a, d, f; Petryk et Bertrand, 1981) et en géologie du pétrole (INRS-Pétrole, 1976; Petryk, 1976,1979b, 198Id). En lithostratigraphie, le principal apport des travaux de Petryk fut de réviser, à partir de 1979 (Petryk, 1981: Figure 2), toute la stratigraphie de surface et de recartographier l'ensemble des formations de l'île d'Anticosti. Il crée le Groupe de Jolliet, qui inclut les Formations de Vauréal et d'EIlis Bay (Ordovicien) et valide tout en l'élargissant aux Formations de Becscie à Chicotte, le Groupe d'Anticosti de Schuchert et Twenhofel (1910), d'âge Silurien. Ce travail constitue la quatrième et la dernière synthèse géologique de l'île d'Anticosti. Les derniers amendements apportés à la stratigraphie de Petryk pour l'île d'Anticosti sont de Lespérance en 1985 (Fig. 1.2). tn UJ E UJ H tO > SERIES AMERICAINES UJ a o FORMATIONS UJ a CÛ Z UJ r LITHOLOGIES SERIES EUROPEENNES MILIEUX DE DEPOTS 1234 5 CK CO or UJ CK LU LU CK LU Q. 3 LO > O O CK O O CK UC LO O U LiJ H < U Z. U a. z: <: x o < z < CHICOTTE Ç^SSffl UJ Z — LU £ü — Q QC Z < < CD x < CO O U h- z < JUPITER 4-6 1 ¦ ¦ ' ¦ 1T1 11111 1^T GUNRIVER ,1,1,1,,1,1,!,,i,,!,j.r 1-Z BECSCIE 3-4 CCX GAMACHIEN ELLIS BAY Langue CO Q z O n x U CK UJ VAUREAL MAY;V ILL]EN X UTlCA MACASTY MOHAVK. BOLARIEN CHAZYEN WKITEROCK. CASSINIEN JEFFERSON REMINO IEN CXi 1-7 CO CO CO 4-5 FlTl1ITlTIfI CC V = 3 CCE 1S S CO O CO IV=2 CC O OCi XI Xl = 1 Xl CO XX CO CE XI Xl Od OO ITII AS ïEsasen CO XO Xi O XE CC ¦M: ifi i:ifi f.fifîTÏÏTÏÏ OSE ï0303CO Xi 51 Xl SP Xl O oc Me H Xi CC CX CE UMlMiMHMffil CK LU > O O m ££!!! ASHGILLIEN 300 200 100 Orni -i-i-r ^^r-^-Ci^^òr. IV-V awttwm CARAbOClEN ¦¦mTmjiiiiwniWB d-al-J-jltJ^-ul-jJ-iJ-J-U'J 25 Figure 1.4. Echelles chronostratigraphiques1 et lithostratigraphique2 et milieux de dépôts3 des roches de la surface et la subsurface de l'île d'Anticosti. LEGENDE LITHOLOGIQUE o°oV conglomérat '.il XXi o _o e « '" '*' conglomérat et grès grès E/l-l-l S H-i-i- -'-'- calcaire calcaire gréseux calcaire argileux !:¾¾!] grès argileux-siltstone gréseux EvH calschiste (marne) siltstone-mudstone ___ calcaire dolomitique- dolomie calcaire ¦yyid claystone-shale volcanique zxJ XXZ dolomie FTTl dolomie argileuse- shale dolomitique LEGENDE DES SYMBOLES Ö coraux /^n bioherme ^n^ discordance ~Z_ changement de facies bitumineux cherté ux faille de gravité (normale) faille de chevauchement 1 Abréviation: Mohawk. = Mohawkien. 2 I et 2 (Formation de Romaine): facies de Desrochers (1983 a-b). Chiffre romains: facies de INRS-Pétrole 1976. 1 à 7 (Formation de Vauréal et plus haut): membres informels de Petryk (1981 O- Langue (Formation Ellìs Bay): facies supérieur de la formation appelée "langue" par Lespérance (1985). 3 Milieux des dépôts: 1 =.sirpralilioral; 2 = médioliitoral; 3 = plate-forme peu profonde; 4 = platc-formc profonde; 4= talus continental et bassin. FIGURE 1.5 27 1.2.1 Stratigraphie et sedimentologie de HIe d'Anticosti La synthèse de tous les travaux paléontologiques et stratigraphiques mentionnés plus haut est illustrée par les figures 1.4 et 1.5. La série dans la figure 1.4 inclut celle du puits N. A. C. P. (Fig. 1.6) et la série silurienne observée en surface. L'empilement est divisé en quatre séries d'épaisseur inégale. Les Séries du Canadien et du Champlainien affleurent dans les îles de Mingan et celles du Cincinnatien et de l'Anticostien dans l'île d'Anticosti. La dernière série est la mieux connue et couvre les deux-tiers de l'île. Elle est divisée en quatre formations (Becscie, Gun River, Jupiter et Chicotte) et en de nombreux membres informels (Petryk, 198If). La partie ordovicienne de la série est présente surtout en subsurface. Elle est divisée en cinq formations: Romaine, Mingan, Macasty, Vauréal et Ellis Bay. Celles-ci sont attribuées à plusieurs étages de l'Ordovicien dont les limites sont dans plusieurs cas très imprécises. Il en est ainsi entre le Bolarien et le Chazyen et le Mayvillien et Ie Richmondien. Seul le Gamachien, limitrophe entre l'Ordovicien et le Silurien a été étudié en détail. Trois caractéristiques de la stratigraphie de l'île d'Anticosti font qu'une colonne lithologique (Fig. 1.4) donne une idée incomplète de son histoire géologique: 1) les changements de faciès lithologiques d'est en ouest des Formations de Vauréal et d'Ellis Bay, 2) les variations importantes du taux de sédimentation, croissant du nord vers le sud, 3) la présence d'au moins trois, peut-être quatre discordances et probablement d'un hiatus, rend l'histoire de l'île d'Anticosti assez complexe. La figure 1.5, où des temps géologiques (Harland et al„ 1982) Figure 1.5. Corrélations géochronologiques et chronostratigraphiques1 des unités lithostra ti graphiques des parties occidentale et orientale de l'île d'Anticosti. Abréviations des âges: Cos = Costonien; Har = Hamagien; Sou = Soudleyen; Lon = Longvillicn; Mrb = Marshbrookien; Act = Actonien; Onn = Onnien; Pus = Pusgillien ; Cau = Cauücycn; Raw = Rawlhcyicn; Hir= Hirnanticn, LIo 1 à 3 = Llandcilovicn 1, 2 ou 3, LIn I cl 2 = Llanvirnicn 1 et 2, Arg 1 et 2= Arcnigicn 1 ei2 (Hiirland ctal., 1982). 28 de même durée sont illustrés par des longueurs égales et où l'île est divisée en quatre secteurs, permet de corriger les lacunes de la figure 1.4. 1.2.1.1 Formation de Romaine Dans l'île d'Anticosti, cette formation est observée en subsurface. Elle affleure dans les îles deMingan (Twenhofel, 1925, 1938; Desrochers, 1983a, b). Cette formation dolomitique est discordante sur les roches du socle du bouclier canadien. Elle est constituée de deux à trois assemblages lithologiques. Ce sont dans l'ordre stratigraphique: 1) une unité basale gréseuse, pas toujours présente 2) une dolomie à granulometrie grossière, qui dans les îles de Mingan contient une faune peu abondante et qui est caractérisée par des monticules importants de structures cryptoalguaires non laminées, 3) une dolomie ayant une granulometrie plus fine et renfermant des facies plus variés. Ces caractéristiques sédimentologiques suggèrent des environnements de dépôts supra-littoraux et littoraux (INRS-Pétrole, 1974, 1976). Dans les îles de Mingan, l'érosion de la partie supérieure de la formation, bien que localement peu visible, est régionalement importante. En effet, la Formation de Romaine s'amincit de 65 m à l'ouest de l'archipel à 40 m à l'est (Desrochers, 1983a, b). Dans l'île d'Anticosti, les variations d'épaisseur de la formation en subsurface sont bien plus importantes. Avec plus de 440 m de strates à l'ouest (puits LGPL; figure 1.6), la Formation de Romaine ne compte plus que 120 m de dolomies à l'est de l'île d'Anticosti (puits Sandtop: figure L6). Mais, l'épaississement de la formation est encore plus important en se dirigeant vers le sud. Dans le puits ARCO, situé dans le centre-sud de -l'île (Fig. 1.6), la Formation de Romaine compte près de 800 m de strates. A partir de données paléontologiques, ces roches sont assignées au Système canadien et à la Séries de Beekmantown (Schuchert et Twenhofel, 1910). Plus récemment, l'étude des conodontes a permis à Nowlan (1981a) de déterminer que l'âge de la Formation de Romaine est Ordovicien inférieur. Elle est corrélative, des grès de base au sommet des dolomies, avec les séries d'âge Canadien supérieur. 11 a toutefois reconnu, comme Twenhofel avant 1938, 29 deux localités calcaires au sommet de la formation, où l'âge serait Chazyen inférieur (Whiterockien). L'épaisseur des faciès et l'âge de cette formation variant d'un forage à l'autre, la position de la base et du sommet change d'ouest en est sur la figure 1.5. 1.2.1.2 Formation de Mingati Comme la Formation de Romaine, la Formation de Mingan n'est observée qu'en subsurface sur l'île d'Anticosti. Elle affleure en dehors de notre région, dans les îles de Mingan. Elle est alors discordante sur la Formation de Romaine. Dans les îles de Mingan sa partie basale est formée de shales, non fossilifères, de grès calcareux grossiers à moyens, de siltstone et de grès fins calcareux interstratifiés de shale, riches en brachiopodes et en traces fossiles verticales. Des calcaires silto-gréseux soulignent le passage de l'unité élastique aux deux unités calcaires sus-jacentes. Ces deux unités calcaires sont séparées par une discordance qui a érodé près de 20 m de strates à l'unité inférieure (Desrochers, 1983a, b). Cette dernière est formée de boue calcaire à fenestra ou à laminations parallèles, avec fentes de dessication, et possède une faune peu variée d'ostracodes et de gastéropodes. L'unité supérieure se compose d'une large gamme de faciès calcaires à faunes variées et de quelques biohermes (Desrochers, 1983a, b). Le tout ne totalise que 45 m de strates. Dans l'île d'Anticosti, en subsurface, la formation est beaucoup plus épaisse (240 à 580 m). Les lithologies sont aussi plus variées. Les trois facies observés dans les îles de Mingan correspondent en plus mince aux membres informels I à III de la figure 1.4. L'unité basale terrigene peut ainsi compter trois niveaux gréseux ou argileux au lieu d'un seul dans les îles de Mingan. Ces niveaux sont alternés avec des horizons dolomitiques (membre I). Cette série terrigene est suivie par des mudstones calcaires à fenestra ou à algues (membre II), lesquels sont suivis par des calcaires bioclastiques bien vannés, de plus en plus micritiques vers le sommet (membre III). Une forte dolomilisation en filonnets des calcaires mudstone du puits NACP (INRS-Pétrole, 1976) suggère que la discordance observée dans les îles de Mingan est 30 aussi présente entre les membres II et III de la Formation de Mingan dans l'île d'Anticosti (Fig. 1.5). La partie supérieure de la formation est formée de deux unités calcaires, nodulaires ou argileuses (membre IV), séparées par un intervalle de calschistes ou de calcaires très argileux (membre V) et d'un niveau de dolomie (puits NACP et Sandtop). Les environnements de dépôts correspondants sont alternativement supralittoraux et littoraux agités (membre I), littoraux à sublittoraux très peu profonds, calmes et restreints (membre II), sublittoraux peu profonds et très agités (membre III), sublittoraux calmes et plus distaux (membre IV) et finalement, sublittoraux plus terrigènes Ct assez profonds (membre V). Ce dernier environnement présage celui de la formation sus-jacente (INRS-Pétrole, 1974, 1976). Dans les niveaux argileux du sommet de la formation, les faunes de graptolites et de chitinozoaires appartiennent à l'étage Bolarien (fin Llandeilien - début Caradocien: Riva, 1969; Riva et Petryk, 1981; Achab, 1978b), Dans les calcaires, les conodontes (Nowlan, 1981; Achab, communication personnelle) suggèrent un âge Chazyen supérieur, moyen à tardif pour cette série. Les algues du genre Nuia , présentes jusqu'au sommet de la formation (INRS- Pétrole, 1976), suggèrent le Chazyen comme âge minimum (Gilbeault et al., 1976). 1.2.1.3 Formation de Long Point Cette formation n'est reconnue que dans le puits le plus à l'est de l'île d'Anticosti, le puits Sandtop. C'est une série silto-gréseuse, très peu carbonatée, comme dans son aire-type à l'ouest de Terre-Neuve. Aucune information sur la sedimentologie de cette formation dans l'île d'Anticosti n'est connue. Les chitinozoaires et les conodontes (Achab, communication personnelle) donnent à cette formation du puits Sandtop exactement le même âge (Caradocien moyen) qu'à Terre-Neuve (Poole et al., 1970). D'après ces résultats préliminaires, s'il y a une discordance à la base de cette formation, l'intervalle de temps manquant à la série est beaucoup moins important que celui entre les Formations de Mingan et de Macasty. 31 1.2.1.4 Formation de Macasty La Formation de Macasty constitue une série de claystones et siltstones noirs avec quelques niveaux de conglomérats à fragments de calcaires de la Formation de Mingan sous-jacente (INRS-Pétrole, 1976). Ces lithologies se sont déposées dans un environnenment subtidal profond, restreint et éloigné d'une source de sédiments détritiques. L'études des graptolites par Riva (1969) a permis à cet auteur de conclure que ce shale noir est en discordance sur la série calcaire de la Formation de Mingan. Il constitue une série condensée de 25 à 113 mètres, où se télescopent quatre à cing zones de graptolites du Caradocien supérieur, qui peuvent être tronquées par des hiatus (Fig. 1.5). Une sédimentation lente caractérise cette unité (Fig. 1.4). L'intervalle de temps couvert par cette formation varie d'une partie à l'autre de l'île (Fig. 1.5). Sa base est plus jeune dans la partie centrale au niveau des puits LGCP et NACP. La formation y est d'ailleurs plus mince (25 et 42 mètres). Un hiatus ou une discordance est situé 4 à 12 mètres au-dessus de sa base (Riva, 1969). Dans l'est, la sédimentation de cette formation se poursuit un peu plus longtemps que dans l'ouest (Riva, 1969, Achab, communication personnelle). La Formation de Vauréal, sus-jacente, semble donc avoir progradé sur celle-ci dans cette direction. 1.2.1.5 Formation de Vauréal La Formation de Vauréal est volumétriquement la plus importante unité lithostratigraphique de l'île d'Anticosti (Fig. 1.4). Seule sa partie supérieure affleure. Son épaisseur ne peut être déterminée qu'en forage. C'est une épaisse série régressive continue dont la base est formée de mudstones et de siltstones et la partie supérieure, de calcaires. Les faciès et les membres informels de la figure 1.4 sont décrits sommairement dans INRS-Pétrole (1976). Les contacts entre les membres illustrés diffèrent de ceux suggérés par INRS-Pétrole (1976) afin de mieux correspondre aux membres de Petryk (1981c). 32 Le contenu de silt et de shale de la Formation de Vauréal croît vers l'est et le nord de l'île (Poole et al., 1970). Dans l'est, la Formation de Vauréal est essentiellement terrigene et i semblable au facies politique du membre I (Fig. 1.5) de la partie basale du centre et de l'ouest. Le tiers supérieur de la formation est essentiellement gréseux (Fig. 1.5). L'épaisseur de la Formation de Vauréal augmente d'est en ouest et du nord vers le sud. De 400 à 450 m dans l'est (puits Sandtop), elle passe à environ 1000 m au centre de l'île (INRS- Pétrole, 1976, puits NACP) et à 1200 m à la pointe sud-ouest (INRS-Pétrole, 1974, puits ARCO). Les pélites de la base de la formation ont sédimenté sur la partie inférieure d'une plate-forme dans un environnement subtidal profond. Les calcaires et les récifs de la partie supérieure de la Formation de Vauréal sont plus typiques d'environnements subtidaux peu profonds d'une plate-forme carbonatée (Erdtmann, 1976, INRS-Pétrole, 1976, Lake, 1981). Bien que la partie inférieure de la formation est peu fossilifère, deux zones à graptolites d'âge post-Ashgillien mais pré-Llandovérien sont reconnues dans les deux tiers supérieurs de la formation (Riva, 1969). D'autre part, les chitinozoaires sont Caradocien supérieur - Ashgillien inférieur (partie inférieure: Achab, 1978b), Caradocien supérieur - Ashgillien (partie médiane: Achab, 1977a) et intermédiaire entre l'Ashgillien et le Silurien (partie supérieure: Achab, 1977b). Les ostracodes (Copeland, 1973, 1974 et Copeland et Berdan, 1977) appartiennent aux étages Richmondien et Mayvillien de la fin de l'Ordovicien (Fig. 1.4). Les graptolites ont un caractère provincial (Riva, 1974) et les faunes d'âge Caradocien persistent sur l'île d'Anticosti (brachiopodes: Copper, 1981, chitinozoaires: Achab, 1978a) parce que cette plate-forme était isolée de celle du mid-continent et a servi de refuge aux formes caradociennes durant l'Ashgillien (Copper, 1981). 1.2.1.6 Formation d'Ellis Bay Cette formation est concordante avec la Formation de Vauréal sous-jacente. D'après Bolton (1961,1972), ses sept facies (Fig. 1.4), aisément reconnaissables, en font l'unité la plus caractéristique de l'île. Amendés par Petryk (1979), les cinq premiers membres sont 33 alternativement argileux et calcaires. Le membre 6, isolé de la partie supérieure du membre 5 de Bolton (1972) par Petryk (1979), est un calcaire silto-argileux sans interlit de shale. La base du membre 7 (base du membre 6 de Bolton, 1972) est formée par un seul lit à onchoïdes. La partie médiane de ce membre (sommet du membre 7 pour Petryk, 1979) est formée de petits biohermes et de calcaires gréseux inter-récifaux et la partie supérieure ("langue" de Lespérance, 1985 ou membre 1 de la Formation de Becscie de Petryk, 1979) est formée de lits de calcilutite brunâtre qui deviennent interstratifiés avec des lits de calcisiltite au sommet. La partie supérieure du membre 7 est restreinte à l'ouest de la rivière Jupiter (Lespérance, 1985) et les récifs disparaissent à l'est de la rivière aux Saumons (Fig. 1.5) (voir Figure 1.1 pour la localisation des rivières). Les récifs de cette formation, où dominent les coraux Tabulés et Rugeux (Bolton, 1981b) mais où sont également abondantes les algues calcaires (Gauthier et Mamet, 1981; Lake, 1981), se sont formés dans des conditions marines subtidales peu profondes de la plate-forme régressive ordovicienne. Lorsqu'ils sont coiffés par des tapis à crinoïdes, les environnements de dépôts sont intertidaux et plus agités (Lake, 1981). La régression maximum aurait eu lieu sous les récifs. En effet, on y trouve des évidences de niveaux rubéfiés (McCracken et Barnes, 1981b). Comme la Formation de Vauréal sous-jacente, cette formation s'épaissit, et ses membres se confondent progressivement d'ouest en est (Fig. 1.5) (Poole et al., 1970; McCracken et Barnes, 1981a, b; Copeland, 1981). Les calcaires argileux et les shales deviennent des facies gréseux (Fig. 1.5). Ces changements de facies sont le reflet d'une modification des environnements de dépôts. Ces derniers, de sublittoraux et moins agités à l'ouest, deviennent littoraux et de haute énergie sur un substrat instable (Copper, 1981) à l'est. Ils sont de plus associés à une. source continentale au nord-est de l'île (Copeland, 1981). Le concensus actuel attribut au sommet du Rawtheyien (Raw) et à l'Hirnantien (Hir) les six premiers membres révisés de la base de la formation (Figs 1.4 et 1.5) (Copper, 1981). Le Silurien débute soit directement au dessus de la base du membre 7, comme cela se passe dans l'est de l'île lorsqu'il est en contact avec la Formation de Becscie (Cocks et Copper, 1981: 34 brachiopodes; Nowlan, 1982: conodontes), ou quelque part entre ce niveau et la base de la Formation de Becscie (Fig. 1.5), en fonction du taxon fossile pris comme référence (Lespérance, 1985). 1.2.1.7 Formation de Becscie Dans l'ouest de l'île, le contact inférieur de cette formation est difficile à reconnaître (Bolton, 1961). Il est concordant avec les calcilutites et les calcisiltites de la "langue" de la Formation d'Ellis Bay (Lespérance, 1985). Dans la figure 1.4, il est placé au début des calcaires jaunes-gris compacts, granulaires (packstones et grainstones) et bioclastiques à grains moyens du membre 2 de Petryk (1979 et 198If)- Dans l'est de l'île, les facies du sommet du membre 7 et de la "langue" de la Formation d'Ellis Bay sont absents. La base de la Formation de Becscie se trouve alors être placée juste au-dessus du lit à onchoïdes (base du membre 7) de la Formation d'Ellis Bay (Fig. 1,5). Le sommet de la formation est placé au-dessus d'une deuxième série de petits récifs (Petryk, 1979). Ces caractéristiques essentielles de la formation sont illustrées dans les figures 1.4 et 1.5, Les conditions de dépôts de la base de cette formation varient de subtidales moyennement profondes (Cocks et Copper, 1981) à peu profondes (McCracken et Barnes, 1981a, b; INRS- Pétrole, 1976; Petryk, 198If) et agitées (Copper, 1981), à intertidales plus agitées (Lake, 1981). La partie moyenne et supérieure de la formation (Zone à Virgiana ) est un peu plus profonde (Copper, 1981). Le sommet de la formation, plus argileux, s'est déposé dans un environnement de plate-forme relativement profond (Copper, 1981). A cause de la présence de petits récifs, Petryk (198If) suggère la culmination d'un cycle régressif. Ce sont surtout les brachiopodes (Cocks et Copper, 1981; Copper, 1981: Llandovérien inférieur, Aj-A3) et les conodontes (McCracken et Barnes, 1981: Llandovérien inférieur terminal à début du Llandovérien moyen, A4 - B2, voir la Figure 1.5) qui servent à faire Ia biostratigraphie de cette formation. En effet, cette dernière est pauvre en chitinozoaires (Achab, 1981), acritarches (Duffield et Legault, 1981), graptolites (Riva et Petryk, 1981: 35 LIandovérien inférieur et moyen, A2 - B1) dans sa totalité et pauvre en ostracodes (Copeland, 1974,1981) dans sa partie inférieure. 1.2.1.8 Formation.de Gun River Cette formation repose en concordance sur les calcaires argileux ou les shales verts (base de la Formation de Gun River dans Bolton, 1961) récifaux du sommet de la Formation de Becscie (Petryk, 1979). La caractéristique première de cette formation est l'abondance des conglomérats intra-formationnels (Schuchert et Twenhofel, 1910; Bolton, 1961 et 1972 ; Poole et al., 1970; Petryk 1979 et 198If). Elle est divisée en cinq membres informels (Fig. 1.4) par Petryk (198If). Les calcaires en lits réguliers et à structure de mudstone dominent presque dans toute la formation mais surtout dans les deux premiers membres. Les calcaires à structure de grainstone sont fréquents dans les membres les plus puissants (3: 105 m et 4: 28 m, figure 1.2). Quant au membre 4, il est caractérisé par uri litage lenticulaire et une plus grande fréquence des grainstones. Enfin, ce qui ferme la formation, le membre 5 ressemble au membre 7 de la Formation d'Ellis Bay. On trouve à sa base un horizon métrique bioclastique à oolites et à onchoïdes, surmonté d'un boundstone biohermique à coraux-stromatopores-algues-crinoides de 1,5 à 3 m d'épaisseur. D'après Copper (1981), ces calcaires représentent un environnement tranquille, marin normal, parfois restreint. D'autre part, les rides de plages, les niveaux rubéfiés (Copper, 1981) et les abondants conglomérats intra-formationnels indiqueraient des environnements de dépôts peu profonds (Poole et al., 1970). L'âge donné à cette formation est fonction des fossiles étudiés. Les brachiopodes indiquent un âge LIandovérien inférieur terminal (A4) à LIandovérien moyen (B2). Les graptolites indiquent un âge LIandovérien inférieur (A3) à LIandovérien moyen naissant (Bl). L'âge le plus jeune (Fig. 1.5) vient de l'étude des conodontes (LIandovérien très moyen (B2) à LIandovérien supérieur naissant (Cl): Fahraeus et Barnes, 1981). 36 1.2.1.9 Formation de Jupiter Les caractères distinctifs de la Formation de Jupiter sont la régularité du litage et l'absence de conglomérat intra-formationnel (Schuchert et Twenhofel, 1910). Le contact inférieur était placé par Bolton (1961) au dernier conglomérat intra-formationnel de Ia Formation de Gun River, sous des récifs (Bolton, 1972). En excluant les récifs, Petryk (1979) a déplacé ce contact vers le haut pour les inclure au sommet de la Formation de Gun River (Fig. 1.4). La Formation de Jupiter est divisée en sept membres informels (Fig. 1.4). Dans le premier, les shales sont presque aussi abondants que les calcaires argileux (Petryk, 198If)- Le second membre, tout aussi argileux, est plus bioclastique alors que le troisième est un shale sableux très peu fossilifère. Les autres membres sont essentiellement des calcaires à grains fins et à structure de mudstone. Ils se reconnaissent par leur litage. Le septième est, quant à lui, caractérisé par une riche faune de fossiles et des facies récifaux (Petryk, 1979 et 198If). D'après Petryk (dans Uyeno et Barnes, 1981), le membre 1 de la formation représente le début de la phase trasgressive initiale. La communauté de brachiopodes que l'on y trouve (communauté à Stricklandià) en fait une des zones les moins profondes (environnement littoral) de la série de l'Anticostien (Copper, 1981). Le membre 2 indique déjà un environnement subtidal plus profond. Le membre 3 est quant à lui, le résultat d'une autre période régressive alimentée par un influx terrigene en provenance du Bouclier canadien (Copper, 1981; Duffield et Legault, 1981). Le membre 4 est à nouveau plus typique d'un environnement subtidal modérément profond, peu énergétique et ouvert, où avaient lieu des tempêtes épisodiques. La partie supérieure de la formation répète à nouveau les environnements profonds de la base de la Formation de Vauréal, de la partie moyenne de la Formation d'Ellis Bay et du sommet de la Formation de Becscie (Copper, 1981). Cependant, d'après Petryk (198If)1 la partie récifale au sommet du membre 7 de cette formation représente un retour à des conditions en eaux moins profondes. La diversité des taxa est à son point culminant dans cette formation (Copper, 1981). Bien que des écarts persistent tout de même en fonction des taxa invoqués , l'âge est inclus dans une fourchette Llandovérien C1-C4 (graptolites: Llandovérien supérieur naissant (Cl), Riva et 37 Petryk, 1981, conodontes: Llandovérien supérieur moyen à terminal (C2-C5), Uyeno et Barnes, 1981, chitinozoaires: milieu du Llandovérien supérieur (C3), Achab, 1981) (Fig. 1.5). 1.2.1.10 Formation de Chicotte Cette formation est essentiellement formée pas des calcaires bioclastiques à crinoïdes mal cimentés et par des biostromes à coraux à sa base (Bolton, 1970 et 1972). Ces calcarénites sont typiquement des dunes de sables calcaires qui migrent autour de biohermes locaux (Fig. 1.4), dans un environnement de bordure de plate-forme instable (Copper, 1981), peu profonde et très énergétique (Uyeno et Barnes, 1981). D'après Copeland (1974), la faune d'ostracodes est plutôt celle d'un milieu restreint. A cause du facies, plusieurs des autres types de fossiles (graptolites, chitinozoaires et acritarches) sont absents de toute la formation et ne peuvent contribuer à révéler son âge. La où elle est présente, la faune d'ostracodes marque la frontière Llandovérien-Wenlockien (Copeland, 1981) c'est-à-dire le Llandovérien le plus supérieur (C5 à C6), mais pas Wenlockien (Fig. 1.5). Bien que des séries du Silurien moyen et terminal ou du Dévonien n'aient jamais été observées, certains auteurs suggèrent leur présence à l'est de l'île d'Anticosti et sous le détroit de Jacques-Cartier (Rocksandic et Granger, 1981). C'est ainsi que Poole et al. (1970) supposent que les sédiments gréseux de la Formation de Clam Bank (Silurien supérieur à Dévonien) recouvrent les calcaires de la Formation Chicotte (Fig. 1.3). 38 1.2.2 Paléogéographie de l'île d'Anticosti Les études de INRS-Pétrole (1976), Gauthier-Coulloudon et Mamet (1981), Petryk (198 Id, e, f) et Lake (1981) ont permis de développer un modèle sédimentologique pour la région. Les épisodes sédimentaires ayant formé les Formations de Romaine, de Mingan, de Macasty et de Vauréal en subsurface constituent un mégacycle avec une phase trasgressive puis régressive. L'épisode transgressif se découpe en deux sous-épisodes représentés par les Formations de Romaine et de Mingan, où les grès grossiers et les dolomies représentent les environnements les plus littoraux. Les environnements les plus profonds ont formé les shales du sommet de la Formation de Mingan, ceux de la Formation de Macasty et la base de la Formation de Vauréal (INRS-Pétrole, 1976). L'épisode régressif majeur des Formations de Vauréal à Becscie (INRS-Pétrole, 1976) donne le départ d'une nouvelle phase trasgressive (Petryk, 1981d,e,f). D'après plusieurs auteurs (Copeland, 1974; McCracken et Barnes, 1981; Petryk, 1981a) des variations eustatiques du niveau des eaux marines causées par la glaciation ashgillienne en Afrique du Nord seraient le principal facteur qui explique les variations lithologiques et les changements de faunes observés à la charnière de ce mégacycle et qui marquent le passage de la période Ordovicien à Silurien. Cette dernière phase est divisée en 6 macrocycles, un par formation. En effet, chaque formation commence par une transgression et finit par une régression. Les niveaux récifaux du sommet de chaque formation contiennent des constructions biogéniques et une plus grande abondance de sédiments argileux et siliciclastiques. Hs représentent la phase la plus régressive de chaque cycle (Petryk, 198If)- La partie argileuse inférieure de la Formation de Jupiter, le membre 3 dans Petryk (1981f)> interprétée comme environnement profond par cet auteur et par Copper (1981), est la seule exception, D'après Gauthier-Coulloudon et Mamet (1981) la température des eaux de cette mer est tempérée-chaude mais non tropicale et les facies supracotidaux sont peu communs, vu la rareté des Codiacés et des algues bleu-vert. 3 9 L'augmentation des siliclastiques vers l'est de l'île dans la partie la plus supérieure de la Formation de Vauréal et dans la Formation d'Ellis Bay, suggère la présence d'un environnement littoral continu et essentiellement terrigene au nord et à l'est de la région (Petryk, 1981d et f)- Avec le nord-est de la péninsule gaspésienne, l'île d'Anticosti fait partie d'une large plate-forme, carbonatée à l'ouest, mixte à l'est. Tout en étant partiellement isolée par une ceinture discontinue d'îles volcaniques de la ceinture taconique (Petryk, 198If). elle serait ouverte vers l'océan Iapetus, au sud et à l'est. ILE D'ANTICOSTI 185' 24S0 PROFONDEUR DU SOUBASSEMENT LIGNES DE CONTOUR AEROMAGNETtQUES (METRES) 2450n PUITS ¦^ Lake^^ ^s^ Fortin Fortin * + Q. O) CtJ O CD T> O) CP 'cö Ü co Ü 8 Grande Grève (Ami 1900; Clarke 1908) Mb Indian Cove (Russell 1947) Grande Grève Grande Grève Indian Cove (Lespérance 1980) 7 Mb Shiphead (Russell 1947) Shiphead (Lespérance 1980) 6 Cap-Bon-Ami (Ami 1900; Clarke 1908) Mb Forillon (Russell 1947) Cap-Bon-Ami Cap- i Mb Bon-Ami,1 Forillon Forillon (Lespérance 1980) 5 Mb Cape Road (Russell 1947) S a i n t L é 0 n ¦ CR. Indian ¦ Indian ! Point I CR. 4 Mb Quay Rock (Russell 1947) Point*.Q.R. Q.R. P.P. 3 Mb Petit Portage (Russell 1947) S (Sch. i p p & ] ' ' 2 Saint-Alban (Ami 1900; Clarke 1908) Mb Rosebush C. (Russell 1947) a (Crick may 1 1932) Dart 1Dr 1926) |RC" R.C. . 1 Mb Roncelles (Russell 1947) n t L é 0 n Roncelles Roncelles Roncelles West Point* (Sch. & Dart West Point SILURIEN non étudié Couches de Griffon Cove River (Kindle 1938) Griffon Cove River Griffon Cove River 1926) Gascons* Gascons Griffon Cove River Griffon Cove diverses séries Owl Cape * (Schuchert et Dart 1926) * Mb C.^Mb Owl> Barn> Cape / Mb C>Mb 0> Barn/Cape) Mb \ Mb Cedarv OwI Barn'vCape Mb Ruis. Louis* Mb R. Louis Laforce * Laforce Laforce Burnt Jam Brook* Burnt Jam Brook Burnt Jam Brook Burnt Jam B. ORD. White Head (Schuchert et Cooper 1930) White Head White Head Sources (Lespérance & Bouraue 1970Ì White Head CAMB. ORD. Groupe de Québec * Cap-des-Rosiers (Kindle 1938) Cap-des-Rosiers Cap-des-Rosiers Cap-des-Rosiers Supergroupe de Québec FIGURE 1.8 64 1.3 GEOLOGIE DU NORD-EST DE LA GASPESIE 1.3.0 Revue de la littérature Les premiers travaux géologiques en Gaspésie sont faits par Logan à partir de 1843. Il avait comme mission de faire l'investigation du potentiel en charbon de la péninsule gaspésienne. D'abord publiés sous une forme préliminaire en 1844, les résultats de ses travaux sont traités dans son ouvrage "Geology of Canada" (Logan, 1863). De grandes divisions lithostratigraphiques, Grès de Gaspé, Calcaires de Gaspé, Groupe de Québec (Fig. 1.8), sont définies et mesurées. Elles sont encore utilisées de nos jours. Elles sont divisées en seize unités informelles. Ces assises correspondent, en partie, aux divisions (membres ou formations) utilisées dans Ia nomenclature actuelle (Fig. 1.8). Jusqu'à la fin du siècle dernier, les travaux qui suivent ceux de Logan cartographient et précisent l'âge de ces unités. Mentionnons ceux de Dawson (1872) sur la paléobotanique des Grès de Gaspé, ceux de Billings (1874) sur la paléontologie des invertébrés des Grès et des Calcaires de Gaspé, et ceux de Elis (1884) en cartographie. Positionner la limite entre le Silurien et le Dévonien est un des objectifs majeurs de ces travaux. Ces auteurs la situent entre les unités 2 et 6 des Calcaires de Gaspé. Figure 1.8. Historique de la nomenclature stratigraphique^ dans le nord-est de la Gaspésie. 1 * : indique que l'auteur en entête est le fondateur de l'unité stratigraphique. ( ) : donne le nom de l'auteur fondateur de l'unité stratigraphique. * et auteur entre ( ): indique que l'auteur en entête est le premier à importer d'une autre région ce nom d'unité dont l'auteur est entre parenthèses: aucune annotation indique que le nom de l'unité est emprunté d'un auteur précédent sans être modifié. Les ages de la première colonne sont ceux d'Amyot 1984. Mb devant un nom = membre, sinon, nom de formation. Abréviations: CR. = Membre de Cape Road, Q.R. = Membre de Quay Rock, P.P. = Membre de Petit Portage, R. C. = Membre de Rosebush Cove, Mb. C. Barn = Membre de Cedar Bam, Mb. O. Cape = Membre de OwI Cape, Mb Ruis. Louis = Mb R. Louis = Membre du Ruisseau Louis, Burnì Jam B. = Formation de Burnt Jam Brook. Seh. & Dart 1926 = Schuchcrt et Dart 1926. 65 A partir du début du vingtième siècle, jusqu'à la synthèse de McGenïgle en 1950, de nombreux auteurs apportent leur contribution à la géologie de la Gaspésie. Ils donnent des noms formels aux assises de Logan (Fig. 1.8), et étudient les faunes de brachiopodes, de mollusques, d'ostracodes, de trilobites et de coraux qui permettent d'en préciser l'âge (Clarke, 1908; SchuchertetTwenhofel.1910; Jones, 1935, 1936; Kindle, 1938). Néanmoins, McGerrigle demeure le principal pionnier de la géologie du nord-est de la Gaspésie. Contrairement aux auteurs précédents qui étudient surtout le pourtour côtier de la péninsule, ce dernier dresse des cartes précises de toute la région. A partir de 1937, il révise la lithologie des coupes étudiées par ses prédécesseurs, identifie les faunes fossiles et découvre des séries siluriennes inconnues à l'intérieur des terres. Par contre, il donne peu de noms formels à ses nouvelles séries (Fig. 1.8). Il les appelle Séries de la rivière Darmouth, de la rivière Saint-Jean, de la rivière du Portage, de Ia rivière Grande Rivière, du mont Alexandre et de Ladystep (McGerrigle, 1950). En 1961, Cumming fait une révision de la stratigraphie de la région. Il s' attarde plus spécifiquement aux successions siluriennes trouvées dans la Bande du Nord et dans l'anticlinal de la rivière Saint-Jean. Il donne des noms formels de formations aux séries non-nommées de McGerrigle et leur assigne des âges (Fig. 1.8). Dans cet ouvrage, il intègre aussi les résultats des travaux de Russell (1947a) sur la péninsule de Forillon, publiés individuellement beaucoup plus tard en 1976, où sont donnés des noms de membre à toutes les divisions des Calcaires de Gaspé(Fig. 1.8). La stratigraphie des roches siluriennes de toute la Gaspésie est à nouveau étudiée par Burk, en 1964. Appuyé sur des identifications paléontologiques d'ostracodes, de brachiopodes mais surtout de grap.tolites, respectivement faites par Berdan, Cooper et Cumming (Burk 1964, 1965), Burk révise la stratigraphie du Silurien (Fig. 1.8) et propose aussi un schéma tectonostratigraphique de toute la péninsule. Cette étude est critiquée par Boucot (1965) et Berry (1965) pour les âges assignés et pour une partie du schéma lithostratigraphique. 66 Cette controverse sert de point de départ à des travaux sur les séries du Silurien et du Dévonien basai qui, amorcés en 1967 (Lespérance et Bourque, 1970), sont poursuivis par Bourque jusqu'en 1977. En 1975, ce dernier unifie dans un seul schéma, la lithostratigraphie de toutes les roches d'âge Silurien et Dévonien basal. Il étend au nord-est de la Gaspésie des formations originellement définies au sud de la péninsule, dans la baie des Chaleurs, par Schuchert et Dart (1926) (Fig. 1.8). A partir d'une étude paléontologique détaillée des brachiopodes et de l'identification des graptolites fait par Lenz (1972), Bourque (1977) propose un schéma révisé de la stratigraphie des séries siluriennes et dévoniennes inférieures du nord-est de la Gaspésie (Fig. 1.8). Il caractérise les unités strati graphiques par leur communauté de fossiles et il reconstitue l'histoire paléogéographique de ce bassin pour la période comprise entre le Llandovérien inférieur et le Gédinien supérieur. La biostratigraphie des graptolites d'âge Silurien est revue par la suite en 1975 (Lenz, 1975) et la frontière entre le Silurien et le Dévonien est plus spécifiquement étudiée par Bourque et Lespérance (1970). Les travaux de Burk (1964) et Bourque (1975 et 1977) touchent peu la partie supérieure des Calcaires de Gaspé (partie de la Formation de Cap-Bon-Ami et la Formation de Grande Grève). Après les travaux de Cumming (1961) et de Russell (1947), la paléontologie et la biostratigraphie de plusieurs classes d'invertébrés y sont étudiées par Boucot et al. (1967). Elles sont par la suite plus spécifiquement étudiées pour leurs brachiopodes (Boucot et Harper, 1968 et Harper et al., 1969) et leurs trilobites (Lespérance et Bourque, 1971). La palynologie des Formations de Cap-Bon-Ami et de Grande Grève, amorcée par Radford et McGregor (1954), est vue par McGregor et Owens (1966) et McGregor (1967). Finalement, une synthèse sédimentologique, bio et lithostratigraphique de ces calcaires, désormais groupés dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé (divisions 6 à 8 de Logan, 1863), est faite par Lespérance (1980a et b) (Fig. 1.8). 67 Dans les Grès de Gaspé (Fig. 1.8), de nombreux travaux sont faits en biostratigraphie et en paléontologie des invertébrés (Boucot et al., 1967; Boucot et Harper, 1968; Boucot et Johnson, 1967; Harper et al., 1969; Pageau 1969a; Russell, 1947), en paléontologie des vertébrés (Pageau, 1968, 1969a et b; Pageau et Prichonnet, 1976; Russell, 1947b, 1954), et en palynologie (INRS-Pétrole, 1975; McGregor, 1961, 1962, 1965a et b, 1967, 1973; McGregor et Owens, 1966; Scott et Rouse, 1961). Un modèle de paléoenvironnements, sur la zone de passage entre les Calcaires et les Grès de Gaspé, est fait par Mason en 1971. La pétrographie, la sedimentologie et la paléogéographie des Formations de York River, Battery Point et Malbaie sont étudiées par Sikander (1976) et Théroux (1977). En 1976, Cant et Walker élaborent un modèle sédimentologique pour la Formation de Battery Point (Cant et Walker, 1976), puis le comparent avec celui d'une rivière actuelle (Cant, 1978). Le même type d'étude est répété pour les Formations de Malbaie et de Cannes de Roches (Rust, 1981, 1982). La nature du contact entre ces deux dernières formations, respectivement d'âge Dévonien et Carbonifère est plus spécifiquement étudiée par Rust (1976). A partir de 1978, la géologie de toute la région, non revue dans son ensemble depuis McGerrigle (1950), est reprise par Brisebois. Il refait d'abord la carte de la région de Malbaie (Brisebois, 1979) puis celle de la région de Gaspé (Brisebois, 1981). Il révise alors toute la stratigraphie du nord-est de la Gaspésie en y intégrant les résultats de Bourque (1977) et Lespérance (1980a). Il propose une division dans la Formation de York River, le Membre de l'Anse à Brillant (Fig. 1.8). Il observe que les éléments structuraux dominants de la région sont deux grandes failles parallèles du Bras Nord-Ouest et du Troisième Lac. A la même époque, Béland (1980) étudie en détail la dynamique des failles majeures de Ia région. A partir de données sismiques de sondages pétroliers, Roksandic et Granger (1981) proposent une nouvelle interprétation structurale régionale du nord-est de la Gaspésie dans laquelle ces failles jouent un rôle majeur. Depuis l'interprétation de McGerrigle (1950), basée essentiellement sur des données de surface, peu de choses avaient changé. 68 Depuis Roliff (1952), le potentiel en hydrocarbures des Grès et des Calcaires Supérieurs de Gaspé est évalué par Skidmore (1970) et Sikander (1974,1975). Dans le but de connaître le degré de métamorphisme et le potentiel d'hydrocarbures des séries du Paléozoique supérieur des Provinces Maritimes du Canada, Hacquebard et Donaldson (1970) ont fait quelques analyses de réflectométrie sur des charbons des Grès de Gaspé. Par la suite, des études géochimiques et pétrographiques de la matière organique et des minéraux argileux sont faites sur des échantillons de puits pétroliers traversant toute la série sédimentaire (puits Sunny Bank et York: INRS-Pétrole, 1972), puis sur plusieurs échantillons de surface des Grès de Gaspé (INRS-Pétrole, 1975). A partir de ces données et d'études de réflectométrie faites dans d'autres puits (Québec Oil, Tar Point), Sikander et Pittion (1978) font une première évaluation régionale du niveau de maturation thermique atteint par les séries de la Gaspésie. Plus récemment, des évaluations régionales de la maturation thermique, mises dans leur contexte structural, sont faites dans les séries du Silurien et du Dévonien en subsurface (INRS- Géoressources, 1983) et dans les séries d'âge Cambrien à Ordovicien de la Ceinture laconique en surface (Islam et al., 1982). D'autre travaux de surface sont en cours (Nowlan et Barnes, 1985). En 1984, Amyot revoit l'histoire de la nomenclature stratigraphique. Elle fait aussi une synthèse de la lithostratigraphie de la subsurface en étudiant la pétrographie des puits pétroliers les plus récents (Fig. 1.8). Elle divise cette partie du synclinorium de Gaspé-Connecticut Valley en trois blocs tectoniques (Fig. 1.9) et elle propose un modèle de l'histoire de la sédimentation en relation avec cette tectonique. Legende tectonique O Puits discutés — faille ----- contact géologique £-+ synclinal-anticlinal "V^ rivière Forillon Légende strati g rap hi que «53 Carbonifère E23DFm de Malbaie EID é Fm de Battery Point E£3 ^ Fm de York River 1 n Fm de Fortin , l Calcaires Supérieurs de Caspé ÜLJ] Silurien et Dévonien basai I I Cambro-Ordovicien ¦™ Pte St-Pierre Bande Centrale Fm de White Head Baie de Malbaie S-O Ant. r. St-Jean Syn. York f. Bras GS N. O. Do N-E Figure 1.9 B 70 1.3.1 Tectonique du nord-est de la Gaspésie Le nord-est de la Gaspésie est divisé en deux grandes unités tectoniques: la Ceinture taconique au nord, formée par des roches d'âge Cambrien à Ordovicien moyen (St-Julien et Hubert, 1975) et le synclinorium de Gaspé-Connecticut Valley (Cady, I960), formé par des roches d'âge Silurien à Dévonien supérieur (Fig. 1.9). Ce dernier est limité au sud par l'anticlinorium d'Aroostook-Gaspé (MaloetBéland, 1985), autrefois d'Aroostook-Matapédia (Pavlides et al., 1964; Ayrton et al, 1969). Ces deux régions ont été impliquées dans deux phases majeures de déformation: l'orogénie taconique, à la fin de l'Ordovicien et l'orogénie acadienne au Dévonien supérieur. Les séries impliquées dans l'orogénie taconique sont reprises par l'orogénie acadienne (Roksandic et Granger, 1981). Cette partie des Appalaches représente la zone de destruction de l'ancienne bordure continentale de l'est de l'Amérique du Nord, ou l'ouest de l'océan Iapetus, à la fin du Précambrien et au début du Paléozoïque (zone de Humber). Elle est recouverte par les séries plus jeunes du Paléozoïque inférieur à moyen (Willians, 1979). Figure 1.9. Carte géologique (A) et coupe structurale (B) du nord-est de la Gaspésie1 . Localisation des puits2 mentionnés. Modifiée de Bourque, 1977; Brisebois, 1981; Roksandic et Granger, 1981; Islam et al., 1982, Amyot, 1984. 1 ABREVIATIONS DES NOMS: Fm = formalion, Mt Serp. = mont Serpentine, Mt TV = mont de la Tour de Télévision, Pte = pointe, r. = rivière, f. = faille, Fp = faille probable. ABREVIATIONS DES NOMS DE FORMATIONS: BP = Formation de Battery Point, YR = Formation de York River, IC = Formation d'Indian Cove, SH = Formation de Shiphead, FR = Formalion de Forillon, CH = Groupe de Chaleurs, C = séries cambro- ordoviciennes. ^ Explications des abréviations des puits: Yo ~ York, SB - Sunny Bank, GS = Gaspé Sud, Bl = Blanchot, Ma = Malbaie, TP = Tar Point, Do = Douglas, GN = Gaspé Nord. 71 1.3.1.1 La Ceinture taconique. Cette série contient les roches les plus intensément déformées de la région. Elle appartient au Super-groupe de Québec et est divisée dans la figure 1.9 en deux unités structurales séparées par une faille. Ces unités font partie du domaine externe des Appalaches. Complètement allochtones, elles sont limitées au nord par la ligne de Logan (St-Julien et Hubert, 1975). L'inversion chronostratigraphique des unités tectoniques est la principale particularité de cet édifice structural. En effet, l'unité supérieure du point de vue structural est formée des roches les plus vieilles (McGerrigle, 1950; St-Julien et Hubert, 1975). D'après Béland (dans St- Julien et al., 1972), c'est aussi la formation la plus métamorphisée. D'autre part, les roches les plus jeunes sont situées en dessous de l'édifice. 1.3.1.2 Le synclinorium de Gaspé-Connecticut Valley Cette seconde province du nord-est de la Gaspésie est au-dessus de la première. Elle en est séparée par une discordance angulaire très importante. Cette discordance a été causée par une période d'érosion qui a suivi l'orogénie taconique à l'Ordovicien supérieur (St-Julien et Hubert, 1975). Le niveau de déformation est moins intense que celui de la Ceinture taconique. Les roches de ce synclinorium sont déformées par l'orogénie acadienne au Dévonien supérieur. Ce synclinorium a une structure complexe. Les failles de chevauchement (dynamiquement, cinématiquement et temporellement reliées) accompagnées de plis constituent l'essentiel de sa tectonique (Roksandic et Granger, 1981). A) Les failles Deux zones majeures de failles divisent ce synclinorium en trois blocs: les Blocs Nord, Central et Sud (Béland, 1980; Roksandic et Granger, 1981; INRS-Géoressources, 1983 et Amyot, 1984). Ces blocs ont des styles tectoniques différents. Ces zones de failles ont une direction nord-ouest sud-est. La faille la plus au sud est appelée la faille du Troisième Lac (Fig. 1.9A: f. 3ième Lac). La faille la plus au nord porte deux noms (Brisebois, 1979). Le 72 tronçon nord-ouest est appelé la faille du Bras Nord-Ouest (Fig. 1.9A: f. Bras N-O), Il se prolonge au sud-est par la faille de Belle Anse (Fig. 1.9A: f. Belle Anse) qui n'est pas observée, mais qui peut être déduite du changement d'attitude des strates de 90 degrés de part et d'autre d'une zone de faille (Brisebois, 1979). D'après cet auteur» une autre branche de la faille se perdrait dans la baie de Gaspé (Fig. 1.9A). La faille du Bras Nord-Ouest a joué un rôle important lors de la sédimentation. Dans le Bloc Central, sous la baie de Gaspé Sud, une épaisse série des Calcaires Supérieurs de Gaspé et une mince tranche du Groupe de Chaleurs reposent en discordance sur les roches du Super- groupe de Québec. Du côté nord de la faille, sous la baie de Gaspé Nord, cette série est d'abord très mince, puis elle s'épaissit vers le nord (Roksandic et Granger, 1981). Cette structure est interprétée comme un paléo-relief, d'origine structurale (paléo-relief de Douglas: Roksandic et Granger, 1981), Une autre zone haute, associée à des failles normales, est observée entre le Bloc Sud et l'anticlinorium d'Aroostook-Gaspé dans l'est de la Bande Centrale (Fig. 1.9A). Cette zone haute met en contact les Calcaires Supérieurs de Gaspé avec le Groupe de Matapédia alors qu'à Test ou à l'ouest une épaisseur plus ou moins importante du Groupe de Chaleur s'interpose de part et d'autre de cette zone haute (Brisebois, 1981). Ces failles normales ont, par la suite, servi de rampe tectonique aux chevauchements. En effet, d'après Béland (1980), la faille du Bras Nord-Ouest est une faille de chevauchement et de décrochement dextre. Elle est faite de segments ayant deux orientations prédominantes: est-sud-est et sud-sud-est. Les segments sud-sud-est sont le lieu de décrochements dextres et les segments est-sud-est de chevauchements. Ces derniers montrent plusieurs plans de dislocation (5 au minimum), répartis dans une zone de pendages abrupts. L'un d'eux est appelé faille de la rivière Darmouth par Roksandic et Granger (1981). L'importance de cette zone de dislocation semble être reliée à l'ampleur du mouvement qui décroît de part et d'autre d'un point culminant ancré au voisinage du Mont Serpentine (Fig. 1.9A: IMt Serp.). Au-delà de Gaspé, le mouvement de la faille a beaucoup moins d'envergure. 73 Ces mouvements sont reliés au déplacement, vers Ie nord, de tout le Bloc Central sur le plan d'une grande faille de chevauchement en subsurface, déduite à partir de données sismiques (Fig. 1.9B). D'après Roksandic et Granger (1981), cette faille est faiblement pentée vers le sud-est. A l'aplomb de Gaspé, la série complète des Calcaires Supérieurs de Gaspé, de 2 km d'épaisseur, est transportée suivant un mouvement coulissant de décrochement. Le chevauchement de cette faille, sur la série du Bloc Nord, est limité par la présence d'un paléo- relief dont la limite sud coïncide ici avec la faille du Bras Nord-Ouest. A l'extrême sud du Bloc Central, au sud de Gaspé, cette faille déplacerait vers le nord quelques 6 km de séries qui inclueraient les Groupes de Matapédia, de Chaleurs et des Calcaires Supérieurs de Gaspé (Fig. 1.9B). La faille du Troisième Lac est de même nature que la faille du Bras Nord-Ouest. Toutefois, le mouvement de décrochement dextre y est plus important (Béland, 1980). D'après cet auteur et d'après Roksandic et Granger (1981), les deux failles se rattachent à un système activé par le même champ de contrainte sud-nord. D'autres failles parallèles aux premières (Brisebois, 1979), sont observées en surface et en subsurface. Toutes ces failles ont joué de plusieurs façons durant l'histoire tectonique de la région et les failles les plus vieilles sont reprises par les plus jeunes (Roksandic et Granger, 1981). En effet, la zone chevauchante de la faille du Bras Nord-Ouest s'est brisée par gravité pour donner la faille de Belle Anse (Amyot, 1984) et mettre en contact les grès de la Formation de Battery Point avec les Calcaires Supérieurs de Gaspé (Roksandic et Granger, 1981). B) Les plis D'après Roksandic et Granger (1981), les plis observés dans cette région sont dynamiquement reliés aux grandes failles discutées plus haut. En effet, la majorité des plis observés dans les trois blocs structuraux sont parallèles. Ils font un angle d'environ 40° avec les failles du Troisième Lac et du Bras Nord-Ouest (Fig. 1.9A). La densité et l'amplitude de ces plis sont cependant différentes d'un bloc à l'autre. 74 Dans le Bloc Sud, les pendages sont abrupts et les plis sont serrés. Les plis observés sont du sud vers le nord: le synclinal de Malbaie, l'anticlinal de Joncas, le synclinal du lac McPhee, l'anticlinal de la rivière Saint-Jean, le synclinal de la rivière York, l'anticlinal de Mississippi et l'anticlinal du Mont Bald (Fig. 1.9A) (Amyot, 1984). L'anticlinal de la rivière Saint-Jean est le pli majeur de ce synclinorium (McGerrigle, 1950). La faille du Troisième Lac met en contact les plis serrés du Bloc Sud avec les plis plus ouverts du Bloc Central (Brisebois, 1981 et Amyot, 1984). Roksandic et Granger (1981) et McGerrigle (1950) reconnaissent six plis au nord de la rivière York. Du sud vers le nord, ce sont le synclinal de la rivière York, les anticlinaux de Mississippi et du Mont Bald, de Hay Creek, de Galt et le synclinal de Champoux. D'autre part, Amyot (1984) ne reconnaît qu'un seul pli majeur dans le Bloc Central, le synclinal de la rivière York (Fig. 1.9A et B). L'anticlinal du Mont Bald peut être attribué aux Blocs Sud et Central. En effet, la faille du Troisième Lac ne se poursuit pas au-delà de cet anticlinal et ses flancs nord et sud appartiennent respectivement aux Blocs Sud et Central (Fig. 1.9A). Au nord, le synclinal de Champoux prend le relais de l'anticlinal du Mont Bald sans interruption de faille. Les deux structures anticlinales les plus évidentes dans le Bloc Central sont les structures anticlinales des Monts Serpentine et de la Tour de Télévision au nord de Gaspé (Fig. 1.9A: Mt Serp. et Mt TV). La zone du Mont Serpentine représente le point de chevauchement maximum de la faille du Bras Nord-Ouest. Elle renferme un copeau de socle ultramafique métamorphisé d'âge Ashgillien (437 millions d'années: St-Julien et Hubert, 1975), Ce morceau de socle faisait partie du paléo-relief sous-jacent à la zone qui a créé cette structure, lors du chevauchement du Bloc Central sur le Bloc Nord. La structure de la Tour de Télévision est semblable, mais le soulèvement de la lèvre sud- ouest de la faille du Bras Nord-Ouest a été moindre (Béland, 1980). Le Bloc Nord est peu plissé. Un seul pli parallèle aux plis des autres blocs, y est observé (l'anticlinal de Tar Point). Ce pli butte à l'ouest sur une faille parallèle à la faille de Belle Anse et est en continuité avec la faille de la pointe Saint-Pierre (Fig. 1.9A). 75 Ce bloc a l'aspect d'un monoclinal penché vers le sud, parallèle à la discordance taconique au nord. Il est peu faille, avec un plat sous Ia baie de Gaspé et un rebroussement à la verticale en bordure de la faille du Bras Nord-Ouest, ce qui lui donne l'aspect d'un synclinal (Brisebois, 1981). Cet aspect est trompeur, car l'attitude observée des strates du Bloc Nord et la position actuelle de la Ceinture taconique entre le synclinal de Gaspé et le bassin de l'île d'Anticosti sont dues à une inversion structurale liée au faillage et au plissement Acadien. Sous le synclinal de Gaspé, la juxtaposition de quatre discordances amène la Formation de York River en contact avec le Cambro-Ordovicien du paléo-relief de Douglas (Fig. 1.9B). Les Calcaires de Gaspé de Ia Bande Nord n'indiquent donc pas la direction d'une paléo-pente sédimentaire (Roksandic et Granger, 1981). Finalement, les strates d'âge Carbonifère observées à l'extrémité est du Bloc Central de notre région, ne sont pas déformées (Brisebois, 1979), ou seulement localement, dans les zones de failles (Amyot, 1984). FIGURE 1.10 77 1.3.2 Stratigraphie du nord-est de la Gaspésie La stratigraphie du nord-est de la Gaspésie est illustrée dans la figure 1.10. Les épaisseurs des unités de Ia série sont indiquées en mètres, l'axe vertical étant à l'échelle des temps géologiques. N'étant pas l'objet principal de l'étude, la stratigraphie de la série cambro-ordovicienne est plus sommairement discutée. Ces roches ont agi comme un socle pour le synclinorium de Gaspé-Connecticut Valley et certains paramètres de la maturation thermique ont déjà été étudiés par Islam et al. (1982). Les roches du synclinorium de Gaspé-Vallée du Connecticut sont divisées en deux séries: basale, formée par les Groupes de Matapédia et de Chaleurs (Ordovicien supérieur à Dévonien inférieur) et sommitale, formée par les Groupes des Calcaires Supérieurs de Gaspé et des Grès de Gaspé (Dévonien inférieur à moyen) (Bourque, 1977; Amyot, 1984). Figure 1.10. Echelles géochronologique, chronostratigraphique1, lithostratigraphique2 et lithologique de Ia surface et de la subsurface du nord-est de la Gaspésie et interprétations des auteurs antérieurs sur les milieux de dépôts3 (Bourque, 1977; Lespérance, 1980a, INRS-Pétrole, 1975; Sikander, 1976; Pageau et Prichonnet, 1976; Cant et Walter, 1976; Rust, 1982; Kirkwood, 1986). Epaisseurs des formations entre parenthèses indiquées en mètres. 1 CARB. = Carbonifère, MISS. = Mississippien, MA = millions d'années. 2 CALC. SUP. DE GASPE = Calcaires supérieurs de Gaspé. Epaisseur des formations en mètre entre parenthèses ( ). Formations en lettres majuscules, Membres en lettres minuscules. 3 MILIEUXDEDEPOTS: 1 = continental (lagunaire, lacustre et fluviatile); 2 = littoral-cotier; 3 = plate-forme marine peu profonde; 4 = plate-forme marine moyennement profonde; 4 = plate-forme marine profonde cl brodurc de plate-forme; 5 = glacis continental - bassin. 78 A) Socle de la série 1.3.2.1 Super-groupe de Québec Les roches du Super-groupe de Québec sont observées dans la Ceinture taconique (Fig. LIO). Deux formations, une par unité structurale, affleurent dans la région: les Formations de Cap-des-Rosiers et de Deslandes (St-Julien et Hubert,1975). Au nord, on trouve la Formation de Deslandes (Biron, 1974), autrefois les trois premiers membres de la Formation de Cloridorme d'Enos (1969). D'après Hesse (1982), c'est un facies flysch, formé de calcaires argileux et de shale, déposé dans un bassin de type molassique. Elle est d'âge Caradocien inférieur (Zone à N. gracilis, Riva, 1968). La Formation de Cap-des-Rosiers est chevauchante sur la Formation de Deslandes (St- Julien et Hubert, 1975) et discordante (McGerrigle, 1950) sous la série siluro-dévonienne du synclinorium de Gaspé-Connecticut Valley, Elle est formée de schistes argileux foncés, mêlés avec beaucoup de schistes argileux et de calcaires gris, de conglomérats et de schistes argileux interstratifiés de grès gris (McGerrigle, 1950). C'est Ia plus vieille formation de la région. Certains horizons à l'intérieur des terres sont d'âge Cambrien (McGerrigle, 1950). Toutefois, la majeure partie de la formation est trémadocienne et arénigienne (McGerrigle, 1950; St-Julien et Hubert, 1975; Islam et al., 1982). Dans le nord-est de la Gaspésie, des roches du Super-groupe de Québec sont traversées par quatre puits (Amyot, 1984). Dans les deux puits au sud-est (Gaspé Sud et Douglas), ces roches sédimentaires sont des mudstones, des grès, des cherts, des dolomie et des siltstones. Dans les deux puits au nord-ouest (Blanchet et Gaspé Nord), les roches rencontrées sont des schistes et des grès métamorphiques du Groupe de Schickschok (Amyot ,1984). 1.3.2.2 Complexe de Lady Step Cet ensemble est fait de roches mafiques (serpentinites, méta-volcaniques, pyroxénites et amphibolites). Il affleure dans la structure du Mont Serpentine. Il chevauche les séries dévoniennes du Bloc Nord et est discordant sous Ia série sedimentale du Bloc Central. 79 Il est ashgillien (437 millions d'années: St-Julien et Hubert ,1975). B) Série basale: Groupes de'Matapédia et de Chaleurs (Fig. 1.10) 1.3.2.3 Formations de White Head et de Sources Ces formations affleurent à l'ouest de la Bande du Nord (Formation de Sources: Lespérance et Bourque, 1970) dans le coeur de l'anticlinal de la rivière Saint-Jean et dans la Bande Centrale, au sud du synclinorium de Gaspé-Connecticut Valley. Ces deux formations ne sont pas discutées en détail car elles affleurent en dehors de la région échantillonnée. La figure 1.10, adaptée à partir des auteurs suivant: Amyot (1984) Bourque (1977); Brisebois (1979 et 1981), Kirkwood (1986), Lespérance et al. (1981), Lespérance et Tripp (1985), Roksandic et Granger (1981), donne les caractéristiques essentielles de la lithostratigraphie et de la chronostratigraphie. 1.3.2.4 Formation de Burnt Jam Brook Cette formation, définie par Cumming en 1961 dans l'anticlinal de la rivière Saint-Jean, est formée de shales, d'argilites et de mudstones. Les couleurs varient de vert pâle à vert foncé et de gris foncé à noir (Amyot, 1984; Brisebois, 1979, 1981; Bourque, 1977). En subsurface, elle est observée et échantillonnée au fond du puits York, implanté dans le nez de cet anticlinal. L'épaisseur de la formation est d'environ 200 à 250 m. D'après Brisebois (1981), le contact avec la Formation de White Head sous-jacente est tectonisé. Les environnements des dépôts de la Formation de Burnt Jam Brook sont plus éloignés de la ligne de rivage que les Formations de Sources et de White Head (Bourque, 1977). Les rares collections de graptolites trouvées permettent de corréler cette formation avec la partie supérieure de la Formation de White Head (Llandovérien C2^C3: Bourque, 1977; Lespérance et al., 1981; Llandovérien C5-C6: Brisebois, 1981). 80 1.3.2.5 Formation de Val Brillant Cette formation est essentiellement constituée d'arénite quartzique. Affleurant à l'ouest de la région échantillonnée, les caractéristiques lithostratigraphiques et chronostratigraphiques illustrées dans la figure 1.10 suffisent pour les fins de l'étude. 1.3.2.6 Formation de Laforce Cette formation affleure à l'extérieur de notre région dans Ia Bande du Nord, dans l'anticlinal de la rivière Saint-Jean, où elle est échantillonnée et à l'ouest de la Bande Centrale, Elle est aussi identifiée en subsurface dans le puits York (Fig. 1.9A). Elle est essentiellement constituée de calcarénite gréseuse et de grës calcaires. Dans la Bande du Nord, des lithoclastes de la Formation de Val Brillant y sont trouvés. Dans l'anticlinal de la rivière Saint-Jean et dans la Bande Centrale, ce sont les fragments de la Formation de White Head (Bourque, 1977) qui abondent. D'après Brisebois (1981), le seul contact observable avec la Formation sous-jacente de Burnt Jam Brook est faille. Celui avec la Formation de Gascons, au-dessus, est net (Bourque, 1977). Riche en coraux, elle contient une communauté de brachiopodes typique d'environnements de dépôts très peu profonds et énergétiques. Cependant, dans la région de l'anticlinal de la rivière Saint-Jean, les graptolites abondent. Cette partie du bassin est donc plus profonde que celle de la Bande du Nord (Bourque, 1977). Dans l'anticlinal de la rivière Saint-Jean, le graptolite Monograptus flemingii permet de corréler la base de la Formation de Laforce avec le Wenlockien moyen et supérieur (Fig. 1.10). 1.3.2.7 Formation de Griffon Cove River Cette unité affleure dans la Bande du Nord, entre la rivière Darmouth et la péninsule de Forillon et est observée, en subsurface, dans le puits Douglas (Fig. 1.9A: Bloc Nord). La base de cette formation est surtout formée de conglomérats. Plus haut, ces derniers passent à des grès (Amyot, 1984) et, dans sa coupe-type, à des mudstones, des siltstones et 81 des conglomérats vers le sommet (Bourque, 1977; Brisebois, 1981). L'épaisseur de la formation varie entre 2 et 70 m (Brisebois, 1981). La Formation de Griffon Cove River est discordante sur les roches du Super-groupe de Québec. Les grès du sommet passent graduellement à ceux de la Formation de Gascons, qui passent à leur tour graduellement aux calcaires bioclastiques ou construits de la Formation de West Point (4 à 14 m) (Brisebois, 1981). D'après Bourque (1977), c'est un dépôt transgressif sans communauté de fossiles caractéristique. Un âge Pridolien lui est assigné à partir des faunes des formations adjacentes. 1.3.2.9 Formation de Gascons Comme le fait remarquer Amyot (1984), il y a confusion dans la littérature entre les termes de Formation de Saint-Léon et Formation de Gascons. Plus simple, la nomenclature de cet auteur est adoptée. Elle écarte le terme de Formation de Saint-Léon et intègre ses membres dans la Formation de Gascons. Elle limite aussi la frontière supérieure de la Formation de Gascons aux Formations de West Point et/ou Roncelles et d'Indian Point. Cette formation affleure dans les trois ceintures siluriennes du nord-est de la Gaspésie mais est échantillonnée dans la Bande du Nord et l'anticlinal de la rivière Saint-Jean (puits York). Dans l'anticlinal de la rivière Saint-Jean, en plus de la formation indifférenciée qui est un grès, trois membres sont reconnus: le Membre du Ruisseau Louis, fait de siltstones et de grès fins laminaires de couleur grise (10 à 450 m), le Membre de OwI Capes, fait d'un wake conglomératique polygénique à particules volcaniques, de calcarénites gréseuses et de siltstones très calcaires (28 à 300 m), et le Membre de Cedar Barn, fait de laves basiques, de conglomérats, de grès volcaniques, et de siltstones gris verdâtres (540 m) (Bourque, 1977 et Amyot, 1984). Dans la Bande du Nord, on y trouve des grès allant de fins à grossiers, de couleur verdâtre, des siltstones rouges à rides de plage et à lamines alguaires, et quelques conglomérats (20 à 130 m) (Amyot, 1984). 82 Dans l'anticlinal de la rivière Saint-Jean, les sédiments fins et localement riches en graptolites, mais dépourvus de communauté de brachiopodes du Membre du Ruisseau Louis, sont d'environnements de dépôts plus profonds que la Formation de Laforce sous-jacente. D'autre part, les paléoenvironnements de la Formation de Gascons indifférenciée et du Membre de OwI Capes, représentent un dépôt marginal autour d'une crête volcanique (Membre de Cedar Barn), sédimenté durant l'acmé de la régression. En effet, on trouve dans les sédiments grossiers du Membre de OwI Capes, des lithoclastes des Formations de White Head, de Burnt Jam Brook et de Laforce, dans un ordre stratigraphique inverse (Bourque, 1977; Amyot, 1984). Dans la Bande du Nord, les grès verts de la Formation de Gascons suivent les conglomérats de la Formation de Griffon Cove River. Ils suivaient la ligne de rivage lorsque la mer a recouvert le socle laconique durant le Pridolien. En effet, les communautés de brachiopodes, trouvées dans le faciès indifférencié de Ia formation, sont typiques d'environnements de dépôts peu profonds et à faible énergie. Par contre, les îlots de calcarénite, rencontrés dans la Bande du Nord et la Bande Centrale, se sont formés en milieu agité (Bourque, 1977). Les assemblages de graptolites (Zones à Neodiversograptus nilssoni et Lobograptus scanicus) indiquent que la base de la formation est d'âge Gorstien (Ludlowien inférieur) et que sa partie supérieure dans la Bande du Nord, où l'on trouve Monograptus bouceki est pridolienne. Dans la partie orientale de la Bande du Nord, l'apparition du brachiopode "Nanothyris " indique que cette formation traverse dans le Dévonien (Bourque, 1977). 1.3.2.9 Formation de West Point La Formation de West Point est partout un calcaire intercalé de siltstones et de grès fins des Formations de Gascons, de Roncelles ou d'Indian Point. Les limites de la Formation de West Point avec ces formations, respectivement sous-jacente (Gascons), latéralement équivalente (Roncelles) ou sus-jacente (Indian Point), sont conséquemment graduelles (Brisebois, 1981). Ces calcaires sont des calcarénites et des calcirudites à crinoïdes et autres bioclastes, des conglomérats calcaires et des boundstones à stroroatopores et à coraux. 83 L'épaisseur de cette formation est très variable. D'une épaisseur maximale de 325 m à la rivière Madeleine sur la Bande du Nord à l'ouest de notre région, elle conserve une épaisseur de 4 à 40 m dans le reste de cette ceinture. Dans l'anticlinal de la rivière Saint-Jean, son épaisseur ne dépasse pas 10 m alors que dans la Bande Centrale elle varie entre 10 et 140 m (Bourque, 1977; Brisebois, 1981). Cette formation est observée dans deux puits. Dans le puits York (Bloc Sud), elle a environ 100 m d'épaisseur. Elle est plus mince (60 m) dans le puits Douglas (Bloc Nord) (Amyot, 1984). D'après Bourque (1977), ces facies périrécifaux et récifaux se sont construits en trois phases. La première phase voit à l'établissement d'une plate-forme calcaire qui servira de substratum à l'édifice. On y trouve une communauté de brachiopodes d'environnements de dépôts peu profonds. Dans la deuxième phase, des animaux constructeurs vivant dans des environnements de dépôts plus énergétiques construisent un barrière de type biostrome. Parallèlement, il s'établit un facies boueux et calme, qui forme l'arrière récif. On y trouve une communauté de brachiopodes d'environnements de dépôts tout aussi peu profonds ou d'un faciès d'avant récif assez profond pour être soustrait de l'action des vagues (Bourque, 1977). Enfin, dans la troisième phase s'érigent de petites buttes de boundstone à stromatopore (bioherme) dans des sables calcaires (Bourque, 1977). La frontière siluro-dévonienne traverse ces récifs. Deux assemblages de brachiopodes sont observés dans sa partie dévonienne. L'assemblage inférieur est caractérisé par l'abondance de quelques espèces dévoniennes du genre Gypidula et par le térébratulide "Nanothyris". L'assemblage de graptolites équivalent à cette faune de brachiopodes appartient à la Zone à Monograptus uniformis , dont l'âge est Gédinien (Harland et al., 1982). Le deuxième assemblage (Lavenea subcarinata ) est corrélé aux formations d'âge Gédinien supérieur du centre du continent (Bourque, 1977). 84 1.3.2.10 Formation de RoncelleS Cette formation a la lithologie suivante: terrigènes fin argileux, calcaires argilo-silteux et calcaires plus purs à crinoïdes, coraux et autre fossiles (Amyot, 1984; Brisebois, 1979,1981; Bourque, 1977). D'après Bourque (1977), son épaisseur est essentiellement fonction de celle de la Formation de West Point dont elle est un équivalent latéral. Toutefois, alors que le contact avec la Formation de West Point se fait en quelques mètres, il est diffus avec la Formation d'Indian Point sus-jacente (Brisebois, 1981). Comprise entre 40 et 300 m dans la Bande du Nord, l'épaisseur de la formation est de l'ordre de 40 à 55 m dans l'anticlinal de la rivière Saint-Jean (Bourque, 1977; Brisebois, 1981). Toutefois, en subsurface, la puissance de cette formation peut atteindre 650 m (Amyot, 1984: anticlinal du Mont Bald). Dans les puits étudiés (Sunny Bank, Gaspé Nord et Douglas), on y trouve respectivement 225+, 40 et 60 m de strates (Amyot, 1984). Cette formation s'est déposée dans un environnement de dépôts lagunaires d'arrière récif (Amyot, 1984; Bourque, 1977). Dans la seconde phase de la Formation de West Point, l'énergie du milieu de dépôts de la Formation de Roncelles est faible et l'environnement est protégé, non restreint, et peu profond. Durant la phase biohermale de la Formation de West Point, les environnements de dépôts sont, selon l'auteur, plus ou moins profonds (Bourque, 1977) et équivalents à ceux de la Formation de Forillon. Cette formation est du même âge que la Formation de West Point. 1.3.2.11 Formation d'Indian Point Dans la panie est de la Bande du Nord, la Formation d'Indian Point est divisée en quatre membres. Les lithologies sont respectivement, de bas en haut: des siltstones et des mudstones gris-vert, localement rouges (Membre de Rosebush Cove: maximum de 600 m), des siltstones gris-vert, des mudstones et des grès calcareux interstratifiés (Membre de Petit Portage: 17 à 66 m), des calcaires micritiques avec plus ou moins de siltstones et de mudstones (Membre de Quay Rock: 72 à 210 m), puis un retour plus gréseux à la lithologie du Membre de Petit 85 Portage (Membre de Cape Road: 98 àl25 m) (Amyot, 1984; Brisebois, 1981 et Bourque, 1977). Bien que cette nomemclature ne soit pas employée ailleurs dans le bassin, des lithologies semblables sont observées en surface dans l'ouest de la Bande du Nord, dans l'anticlinal de la rivière Saint-Jean, dans la Bande Centrale et en subsurface dans les puits Sunny Bank, Gaspé Sud, Blanchet (Bloc Central) et Gaspé Nord (Bloc Nord) (Amyot, 1984). Dans la Bande Centrale, elle est en continuité avec la Formation de Gascons. La Formation d'Indian Point exprime un approfondissement du bassin. Les environnements de dépôts sont plus profonds que ceux de la Formation de Roncelles et s'apparentent à ceux d'une plate-forme terrigene peu profonde (10 à 200 m) (Amyot, 1984). Les structures de glissement sédimentaire, dans le Membre de Quay Rock, indiquent que cette plate-forme est pentée (Bourque, 1977). Cette formation couvre tout Ie Gédinien. Elle est en partie corrélative aux Formations de Roncelles et de West Point (Bourque, 1977). O Série supérieures: Groupes des Calcaires Supérieurs de Gaspé et des Grès de Gaspé Cette série est divisée en trois ensembles (Amyot, 1984). Le premier ensemble est appelé Calcaires Supérieurs de Gaspé. Il succède progressivement aux lithologies de la Formation d'Indian Point. Il est formé de trois unités qui s'appliquent à toute la région. Cette division ne repose que sur la reconnaissance de l'unité intermédiaire, la Formation de Shiphead, plus hétérogène et au contenu terrigene plus important. La Formation d'Indian Cove, unité supérieure, n'est qu'une répétition plus siliceuse de la Formation de Forillon, unité inférieure (Lespérance, 1980a). Le second ensemble (Formations de York Lake et de Fortin) fait partie des deux groupes et est une zone de transition. En effet, il emprunte des éléments aux ensembles inférieur et supérieur. 86 Enfin, le troisième ensemble est une série détritique terrigene à granulometrie croissante, formé de trois formations (Formations de York River, Battery Point et de Malbaie). 1.3.2.12 Formarion de Forillon Cette formation est un calcaire microquartzeux, laminaire ou pas, dolomitisé si elle est silicifiée (nodule de chert) et qui peut être riche en spicules (Lespérance ,198Oa). Amyot (1984) subdivise cette formation en trois unités: i) une micrite ou dolomicrite argileuse et silteuse, ii) une micrite et dolomicrite silto-cherteuse, bioturbée et à fragments de fossiles, iii) une micrite et dolomicrite cherteuse interstratifiée de lits de calcarénite à crinoïdes ou de dolomie cristalline. Son épaisseur est comprise entre 290 et 580 m. Cette fomation est observée en surface et en subsurface (puits Sunny Bank, Gapsé Sud, Blanchet et Gaspé Nord) dans les Blocs Nord et Central. Elle représente un dépôt de plate-forme en eaux assez profondes (Bourque, 1977). On n'y retrouve pas de structures de glissement comme dans la formation sous-jacente. De part et d'autre de la faille du Bras Nord-Ouest, au niveau du paléo-relief de Douglas (Fig. 1.9B), elle est discordante sur la Formation d'Indian Point (Roksandic et Granger, 1981). Sa base est donc, au moins localement, peu profonde. En effet, les spores observées par McGregor et Owens (1966) à Cap-des-Rosiers laissent croire à la présence de zones émergées dans les environs. La faune fossile de cette formation est corrélée avec la Zone à Rennselaeria du centre du continent. L'âge attribué est Siéginien inférieur (Lespérance, 1980a). 1.3.2.13 Formation de Shiphead La Formation de Shiphead est formée d'une grande variété de calcaires à structure de mudstone et de wackestone (calcarénite, calcaire nodulaire, strates silicifiées avec spicules d'épongés et dolomitisées, calcaire argileux) à litage plus régulier et plus épais que dans la Formation de Forillon. Ces calcaires sont accompagnés de lits de siltstones et de grès et dans l'ouest, de dolomie (Amyot, 1984; Lespérance, 1980a, b). 87 L'épaisseur de cette formation varie entre 66 et 800 m. La formation est observée en subsurface dans les trois blocs structuraux (Amyot, 1984). Dans les Blocs Central et Sud, les auteurs antérieurs attribuaient ces roches à la Formation de Cap-Bon-Ami (Bourque, 1977; Brisebois, 1979, 1981). L'étude des microfacies calcaires permet de conclure que ces roches proviennent d'environnements de dépôts de bordure de plate-forme (Lespérance, 198Oa). Toutefois, la présence de spores sous des horizons de bentonite au sommet de la formation (est de la péninsule de Forillon), suggère une influence continentale (McGregor et Owen, 1966). Les faunes des Formations de Shiphead et de Forillon diffèrent peu (Lespérance, 1980a). L'âge de la Formation de Shiphead est Siéginien moyen. 1.3.2.14 Formation dlndian Cove La Formation d'Indian Cove est caractérisée par sa forte teneur en chert, par sa richesse en spicules et par ses lits de calcarénites (Amyot, 1984). La partie inférieure est la plus riche en chert. Des packstones à pelmatozoaires et bryozoaires sont plus abondants dans la partie supérieure. Brachiopodes, algues et grainstones y font aussi leur apparition (Lespérance, 1980a). L'épaisseur dé cette formation est comprise entre 140 m dans la péninsule de Forillon et 850 m à l'ouest du bassin (Lespérance, 1980b). Le contact avec la Formation de Shiphead est généralement concordant, mais il peut localement être discordant (Lespérance, 1980a; Roksandic et Granger, 1981). La partie basale de la formation s'est formée dans des environnements de dépôts d'une plate-forme distale (milieu pélagique) (Amyot, 1984). La partie supérieure est d'origine plus proximale (Lespérance, 1980a). La proximité d'un rivage dans la partie supérieure de la formation est confirmée par la plus grande abondance relative des spores trilètes (McGregor, 1966) et par la présence de fragments organiques d'origine continentale (INRS- Géoressources, 1983: Sunny Bank, Gaspé Nord et Québec Oil, au sud de notre région). 88 La faune fossile de cette formation est plus variée que dans les autres formations des Calcaires Supérieurs de Gaspé. La partie inférieure de la formation appartient à la même zone que les formations sous-jacentes alors que la partie supérieure appartient à la Zone à Etymothyris de l'Emsien inférieur (Lespérance ,198Oa). 1.3.2.15 Formation de York Lake La Formation de York Lake est une interstratification de calcaires silto-cherteux, de siltstones, de mudstones et de grès. Observée dans la moitié ouest de la Bande du Nord, elle est l'équivalent latéral du sommet de la Formation de Fortin dans le Bloc Sud (Brisebois, 1979, 1981). Dans notre région, son épaisseur varie de 98 m à 150 m (Lespérance, 1980a). Mais, un peu plus à l'ouest, elle peut dépasser les 400 m. Elle est alors plus terrigene et plus dolomitique (Lespérance, 1980b). En subsurface, elle est observée dans le puits Gaspé-Sud. Cette formation représente une zone de transition entre des sédiments marins et des sédiments intercotidaux et continentaux (Amyot, 1984). Sa palynoflore est conséquemment riche en acritarches d'origine marine et en spores trilètes d'origine continentale (INRS-Pétrole, 1975). 1.3.2.16 Formation de Fortin La Formation de Fortin est une interstratification épaisse (Fig. 1.10) de grès, de siltstones, de calcaires et de conglomérats (Amyot, 1984), divisée en trois assemblages (Brisebois, 1981) qui représentent des faciès de transition entre sédiments marins, intercotidaux et continentaux. Elle affleure en dehors de la région échantillonnée dans le cadre de ce projet. Elle n'est pas observée en subsurface (Amyot, 1984). 1.3.2.17 Formation de York River La base de la Formation de York River contient surtout des siltstones, mais aussi des mudstones et des grès fins. Cette partie de la formation est appelée le Membre de l'Anse-à- 89 Brillant. Il est également caractérisé par de nombreux glissements sédimentaires et par de fréquents lits contenant des brachiopodes et des bivalves. Le reste de la formation, indifférencié, est monotone. Il est fait de lits de grès quartzo- feldspathique ou de wacke à grains fins à moyens, de mudstone, de siltstone et de quelques lits de conglomérats. Typiquement, ces lits montrent des stratifications obliques ou entre-croisées. Les grains des lits de grès sont subarrondis à subangulaires et assez bien triés. La base de cette deuxième partie de la formation contient quelques niveaux à brachiopodes et à bivalves (Amyot, 1984; Brisebois, 1979, 1981). En surface, cette formation est observée dans les Blocs Nord et Sud. Elle couvre plus de 75% du Bloc Central. En subsurface, cette formation est traversée par les puits Sunny Bank, Gaspé Sud, Douglas, Gaspé Nord et Tar Point. Dans les trois premiers sondages, les épaisseurs observées sont comprises entre 350 et 700 m. Dans le puits Tar Point, le Membre de l'Anse à Brillant compte à lui seul plus de 1600 m de lits de siltstone et de grès à grains fins ou moyens (Amyot, 1984). Le contact supérieur de la formation est graduel (Brisebois, 1981). Par contre, le contact inférieur peut présenter une discordance mineure avec les Calcaires Supérieurs de Gaspé lorsque la Formation de York Lake ou de Fortin est absente (Roksandic et Granger ,1981). En subsurface, pour la partie du bassin située au nord de la faille du Bras Nord-Ouest, cette discordance est interprétée à partir des données sismiques. Sur le terrain, elle est observée sur la structure du mont de la Tour de Télévision (Béland,1980), dans le Bloc Central. McGregor (1973) considère que la majorité de cette série est non-marine. En effet, les spores sont bien préservés et partout abondants. Par contre, la présence de brachiopodes et l'absence de tout poisson ou euryptéride, à l'inverse des formations sus-jacentes, soutiennent plutôt l'hypothèse d'un caractère marin (Pageau et Prichonnet, 1976). Les nombreuses spores trilètes, les acritarches et l'unique genre de chitinozoaire trouvés dans ces grès (INRS-Pétrole, 1975) corroborent le caractère mixte des environnements de dépôts. D'après Sikandër (1976), la Formation York River est une série élastique littorale qui montre des directions de courant complexes. En effet, ces directions de courant sont ouest- 90 sud-ouest dans la Bande du Nord, nord-ouest dans le Bloc Central, nord-nord-est dans le Bloc Sud à la rivière Malbaie et variées à l'ouest de la Bande Centrale, Contrairement aux formations sous-jacentes, la matière organique de la Formation de York River peut être suffisamment concentrée pour donner des lits de charbon (Sikander ,1976). Ces lits continus et très bien laminés de charbon ne contiennent ni spores ni algues. Ils se sont déposés dans des marais ou des lagunes d'environnements côtiers. L'autre type de matière organique observé, surtout d'origine alguaire, est trouvé disséminé ou concentré à la base de la partie frontale des stratifications obliques des lits de grès. Cette matière organique s'est accumulée dans un environnement coder marin peu profond, saumâtre et dans des conditions de haute énergie, lors des tempêtes ou des marées (Sikander, 1976). D'après Boucot et al. (1967) la Formation de York River est d'âge Dévonien inférieur. Elle appartient à la Zone à Etymothyris , c'est-à-dire à l'Emsien inférieur (Boucot et Johnson, 1967; Skidmore, 1970; INRS-Pétrole, 1975; Lespérance, 1980a; Brisebois, 1981). 1.3.2.18 Formation de Battery Point La Formation de Battery Point est surtout formée de séquences rythmiques faites de lits épais à très épais de grès conglomératiques gris vert, assez mal triés à stratifications obliques. Ces grès sont à grains moyens à grossiers, subangulaires à subarrondis. Les plantes fossiles sont abondantes et des poissons sont présents (Sikander, 1976). Trois types de séquences rythmiques sont observés. On en fait autant de membres. Ces membres sont dans l'ordre stratigraphique: le Membre de Petit Gaspé, le Membre de Cap-aux- Os, et le Membre de Prével. Le Membre de Petit Gaspé est une répétition de lits de conglomérat, de grès et de mudstone chenalisés. Dans le Membre de Cap-aux-Os on a affaire à des séquences à granulometrie décroissante, érosives à la base, rouges et silteuses au sommet, et pouvant atteindre de 20-30 m d'épaisseur. Le Membre de Prével montre successivement des lits de grès rouge, de siltstone et de mudstones rouge ou vert avec des fentes de dessication, des rides de courant et des racines (Brisebois, 1979,1981). 91 La formation est observée, en surface, dans le coeur du synclinal de la Baie de Gaspé (Bloc Nord) et au sud-est des Blocs Central et Sud. Elle est traversée en subsurface par les puits Tar Point, Douglas, Gaspé Nord et Malbaie. Les épaisseurs observées dans ces quatre puits sont respectivement de 275, 500,600 et 2100 m (Amyot, 1984). La base de la formation est placée au premier conglomérat à blocs de calcaire (Brisebois, 1981). Le contact avec la Formation de York River est soit discordant, gradationnel ou le plus souvent faille (Sikander, 1976). L'abondance des facies grossiers par rapport aux faciès fins d'accrétion verticale et la migration latérale de barre à l'intérieur du chenal suggèrent un environnement fluviatile distai et anastomosé pour la partie est du Membre de Petit Gaspé (Cant et Walker* 1976; Rust, 1982). Plus à l'ouest, les caractéristiques sédimentologiques du membre inférieur et de la Formation de Battery Point indifférenciée suggèrent un environnement fluvial méandrique (Rust, 1982). Par contre, la présence de poissons et de fragments de bois suggère à Sikander (1976) des conditions d'eaux douces et lacustres. En effet, la présence de vertébrés (poissons) et d'invertébrés (brachiopodes, bivalves et eurypterides) dans les argilites et les schistes argileux au sommet des séquences rythmiques, mais jamais dans les facies rouges, fait dire à Pageau et Prichonnet (1976) que ce bassin était subsident, de type laguno-lacustre ou fluviatile bordier et suffisamment proche du niveau marin pour que les poissons s'aventurent dans les chenaux lors des légères invasions marines. Le Membre supérieur (Fort Prével), suggère un environnement de cônes d'alluvion sujets à de fréquentes innondations, à la tête du système fluvial dans un climat assez sec (Sikander, 1976; Rust, 1982). Les directions de courants dans ces grès sont plurimodaux. De direction nord-est au nord de la baie de Gaspé (Cap-aux-Os), ils sont ouest-nord-ouest ou nord-nord-ouest sur sa rive sud (ouest de l'anticlinal de Tar Point) et le long de la Rivière Malbaie. Dans le Membre de Fort Prével, ils sont toutefois est à sud-est (rivière Malbaie) (Sikander, 1976). Les vertébrés font suggérer un âge entièrement Eifelien à Pageau (1968). Par contre, McGregor (1973) démontre plutôt que la limite entre le Dévonien inférieur et le Dévonien 92 moyen (Emsieri-Eifelien inférieur) est située dans la partie supérieure de la Formation de Battery Point. En effet, associée aux restes d'une flore à Psilophyton, dont les premières descriptions remontent au siècle dernier (Dawson, 1859: Psilophyton princeps), la Formation de Battery Point contient deux flores à spores (McGregor, 1973). La flore de la partie inférieure de la formation a peu changé depuis le début du Gédinien. Elle contient surtout de petites spores dont l'exine est radialement ridée ou finement sculptée. Le plus jeune assemblage de spores succède abruptement au premier dans le sommet de la Formation de Battery Point. Il contient plusieurs espèces de grandes spores que l'on retrouve dans les roches d'âge Eifelien à Givétien inférieur d'Ecosse et d'URSS (McGregor, 1967). Un âge Emsien à début Eifelien est aussi suggéré dans l'étude palynologique de INRS- Pétrole(1975). 1.3.2.19 Formation de Malbaie La Formation de Malbaie est formée d'une alternance d'unités de grès à grains variant de fins à grossiers, quartzo-feldspathiques, rouges ou verts, de mudstone rouge ou gris-vert et de conglomérat à galets et cailloux de roches sédimentaires, ou ignées et de mudstones rouges (Brisebois, 1979). Quatre-vingts pour-cent (80%) des conglomérats sont à stratifications horizontales. Les autres vingt pour-cent (20%) sont à stratifications obliques et à grains plus fins. Les fragments lithiques dans les lits de conglomérat sont surtout des calcaires micritiques dérivés de la Formation de White Head. D'après les paléo-courants (nord-nord-est) (Rust, 1982), ils proviennent probablement de la Bande Centrale. L'épaisseur totale de la formation est estimée à environ 6000 m et le contact avec la Formation de Battery Point est graduel (Brisebois, 1981). En surface, cette formation affleure dans la région de la pointe Saint-Pierre et à l'est du synclinal de Malbaie (Fig. 1.9). Aucun puits ne la traverse. Les conglomérats les plus abondants sont le résultat de dépôts sur des barres longitudinales dans une plaine tressée, proximale, dont le gradient est faible. Le second type de conglomérat 93 est à stratifications obliques. Il est formé par accretion latérale sur les bords des barres longitudinales, lorsque le niveau de l'eau de la rivière descend. Les grès sont des dépôts typiques d'une vallée en lacet, d'une rivière sujette à des décharges très éphémères. La direction majeure des paléo-courants dans les grès est orientée vers l'est, c'est-à-dire, perpendiculaire à celle des conglomérats (Rust, 1982). Aucun fossile de vertébrés ni d'invertébrés n'a été rapporté dans la Formation de Malbaie. De plus, des spores et des plantes fossiles sont trouvées par McGregor (1973) uniquement dans les premiers 300 m de la formation. Cette palynoflore appartient à l'assemblage supérieur et est entièrement eifelienne. 1.3.2.20 Formation de Cannes de Roches La Formation de Cannes de Roches est avant tout formée de lits de conglomérat et de grès rouge, grossier et quartzo-feldspathique. Rust (1982) divise cette formation en trois membres. Le membre inférieur est une brèche rouge à fragments de roches sédimentaires, ignées et métamorphiques. Les fragments sont en majorité des calcaires ayant la composition de ceux de la Formation d'Indian Cove. Des morceaux de lit anguleux, ayant jusqu'à un mètre de diamètre, peuvent être trouvés. Le membre moyen est formé de lits de mudstone rouge, interstratifiés de lits de brèche du membre supérieur. Le membre supérieur est formé de séquences à granulometrie décroissante. A la base, chaque séquence démarre par un niveau de conglomérat sur une surface d'érosion. Elle se poursuit avec des grès, pour finir par un niveau de mudstone environ 7,5 m plus haut. Contrairement aux membres inférieur et moyen, le dernier est gris à gris-vert et il est riche en matières organiques (Rust, 1982). La direction des courants dans le membre inférieur est sud-ouest. Dans le membre supérieur les courants sont sud-est. Cette formation est discordante sur les Formations de Malbaie, de Battery Point et de Fortin (Brisebois, 1981). Un calcaire micritique est observé à la base, au niveau de la discordance 94 (Brisebois, 1979, 1981). Au sud de la baie de Malbaie, elle est en contact de faille avec la Formation de White Head (Rust, 1982). En surface, cette formation affleure le long du contour de la baie de Malbaie et forme aussi quelques taches dispersées dans le synclinal de la rivière Malbaie (Fig. 1.9A). Elle n'est traversée par aucun puits. Le membre inférieur est interprété comme un éventail d'alluvions proximal, avec des coulées de débris qui dégringolent d'escarpements où est actuellement située la péninsule de Forillon. La nappe phréatique sous la surface de ces dépôts est basse. Le membre moyen est une plaine alluviale boueuse. C'est une zone de transition entre les cônes d'alluvions et la rivière anastomosée. Le membre supérieur est un dépôt de grande rivière, anastomosée, distale, qui coule perpendiculaire aux cônes d'alluvions et dont les berges sont riches en plantes (nappe phréatique haute) (Rust, 1982). L'âge de cette formation est Carbonifère (Brisebois, 1981). D'après les fossiles de plantes que l'on y trouve, McGerrigle (1950) suggère que l'âge le plus probable est Mississippien supérieur ou Pennsylvanien. En 1982, Rust rapporte que les spores sont Viséen (Mississippien supérieur). 95 1.3.3 Paléogéographie du nord-est de la Gaspésie Les roches de la Ceinture laconique du nord-est de la Gaspésie appartiennent soit à un assemblage shale-calcaire et de conglomérat (Formation de Cap-des-Rosiers) soit à un assemblage shale et calcaire argileux (Formations de Deslandes et de Cloridorme). D'après St- Julien et Hubert (1975), le premier assemblage représente la zone de sédiments qui a rempli la levée d'une plate-forme continentale qui s'effondrait lors de l'ouverture d'Iapetus. Les deux autres formations sont des sédiments de remplissage de bassin intra-cratonique ou de bordure de plate-forme lors de Ia période orogénique proprement dite (subduction de la croûte océanique). Quant aux roches ashgilliennes ou plus jeunes de l'orogène des Appalaches, elles sont le résultat de dépôts marins et terrestres, étrangers à la zonation de ce système Paléozoïque inférieur. Ces séries et les développements orogéniques, siluriens ou plus tardifs, qui s'y sont produits, sont vus comme l'histoire des dépôts et des déformations dans des bassins ultérieurs, formés sur la bordure océanique déjà détruite d'Iapetus (Williams, 1979). Le véritable océan d'Iapetus qui a pu exister au Silurien est situé dans la fosse de Frédéricton, au Nouveau-Brunswick (Dunnage Zone), loin au sud. A l'Ashgillien, le nord-est de la Gaspésie faisait partie d'une ceinture de bassin sur le pourtour de l'océan Proto-Atlantic (océan Iapetus ) de la province de l'Europe du Nord. Lors de Ia glaciation sur le continent Gondwana, continent dont faisait partie l'Afrique du Nord actuelle, les micrites de la partie inférieure de Ia Formation de White Head à faune ordovicienne ont été remplacées par des sédiments terrigènes à grains fins du membre de mudstone. Ce changement résulte des variations climatiques et eustatiques de la mer sur cette plate-forme qui faisait face au pôle sud. Sa faune très endémique (ordovicienne) s'est alors presque éteinte (étage Hirnantien du Membre de mudstone). Puis une nouvelle faune cosmopolite et silurienne envahit Gaspé (Sheehan et Lespérance, 1979; Lespérance et al., 1981). Le début du Silurien, en Gaspésie, marque le début d'une transgression marine sur la surface érodée de Ia zone laconique déformée des Appalaches du Québec. Cette transgression 96 est synchrone avec celle qui a lieu sur l'île d'Anticosti avec les Formation d'Ellis Bay et de Becscie. La paléogéographie de toutes les Appalaches du Nord au Llandovérien inférieur se résume alors à trois sources de sédiments alternant d'est en ouest avec trois ceintures de roches élastiques. La source la plus occidentale est située à l'ouest et au nord-nord-est de la plate- forme carbonatée du Mid-Continent incluant l'île d'Anticosti, qu'elle fournit en sédiments (Formation d'Ellis Bay). La source du milieu est située en Gaspésie à l'emplacement actuel de la Ceinture taconique. Elle fournit des sédiments terrigènes à l'ouest et au nord, du côté de la plate-forme nord-américaine. Elle devait être située sous les eaux actuelles du détroit d'Honguedo. Du côté sud, elle approvisionne en sédiments terrigènes, carbonates impurs et localement de carbonate purs, le bassin représenté par le Groupe de Matapédia, incluant les Formations de Pabos et de White Head (Ordovicien à Silurien) de Percé et de l'anticlinal de la rivière Saint-Jean (Ayrton et al., 1969). D'après les mêmes auteurs, la source au sud de ce bassin intra-cratonique est située à l'emplacement actuel du bassin Permo-Carbonifère du sud de la Gaspésie, du Nouveau-Brunswick et de l'Ile-du-Prince-Edouard. La mer a recouvert une bonne partie de la Gaspésie au Llandovérien (Formations de White Head, de Burnt Jam Brook, de Val Brillant). Elle se maintient au centre et à l'ouest de la Bande du Nord (Formations de Laforce et de Gascons) durant toute la période de régression qui a suivi (Wenlockien et Ludlowien). Toutefois, jusqu'au Pridolien, elle s'arrête au sud de notre région, bloquée par la faille du Troisième Lac. En effet, cette dernière est active durant toute cette période. Ce retrait de la ligne du rivage vers l'intérieur du bassin au Wenlockien est marqué par la présence d'îlots où les formations sus-jacentes sont érodées. Leurs fragments sont incorporés dans ceux de la Formation de Laforce. Le débordement au-dessus de ce seuil a lieu au Pridolien (Formations de Griffon Cove River et de Gascons). Au Gédinien inférieur, tout le nord-est de la Gaspésie est recouvert par la mer. Sur cette zone récemment immergée, stabilisée et relativement peu profonde, s'installe l'ensemble récifal et péri-récifal des Formations de West Point et de Roncelles. Le centre du 97 bassin est le lieu d'une sédimentation terrigene plus profonde, la Formation d'Indian Point (Bourque, 1977; Roksandic et Granger, 1981; Amyot, 1984). L'ensevelissement de ce complexe récifal par les sédiments terrigènes de la Formation d'Indian Point a lieu lors des mouvements de la faille du Bras Nord-Ouest (Gédinnien supérieur) lorsque cette plate-forme redevient instable. Pendant que la mer progresse vers le nord-est de la plate-forme, une sédimentation calcaire en eaux profondes s'installe (Calcaires Supérieurs de Gaspé). Les mouvements de la faille du Bras Nord-Ouest restent très importants (Amyot, 1984) et créent un paléo-relief. Au nord de ce paléo-relief, un bassin de dépôts distincts s'individualise à l'emplacement actuel de la Ceinture taconique. Cette paléogéographie s'inversera plus tard (Roksandic et Granger, 1981). Au sud de la faille du Troisième Lac, la mer est plus profonde et Ia sédimentation est plus terrigene et turbiditique. Cette série forme la partie inférieure et moyenne de la Formation de Fortin, Elle présente des caractéristiques de bordure et même de pente de plate-forme continentale (structure de glissement sédimentaire). A l'Emsien inférieur, s'amorce une régression majeure qui progresse de l'est vers l'ouest (Amyot ,1984). La nature de la matière organique, Ia direction générale des courants, répaisseur de la formation et Ia quantité de shales dans la Formation de York River, suggèrent une baie restreinte et saumâtre, ouverte vers l'ouest et flanquée d'une terre au sud (Sikander, 1976). La régression qui a commencé à l'Emsien inférieur se poursuit jusqu'à l'Eifelien inférieur et ce, jusqu'à continentalisation complète des environnements (milieu fluviatile des Formations de Battery Point et de Malbaie). La faille du Bras Nord-Ouest bouge pendant toute cette période (Amyot, 1984). Au début, les sédiments de Ia Formation de Battery Point, progradant vers le nord et le nord-ouest, créent un environnement laguno-lacustre, subsident et très proche du niveau marin (Pageau et Prichonnet, 1976). Il est graduellement remplacé par une rivière anastomosée, 98 sujette à des décharges très éphémères et finalement, par des cônes d'alluvions (Sikander, 1976; Rust, 1982). La sédimentation de la Formation de Malbaie, à l'Eifelien, marque un point important de la paléogéographique de la région. En effet, du Siéginien à l'Emsien les bassins se déplacent du centre au nord-ouest et au nord de la Gaspésie et les rivières coulent vers l'ouest. A l'Eifelien, un basculement de la péninsule se produit et la rivière se tourne vers l'est, comme les rivières actuelles. La rivière s'alimente par des affluents coulant vers le nord sur des cônes d'alluvions appuyés à un relief formé par des roches de la Formation de White Head au sud. Lors de l'orogénie acadienne, la lèvre sud de la faille du Bras Nord-Ouest chevauche le Bloc Nord qui se renverse. Plus tard, au sud-est du Mont Serpentine, la lèvre chevauchante de la faille du Bras Nord-Ouest se brise, et crée la faille de Belle Anse (Amyot, 1984). Après cette période orogénique, qui débute au Dévonien moyen tardif pour finir au Dévonien supérieur naissant, une période d'érosion précède les dépôts de la Formation de Cannes de Roches, d'époque viséenne. Le système de grande rivière distale et anastomosée de cette formation coulait vers le sud-est, dans des paléo-vallées séparées par des crêtes escarpées de roches ordoviciennes à dévoniennes. Ces crêtes étaient flanquées de cônes d'alluvions perpendiculaires à la grande rivière. Les affluents qui y coulaient apportaient à la rivière de grands blocs de calcaires cherteux de la Formation d'Indian Cove (Rust, 1982). Bien qu'il ne subsiste aujourd'hui que les sédiments de la partie distale de cette rivière (Rust, 1982), ces derniers devaient couvrir une plus grande portion de la région au Carbonifère. En effet, ils ont survécu à l'érosion due à l'inversion structurale du Bloc Nord, sous les eaux du détroit d'Honguedo (Roksandic et Granger ,1981). 99 1.3.4 Travaux antérieurs sur la maturation thermique du nord- est de la Gaspésie 1.3.4.0 Introduction Bien que dans le passé la matière organique fut étudiée dans d'autres parties de la Gaspésie, Hacquebard et Donaldson (1970) sont les premiers auteurs à avoir quantifié la maturation thermique de notre région. Ils ont mesuré la réflectance de quelques échantillons de surface des Grès de Gaspé. Ils ont observé que les charbons Dévonien inférieur de l'est de Gaspé sont peu évolués. De 1972 à 1980, les travaux portant sur la maturation thermique se font essentiellement sur des séries forées pour l'exploration pétrolière. Ces études font ressortir la complexité des problèmes de la zonation de la maturation thermique dans le contexte structural et lithostratigraphique de ce bassin touché par deux phases orogéniques. Ces travaux sur la maturation sont résumés dans Sikander et Pittion (1978). Récemment, des études ont porté partiellement (INR S-Géoressource s, 1983) ou entièrement sur des spécimens de surface (Islam et al., 1982). 1.3.4.1 Résultats Les résultats des travaux antérieurs sur la maturation thermique du nord-est de la Gaspésie sont montrés dans les tableaux 1.3A à 1.3H. Les corrélations entre les zones pré- métamorphiques, les stades de formation des hydrocarbures et les échelles des valeurs des indicateurs de maturation thermique apparaissent dans la figure 1.7. Les zones pré-métamorphiques ou les stades de formation des hydrocarbures montrés dans les tableaux sont les interprétations originales des auteurs des travaux. Elles ne coïncident pas toujours avec les prévisions qu'on peut établir avec la valeur des indicateurs des tableaux 1.3A à H en fonction de Ia figure 1.7. Une partie des écarts observés entre les interprétations concernant les indicateurs organiques s'explique par les divergences entre les auteurs sur la terminologie et sur les limites des stades de formation des hydrocarbures. Avec les argiles, l'imprécision des connaissances dans le passé au sujet de l'étendue verticale des minéraux 100 indicateurs est un facteur expliquant les écarts d'interprétation observés (INRS-Pétrole, 1972; Kubier et al, 1979; Héroux et al., 1979 et INRS-Géoressources, 1983). Une discussion sur les résultats des tableaux, à partir de ces interprétations en terme de zone de maturation thermique, est conséquemment difficile. Les stades de formation des hydrocarbures sont donc réévalués avec les échelles de la figure 1.7. Ils sont codés selon la valeur des indicateurs avec un chiffre compris entre 1 et 7 (l'échelle ZONES de la Fig. 1.7). Les résultats de cette codification sont affichés dans le tableau 1.4. Cette codification permet de comparer, de façon objective, la zonation obtenue entre les indicateurs et entre les auteurs. Bien qu'elle puissent se faire directement à partir du tableau 1.4, ces comparaisons sont appuyées par des tests statistiques sur les coefficients de corrélation de Spearman (rs) ou Kendall (rk), en fonction du nombre de zonations (Snedecor et Cochran, 1967). Ces tests sont choisis parce que les données sont de type ordinal et que les distributions de fréquences ne peuvent pas être normalisées. 101 Tableau 1.3A T INDICATEURS E & C ZONES MAT. BURNT JAM LAFORCE H BROOK NOMS DES FORMATIONS RUISSEAU LOUIS OWLCAPE GASCONS WESTPOINT ARG. MINERAL. I-C-VS(p) I-C-VS(p) C-I-VS(P) C-I-VS(P) I-C-VS(p) I-C-VS(p) O) I. AIGU 4,5 - 5,5 5,0 - 6,5 5,0 - 6,5 4,7 - 9,5 4,0 - 7,2 5,5 (1) ZONES A A A A A A (3) MINERAL. IC I-C-VS(r) I-C-VS(r) C-I (3) I. AIGU 0,69 0,65 0,74-0,75 0,67 (3) ZONES GS-GC GS-GC GS-GC GS-GC MOD D L.T. CONSERV. 450 420 380-420 380 (1) ZONES GC GC HUILE-GC HUJLE (3) TYPES S-AM AM AM-N N A-C-S-AM N (3) COLOR. 3,7 3,5 Y (3) O R L.R. ZONES GC GC TY.(2) PY PY PY PY PY K (1,2) P.R. 2,26-2,35 1,94 1,76 1,17 1,09 (1) ZONES GC HUILECJAZ HUILEGAZ HUILE HUILE (2) ZONES GS GC GC HUILE HUJLE (3) TYPES EX-AM EX-AM EX-V(r) (3) P.R. 1,76 1,64 1,75-1,91 (3) ZONES GS GS GS GEOCH COT 0,2-0,55 0,05-1,1 0,05-0,55 0.05-0,55 0.05-0.55 0,05-0,55 CD C. RATIO 0,81 0,89 O) ZONES GC GS (3) IP 1.0 1,0 (3) T max 420 401 (3) H/C 0,4-0,6 1,3 1.3 (3) o/c . 0,06-0,12 0,28 0.13 ¢3) ZONES GS-GC GSP GSP G.A. Cl/GAZ T. 80 90 94 92 92 C2/C1 3,5-4,8 9,2 14 13 15 TABLEAU 1.3A. Valeurs des indicateurs et zones de maturation thermique pour le puits York, d'après INRS- Pétrole 1972 (1) , Sikander et Pittion (1978) (2) et INRS-Géoressources (1983) (3). Les explications des abréviations utilisées sont annotées dans la page suivante. TABLEAU 1.3A. (Suite)l. 102 ^Explications des abréviations des tableaux 1.3 A-H. INDICATEURS & ZONES MAT. = Indicateurs et zones de maturation thermique. TECHNIQUE D'ANALYSE (TECH.) GEOLOGIE DES ARGILES (ARG.): MINERALOGIE (MINERAL.): I = illite, C = chlorite, S = smectite, I/S = interstratifiés I/S, K = kaolinite, P = pyrophyllitc, (r) = rare, (p) = présent, (c) = commun, (a) = abondant. Les minéraux observés sont énumérés par ordre décroissant d'importance vers la droite. I. AIGU. = indice d'aigu de l'illite en mm. I. AIGU. = indice d'aigu de l'illite en 0IQ. MATIERE ORGANIQUE DISPERSEES (MOD): LT. = vue en lumière transmise, L.R. = vue en lumière réfléchie, CONSERV. = conservation de la matière organique, COLOR. = coloration de la matière organique, P.R. = pouvoir réflecteur. TYPES DE MOD (TYPES): A = acritarche, AM = amorphe, B = bitume de réservoir, C = chitinozoaire, EX = exinite-Uptinite, G = graptolite, N = fragment noir indéterminé, PY = pyrobitume asphaltique, S = spore, SP = sphérulite de bitume, V = macéraux Hgno-humiqucs. GEOCHIMIE ORGANIQUE (GEOCH): COT = carbone organique sur roche totale. C. RATIO = carbone ratio IP = indice de production en pyrolise programmée (Espitalié et al. 1977), T max = température de pyrolise maximum en degré Celcius. H/C = rapport atomique H/C, O/C = rapport atomique 0/C. GAZADSQRBESfCAi: Cl = méthane, C2 = ethane, GAZ T. = gaz totaux. ZONES PRE-METAMORPHIQUES et de formation des HYDROCARBURES pour les ARG., la MOD, la GEOCH. ou les G.A. (ZONES): (ZONES): A = anchimétamorphisme, CA = catagenèse avancée, C = catagenese, DA = diagenesc avancée, D= di:igcnèsc. IMM.= immature, TR. = transition, MAT. = mature, FHP = fenêtre à huile potentielle, GC = gaz à condensais, GS= ga;: sec, GSP = gaz sec précoce, STR= stérile supramature. 1 Tableau 1.3B p u i T S T INDICATEURS E & C ZONES MAT. RONCELLES H INDIAN POINT NOMS DES FORMATIONS FORILLON SHIPHEAD INDIAN COVE YORK RIVER ARG. MINERAL. I- C(a)-I/S(r) • I-C-I/S(p) I-I/S(p)-P(r) I-I/S(p)-C(r) UfS(C) 1-COO-VS(P) (1) I. AIGU 5.0-6,0 5,5-9,0 7,5 - 9,0 7,5-10,5 6,5 - 12,0 5,2-8,5 (D ZONES A D-A D D D D (3) MINERAL. I-C-I/S(r) I-C(c)-I/S(r) l-VS(c) l~J/S(c) I-I/S(c) I-C(a)-I/S{p) (3) LAIGU 0,71 0,65-1,01 0,65 1,04 0,78 0 .82 (3) MOD ZONES TYPES GC GC FHP-GC FHP-GC FHP-GC FHP-GC S L.T. CONSERV. 440 420-440 380-390 380 340-360 310 U (1) ZONES GC GC GC HUILE HUlLE HUILE N (3) TYPES C-N C-N S-C-N AM(a)-A-N AM(a)-A-S AM-N-S N (3) COLOR. 3,2 3,0 2,8-3,0 2,8 2.5-3,3 Y (3) ZONES GC GC FHP FHP FHP-GC B L.R. TY. (2) PY-V PY-V PY-V PY-V PY-V SP-V-LP A 0.2) P.R. 2,3 1,7-2,1 1.0 0,8 0,7 0.7-0.8 N O) ZONES GC HUILE-GC HUILE HUEX HUILE HUILE K (2) ZONES GS GC-GS HUILE HUILE HUILE HUILE (3) TYPES PY PY-AM(r) PY-AM-EX-V AM-EX-B-V AM-EX-B-V V-EX-B (3) P.R. 1,72 1,25-1,69 0,99 0,95-0,96 0,80-0,91 0,70 (3) ZONES GC GC FHP FHP FHP FHP GEOCH COT (3) 0,15-0,27 0,08-0,57 0,10-0.64 0,17-0,47 0,18-0,40 0,20-0,57 O) C. RATIO 0,81 0,8-0,87 0,82-0,9 0,7-0,8 0,76 (D A/S 0,3-0,5 0,45-0,46 0,46-0,68 0,7-0,75 O) ZONES HUILE-GC HUILE-GS HUILE-GS HUILE HUILE HUILE (3) IP 1,0 0,7-1,0 0,51-0,93 0.41-0.82 0,14-0,19 (3) T max 424 442-450 439-450 440-449 443-452 (3) H/C 0,55-0,6 1,3 0,65-0,95 0,7-1,1 0,8-1,05 0,7-0,8 (3) o/c 0,07-0,12 0,28 0,1-0,18 0,13-0,25 0,08-0,13 0,09-0,15 (3) ZONES GC GC FHP-GC GSP-FHP FHP FHP G.A. Cl /GAZ T. 93 76-93 79-85 78 75-78 O) C2/C1 12,2 3.5-12,5 3,4-5,2 2,8-3,2 2 O) ZONES GC GC HUILE-GC HUILE HUlLE TABLEAU 1.3B. Valeurs des indicateurs et zones de maturation thermique pour le puits Sunny Bank, d'après INRS-Pétrole 1972 (1), Sikander et Pittion (1978) (2) et INRS-Géorcssources (1983) (3). 1 Tableau 1.3C P T INDICATEURS NOMS DES FORMATIONS U E & I C ZONES MAT. GROUPE INDIAN FORILLON SHlPHEAD INDIAN YORK T S H QUEBEC POINT COVE RIVER ARG. MINERAL. I-S(c)-C-I/S(r) S(a)-M/S S(a)-I/S(p)-I S(a)-I(r) I-C(a)-S-I/S(r) I. AIGU 0,78-1,30 0,52-0,97 1,1-1,23 0,26-0,65 0.81-0,84 ZONES FHP FHP FHP FHP FHP G MOD TYPÉS AM-N AM-N AM-A-S-C AM(a)-A-S-C AM-N-S A LT. COLOR. 3,2 2,8 2,5-2,8 2.5 S P E ZONES GC FHP FHP FHP-GSP L.R. TYPES AM-B PY-AM-V(r) PY-V-AM PY(a)-V(c)-B ' B-V-EX P.R. 1,48-1.52 1,30-1,65 1,09-1,14 1.04-1,11 0,91-0,98 S U D ZONES GC GC FHP FHP FHP GEOCH COT 0,56-1,28 0,38 0,11-0,51 0,24-0,36 0,12-0,32 0,10-0,35 IP 1,0 1.0 0,54-1,0 0,62-1,0 0,24-0,72 0,0-0,63 T max 443-455 441-446 436-443 428-443 442-444 H/C 0,6-0,71 0,70-1,15 0,80 1,05 0,75 0/C 0,07-0,15 0,03-0,16 0,34 0,1-0,2 0,09 ZONES HlHLE-GC HlflLE-GC GSP GSP-HUlLE HUILE Tableau 1.3D P T INDICATEURS NOMS DES FORMATIONS U E & I C ZONES MAT. GROUPE INDIAN FORILLON INDIAN YORK BATTERY T S H QUEBEC POINT COVE RIVER POINT ARG. MINERAL. C-Kp) i-c(c)-iys I I-C(a)-S I-C(a)-I/S(p) I. AIGU 0,22-0,52 0,65-0,81 0.65 0,71-0,91 0,84 G A S ZONES GC GC GC GC GC MOD TYPES AM-A-S-C AM-A-S-C AM-A-S-N N-S-C N-S-A-C P LT. COLOR. 2,8-2,9 2,8 2,8 2.7 2,7 E ZONES FHP FHP FHP FHP FHP N L.R. TYPES PY AM-PY PY-AM-V . PY-AM-V V(a>EX V(a)-EX O P.R. 0.97-8,0 1,05-1,18 0,97 1,05 1,08-1,12 0,97-1,06 R D i ZONES FHP-STR FHP FHP FHP FHP FHP GEOCH COT 0,01-0,13 0,06-0,31 0,15 0,17 0,22-0,38 0,13-0,24 TABLEAU 1.3C et D. Valeurs des indicateurs et zones de maturation pour les puits Gaspé Sud (C) et Gaspé Nord (D) (INRS-Géoressources, 1983). Tableau 1.3E P T INDICATEURS NOMS DES FORMATIONS U E & I C ZONES MAI \ GROUPE INDIAN FORILLON INDIAN YORK BATTERY T S H QUEBEC POINT COVE RIVER POINT ARG. MINERAL. I-C-I/S-S S(C)-C(c)-I S(a)-C-I I-S(a)-C-I/S C(c)-I-S-I/S C(a)-S(c)-I I. AIGU 1,30-1.69 0,52-1,04 1,04 0,78-1,04 0,71-1,0 0,58-0,65 D O ZONES FHP FHP FHP FHP FHP FHP MOD TYPES S-N S-N-A S-C-N S-C-N N-S V-N-S-C U LT. COLOR. 2,8 2,7 2,7 2,7 2,6-2.7 2,5-2,6 G L A ZONES FHP FHP FHP FHP FHP FHP L.R. TYPES AM-PY PY PY-V PY-AM-EX-V V(a)-AM-EX V(a) S P.R. ZONES 0,93 FHP 0,85-0,96 FHP 0,75-0,89 FHP GEOCH COT 0,69-1,28 0,04-0,13 0,06-0,19 0,16-0,18 0,08-0,33 0.11-1,32 IP 0,04-0,12 1,0 0,28-1,0 0,21-0,37 0,05 T max H/C o/c 443-455 1,0-1,2 0,11-0,17 441-446 437-446 443-448 0.95 0,17 440 0,95 0,13 ZONES HUILE HUILE HUILE HUILE HUILE Tableau 1.3F P T INDICATEURS NOMS DES FORMATIONS U E & I C ZONES MAT. INDIAN YORK RIVER BATTERY T S H COVE MB ANSE-A-BRILLANT POINT ARG. MINERAL. I-C-I/S(p) K(a)-I T LAIGU 0,78-1,04 0,58-0,65 A R ZONES FHP FHP MOD TYPES AM-V S-V-AM V-S P L.T. COLOR. O I N ZONES MATURE MATURE MATURE L.R. TYPES V-EX V-EX T P.R. ZONES 0,51-0,73 FHP 0,51-0,52 GSP TABLEAU 1.3E et F. Valeurs des indicateurs et zones de maturation thermique pour les puits Douglas (E) (INRS-Géoressources ,1983) et Tar Point (F) (Sikander et Pilûon, 1978). 106 Tableau 1.3G C O U P E T E C H INDICATEURS & ZONES MAT. GR QUEBEC GASCONS GRIFFON C. R NOMS DES FORMATIONS RONCELLES INDIAN i .WESTPOINT POINT CALCAIRES S. GASPE YORK RIVER F O R I L L O N ARG. MINERAL. I. AIGU ZONES I-I/S-C 0,85 GC C(a)-I-I/S(r) 0,77 GC I-C-I/S 0,65-0,80 GC I-C-I/S 0.75-1,25 FHP I-I/S-C 0,85-1,65 FHP MOD L-T. TYPES COLOR. ZONES AM-N-A-C 2,8 FHP A-S-C-AM 2,5-2,8 FHP AM-A-S-C-N 2,4-2,7 FHP N-S 2,4 L.R. TYPES P.R. ZONES .. PY AM PY 0,97-1,00 FHP PY 0,71-1,63 FHP AM-V 0,59-0.82 FHP V(a)-EX 0,31 GSP i GEOCH COT 0,11-0,82 \ 0,01 0,05-1,11 0,10-0,30 0.02-0,38 0,22 Tableau 1.3H C O U P E T IDICATEURS E & C ZONES MAT. H " SERIES DU CAMBRO-ORDOVICIEN SUPER GROUPE DE QUEBEC CAP DES ROSIERS DESLANDES CLORIDORME ARG. MINERAL. I. AIGU ZONES I-C 0,32-0,65 A-GS I-C 0,45-0,65 GS I-C 0.25-0,40 E-A L.R. TYPES P.R. ZONES PY 2,2-4,0 A-GS PY 2,1-3,1 GS PY 2,5-3,9 A-GS TABLEAU 1.3G et H. Valeurs des indicateurs et zones de maturation thermique pour les coupes de Forillon et Rivière-au-Renard (G) (INRS-Géoressources.1983) et les séries cambro-ordoviciennes de la Ceinture taconique (H) (Islam et al., 1982). 1 PUITS STRATIGRAPHIE INDICATEURS 1 2 3 4 5 6 7 8 9 YORK BURNT JAM BROOK 6 5 5 5 3 5 LAFORCE RUISSEAU LOUIS OWLCAPE 6 6 6 5 5 5 4 5 4 4 3 4 4 4 5 1 GASCONS 6 5 4 5 4 WESTPOINT 6 5 3 3 5 1 SUNNYBANK RONCELLES 6 5 4 5 4 3 4 INDIANPOINT 5,5 4.5 4 4 4,5 4 4 5 FORILLON 5 5 4 3.5 3 3 4 4.5 3 SHIPHEAD 5 3,5 3 3 3 3 3 4 2.5 INDIAN COVE 5 5 3 3 3 3 3 4 3 YORKRIVER 5 4 3 3 3 3 3 3 3 GASPESUD GROUPE DE QUEBEC INDIANPOINT 3 4 5 5 3.5 FORILLON 2,5 4' 4 4 3,5 SHIPHEAD 2,5 3 3 4 1.5 INDIAN COVE 2.5 3 3 3.5 2,5 YORKRIVER 3 2,5 3 3 4 GASPENORD GROUPE DE QUEBEC INDIANPOINT FORILLON INDIAN COVE YORKRIVER BATTERY POINT 5,5 4,5 5 4.5 4 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 DOUGLAS GROUPE DE QUEBEC GRIFFON COVE RIVER WESTPOINT RONCELLES 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 YORKRJVER 3 3 3 3 3 BATTERY POINT 3 3 3 3 3 TARPOINT INDIAN COVE YORKRIVER BATTERYPOINT 3 3 3 3 3 3 3 3 FORILLON GROUPE DE QUEBEC 4 GASCONS-G. COVE RIVER 4.5 WEST POINT-RONCELLES INDIANPOINT CALCAIRES SUP. GASPE YORKRIVER 4.5 3 3 3 3 3 2,5 3 3 3 1 CEINTURE CAP DES ROSIERS 5.5 5,5 TACONIQUE DESLANDES CLORIDORME 5 6.5 5 5,5 Tableau 1.4. Codes des zones de maturation thermique assignés par unité stratigraphique en fonction des données des tableaux 1.3A à 1.3H, d'après les échelles de la figure 1.7. Suite page suivante. 108 1.3.4.2 Discussion sur les argiles Les tableaux 1.3A à 1.3H montrent que les séries traversées par les puits ou exposées en surface appartiennent à deux types minéralogiques principaux: les séries à smectite, observées dans les puits Gaspé Sud et Douglas, et les séries à illite-chlorite-interstratifiés illite-smectite, observées dans les puits York, Sunny Bank, Tar Point et dans les coupes de surface. Le puits Gaspé Nord est de nature hybride. Il appartient surtout au deuxième type mais contient un peu de smectite (Fig. 1.3D). L'illite et la chlorite sont les minéraux dominants du deuxième type de séries. Seule la Formation de Battery Point du puits Tar Point contient de la kaolinite. A) La chlorite Dans les séries observées, tout porte à croire que la chlorite est un minéral hérité. En effet, bien qu'elle puisse se former durant la catagenèse, surtout à la limite de la zone à gaz sec diagénétique et de l'épizone, elle est abondante dans les facies essentiellement terrigènes des Grès de Gaspé (Formations de York River et de Battery Point) au sommet de la série et du Groupe de Chaleurs (Membres du ruisseau Louis et de OwI Cape, Formation de Griffon Cove River) de la base de la série (Tab. 1.3). Comme dans l'île d'Anticosti, la chlorite ne semble pas avoir de valeur comme indicateur de maturation thermique. Suite du Tableau. 1.4. Colonnes des indicateurs: 1 = argiles (l1 ), 2 = argiles (3), 3 = coloration (1), 4 = coloration (3), 5 = réfleciance (1,2), 6 = réflectance (3), 7 = carbone ratio (1), 8 = Rock Eval (3), 9 - rapports élémentaires H/C et O/C (3). 1 (1) = INRS-Pólrolc (1972), (2) = Sikandcrel Piuion (1978), (3) = INRS-Gcorcssourccs (1983) sauf pour les coupes de la Ceinture laconique qui sont de Islam et al. (1982). 109 B) les interstratifiés illite-smectite L'abondance des interstratifiés illite-smectite semble être strictement fonction de la lithostratigraphie. En effet, des interstratifiés sont relativement abondants dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé, calcaires les plus pauvres en minéraux argileux, et dans la Formation de Laforce, un calcaire arénacé. Cette distribution particulière donne peu de crédibilité à la proportion de ce minéral commme indicateur de maturation thermique. C) La smectite. Dans les puits Douglas et Gaspé Sud, la smectite est présente de bas en haut (Tabs 1.3C et 1.3E). Sa proportion relative varie peu dans la série traversée. Elle domine particulièrement dans la fraction argileuse fine des formations les plus pauvres en argiles (Calcaires Supérieurs de Gaspé et Formation de West Point). La smectite, montrant partout une réflexion à 1,25 nanometre, pose le principal problème d'interprétation de la maturation thermique des argiles dans le nord-est de la Gaspésie. En effet, l'abondance de ce minéral dans le puits Gaspé Sud indique que la série sous-jacente à la Formation de York River est moins mature que le suggèrent les indicateurs pétrographiques et de la pyrolyse de la matière organique (Tab. 1.4). 110 COLORATION y = .7x + 1.63 4 4.5 CODES DES ZONES Figure 1.11. Variations des codes de zones de maturation thermique des argiles en fonction des codes estimés avec la coloration (A) et la réflectance (B) de la matière organique. Le sens des codes est expliqué dans la figure 1.7. Le nombre de valeurs par point est entre parenthèses ( ) si le point représente plus d'une valeur. Si le puits Gaspé Sud est exclu, les argiles et matières organiques évoluent simultanément (rs coloration = 0.69 pour n = 20, et rs réflectance = 0. 69 pour n = 23), bien qu'au niveau de la fenêtre à huile potentielle (zone 3) les argiles sont très variables et suggèrent, en moyenne, un niveau d'évolution plus élevé d'environ une zone que la coloration ou la réflectance (Fig. 111 1.11). Si le puits Gaspé Sud est inclus dans les calculs, les coefficients de corrélations sont très affaiblis (rs coloration = 0.52 pour n = 24, et rs réflectance = 0. 54 pour n = 28). Dans le puits Gaspé Sud, aucune corrélation n'est trouvée. De plus, contrairement aux autres puits et coupes, l'écart entre les interprétations suggérées par la coloration ou de la réflectance et celui des argiles est d'une demi-zone en moins au lieu d'une zone en plus (Tab. 1.4). Dans le puits Douglas, les argiles et les indicateurs de la matière organique suggèrent le même niveau de maturation, la fenêtre à huile potentielle (code 3 dans Ie tableau 1.4). Bien que les point représentant ce puits soient éloignés de la droite de régression de la figure 1.11, la présence de la smectite pose moins de problèmes dans cette série. Une remarque importante est à souligner. Ces deux sondages sont des puits à déblais. Les autres puits, contenant des séries à illite-chlorite-interstratifiés illite-smectite, sont carottés. La smectite est également absente dans les coupes de surface. Ces observations suggèrent que la présence de la smectite peut être un artefact introduit lors du forage par l'utilisation de boue à smectite. Le lavage des déblais n'a pu éliminer ce contaminant lors de la préparation des échantillons. D) La pyrophyllite et la kaolinite La pyrophyllite est rapportée une fois dans le milieu de la Formation de Forillon du puits Sunny Bank (Tab. 1.3B). Elle indiquerait la fin de la zone à gaz sec diagénétique ou le début de l'épizone. Bien que l'auteur (INRS-Pétrole, 1972) n'explique pas l'occurrence de la pyrophyllite dans une partie du puits appartenant à la fenêtre à huile potentielle (Tab. 1.3B), la présence d'un petit dyke près de l'emplacement de l'échantillon pourrait expliquer cette anomalie. La kaolinite n'est observée que dans la Formation de Battery Point du puits Tar Point. Elle est probablement d'origine détritique. En effet, même si la Formation de Battery Point est aussi traversée dans les puits Douglas et Gaspé Nord, sa présence exclusive dans ce puits s'explique à partir du modèle sédimentologique et paléogéographique de la formation. C'est 112 simplement que le puits Tar Point est plus près de la source des sédiments que les autres puits où la Formation de Battery Point est traversée. Par contre, l'absence de !caolinite dans les sédiments terrigènes fins du Membre de l'Anse- à-Brillant, sous-jacents aux grès grossiers de la Formation de Battery Point, n'exclut pas l'éventualité d'une origine diagénétique pour la !caolinite (colmatage secondaire de la porosité), dans la Formation de Battery Point. La présence de ce minéral suggère que la fenêtre à huile potentielle n'a probablement pas été dépassée (Héroux et al., 1979). E) L'indice d'aigu de l'illite L'indice d'aigu de l'illite est couramment utilisé comme indicateur de maturation thermique en Gaspésie (Islam et al,, 1982; Hesse, 1982; Williams-Jones et Duba, 1984). Dans notre région, l'indice d'aigu de l'illite s'avère peu efficace dans Ia majorité des puits. La seule relation normale avec la stratigraphie, c'est-à-dire décroissante avec la profondeur, est trouvée dans la coupe de Forillon. Dans les sondages, cette relation est à peine perceptible dans le puits Sunny Bank (rs = 0.74 pour n = 12), nulle dans les puits York, Gaspé Sud et Gaspé Nord, si le Super-groupe de Québec est exclu, ou inversée dans les puits Douglas et Tar Point (Tab. 1.3). Cet indicateur manque de reproductibilité entre études différentes. Des écarts importants d'interprétation sur la maturation thermique sont observés dans le puits York. D'après l'INRS-Pétrole (1972), toute la série traversée appartient à l'anchizone (code 6, tableau 1.4). Dans l'étude plus récente de l'INRS-Géoressources (1983), les valeurs trouvées suggèrent que la série appartient à la partie inférieure de la catagenèse (code 5). 1,3.4.3 Discussion sur la matière organique dispersée A l'exception de quelques analyses d'extraits organiques et de gaz adsorbés, la fraction insoluble de la matière organique, le kérogène, est celle qui, généralement, fait l'objet d'étude dans cette région. 113 L'abondance de ces matières organiques est évaluée par les résultats de carbone organique sur la roche totale. Ils sont présentés dans tous les travaux antérieurs à l'exception de ceux d'Islam et al. 1982. Ces résultats montrent que le contenu en carbone organique de la série siluro-dévonienne est généralement insuffisant pour y reconnaître une roche mère potentielle. Certains horizons de la Formation de West Point, relativement riches en matière organique, et les lits à charbon des Formations de York River et de Battery Point, riches en exinites, font exception. Le socle cambro-ordovicien est seul à montrer un potentiel roche mère. Toutefois, cette matière organique est mature ou très mature et de nature allochtone (INRS-Géoressources, 1983). A) Carbone ratio Les analyses de carbone ratio sont confinées à deux puits (Tabs 1.3A et B), ce qui exclut l'utilisation de cet indicateur pour évaluer la zonéographie régionale de la maturation thermique. Cet indicateur montre des variations aléatoires en fonction de la stratigraphie. Une croissance des valeurs est à peine perceptible dans le puits Sunny Bank (Tabs 1.3B et 1.4). Toutefois, aucune corrélation significative n'est observée entre les valeurs du carbone ratio et celles des argiles, de Ia coloration ou de la réflectance (Tab. 1.4). Etant donné les limitations de la méthode (Héroux et al., 1979) et sachant que les séries traversées par les puits York et Sunny Bank varient d'origines continentale à marine, les valeurs de cet indicateur ne donnent qu'une estimation grossière du niveau de la maturation thermique. B) Les analyses élémentaires (C H O N S) Des analyses élémentaires sont faites dans les puits York, Sunny Bank, Gaspé Sud et Douglas (Tabs 1.3 A - C et E). La nature et la maturation thermique des kérogènes s'interprètent surtout à partir des rapports atomiques H/C et O/C sur un diagramme de van Krevelen (Tissot et Welle, 1978, 114 1984). Pour donner des résultats valables en terme de nature et de maturation, les analyses doivent représenter la composition de kérogènes indigènes (primaires). Or, les analyses pétrographiques montrent que les séries étudiées contiennent surtout des pyrobitumes (Tabs 1.3A - C et E), kérogènes d'origine secondaire. Ces limitations peuvent expliquer en partie les piètres résultats obtenus. Dans les puits Sunny Bank et Gaspé Sud, les résultats d'analyses sont très variables mais montrent une vague augmentation de la maturation thermique en fonction de la profondeur. Toutefois, cette maturation apparaît anormalement faible dans la Formation de Shiphead et trop forte dans la Formation de York River (Tab. 1.4). Dans le puits Douglas, les résultats des analyses élémentaires du kérogène corroborent ceux des argiles en ne montrant aucune augmentation de la maturation en fonction de la profondeur. Ils indiquent que la fenêtre à huile potentielle n'est jamais dépassée, même dans le socle cambro-ordovicien (Super-groupe de Québec, Tabs 1.3C et E). Le second problème concerne la qualité des analyses. La pétrographie montre que les matières organiques des Calcaires Supérieurs de Gaspé et du Groupe de Chaleurs sont des pyrobitumes et des kérogènes d'origine alguaire. Théoriquement, ces kérogènes doivent montrer des rapports 0/C plus petits que 0,1 (Robert, 1985, p. 122). Or, les rapports 0/C des tableaux 1.3B, C et E sont généralement beaucoup plus élevés. Contrairement à la pétrographie, ils suggèrent des matières organiques de type ligno-humique (INRS- Géoressources: Figs 3A - D). L'abondance de la pyrite incorporée dans les concentrés de kérogène est probablement la cause de ce problème. Le pourcentage de cendre après analyse reflète cette abondance de la pyrite. L'état d'oxydation des matières organiques peut être une autre cause possible. Ces problèmes font que la zonation de la maturation thermique suggérée par les analyses élémentaires ne se corrèle qu'avec celle de la réflectance. Cette corrélation est d'ailleurs à la limite du seuil de rejet (rs = 0.72 pour n = 12). 115 C) Pyrolyse en temperature progammée (Rock Eval) Des analyses de pyrolyse en température programmée sont faites sur les mêmes puits que les analyses élémentaires. Les valeurs montrées dans les tableaux 1.3A - C et E (IP = l'indice de production et, Tmax = température de pyrolyse optimale) sont très variables en fonction de la stratigraphie. Elles devraient covarier avec Ia profondeur (Fig. 1.7). Conformément à la théorie (Espitalié et al., 1977), l'indice de production croît avec la profondeur dans les puits Sunny Bank et Gaspé Sud. Dans les puits York et Douglas aucune corrélation n'est observée. Ces résultats sont reflétés par le tableau 1.4. La zonation montrée dans ce tableau reflétant surtout les variations de l'indice de production, les corrélations avec la réflectance et la coloration vont de médiocres à bonnes (rs = 0.73 pour n = 13 et rs = 0.81 pour n = 15 ). A l'inversé de la théorie, la température de pyrolyse optimale ne montre aucune corrélation (puits York, Gaspé Sud, Douglas) ou des corrélations négatives (puits Sunny Bank) avec la profondeur (Tabs 1.3A - C et E). Les indices d'hydrogène et d'oxygène, indicateurs dont les valeurs ne sont pas montrées dans les tableaux 1.3A - C et E, devraient covarier avec les rapports atomiques H/C et O/C (Espitalié et al., 1977). Aucune corrélation de ce type n'est observée (INRS-Géoressources, 1983: Figs 7a - d). Les valeurs de ces indices d'hydrogène et d'oxygène suggèrent qu'il y a dans toutes les unités stratigraphiques des matières organiques de type ligno-humique, immatures jusque dans les roches du socle cambro-ordovicien (INRS-Géoressources, 1983: Figs 7a-d). Deux explications sont envisagées: 1) la présence de bitumes solides très oxydés, 2) la décomposition des carbonates lors de la pyrolyse. En effet, contrairement au procédé employé pour faire des analyses élémentaires, le kérogène n'est pas isolé de la roche dans la technique du Rock Eval. Ces séries étant très carbonatées et comme il n'est pas prouvé hors de tout doute que Ia calcite ne se décompose pas lors de la pyrolyse, du CO2 inorganique pourrait s'ajouter au CO2 d'origine organique. 116 D) Pétrographie de la matière organique en lumière transmise et réfléchie Ces deux types d'observations de la matière organique donnent des résultats assez cohérents. Les unités stratigraphiques aux environnements de dépôts paraliques sont riches en fragments noirs, en lumière transmise, identifiés comme des particules ligno-humiques en lumière réfléchie. D'autre part, les facies marins sont plus riches en amorphogènes, en acritarches et en spores (lumière transmise), matières organiques identifiées comme des bitumes solides, des amorphes et des exinites en lumière réfléchie (Tab. 1.3). Ces observations permettent de conclure que la matière organique est de type ligno-humique dans le premier type d'environnement et de type sapropélique dans le second. Toutefois, elles mettent en évidence les problèmes touchant: 1) l'identification des matières organiques et 2) les nomenclatures utilisées pour décrire ces matières organiques, en fonction des observations faites en lumière transmise ou en lumière réfléchie. E) La coloration des palynomorphes et des autres organoclastes Cet indicateur est mesuré dans tous les puits et dans une coupe composite à Forillon (Tabs 1.3A-E et G). Bien que l'indice d'altération thermique soit estimé à partir de la coloration des spores, des acritarches, d'autre tissus organiques ou de l'amorphogène (INRS-Géoressources, 1983) en fonction de leur présence dans les lames, cet indicateur montre une progression régulière de ses valeurs en fonction de la profondeur. Les changements de type de matière organique à l'intérieur même d'un forage, ne semblent pas avoir introduit de distorsions dans les valeurs de la coloration (Tab. 1.4). Dans la région, cet indicateur donne aussi des interprétations en terme de stades de formation des hydrocarbures très semblables à ceux de la réflectance de la vitrinite (rs = 0.90 pour n = 21). Malgré un manque d'étalonnage, la coloration de la matière organique dispersée semble être le meilleur indicateur régional de la maturation thermique. 117 F) Réflectométrie De la réflectance est faite sur tous les échantillons de forage et sur tous les spécimens de surface. Dans trois puits de INRS-Géoressources (1983), des mesures de pouvoir réflecteur sont prises sur tous les types de la matière organique. Cet indicateur peut donc servir à faire la zonéographie régionale de la maturation thermique. Toutefois, mis à part le puits Tar Point, les puits et les coupes étudiés dans ces travaux sont essentiellement orientés suivant une ligne nord-est sud-ouest (Fig. 1.9) et ne couvrent qu'une petite superficie au milieu de la région. Le problème le plus évident que montrent les résultats de réflectance dans les travaux antérieurs est de nature analytique. En effet, les mesures de pouvoir réflecteur servant à quantifier la maturation thermique sont prises indifféremment sur de la vitrinite, des bitumes solides ou d'autres organoclastes (INRS-Géoressources, 1983). Les semi-fusinites et les exinites, autres types de matière organique sur lesquels la réflectance est mesurée, montrent des lignes d'évolution parallèles et adjacentes à cette matière organique composite en fonction de la profondeur (INRS-Géoressources, 1983: Figs 6b-d). Ces faits semblent supporter * l'hypothèse de ce rapport, suggérant que l'évolution des organoclastes en plus de celle des bitumes solides (Robert, 1973), est comparable à celle de la vitrinite et indicatrice du rang de la maturation thermique. Toutefois, des travaux plus récents (Bertrand et al., 1985; Bertrand, 1985) montrent que la réflectance de plusieurs espèces de matière organique regroupées peut produire des distortions dans les courbes du pouvoir réflecteur. Les variations marquées des gradients de pouvoir réflecteur entre des puits voisins (INRS- Géoressources, 1983, Fig. 8) posent un autre problème. Très sommairement expliquées dans les travaux antérieurs, ces variations ont des répercussions importantes sur la zonéographie de la maturation thermique. 118 1.3.4.4 Zonéographie régionale de la maturation thermique du nord-est de la Gaspésie dans les travaux antérieurs La zonéographie régionale de la maturation thermique du synclinorium de Gaspé-Vallée du Connecticut a été abordée dans les travaux de Sikander et Pittion (1978) et d'INRS- Géoressources (1983). A partir des informations alors disponibles sur les puits York, Sunny Bank, Tar Point (Tabs 1.3A, B et F) et de puits hors de notre région, Sikander et Pittion (1978) ont observé un gradient régional de la maturation thermique vers le centre de la péninsule gaspésienne. Ils l'ont mis en relation avec l'épaississement des séries siluriennes et dévoniennes dans la même direction et l'activité ignée du centre du bassin. Toutefois, ces conclusions font abstraction ou ne tiennent pas Compte des failles de la région. En 1983, l'INRS-Géoressources propose un modèle de la zonéographie qui tient compte de la tectonique de la région. Dans ce rapport, on propose une reconstitution de la zonéographie à trois moments précis de l'histoire géologique du bassin: au début de la sédimentation des Grès de Gaspé, au moment de l'enfouissement maximum des séries et finalement tel qu'il se présente aujourd'hui. Il tente de déterminer si la maturation thermique des séries s'est effectuée avant ou après le découpage en blocs de la région par les failles du Bras Nord-Ouest et du Troisième Lac. Pour y parvenir, il projette sur des coupes structurales les données de puits et de coupes et estime les gradients des pouvoirs réflecteurs puis les profondeurs maximum d'enfouissement. Il extrapole des courbes d'iso-réflectance continues entre les puits à cette profondeur maximum et ramène les séries dans leur situation actuelle sans changer Ia position stratigraphique de ces courbes. Il juge alors s'il y a déplacement des isoplètes de réflectance au niveau des failles. Outre les difficultés analytiques énumérées précédemment, les enfouissements maximum suggérés découlent de plusieurs hypothèses et artifices difficilement vérifiables. La reconstruction des isoplètes de réflectance lors de l'enfouissement maximum et sur les coupes structurales actuelles ne tient pas compte de l'effet du temps sur la maturation thermique de la matière organique et de certains éléments de l'histoire géologique du bassin. De plus, aucune 119 carte d'isoplètes de réflectance sur la surface d'érosion actuelle n'infirme ou ne confirme le tracé des lignes d'iso-réflectance sur les coupes structurales du rapport (Figs 1.10 et 1.11; INRS-Géoressources, 1983). 120 1.3.5 Travaux suggérés pour répondre à la problématique des évaluations antérieures de Ia maturation thermique Cette revue de la littérature soulève des problèmes qui peuvent être résolus par une révision des données de subsurface sur la maturation thermique et par l'apport d'informations supplémentaires en surface. Une interprétation globale de la zonéographie de cette maturation thermique compléterait cette synthèse. 1.3.5.1 Echantillonnage Les échantillons de surface sont répartis sur toute la superficie de la région et plus spécifiquement de part et d'autre des failles majeures. En plus de ceux de la littérature, sont étudiés les puits Blanchet et Malbaie, respectivement situés au nord-ouest et au sud-est des Blocs Centre et Nord (Fig. 1.9A). Ce plan d'échantillonnage permet de recueillir de l'information dans tout le bloc sédimentaire de la région. Si les analyses sont réussies, nous obtiendrons une vision tridimensionnelle de la zonéographie de la maturation thermique du nord-est de la Gaspésie. Si les échantillons sont géographiquement bien répartis, il est aussi possible de reconnaître les déplacements des isoplètes de pouvoir réflecteur le long des failles et autour des grands plis. 1.3.5:2 Minéralogie des argiles Bien que la minéralogie des argiles de la région soit bien connue (près de 300 échantillons, dont une centaine sur des préparations naturelles et saturées au glycol), le principal problème des argiles est relié à l'abondance de smectite dans trois des puits de l'étude la plus récente (INRS-Géoressources, 1983). L'hypothèse d'une contamination par de la boue de forage doit être confirmée ou infirmée. Ces doutes, qui pénalisent la minéralogie des argiles comme indicateur de maturation thermique, peuvent être levés de deux façons. 1) Un lavage plus vigoureux des échantillons de déblais avant la préparation des lames d'argiles orientées. 121 2) Une vérification de la minéralogie des argiles dans quelques spécimens de surface typiques des formations riches en smectite lorsqu'elles sont traversées en sondages. Afin de couvrir la même région étudiée par les analyses de réflectance et de la pyrolyse programmée des matières organiques, des analyses d'argiles sont faites sur des échantillons des puits Blanchet et Malbaie. Les analyses dans le puits Blanchet permettent de vérifier si les Calcaires Supérieurs de Gaspé, à l'ouest de la région, sont aussi riches en smectite que ceux du puits Gaspé Sud, au centre de Ia région. Les analyses dans le puits Malbaie permettront de suggérer si les kaolinites de la Formation de Battery Point sont d'origine sédimentaire ou néoformées. 1.3.5.3 Géochimie de la matière organique dispersée Les roches du nord-est de la Gaspésie sont presque aussi pauvres en matière organique que celles de l'île d'Anticosti. Afin de pouvoir comparer plus facilement les deux provinces géologiques, la pyrolyse programmée est appliquée en Gaspésie. Cette approche est doublement justifiée, car les problèmes d'extraction du kérogène sont semblables dans les deux régions. Toutefois, les résultats analytiques déjà obtenus par cette méthode (INRS- Géoressources, 1983) étant assez décevants, Ia technique d'analyse suggérée par ses inventeurs (Espitalié et al., 1977) est modifiée afin de rendre les résultats plus compatibles avec ceux de la pétrographie de la matière organique. Les problèmes pourront être résolus par une décarbonatarion préalable des échantillons. En effet, la matière minérale carbonatée peut fausser les teneurs en oxygène. Le kérogène étant plus concentré dans le résidu insoluble d'un calcaire, une amélioration des résultats analytiques est également prévisible avec ce changement sur la méthode classique. 1.3.5.4 Pétrographie de la matière organique Pour les même raisons que dans l'île d'Anticosti, les résultats de la réflectométrie de la matière organique sont jugés plus précis que ceux de la pyrolyse programmée et de la minéralogie des argiles dans la modélisation de la zonéographie de la maturation thermique du 122 nord-est de la Gaspésie. La fluorescence sert a obtenir une meilleure identification des matières organiques observées. A l'aide de la méthode de préparation suggérée par Bertrand et al. (1985), la première étape de l'étude compare la réflectance des zooclastes marins, calibrés entre eux dans l'île d'Anticosti, avec Ia réflectance de la vitrinite. La vitrinite, abondante dans la partie continentale et paralique de la série, est présente dans une section de la partie marine (INRS- Géoressources, 1983). Cette étalonnage vise à construire une abaque ou une table de corrélation dans laquelle les pouvoirs réflecteurs des zooclastes les plus fréquemment observés (chitonozoaires, graptolites, scolécodontes) sont traduits en valeurs de réflectance de la vitrinite de rang équivalent. En tenant compte des failles et autres discontinuités structurales ou stratigraphiques de la région, la construction des courbes et des surfaces d'iso-réflectance permet d'obtenir un excellent modèle régional de la zonéographie de la maturation thermique. Les résultats de la minéralogie des argiles sont intégrés dans ce modèle zonéographique afin d'être comparés à ceux de la pyrolyse programmée. 1.3.5.5 Conclusions sur la problématique du nord-est de la Gaspésie Les principaux problèmes qui apparaissent lors de l'analyse des travaux antérieurs sur la maturation thermique du nord-est de la Gaspésie touchent: 1) la contamination possible des échantillons d'argiles analysés, 2) le choix et la calibration des indicateurs de maturation thermique de la matière organique et 3) l'interprétation des résultats en terme de zonéographie de la maturation thermique et de géologie structurale. Pour répondre à ces problèmes, les questions qu'il faut poser sont les suivantes: 1) Quels types de matière organique ont une réflectance pouvant servir d'indicateur fiable de la maturation thermique dans les unités stratigraphiques d'environnements de dépôts marins, dépourvus en vitrinite? 123 2) Ces types de matière organique sont-ils les mêmes que dans les séries de l'île d'Anticosti? 3) Quelles relations y a-t-il entre les pouvoirs réflecteurs de ces matières organiques et ceux de la vitrinite? 4) Quel est Ie niveau de maturation thermique atteint par ces séries lithostratigraphiques, tant en surface qu'en subsurface? 5) Ce rang est-il confirmé par les indicateurs de la maturation thermique des minéraux argileux et les indicateurs de la pyrolyse programmée? 6) Ajoutées aux connaissances de la géologie structurale, de Ia stratigraphie et de l'histoire de la sédimentation du nord-est de la Gaspésie, les courbes ou surfaces d'iso-réflectance de ces indicateurs ou de la réflectance de la vitrinite équivalente permettent-elles de comprendre l'histoire de la zonéographie thermique, de préciser l'âge des mouvements tectoniques qui ont faille et plissé la région et de cerner les facteurs qui permettent d'évaluer Ie potentiel en hydrocarbures du bassin. Figure 2.1 125 2. METHODOLOGiE 2.1 TECHNIQUES D'ECHANTILLONNAGE ET PLANIFICATION DES ANALYSES 2.1.1 Techniques d'échantillonnage pour l'île d'Anticosti L'étude de l'île d'Anticosti porte sur des échantillons de surface et de subsurface. Les échantillons de surface proviennent de quarante-neuf localités où le roc affleure alors que ceux de subsurface appartiennent à cinq puits d'exploration pétrolière (Fig. 2.1). ECHANTILLONNAGE Foreuse portative Puits pétroliers Puits pétroliers carottés à déblais 2 - 2.5 m. éch. 1 i 15 m. . „ 75-100 ech. 2 m. éch. 3 I 15 m. Partie analysée de l'échantillon AA 1 éclats IA/ 30 m. 100-150 m. . lea," 1fch- * U 30 m. /v W z 10 sacs -30 ce/sac = 1 éch. 1 0 sacs E 30 ce/sac = 1 éch. Figure 2.2. Techniques d'échantillonnage. Ile d'Anticosti; 49 sites de surface et 5 puits: LGPL, NACP (en panie), ARCO, LGCP et Sandtop. Nord-est de la Gaspésie; 25 sites de surface et 2 puits: Malbaie et BlancheL Les échantillons de surface sont récoltés à l'aide d'une foreuse portative entraînant un carottier muni d'une couronne diamantée. Les carottes ont une longueur de deux mètres à deux mètres cinquante et un diamètre de deux centimètres et demi (Fig. 2.2). Pour chacun des 126 quarante-neuf sites d'échantillonnage, la moitié de la carotte est divisée en trois échantillons de même longueur (0,7 à 0,8 m). Les deux échantillons les plus profonds sont grossièrement broyés (diamètre moyen des grains de 1 à 2 mm) et homogénéisés. Celui du sommet de chaque trou est conservé comme témoin et pour des analyses pétrographiques éventuelles. Ce type d'échantillonnage a pour but d'obtenir des échantillons plus représentatifs et moins altérés par les agents météoriques que des spécimens de terrain. De plus, ces carottes représentent près d'un mètre de strates, alors qu'un spécimen de terrain représente au maximum quinze centimètres de strates. Si on considère que les lithologies les plus résistantes à l'érosion affleurent davantage sur le terrain, la lithologie échantillonnée est aussi moins biaisée au profit des plus dures. En subsurface, des échantillons composites, couvrant chacun 15 mètres, sont récoltés des sondages carottés: Lowland Gamache Princetown Lake no. I (LGPL: 16 échantillons), Lowland Gamache Carleton Point no. 1 (LGCL: 13 échantillons) et New Associated Consolidated Paper no. 1 (NACP: 15 échantillons) (Fig. 2.1). Dans chaque échantillon, on compte environ cinquante fragments de roche de volume similaire, prélevés à tous les 30 cm le long de la carotte (Fig. 2.2). La lithologie la plus argileuse, généralement plus foncée, est préférentiellement choisie. Les échantillons obtenus ont une masse totale comprise entre 300 et 600 g. Toutefois, les trois-quarts des échantillons du puits NACP font exception à ce plan d'échantillonnage. Les fragments de roches analysés sont alors des spécimens prélevés à des cotes précises, utilisés lors d'une étude antérieure (INRS-Pétrole, 1976). Les échantillons sont grossièrement broyés et homogénéisés avant la séparation et l'analyse. Dans les puits Atlantic Richfield Company Anticosti no. 1 (ARCO: 26 échantillons) et SOQUIP Scurry Rainbow Sandtop no. 1 (Sandtop: 15 échantillons) (Fig. 2.1), les échantillons de déblais sont le résultat d'un mélange de dix prélèvements de même volume (20 à 30 ce), pris dans dix sacs consécutifs, espacés d'un peu plus de trois mètres (dix pieds) dans le sondage (Fig. 2.2). Les échantillons en provenance des puits pétroliers à déblais sont homogénéisés et divisés sans être broyés. 127 Dans chaque puits, les échantillons sont pris à des intervalles les plus réguliers possible (Fig. 2.2). En fonction de leur profondeur, l'intervalle entre chaque échantillon, d'un puits à l'autre, varie entre 15 m (LXjCP) et 150 m (ARCO). Ces techniques d'échantillonnage homogénéisent la lithologie des échantillons. Dans le cadre d'une étude régionale, cette homogénéisation a pour but de minimiser les effets sédimentologiques locaux comme la source des sédiments et les environnements de dépôts, sur les indicateurs de maturation. Il est en effet bien connu que ces facteurs sédimentaires ont un effet: 1) sur le pouvoir réflecteur des matières organiques (Kubier et al., 1979), 2) sur les facies organiques, donc sur les résultats de la pyrolyse programmée, et 3) sur la minéralogie des argiles (Persoz, 1982). 2.1.2 Planification des analyses pour l'île d'Anticosti Tous les échantillons broyés sont divisés en quatre parties à l'aide d'un séparateur de Jones (SEPOR technical supply). Pour la majorité des échantillons de surface, trois des quatre parties sont analysées: la première en pétrographie de la matière organique (63 analyses), la seconde en combustion pour leur teneur en carbone organique (95 analyses) et en pyrolyse programmée (95 analyses), et la troisième en minéralogie des argiles (98 analyses des fractions < 2 (im et 2 à 16 ^m). La quatrième est conservée comme témoin. Le nombre d'analyses pétrographiques est inférieur à celui des analyses de la teneur en carbone organique, de la pyrolyse programmée ou de la minéralogie des argiles. En effet, dans chaque site, l'analyse pétrographique est généralement faite sur l'échantillon le plus profond de la carotte. L'échantillon de profondeur intermédiaire n'est analysé que dans treize des quarante-neuf sites et un échantillon à été analysé en double. Cette seconde analyse pétrographique par site permet de vérifier les résultats de la première. Par contre, les autres types d'analyses sont faits sur presque tous les échantillons intermédiaires et profonds. Pour le carbone organique et la pyrolyse programmée, trois échantillons font exception; le résidu insoluble était trop petit pour être analysé. 128 Le type d'analyse fait sur les échantillons de subsurface est le même que pour les échantillons de surface. Sur chaque échantillon, on a fait: de la pétrographie de la matière organique (78 analyses), une teneur en carbone organique (84 analyses), une pyrolyse programmée (84 analyses) et minéralogie des argiles (74 analyses des fractions < 2 Jim et 2 à 16 (im). Le nombre d'analyses entre les techniques n'est pas tout à fait le même à cause du puits NACP. H restait suffisamment de matériel de l'étude antérieure de ce puits (INRS-Pétrole, 1976) pour compléter les analyses de carbone organique en main par des analyses de pyrolyse programmée, mais pas assez pour faire de nouvelles analyses d'argiles ou de pétrographie de la matière organique. Toutefois, on a pu se servir des quelques préparations pétrographiques fabriquées dans le cadre de cet ancien projet Figure 2.3 130 2.1.3 Techniques d'échantillonnage pour le nord-est de la Gaspésie Le type d'échantillonnage de la partie du nord-est de la Gaspésie est beaucoup plus hétérogène que celui de l'île d'Anticosti. Cent douze (112) affleurements sont retenus (Fig. 2.3), dont vingt-cinq (25) seulement sont échantillonnés avec la foreuse portative et la même technique que dans l'île d'Anticosti (Fig. 2.2). L'extrême dureté des Calcaires Supérieurs de G aspé, très silicifiés, l'abrasion excessive des déblais sur le matériel de forage dans les Grès de Gaspé et le pendage prononcé des strates dans certains affleurements sont responsables du nombre limité de forage. Dans les quatre-vingt-sept sites restants, de un à trois spécimens de roche sont prélevés par affleurement. Ces spécimens sont débarrassés de leur croûte d'altération avant le broyage. Leur couleur, comparée à celle des échantillons carottés, suggère que l'altération est surtout prononcée dans les Grès de Gaspé, dont les lithologies sont plus perméables. Dans les calcaires micritiques, souvent très silicifiés, des Calcaires Supérieurs de Gaspé, l'altération météorique semble moins profonde, bien qu'omniprésente. Un certain nombre des spécimens de surface étudiés par l'INRS-Géoressources (1983) a été utilisé. L'altération météorique de plusieurs de ces spécimens y est beaucoup moindre. La coupe échantillonnée (INRS-Géoressources, 1983) avait été récemment excavée et profondément entaillée dans le roc (Route 132, parc de Forillon). On doit remarquer dans la figure 2.3 que l'absence du code strati graphique 4 (Formation de Fortin dans la légende) dans le Bloc nord ne signifie pas nécessairement qu'il y a une discordance à ce niveau. La Formation de Fortin est un équivalent latéral dans le Bloc sud des Calcaires Supérieurs de Gaspé et de base de la Formation de York River dans le Bloc nord (Fig. 1.10). Deux nouveaux puits (Fig. 2.3): SOQUlP et al. Blanchet no. 1 (Blanchet) et SOQUIP Malbaie no. 1 (Malbaie) sont ajoutés à ceux qui ont été étudiés dans les travaux antérieurs (INRS-Pétrole, 1972; Sikanderet Pittion, 1978 et INRS-Géoressources, 1983). La technique d'échantillonnage est 131 alors la même que celle appliquée dans l'île d'Anticosti. Dans les autres puits (Fig. 2.3), qu'ils soient carottés: Gulf Sunny Bank no I. (Sunny Bank) et Imperial Lowland and Associated York no. 1 (York) ou à déblais: SOQUIP Gaspé Sud no. 1 (Gaspé Sud), SOQUIP Douglas no. 1 (Douglas) et SOQUIP-Pétro Fina Baie de Gaspé Nord no. 1 (Gaspé Nord), les échantillons ou les préparation utilisés sont ceux des auteurs antérieurs (INRS- Géoressources, 1983). Les échantillons de puits carottés sont généralement composites et représentent des intervalles compris entre trente centimètres et six mètres de série. Les échantillons de puits à déblais représentent trois mètres trente (10 pieds) de strates. La décision de reprendre les mêmes échantillons dans cette étude que dans les travaux antérieurs présente plusieurs avantages. La pétrographie et la géochimie de la matière organique sont déjà faites en détail dans les deux coupes de terrain (Rivière-au-Renard et route 132, parc de Forillon) et dans cinq des sept puits visés dans l'étude. A priori, il n'est donc pas nécessaire de refaire toutes ces analyses pétrographiques, quelques vérifications suffisent. En minéralogie des argiles, il suffit de confirmer ou d'infirmer la présence de la smectite dans les puits Gaspé Sud et Douglas (Tableau 1.3C et E). De plus, par recoupement des résultats, les nombreuses analyses élémentaires (55) des travaux antérieurs peuvent servir à vérifier les analyses projetées en pyrolyse programmée. 2.1.4 Planification des analyses pour le nord-est de la Gaspésie Le protocole analytique pour les spécimens et les échantillons de surface dans le nord-est de la Gaspésie est le même que celui de l'île d'Anticosti; exception faite, que les analyses de la minéralogie des argiles par diffraction des rayons X ne sont ni interprétées ni utilisées. Cette décision a été prise après un examen sommaire des résultats obtenus sur l'île d'Anticosti. Cent 132 quinze (115) analyses pétrographiques de la matière organique, de carbone organique sur la roche totale et de pyrolyse programmée ont été effectuées sur les mêmes échantillons. Dans les puits et dans les coupes de la Rivière au Renard et route 132, parc de Forillon, on compte soixante-quatre (64) nouvelles analyses pétrographiques de la matière organique, cent quinze (115) teneurs en carbone organique, dont vingt-sept (27) sont nouvelles, cent quinze (115) analyses de pyrolyse programmée (entièrement refaites) et cent quarante- deux (142) analyses de la minéralogie des argiles dont quarante (40) sont nouvelles. Les cent deux (102) anciennes analyses de la minéralogie des argiles (INRS-Géoressources,1983) sont réinterprétées après avoir fait une vérification des cas problématiques. 133 2.2 DESCRIPTION DES TECHNIQUES ANALYTIQUES 2.2.1 Minéralogie des argiles L'identification et l'évaluation semi-quantitative des minéraux argileux sont effectuées selon la méthode standard utilisée à l'INRS-Géoressources (voir INRS-Pétrole, 1976). Les séries étudiées étant généralement carbonatées, les échantillons, grossièrement broyés et recouverts avec de l'eau, sont préalablement attaqués par ajout progressif d'acide chlorhydrique 1 N et chauffés à 65°C. La macération se fait sous agitation mécanique constante, jusqu'à l'arrêt de l'effervescence. La diffraction des rayons X se fait sur le résidu dilué de la macération, orienté par sédimentation sur une lame de verre. Pour tous les échantillons, deux fractions minéralogiques sont analysées: la fraction plus petite que 2 |im (fine) et la fraction comprise entre 2 et 16 jim (grossière). Elles sont séparées par centrifugation. La fraction grossière ne subit aucune saturation avant la diffraction des rayons X. Le taux d'humidité est celui de la pièce, c'est-à-dire environ cinquante pour-cent. Cette préparation est dite naturelle. Le même traitement pré-diffraction est appliqué aux préparations de la fraction fine. Toutefois, contrairement aux préparations de la fraction grossière, elles sont saturées à l'éthylène glycol après une première diffraction aux rayons X. Elles sont ensuite soumises à la diffraction des rayons X. Cette seconde préparation est dite glycolée. La diffraction des rayons X est effectuée avec un appareil Phillips, couplé à un enregistreur XY Hewlett Packard. Les caractéristiques et les réglages de l'appareil sont décrits dans INRS- Pétrole (1976): Rayonnement: Cu Ka, 44 KV, 32 mA Fentes: 1° (divergente)- 0,2 mm+ Ni, 1° (réception) Discrimination: Atténuation 1, Haute tension 1560 (compteur) Seuil 1,65 V, canal enregistrement 3 V 134 Constante de temps: 0,4 Vitesse du goniomètre: 2,4 7min. Enregistreur: Sensibilité Y: position 2, (2°: 4 carreaux) potentiomètre 4,31 v Sensibilité X: 4 x 103 (PW 4620), 1 M V/ 1 cm Les diagrammes de diffraction des rayons X obtenus sont interprétés entièrement à la main. Une courbe de base est d'abord tracée. Elle passe par le milieu des crénulations du bruit de fond de chaque diagramme. Une fois cette courbe tracée, on mesure les hauteurs, les largeurs et la position des pics. Les hauteurs des pics sont mesurées entre cette courbe du bruit de fond et le sommet des pics. Les largeurs sont mesurées à mi-hauteur. Les pics du quartz à 4,26 et 3,33  servent de repères pour déterminer la position des pics des argiles. Les pourcentages semi-quantitatifs sont estimés à partir des aires sous les pics 001 de l'illite, de la smectite ou de la corrensite et sous le pic 002 pour la chlorite. On se sert des diagrammes des préparations glycolées pour la fraction plus petite que 2 |im et des diagrammes des préparations naturelles pour la fraction comprise entre 2 et 16 (im. Pour les argiles autres que les interstratifiés irréguliers, ces surfaces sont égales aux produits de la hauteur par la largeur des pics à mi-hauteur multipliés par le facteur qui amènerait ce produit à la surface d'une distribution de fréquence normale ayant les caractéristiques de hauteur et de mi-largeur observées (facteur = 1,06). Avant de calculer la proportion relative des minéraux, la surface de la chlorite (pic 002 à 7 A) est de plus multipliée par 0,7. Le pourcentage des interstratifiés irréguliers, le plus souvent de type illite-smectite, mais quelquefois de type chlorite-smectite est estimé à partir de la surface mesurée au planimètre sur les diagrammes de diffraction des rayons X des préparations glycolées. Sur l'appareil utilisé et sur les préparations naturelles comme sur les préparations glycolées, les valeurs de l'indice d'aigu de l'illite, exprimées en °29, sont égales à la largeur en mm du pic 001 de l'illite à sa mi-hauteur, multipliée par le facteur 0,13. Ce facteur est trouvé à partir du standard de Kubier (Kubier, 1968). 250 si 350 450 550°C Température i =1, 2, 21. = S + S ; i =1, 2, 21 22 ou 3 = Surface de P. 22 ou 3= fonction (S.) i; î =1, 2., 21 OU 22 = mg. d'hydrocarbures (HC)/ g. de roche Q - - , = mg. de CO /g. de roche 1 ; 1 = 3 3 2 3 Pg = potentiel génétique = Q,*Q2 IP = indice de production = Q1Z(Q1 + Q2) IH = indice d'hydrogène = Q-/ COT (mg. HC/g. carbone organique) IO = indice d'oxygène = Q / COT (mg. CO2/ g. carbone organique) RQ2 = rapport HC lourds sur kérogène = Q2,/Q22 Tmax = Température de craquage optimal des kérogènes P1 = Pic des hydrocarbures déjà présents, adsorbés dans la roche P2 = Pic des hydrocarbures formés par craquage du kérogène et des extractibles lourds P = Pic du CO2 dérivé du kérogène Figure 2.4. Illustration des variables obtenues lors de la pyrolyse en température programmée (Rock Eval), afin d'évaluer la maturation et la nature de la matière organique. 136 2.2.2 Pyrolyse programmée et teneur en carbone organique 2.2.2.1 Généralités La pyrolyse en température programmée est une méthode rapide de caractérisation des roches mères à hydrocarbures (Espitalié et al., 1977). La méthode permet de quantifier les gaz libérés par la matière organique contenue dans un échantillon, lorsque celui-ci est chauffé en progammation de température de 250 à 55O0C, sous une atmosphère inerte. L'appareil de pyrolyse utilisé est le plus ancien modèle mis au point par une équipe composée de chercheurs de l'Institut Français du Pétrole et de Labofìna S.A. (Bruxelles) (Espitalié et al., 1977). Il a été commercialisé sous le nom de "Rock Eval". Cet appareil permet de quantifier dans un premier temps, les hydrocarbures désorbés puis formés lors de la pyrolyse et dans un second temps, de quantifier l'oxygène généré sous la forme de CO2. Le traitement d'un échantillon produit un pyrogramme à trois pics (Fig. 2.4). Les deux premiers pics représentent les hydrocarbures et le troisième Ie CO2. L'évolution du pyrogramme à des étapes successives de la diagenèse est schématisée dans la partie A de la figure 2.4. On constate que l'évolution se traduit tout d'abord par une diminution rapide du pic de CO2 (P3X lequel affiche une progression beaucoup plus lente dans les stades plus avancés de la diagenèse. Le pic des hydrocarbures de craquage (P2) diminue progressivement et son sommet glisse vers des températures plus élevées (Tmax). Le pic des hydrocarbures désorbés (Pj) acquiert une importance relative croissante avec la profondeur. Les schémas idéalisés à la figure 2.4A ne sont pas souvent rencontrés, dans les deux régions étudiées. Fréquemment, les flancs des pics Pi et P2 se rejoignent bien au-dessus de la ligne de base du pyrogramme (Fig. 2.4B). De plus, dans les puits, les valeurs de la variable Tmax ne montrent presque jamais cette belle progression. D'après Clementz (1979), les hydrocarbures lourds ou les bitumes solides présents dans la roche sont responsables de ces phénomènes. Par craquage, ils forment des hydrocarbures dans une autre gamme de température intermédiaire entre celle des hydrocarbures formés par le kérogène in situ et celle des hydrocarbures du pic Pj . Lorsque la diagenèse est avancée, ou lorsque ces bitumes 137 forment une partie importante de la matière organique de la roche, la surface de cette région du pyrogramme peut devenir aussi importante que celle du pic P2 au sens strict. Au lieu d'être séparée entre trois pics (Pj P2 et P3: Fig. 2.4A), la surface des pyrogrammes est donc divisée en quatres parties (Fig. 2.4B). La première partie du pyrogramme (Si), comprise entre 250 et 2850C, est attribuée au pic Pj. Les deux autres parties du pyrogramme, les surfaces S21 (températures entre 285 et 3850C) et S22 (températures entre 385 et 55O0C), forment le pic P2 dont la surface est égale à S2 (Fig- 2.4B: S2 = S21 + S22)- La surface du troisième pic du pyrogramme (P3) est appelée S3. La surface de ces pics (Si, S2 et S3) est ramenée à des quantités d'hydrocarbures (Qj et Q2) ou de CO2 (Q3) par calibration avec des standards dont la composition est connue par d'autres méthodes. A partir des quantités Sj, S2, S3 et du carbone organique sur la roche totale (COT), les auteurs pré-cités ont créé plusieurs variables (Fig. 2.4B: Pg, IP, IH, IO) qui permettent de caractériser lès roches mères et la matière organique d'origine. Toutefois, ces variables ne tiennent pas compte de la confusion possible entre bitume solide et kérogène autochtone sur un pyrogramme. Une nouvelle variable (RQ2) est donc créée (Fig. 2.4B). Cette variable permet d'identifier la présence de bitume, de quantifier leur abondance et de corréler cette occurrence des bitumes solides avec les observations faites en pétrographie de la matière organique. L'analyse du carbone organique est faite sur le résidu insoluble provenant d'une macération dans de l'acide chlorhydrique chaud, d'environ trente grammes (30 g) d'échantillons de roche finement broyée. Le poids des poudres sèches est mesuré avec précision avant et après la macération. Les teneurs en carbone organique du résidu insoluble sont obtenues d'un analyseur élémentaire (Perkin Elmer modèle 240B). 2.2.2.2 Erreurs systématiques de la méthode et corrections suggérées Les paragraphes suivants discutent des erreurs et des limitations de la méthode, et selon le cas, des corrections suggérées. 138 2.2.2.2.1 Erreur intrinsèque à l'appareil (effet d'échelle) M M GT 33 L. O O 1_ ZT) C (D 3 -Q l_ (0 U O i_ ¦o C a 700 600- 500- 400- 300 200 100 0 fi 0 200 1200 1400 o O 000-800 : Q2 L°9ie (Q2) sJUI I Uk < io2)= = .8154x Log10( S2) + .2945 R2= 0.99 m** 400' 200- •y^ 100-80i m^ B 40 m —i—i— S2 —i------------------1-----------1---------1—i—i—i—i—i i 40 80 100 200 400 800 1000 1600 Log 1@ Surface du pic P2 (S2) Figure 2.5. Effet d'échelle de l'appareil "Rock Eval". Relation entre Ia surface S2 du pic P2 et la quantité d'hydrocarbures (Q]). La quantité d'hydrocarbures est exprimée en centièmes de mg alors que la surface S2 du pic P2 est exprimée en unités arbitraires. Ce type d'erreur concerne le manque de linéarité de l'appareil en réponse à la quantité de matière organique pyrolysée. Vingt-trois quantités différentes d'un kérogène standardisé (échantillon B: C organique = 66.79 %; H/C = 1.450, O/C = 0.0879; IH = 726 mg hydrocarbures/g carbone organique, IO = I 139 24 mg C02/g carbone organique), sont analysées en pyrolyse programmée (Appendice 2). Les quantités d'hydrocarbures (Q2) et de CO2 (Q3) prévues d'après les poids analysés sont mises en relation avec les surfaces S2 et S3 des pic P2 et P3 obtenus. Les résultats obtenus pour les hydrocarbures (pic P2) sont illustrés dans la figure 2.5A. Cette figure met en évidence le fait que les points expérimentaux sont distribués selon une courbe dont la concavité est tournée vers la bas. La réponse de l'appareil croît plus vite que la quantité d'hydrocarbures, c'est-à-dire que l'appareil sous-estime la quantité d'hydrocarbures. Dans le cas du CO2, une courbe plus imprécise est observée (non illustrée). Sa concavité est tournée vers le haut. La réponse de l'appareil est donc contraire à celle des hydrocarbures; l'appareil surestime la quantité de CO2. Un phénomène semblable est rapporté dans la littérature. En effet, Katz (1984) observe que la quantité d'hydrocarbures obtenue par une pyrolyse n'augmente pas proportionnellement avec le contenu en carbone organique. La pyrolyse en température programmée (Rock Eval) d'une suite de masses croissantes d'un même standard de matière organique, produit des quantités d'hydrocarbures dont l'excédant est toujours croissant par rapport à la prévision proportionnelle calculée en fonction des poids pyrolyses. Les courbes observées pour les hydrocarbures et le CO2 sont redressies par une transformation logarithmique des variables en abcisse (S2 et S3) et en ordonnée (Q2 et Q3) (Fig. 2.5B). Les équations qui mettent en rapport la superfìcie S2 et S3 des pics P2 et P3 avec la quantité d'hydrocarbures (Q2 en mg) ou de CO2 (Q3 en mg) sont les suivantes: (éq.2.1) Q2= 1.970 x 10-3 x 6>538Log S2 (éq. 2.2) Q3 = 8.438 x IO'6 x 33.482^Og S3 La première équation est dérivée de celle explicitée sur la figure 2.5B. Il est possible que des équations légèrement différentes soient trouvées avec des standards différents. C'est ce que nous suggèrent les effets opposés de l'erreur d'échelle sur les surfaces S2 et S3 et l'effet de l'oxygène, discuté plus loin. Toutefois, les paramètres de l'équation de régression multiple explicitant S2 en fonction des valeurs de Q2 et de Q3 du même tableau de données (Appendice 2) ne sont pas significatifs. En conséquence, on applique ici les deux 140 formules de régression simple (éq. 2.1 et 2.2) à tous les résultats bruts d'analyses avant de calculer les variables montrées dans la figure 2.5B. 2.2.2.2.2 Erreur intrinsèque à la roche et à la matière organique analysée a) Effet des carbonates LU Z UJ CD O O >- X LJ CJ LEGENDE O roche décarbonatée ? roche brute 11 lignée des kérosènes *\ iso-valeurs rapports carbonates sur COT x 1 0" Z 0 50 100 150 200 250 300 350 400 INDICE DOXYGENE (IO: mg CO2Zg C. org.) Figure 2.6. Comparaison entre les résultats d'analyses faites avec le "Rock Eval" sur des échantillons de roche brute (non-décarbonatée) et sur les résidus insolubles des mêmes échantillons (roche décarbonatée). Les données apparaissent dans l'appendice 3. Le diagramme de base est celui d'Espitalié et al. (1977). Lors de la pyrolyse, le kérogène se décompose en hydrocarbures, en gaz carbonique (CO2) et en eau (H2O). L'eau et le gaz carbonique se forment essentiellement à des températures inférieures à 4000C. Les hydrocarbures se forment surtout au-dessus de 4000C. Espitalié et al. (1977) montrent que les argiles produisent de l'eau dans la même gamme de température 141 que la matière organique lors de la pyrolyse. Conséquemment le dosage de l'eau (H2O) ne peut pas être utilisé pour caractériser la matière organique. Par contre, Ie CO2 peut être dosé sans qu'il soit nécessaire d'extraire cette matière organique de la roche. D'après leurs travaux, la dissociation des carbonates s'effectue à partir de 4000C pour Ia sidérose (Fe CQ), à plus de 5000C pour la dolomite et à environ 6000C pour la calcite (Ca CO3). Le dosage du CO2 d'origine organique est donc théoriquement possible si son piégeage est interrompu lorsque la température du four atteint 4000C. Les résultats d'analyses de cinquante et un échantillons (Appendice 3) provenant de trois puits du nord-est de la Gaspésie, séries carbonatées et gréseuses, suggèrent que les carbonates affectent le pic du CO2 en deçà de 4000C (Fig. 2.6). Les valeurs moyennes et maxima de l'indice d'oxygène (IO m0yen = 129; IO max = 375 mg C02/g carbone organique) sont très anormales en regard du niveau de la maturation thermique atteint par ces séries (Tableau 1.4). Par contre, l'analyse des résidus insolubles des mêmes échantillons ramène les résultats (IO moyen = ^,; IO max = 36 mg C02/g carbone organique) à des valeurs qui voisinent les chemins d'évolution normaux de la matière organique (Fig. 2.6). Pour mieux saisir la relation qui existe entre la teneur en carbonate et l'indice d'oxygène, on a superposé à ces points quelques courbes d'isovaleurs de la teneur en carbonate à carbone organique constant (pourcentage de carbonate de l'échantillon divisé par la teneur en carbone organique). Deux petites expériences permettent de comprendre la cause de ce phénomène. Trois poudres (100 mg) de carbonate pur: une calcite, une dolomite et une sidérose sont analysées sur le "Rock Eval" comme si elles étaient des échantillons de roche. Les résultats obtenus sont alors en parfait accord avec ceux d'Espitalié et al. (1977, fig. 5a): les pics de CO2 de la calcite ou de la dolomite sont très petits alors que celui de la sidérose est très important. La pyrolyse programmée d'un mélange de 50 mg de calcite et d'un échantillon étalon decarbonate de matière organique est effectuée. Contre toute attente, le pic de CO2 de l'étalon dopé avec une calcite qui ne réagissait pas à la pyrolyse augmente de façon considérable par rapport à sa valeur normale. Il suffit même de faire un mélange de farine de quartz et de calcite pour que le 142 pyrogramme montre un bon pic de CO2. Il semble donc que la présence de minéraux a un effet catalyseur sur la décomposition des carbonates lors d'une pyrolyse. Ce problème de l'effet des carbonates sur les résultats de la pyrolyse est peu discuté dans la littérature. Il est toutefois directement soulevé par Katz (1984). Cet auteur a observé que des phases pures de carbonate, qui devraient se décomposer à des températures de plus de 80O0C, produisent du CO2 lors de la pyrolyse dans un "Rock Eval". Les imperfections cristallographiques expliqueraient ce phénomène. L'indice d'oxygène étant calculé par rapport à la teneur en carbone organique, l'erreur est d'autant plus grande que la roche est pauvre en matière organique. Le "Oil Show Analyser" qui a remplacé le "Rock Eval" ne détermine plus la teneur en CO2 (Espitalié, Marquis et Barsony, 1982; Espitalié, 1984). b) Effet de matrice L'effet de la matrice minérale sur les résultats de la pyrolyse programmée a été bien étudié par les principaux auteurs du "Rock Eval" (Espitalié, Madec et Tissot, 1980). D'après ces derniers, la matrice minérale a pour effet d'absorber une quantité limitée des hydrocarbures produits par la pyrolyse programmée. Son effet est des plus importants lorsque la roche est pauvre en matière organique et produit, conséquemment, peu d'hydrocarbures. La matrice minérale absorbe préférentiellement les hydrocarbures lourds. Les analyses portant sur des kérogènes ayant un potentiel gazier (kérogène de type HI) sont moins affectées que celles qui ont un potentiel à huile (kérogène de types I et II). Le pouvoir d'absorption des hydrocarbures est aussi fonction du type de matrice minérale. La calcite a un pouvoir de rétention presque nul alors que l'illite a le pouvoir de rétention maximum (chute de l'indice d'hydrogène jusqu'à 82 %) pour les huit phases minérales testées par ces auteurs (Espitalié, Madec et Tissot, 1980). Comme on ne connaît à priori ni la composition minéralogique ni le pouvoir de rétention global de l'échantillon à pyrolyser, Espitalié (1984) a suggéré une méthode empirique afin de corriger l'effet de matrice d'un échantillon. Il s'agit de: 1) récupérer le résidu de la pyrolyse de l'échantillon, 2) doper ce résidu avec une quantité connue d'un étalon, 3) faire une pyrolyse du mélange étalon résidu de l'échantillon, 4) trouver la courbe (Espitalié ,1984: 143 Correction graph interpertation) qui correspond à la quantité d'hydrocarbures observée (ordonnée) et à la quantité d'hydrocarbures prévue (abscisse) de l'étalon et 5) corriger la valeur observée de l'indice d'hydrogène de l'échantillon à partir de la courbe trouvée. Cette méthode n'est pas sans défaut. En effet, les minéraux les plus actifs dans l'effet de matrice, les argiles (Espitalié et al., 1980), sont partiellement détruits ou transformés par les températures élevées atteintes lors de la pyrolyse (5500C). Donc, le résidu d'une pyrolyse n'est probablement pas un très bon substitut de Ia roche originale pour évaluer l'effet de matrice de cette dernière. A la différence de la technique d'Espitalié (1984), nous n'avons pas utilisé les courbes de correction suggérées par cet auteur. La méthode de correction de l'effet de matrice employée dans cette étude est alors la suivante: 1) récupérer Ie résidu de la pyrolyse de l'échantillon, 2) doper ce résidu avec une quantité connue d'un étalon, 3) faire une pyrolyse du mélange étalon-résidu de l'échantillon, 4) calculer le rapport entre la quantité d'hydrocarbures observée dans le résidu dopé et la quantité d'hydrocarbures espérée, en fonction de la quantité d'étalon mélangée avec le résidu, 5) multiplier par ce rapport la quantité d'hydrocarbures observée dans l'échantillon. Toutefois, aucune correction de l'effet de matrice n'est appliquée aux échantillons qui contiennent plus de un pour-cent (1%) de carbone organique dans leur résidu insoluble. L'effet de matrice des cent quinze (115) échantillons de surface du nord-est de la Gaspésie a été corrigé individuellement. Les valeurs de l'indice d'hydrogène des autres échantillons (284) sont corrigées en fonction de facteurs de correction. Un facteur de correction est la valeur moyenne de l'effet de matrice dans une formation. Soixante-dix sept (77) échantillons ont servi à déterminer ces facteurs. 144 0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 INDICE D'OXYGENE (IO: mg C02/g C. org.) Figure 2.7. Comparaison entre les résultats d'analyses faites avec le "Rock Eval" sur les résidus insolubles: 1) sans correction de l'effet d'échelle, 2) avec correction de l'effet d'échelle et 3) avec correction de l'effet de matrice en sus (voir Appendice 3). Cette comparaison s'applique aux mêmes échantillons que ceux de la figure 2.17. Le diagramme de base est celui d'Espitalié et al. (1977). Pour les même échantillons que ceux de la figure 2.6, les résultats obtenus après une correction de l'effet d'échelle et une correction de l'effet de matrice sont illustrés dans la figure 2.7. Les deux corrections appliquées aux valeurs de résultats d'analyses des échantillons decarbonates déplacent ces valeurs vers le haut du diagramme. La valeur moyenne de l'indice d'hydrogène croît à cent trente (IH = 130) lorsque l'effet d'échelle est corrigé jusqu'à atteindre cent quarante-deux (IH =142) lorsque l'effet de matrice est corrigé également. Ce résultat est plus similaire à l'indice d'hydrogène moyen des analyses des échantillons de roche brute (IH moyen roche brute = 1^ versus IH moyen résidu inSolubIe = 102 mg hydrocarbures/g carbone organique). 145 1000 — 0 20 40 60 80 100 120 140 160 INDICE DOXYGENE (IO: mg C02/g C. org.) Figure 2.8. Valeurs des indices d'hydrogène et d'oxygène pour les échantillons de surface de Ia Formation d'Indian Cove, nord-est de la Gaspésie (Appendice 4C). Résultats corrigés et non corrigés pour l'effet de matrice. L'effet de matrice peut être très différent d'une série à l'autre. Les figures 2.8 et 2.9 illustrent cette différence. Dans la première figure, illustrant les résultats obtenus dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé, l'effet de matrice est faible, en moyenne de quinze pour-cent (15%)(IH non-corrigé = 342, IH COrrigé ~ 394 mg hydrocarbures/g carbone organique). Dans la seconde formation prise comme exemple, la Formation de Vauréal de la série de l'île d'Anticosti, l'effet de matrice est très important (68%: IH non-corrigé = 271, IH COmgé " 456 mg hydrocarbures/g carbone organique), bien que les milieux de dépôts ressemblent à ceux des Calcaires Supérieurs de Gaspé. 146 Toutefois, la correction de l'effet de matrice semble donner des indices d'hydrogène anormalement élevés dans certains cas. L'influence du type de kérogène est peut-être la cause de ces résultats suspects. En effet, Espitalié et al. (1980) montrent que la rétention des hydro- r 0 20 40 60 80 100 120 140 160 INDICE D'OXYGENE (IO: mg C02/g C. org.) Figure 2.9. Valeurs des indices d'hydrogène et d'oxygène pour les échantillons de surface de la Formation de Vauréal, île d'Anticosti (Appendice 4A). Résultats corrigés et non corrigés pour l'effet de matrice. carbures produits lors de la pyrolyse est inversement proportionnelle au poids moléculaire des hydrocarbures. Le kérogène de l'étalon peut produire, au cours de la pyrolyse, des hydrocarbures plus lourds que les hydrocarbures produits par le kérogène de la roche. L'effet de matrice pourrait être ainsi surestimé. Il est toutefois difficile de s'en assurer. La partie accessible en surface de la série de l'île d'Anticosti est trop pauvre en matière organique dispersée. On n'y trouve pas de roche assez riche en matière organique, de laquelle un concentré de kérogène puisse être extrait et servir d'étalon qui soit plus typique de la série que les étalons actuellement employés. 147 c) Effet d'oxygène 1.8 1.6 1.4 U "s. X S 1-2 CT E lo O CO 0.8 L. O CL 0.6 Û. 03 *0.4 0.2 ^I ? r 4 S Û • ? $ ? • ' K ? ? < ¦ -ï ^ ^ in ~i r ? >A = 1 .0 R0 = 0.5 0.0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 Rapport atomique O/C Figure 2.10. Diagramme de Van Krevelen montrant Ia distribution des rapports atomiques H/C et O/C des données de l'appendice 5. Les chemins d'évolution des trois types de matière organique (I, II et III) ainsi que les pouvoirs réflecteurs limites de la fenêtre à huile potentielle (R0 = 0,5 et 1,0) sont indiqués (modifié de Tissot et Welle, 1978). L'effet de la teneur en oxygène d'un kérogène sur l'indice d'hydrogène a été soulevé par Teichmüller et Durand (1983, pp. 222, 221). D'après ces auteurs, lorsque le rapport O/C est important, il y a tout autant dépendance entre l'indice d'hydrogène et le rapport O/C qu'il y en a entre l'indice d'hydrogène et le rapport H/C. Cette dépendance entre la teneur en oxygène de la matière organique et l'indice d'hydrogène s'observe dans les séries à charbon. D'après Teichmüller et Durand (1983), les excellentes corrélations observées entre les indices d'hydrogène et le rapport H/C et l'indice d'oxygène et le rapport atomique O/C (Espitalié et al., 1977 et Tissot et Weite, 1978) ne sont observables que dans les séries contenant des matières 148 organiques dispersées de type mixte (type II) ou alguaire (type I). Plus récemment, Crossey et al. (1986) confirmèrent que, dans tous les types de matière organique, l'indice d'hydrogène est fonction des rapports atomiques H/C et O/C. L'équation de Crossey et al. (1986) montre que les variations du rapport O/C sont presqu'aussi importantes que les variations du rapport H/C sur la valeur de l'indice d'hydrogène. Toutefois, avec un kérogène moyennement riche en hydrogène (H/C ~ 1,0) trouvé dans une série mature (O/C ~ 0,1), le poids du rapport O/C compte pour environ dix pour-cent de celui du rapport atomique H/C sur la valeur de l'indice d'hydrogène (IH). Dans une série immature (O/C ~ 0,2), le poids du rapport atomique O/C grimpe à près de vingt pour-cent. ouu - I I * * * * *s 700 - LEGENDE X ? 0/C moins de 0.2 ,' ? * y O ¦ D 0/C 0.2-0.399 0/C 0.4-0.599 0/C 0.6 et plus / ,* >' s £ 30°- 4 * Ci r \0 G y a U zUU ¦ S 100 - " + y' '' é O * * * * * 0.4 0.6 0.8 1.0 t.2 1.4 1.6 1.8 Rapport atomique H/C Figure 2.11. Estimation de l'indice d'hydrogène (ordonnée) en fonction des rapports atomiques H/C (abscisse) et O/C (courbes de niveaux en pointillés). L'équation de l'estimation de l'indice d'hydrogène est: (éq. 2.3) IH = 839 x (H/C - 0,41) - 988 x (O/C) Cet effet de la quantité de l'oxygène sur l'indice d'hydrogène a été vérifié expérimentalement sur des mélanges de matières organiques dont la composition élémentaire 149 (rapport H/C et O/C) était connue (Appendice 5). Ces matières organiques ont des compositions élémentaires qui couvrent une vaste gamme de rapports atomiques H/C et O/C. Cependant, la majorité de ces mélanges ne sont pas typiques des kérogènes observés dans les roches. En effet, presque la moitié des rapports atomiques O/C de la figure 2.10 débordent vers la droite du diagramme et sont beaucoup plus grands, que ceux discutés dans Crossey et al. (1986). Au- Equations de lière var. 2ième var. teurs n régression entrée: (r2) entrée: (R2) 1 15 IH = 694(H/C - 0,29) - 800(O/C) H/C: 0,76 O/C: 0,92 2 70 IH = 993(H/C - 0,44) - 839(0/C) H/C: 0,78 O/C: 0,81 3 30 IH = 839(H/C - 0,41) - 988(0/C) H/C: 0,22 O/C: 0,93 Tableau 2.1. Equations de la régression multiple expliquant les valeurs de l'indice d'hydrogène (IH) en fonction des rapports atomiques H/C et O/C et carrés des coefficients de corrélations simples (r^ ) pour une variable indépendante (H/C) et multiple (R^) pour deux variables indépendantes (H/C et O/C). n = nombre d'analyses. Auteurs: 1 = Orr (1983), dans Crossey et al. (1986), 2 = Crossey et al. (1986), 3 = le présent ouvrage. L'analyse statistique, faite avec les données de l'appendice 5, est très semblable à l'analyse statistique faite par Crossey et al. (1986). Le logiciel utilisé pour nos travaux est de Feldman et Gagnon (1985). Les résultats sont montrés dans la figure 2.11. La comparaison entre l'équation de la régression multiple, illustrée dans la figure 2.11, et celles obtenues par les auteurs antérieurs, est faite dans le tableau 2.1. Le tableau 2.1 montre que les équations obtenues dans ces trois études, tout en étant semblables, présentent des différences. Les raisons expliquant ces différences sont probablement les mêmes que celles invoquées par Crossey et al. (1986), pour justifier les écarts trouvés entre leur équation et celle de Orr (1983). Ces facteurs sont : 150 1) la différence entre le nombre d'échantillons impliqués dans l'analyse statistique (Tab. 2.1: n), 2) les différences de teneur en carbone organique des matières organiques analysées, 3) la gamme des rapports atomiques H/C et O/C considérée, différente pour chaque étude, 4) le niveau de maturation thermique des échantillons et 5) l'appareillage utilisé pour faire la pyrolyse programmée, un pyrolyseur Chemical Data System et un chromatographe à gaz Varian 3760 pour Crossey et al. (dans Crossey et al., 1986) et un "Rock Eval" pour Orr (1983) et le présent ouvrage. Dans le tableau 2.1, le paramètre statistique qui diffère le plus en fonction des auteurs mentionnés est le coefficient de covariation simple (r2) obtenu lorsque le rapport atomique H/C est la seule variable explicative de l'indice d'hydrogène. La valeur de ce coefficient est alors beaucoup plus petite que celle trouvée dans les travaux antérieurs (Tableau 2.1: r2 = 0,22 contre 0,76 et 0,78). Par contre, lorsque la variable O/C est introduite dans la régression, le coefficient de covariation multiple (R2) obtenu est plus élevé que celui trouvé par les auteurs antérieurs. Beaucoup plus large que celle des auteurs antérieurs, l'étendue de la gamme des rapports atomiques O/C étudiée ici est probablement le facteur majeur qui explique ce phénomène. Malgré les différences mineures observées en fonction des auteurs, les conclusions générales que l'on peut faire avec les trois équations du tableau 2.1 restent les mêmes. L'indice d'hydrogène mesuré décroît lorsque le rapport atomique O/C de la matière organique croît, peu importe: 1) la nature des échantillons, kérogènes, mélanges synthétiques ou substances organiques naturelles et 2) les rapports atomiques (H/C et O/C) des échantillons. La figure 2.11 met cette conclusion très en évidence. Tel que suggéré par Espitalié et al. (1977: Fig. 6), la relation qui permet de prévoir l'indice d'hydrogène à partir du rapport atomique H/C, assumant que le rapport atomique O/C n'a aucun effet, s'exprime par une équation du second degré: (éq. 2.4) IH = 460 x (H/C)2 - 172 x (H/C) - 8 151 D'après les équations du tableau 2.1, cette relation n'est valide que pour des rapports atomiques O/C plus petits que 0,15 à 0,25; cette limite étant fonction du rapport atomique H/C. A titre d'exemple, avec cette dernière équation, un rapport atomique H/C de 0,6 correspond à un indice d'hydrogène de cinquante-quatre (IH = 54); un rapport atomique H/C de 1,2 correspond à un indice d'hydrogène de quatre cent quarante-huit (IH = 448) (Espitalié et al., 1977: Fig. 6). En appliquant l'équation de régression multiple (éq. 2.3), ces valeurs de l'indice d'hydrogène correspondent respectivement à des rapports atomiques O/C de 0,11 et 0,22. Pour les mêmes rapports atomiques H/C (0,6 et 1,2), si les rapports atomiques O/C sont respectivement de 0,16 et 0,3, les valeurs des indices d'hydrogène deviennent égales à 1 et 366; ces valeurs sont beaucoup plus basses que celles prévues par l'équation d'Espitalié (éq. 2.4). D'autre part, d'après les données de l'appendice 5, le rapport atomique O/C contrôle presque entièrement l'indice d'oxygène. En effet, si l'on en juge par les paramètres de l'équation de régression multiple, obtenus lorsque les rapports atomiques H/C et O/C sont incorporés dans l'analyse statistique: ¦ ' (éq. 2.5) IH = 279 x (O/C - 0,002) - 19 x H/C (r2 = 0,88) le rapport atomique H/C joue un rôle presque négligable dans le contrôle de l'indice d'oxygène. En conséquence, l'équation de régression simple, mettant en rapport l'indice d'oxygène en fonction du rapport O/C: (éq. 2.6) IO = 261 x O/C - 16 (r2 = 0,88) est très semblable à l'équation que l'on peut calculer d'après les travaux d'Espitalié et al. (1977: Fig. 7): (éq. 2.7) IO = 235 x O/C - 8. 152 Nord-est de la Gaspésie Stratigraphie 1¾ IHm (0/c=o) H/Cm IOm OfC1n estimé estimé estimé Formation de Battery Point 286 461 0,96 31 Membre de l'Anse-à-Brillant 359 537 1,05 17 Formation de York River 303 461 0,96 25 Formation de York Lake 294 386 0,87 10 Calcaires Supérieurs de Gaspé 342 428 0,92 7 Groupe de Chaleurs 250 386 0,87 20 Groupe de Québec 140 226 0,68 7 Ile d'Anticosti Formation de Chicotte 326 553 1,07 45* 0,23* Formation de Jupiter 295 520 1,03 17 0,13 Formation de Gun River 302 453 0,95 24 0,15 Formation de Becscie 305 453 0,95 23 0,15 Formation Ellis Bay 268 402 0,89 - 20 0,14 Formation de Vauréal 271 394 0,88 17 0,13 Formation de Macasty 255 344 0,82 8 0,09 Formation de Mingan 96 235 0,69 20 0,14 Formation de Romaine 170 268 0,73 11 0,10 Tableau 2.2. Indices d'hydrogène et d'oxygène moyens C1^m et ^W P81" unit^ stratigraphique, rapports atomiques moyens esUmés: H'Cm (^- 2-3> et °'cm (&!• 2-6) et indices d'hydrogène moyens estimés: IHm(0/C=0) lorsque chaque rapport atomique moyen cstimé 0/Cm est supposé égal à zéro (éq. 2.3). * moyenne peu significative: 3 mesures. Lorsque nous interprétons l'indice d'hydrogène en termes équivalents au rapport H/C des analyses élémentaires, l'effet de l'oxygène sur l'indice d'hydrogène peut entraîner des erreurs 0,18 0,13 0,16 0,10 0,09 0,14 0,09 153 significatives. C'est ce que montre le tableau 2.2 (IHm versus IHm estimé). Il montre aussi l'importance qu'a l'indice d'oxygène pour déterminer la maturation d'une série. Les valeurs des indices d'hydrogène et d'oxygène moyens (IHm et IOm) du tableau 2.2 sont calculées à partir des données des appendices 4A à 4D. A titre d'exemple, les figures 2.8 et 2.9 illustrent la variation de l'indice d'oxygène observée dans deux unités stratigraphiques (Calcaires Supérieurs de Gaspé et Formation de Vauréal), une dans chaque région. Considérant la gamme des valeurs de rapport atomique O/C estimées (Tab. 2.2) et considérant la relation entre l'indice d'hydrogène et les rapports atomiques H/C et O/C exprimée dans la figure 2.11, le rôle de l'effet d'oxygène serait assez important dans le bassin étudié. Il reste à savoir si les analyses de l'indice d'oxygène sont assez sûres pour juger de cette influence. D'après les figures 2.8 et 2.9, les indices mesurés semblent bien variables à l'intérieur d'une formation. d) Effet des bitumes Clementz (1979) est le premier auteur qui a attiré l'attention sur les effets des hydrocarbures et des bitume solides, migres ou pas, sur les résultats d'analyses en pyrolyse programmée obtenus avec un "Rock Eval". Pour les auteurs de la méthode (Espitalié et al., 1977), les composés extractibles lourds (résines et asphaltènes) contribuent peu au second pic (P2) du pyrogramme (Fig. 2.4A). D'après Clementz (1979), la réponse des huiles et des bitumes extractibles se situe entre 250 et 35O0C alors que celle des bitumes solides et des hydrocarbures lourds chevauche la réponse du kérogène autochtone (350 à 45O0C). La présence de ces bitumes dans une roche a pour conséquence de remplir à des degrés divers le creux situé entre les pics un (P1) et deux (P2) du pyrogramme de la figure 2.4A. La pyrolyse d'un kérogène mélangé avec des bitumes, extractibles ou isolubies, produit un pyrogramme ayant l'aspect de celui de la figure 2.4B plutôt que l'aspect de ceux de la figure 2.4A. Si ces bitumes forment une partie importante de la matière organique de la roche, ils peuvent introduire un pic intermédiaire entre les pics P1 et 154 ?2 ou modifier de façon importante la valeur de la température de pyrolyse optimale du kérogène (Tmaxk<) (Clementz, 1979). La température de pyrolyse optimale observée (Tmax 0 ) peut même n'avoir aucun rapport avec celle du kérogène (Tmax ^). Pour confirmer l'applicabilité des conclusions de Clementz (1979) à nos séries, une expérience est réalisée sur un échantillon du puits Sunny Bank (Appendice 4D: no INRS 14006). Le résidu insoluble de cet échantillon est traité au chloroforme pour en éliminer les hydrocarbures solubles. L'analyse de l'échantillon au "Rock Eval" montre: 1) que le pic des hydrocarbures légers (P1) diminue de façon significative et 2) qu'une bonne partie du plateau situé entre les pics Pj et P2 disparaît. La surface (S21) sous le pyrogramme entre les pics P1 et P2 est donc produite, comme le suggère Clementz (1979), par des bitumes solubles et insolubles qui génèrent des hydrocarbures plus légers par craquage lors de la pyrolyse. La variable RQ2 (Fig. 2.4B) a été créée pour diagnostiquer la présence de ces bitumes. 2.2.3 Pétrographie de la matière organique dispersée 155 2.2.3.1 Extraction et concentration de la matière organique Ce projet inclut trois cent vingt-et-une (321) analyses pétrographiques de la matière organique (l'île d'Anticosti: 14Ì; nord-est de la Gaspésie: 180). La méthode d'extraction et de concentration utilisée pour la majorité des échantillons est dérivée de la méthode chimique classique employée en pétrographie (Raynaud et Robert, 1976). L'échantillon de roche concassée est macéré dans de l'acide chlorhydrique (HCl) chaud pour dissoudre les carbonates, puis dans de l'acide fluorhydrique (HF) pour enlever les silicates. Le résidu insoluble aux acides est filtré par un tamis de 35 (im. La matière organique est extraite du filtrat et du refus du tamis par flottation dans une solution de chlorure de zinc (Zn Cl2) (densité de 1,9) (Bertrand et al, 1985). La séparation est accélérée par l'utilisation d'une centrifugeuse. Cependant, les kérogènes de quarante-cinq échantillons des études antérieures (puits NACP Anticosti: INRS-Pétrole, 1976; Gaspé Nord, Douglas, Gaspé Sud, Sunny Bank, York et des coupes de Ia Rivière au Renard de la route 132 du parc de Forillon: INRS-Géoressources, 1983) n'ont pas été tamisés avant la fabrication des préparions pétrographiques. 2.2.3.2 Montage pétrographique de la matière organique La grande majorité des préparations pétrographiques est faite selon la méthode décrite par Bertrand et al. (1985). Cette méthode consiste à monter la matière organique sur des lames de verre. Ce montage permet de faire tous les types d'observations microscopiques (en lumière transmise, réfléchie ou fluorescente) sur la même préparation. Il n'y a que la matière organique de sept des onze échantillons du puits NACP qui n'a pas été montée de cette façon. Ces sept échantillons et les trente-huit échantillons des puits du nord-est de la Gaspésie ont aussi été étudiés sur un montage modifié des préparations des études antérieures (INRS- Pétrole, 1976; INRS-Géoressources, 1983). Ces anciennes préparations, semblables aux briquettes employées en pétrographie des charbons (Mackowsky: dans Stach et al., 1975, pp. 239-243; Ting, 1982, pp. 9-12; Crelling et Dutcher, 1980, pp. 103-113) ne permettaient pas 156 de faires des observations en lumière transmise. Transformées en des montages sur lames de verre, les caractéristiques de ces lames pétrographiques sont semblables aux préparations de Bertrand et al. 1985. La technique pour y parvenir se résume ainsi: 1) scier une rondelle de 2 mm d'épaisseur de la partie de la briquette contenant la matière organique 2) adoucir la surface sciée 3) coller la rondelle sur une lame de verre, puis 4) niveler et polir la surface montrant la matière organique. 2.2.3.3 Analyse semi-quantitative des matières organiques Les fragments de matière organique, observés sur les préparations pétrographiques décrites plus haut, sont identifiés au microscope en lumière transmise, réfléchie et fluorescente. Etant donné que Ie matériel organique monté sur les lames de verre ne représente que la fraction grossière du kérogène, aucune analyse vraiment quantitative des types de matière organique n'est effectuée. Cette étude traite l'analyse des facies organiques de façon accessoire. Les facies organiques sont semi-quantitavement caractérisés de deux façons différentes: 1) par une évaluation visuelle au microscope des pourcentages des types de matière organique et 2) par une traduction en terme de pourcentage du nombre de mesures de réflectance faites lors du balayage des préparations sous le microscope. Cette dernière méthode a une valeur statistique lorsque les mesures de réflectance sont prises sur tous les fragments de matière organique observés. Toutefois, ces résultats sont traduits en terme d'abondance relative plutôt qu'en pourcentages. Suffisantes pour reconnaître les variations majeures de faciès organiques entre lithologies différentes, ces évaluations semi-quantitatives permettent dans certains cas de raffiner la stratigraphie des puits lorsque cette dernière est imprécise. 2.2.3.4 Réflectometrie Les mesures de pouvoirs réflecteurs sont effectuées sur des particules de matière organique selon la technique standard utilisée en pétrographie des charbons. L'ouverture du diaphragme de l'amplificateur photométrique du microscope est conservée constante. Par contre, trois 157 diamètres du diaphragme de champ sont utilisés. Trois critères justifient le choix d'un diaphragme avant la prise d'une mesure de réflectance. Le champ éclairé doit être: 1) exempt d'égratignures ou d'irrégularités, 2) entièrement inclus dans Ia particule de matière organique (on ne voit pas les bords de la particule), 3) tout en étant le plus grand possible. Avant chaque analyse, sur des verres dont la réflectance est connue, le photomètre est standardisé pour les trois ouvertures du diaphragme. Une lecture du pouvoir réflecteur de l'un des verres standard est régulièrement effectuée au cours de l'analyse réflectométrique de l'échantillon. Les lames sont balayées verticalement à tous les demi-millimètres d'intervalle. Peu de particules de matière organique échappent à l'observation. Les fragments assez grands pour permettre de mesurer un pouvoir réflecteur sont identifiés. En fonction de leur dimension, une ou plusieurs mesures aléatoires sont prises. L'identification du fragment, la valeur du pouvoir réflecteur affichée à l'écran du posemètre et le diaphragme de champ utilisé sont entrés dans un micro-ordinateur par l'intermédiaire du clavier. Celui-ci calcule un pouvoir réflecteur normalisé pour un diaphragme de champ commun à toutes les mesurés de l'échantillon. Il corrige les valeurs de réflectance en tenant compte des légères variations observées sur le verre standard. Il peut rejeter une série de mesures si ces variations sont trop importantes. Le micro-ordinateur construit des histogrammes et calcule la valeur des mêmes paramètres statistiques pour tous les types de matière organique répertoriés dans l'échantillon. Le nombre de mesures de pouvoir réflecteur est très variable d'un échantillon à l'autre. Ce nombre varie actuellement entre 5 et 231 mesures par échantillon. Il varie en fonctions de trois facteurs: 1) la dimension des particules, 2) la quantité de matière organique sur la préparation et 3) la nature de la matière organique. En effet, certains échantillons sont composés essentiellement d'une matière organique, qualifiable d'amorphogène en lumière transmise, qui ne présente aucune surface assez grande pour permettre la mesure de pouvoirs réflecteurs. 158 Sur un total de trois cent vingt et une (321) analyses pétrographiques, le nombre moyen de mesures par échantillon varie peu en fonction des deux régions étudiées: cent trois (103) mesures en Gaspésie et cent huit (108) dans l'île d'Anticosti. En Gaspésie, ce nombre est identique pour les échantillons de surface et de subsurface. Pour l'île d'Anticosti, il est un peu plus élevé dans les échantillons de surface (127) que dans les échantillons de subsurface (93). Le nombre total de mesures de réflectance pour les deux régions réunies est de trente trois mille six cent quatre-vingt-dix-huit (33,698). 159 3. LA MATIERE ORGANIQUE DISPERSEE 3.1 QUANTITE DE LA MATIERE ORGANIQUE DISPERSEE 3.1.1 Introduction Pour déterminer la quantité de carbone organique contenue dans une roche, on procède au dosage du CO2 produit par la combustion de son résidu insoluble à l'acide chlorhydrique. Connaissant la proportion du résidu insoluble, la teneur en carbone organique dans la roche est calculée. Cette analyse ne donne qu'une idée approximative de la quantité réelle de matière organique contenue dans une roche. En effet, l'analyse ne tient pas compte des autres éléments constituant la matière organique (H, O, N, S). Cependant, il existe un rapport entre la teneur en carbone organique et la teneur en matière organique d'une roche. D'après Tissot et Weite (1978, éd. 1984, pp. 495-496), il faut multiplier la teneur en carbone organique par un facteur de conversion pour avoir la quantité de matière organique. Ce facteur est fonction de la nature et du niveau de la maturation thermique subie par la matière organique. Pour un kérogène de type I, ce facteur est compris entre 1,25 (diagenèse) et 1,20 (fin de la catagenèse). Pour un kérogène de type III, il varie de 1,48 à 1,18. Le kérogène de type II est intermédiaire (Tissot et Wehe, 1978). Par commodité, la plupart des auteurs ne font pas cette transformation. Pour estimer la quantité de matière organique d'une roche, ils utilisent directement le carbone organique. Par exemple, les teneurs critiques de matière organique servant à qualifier le potentiel roche mère d'une lithologie sont exprimées en pour-cent de carbone organique (Gehman, 1962; Sourisse et Gauthier, 1969; Tissot et Weite, 1978, éd. 1984). Nos travaux se conforment à la coutume établie par les auteurs antérieurs. C'est ainsi que la qualité des séries étudiées, en tant que roche mère, est appréciée à l'aide du modèle suggéré par Sourisse et Gauthier (1969). En mettant en relation le carbone organique avec le résidu 160 insoluble sur un diagramme de variation (Figs 3.1, 3.4, 3.5 et 3.8), ce modèle permet de classifier les roches mères en trois catégories: 1) celles qui sont trop pauvres en carbone organique pour être roche mère (zone défavorable), 2) celles qui sont dans la moyenne des roches pour un résidu insoluble donné (roche normale), ou 3) celles qui ont un potentiel roche mère (zone favorable). Ce diagramme étant conçu pour les roches mères à pétrole, seules les teneurs en carbone organique des lithologies à grains fins: calcaire micritique, calcschiste ou shale, devraient y être rapportées. Ce diagramme ne peut donc pas servir à évaluer le potentiel roche mère des Formations de Chicotte, un calcaire granulaire, de Romaine, une dolomie, et de la partie granulaire des Formations de Becscie et d'Ellis Bay. Il en va de même pour tout le Groupe des Grès de Gaspé (Formations de York Lake, de York River et de Battery Point) et une partie des Groupes de Chaleurs et de Québec. Toutefois, afin de mieux comparer nos résultats avec ceux des auteurs antérieurs (Tab. 1.1 et 3.3: paragraphes 1.2.4.2 et 1.3.4.1 du présent travail), de visualiser les variations du carbone organique en fonction de la stratigraphie et d'avoir une idée des écarts existant entre données de surface et de subsurface, les teneurs en carbone organique de tous les échantillons analysés sont mises sur des diagrammes de Sourisse et Gauthier (Figs 3.1,3.4, 3.5 et 3.8) 3.1.2 L'île d'Anticosti 161 3.1.2.1 Le carbone organique dans les échantillons de surface 10.00 W (D 3 1.00 'E CO D^ L. ¦ O O O Xl L. 03 U 0.10 0.01 I crei Lint: Li^u en l/c ¦ Fms CMeoUe-Jupiter O Fm Gun River • Fm Becscie û Fm Ellis Bay A Fm Vauréal [•::;:] Roche moyenne Zone favorable i^- w|\- - i^^<-y^<--^*r •:•:'••:• ¦•A i>UJ -tTT ¦AT i^-f^vxT-:-:-! :-:¦:•:¦: ¦& £*:¦:•:•:¦ .v.v. -¦¦'¦V-' A A 4> Z « •£ .§ -a e 8 G S ^ ^= =» =) a> _ ^ CC O Figure 3.2 b y*v b O -*J ^¾ 0 B O fc~* 1 k - In w >— r^ 1 0 \ ^" B TT B SP - O U h- Is || 1 fi 'i <" 5 V ' > /5 ique ( Z .= 0 Jo Dut $ • M ft Jl/ , _ C LJ CO L. - O igl - O jfjB C Vlfe^lil O ^i&oSV 5h|> jQ ^iip^jfS - L. J IfC/1 - CO CU J '|Ì:Ìjt-j|P:iOt*>; O O J ¦I C JlI SjE* L. ¦¦:3S:£|t#:: ^S) m ,-y * 3 T-'JJ / / C pSSSSji? ''''''fi ^ / /¾¾¾ ^¾¾¾¾ - CO jj : R?/^ r £ Wm •îopy O /;:¾:¾¾!!¾:; il ^M&ilfl . "O ijWf:?p3 <4&j a> +-> CZ II  ^Hr 1_ 4> =7- . Z "5 .» 5 ¦ •3 J*Ì3^lE*Jr LlJ OC .§ "S. e ->• — « *--> L_) — => K -- ^ *> Q ^ UJ >-e 2 e e 0 8¾ 1—i _i EEE . to Bill n BK*l ]o U- U. U- L i_ Q u- U- ^- xy 1—J (^) OC * b ' y — _ O B I O ^ O IO * h O tN .- LO ¦ — — Figure 3.3 164 Unité Fm Fm Fm Fm Fm Fm strati. Vauréal Ellis Bay Becscie Gun River Jupiter Chicotte Dépôts 3-4 2-4 3-4 3 2-5 3 n 47 15 17 9 4 3 R'moy. 15,49 28,76 6,69 8,55 11,90 4,14 ^^^moy. 0,082 0,101 0,055 0,081 0,115 0,017 ^-^Miiiii, 0,03 0,06 0,03 0,06 0,08 0,01 ^-^max. 0,32 0,36 0,08 0,13 0,15 0,03 Tableau 3.1. Teneurs moyennes en résidu insoluble et en carbone organique pour les formalions observées en surface sur l'île d'Anticosti. Fm = Formation, n = nombre de mesures. RIm0y_ = résidu insoluble moyen en pour-cent. COTmoy^ mjn 0u max = valeur moyenne, minimum ou maximum en pour-cent de carbone organique par l'unité stratigraphique. L'explication des codes des milieux de dépôts (Dépôts) apparaît dans la figure 1.4. la Formation de Becscie. La distribution géographique des teneurs en carbone organique est illustrée dans les figures 3.2 et 3.3. A l'exception de la Formation de Chicotte, la Formation de Becscie est l'unité Ia plus pauvre en carbone organique. Dans l'est de Hie, la Formation de Becscie reste la plus pauvre, malgré un enrichissement général des unités stratigraphiques en carbone organique (Fig. 3.3). La Formation de Jupiter est l'unité silurienne la plus terrigene et la plus riche en carbone organique des séries de l'île d'Anticosti (Tab. 3.1). Ce phénomène est facilement expliqué; le membre 3 de la Formation de Jupiter, échantillonné deux fois sur quatre dans le tableau 3.1, est typique des environnements de dépôts parmi les plus profonds des séries (1.2.1.9 et 1.2.2). Cet horizon de la Formation de Jupiter est clairement mis en évidence sur la carte de la zonation des teneurs en carbone organique (Fig. 3.3). D'autre part, les Formations de Becscie 165 et de Chicotte, typiques d'environnements de dépôts peu profonds et plus agités (1.2.1.7 et 1.2.1.10), sont les plus pauvres en carbone organique (Tab. 3.1 et Figs 3.1 et 3.2). Le contenu en carbone organique est très variable dans la Formation d'Ellis Bay (Tab. 3.1). Les valeurs les plus élevées sont trouvées à l'est et à l'ouest de la région (Figs 3.2 et 3.3). Cette variation va de pair avec celle des lithologies et des environnements de dépôts de cette formation (1.2.1.6 et 1.2.2). De plus, la richesse relative de cette formation en carbone organique par rapport aux autres unités de l'île est clairement mise en évidence sur la figure 3.3. Les résultats affichés dans le tableau 3.1 sont très similaires à ceux des travaux antérieurs (Tab. 1.1D: GEOCH. COT). Toutefois, dans les Formations de Vauréal et d'Ellis Bay, les valeurs maximales du carbone organique (COTmax ) sont un peu plus élevées que celles de la littérature (Tab. 1.1D). Dans la Formation de Becscie, la situation est inversée. 166 3,1.2.2 Le carbone organique dans les échantillons de subsurface 10.00 2. loo C GO O^ L- O O -û L- U 0.01 ¦ i_______ cm me I___ i___ — : — Ltucnut , ¦ Fm E. Bay - Silurien ° Fm Vauréal ? Fm Macasty A Fm Mingan * Fm Romaine fci-j Roche normale ¦ÎLa i" K Zone favorabl e <>. — — ç&fS '¦ I ¦ A1 --^*S *H4 a JÊfT ^. „^,-~ ÇPÏ^x? •s :;>k 4^ <*¦ "t S*ö|?S < *r?rT::::::: ¦.-;-;-.-.1 Lx* sa - ¦- fcj ^*!¾ y0, :::::::::::: — I --A--------A— -A-A- -A— — Zone d éfi avor abl e x 10 100 Résidu insoluble ( % ) Figure 3.4. Teneurs en carbone organique en fonction des résidus insolubles dans les échantillons de subsurface de l'île d'Anticosti. Les deux variables sont exprimées en pour-cent de la roche totale. Le diagramme de base est de Sourisse et Gauthier (1969). Les résultats d'analyses du carbone organique, en fonction du résidu insoluble, dans les cinq puits étudiés (Fig. 3.3) de l'île d'Anticosti (Appendice 4B) sont illustrés dans la figure 3.4. La relation carbone organique - résidu insoluble observée dans les puits (Fig. 3.4) projette une image beaucoup plus complète de l'évolution sédimentologique du bassin que celle des échantillons de surface (Fig. 3.1). Le résidu insoluble de chaque unité stratigraphique (Fig. 3.4), permet de reconnaître les lithologies de Ia figure 1.4 (1.2.1) et le mégacycle général transgressif-régressif discuté dans le premier chapitre de ce travail (1.2.2) et reconnaissable à partir des codes d'environnements de dépôts du tableau 3.2. 167 Unité Fm Fm Fm Fm Fm Séries strati. Romaine Mingan Macasty Vauréal Ellis Bay Silurien Dépôts 1-2 2-4 5 . 5-2 2-4 2-4 n 13 12 7 37 4 7 ^Mïioy. 21,35 33,72 76,11 45,70 24,10 19,09 *-^ Mnoy. 0,096 0,185 2,881 0,261 0,105 0,107 ^^Tm|n 0,03 0,05 0,48 0,08 0,07 0,08 ^-'Mnax. 0,36 0,63 4,11 1,21 0,14 0,15 Tableau 3.2. Teneurs moyennes en résidu insoluble et en carbone organique pour les unités stratigraphiques observées en subsurface sur 111e d'Anticosti. Fm = Formation, Séries Silurien = Séries d'âge Silurien, n = nombre de mesures. RIm0yp = résidu insoluble moyen en pour-cent. COTmoy^ min. ou max. - valeur moyenne, minimum ou maximum en pour-cent de carbone organique par unité stratigraphique. Dans la plupart des formations, le carbone organique augmente en fonction du résidu insoluble. Mais, tant en surface qu'en subsurface, le carbone organique se tient toujours en- dessous du champ des roches normales (Fig. 3.4). Quelques échantillons de la Formation de Macasty (tous les puits), du membre I (Fig. 1.4) de la Formation de Vauréal (puits LGPL, NACP et LGCP) et du membre V (Fig. 1.4) de la Formation de Mingan (puits LGPL: Appendice 4B), font exception. Les teneurs en carbone organique situent ces séries dans la zone des roches mères (zone favorable). Comme le suggèrent les travaux antérieurs touchant des bassins marins géologiquement comparables (Bertrand et Héroux, 1981), les niveaux les plus riches en carbone organique, sont généralement associés aux environnements de dépôts plus distaux et les plus près de la bordure ou sur la pente de la plate-forme continentale (1.2.1.2, 1.2.1.4 et 1.2.1.5). 168 La figure 3.4 montre que la Formation de Macasty (COTmoyen = 2,9 %: Tab. 3.2) est la seule unité stratigraphique potentiellement roche mère dans les séries de l'île d'Anticosti. Ces résultats sont essentiellement les mêmes que ceux trouvés dans les travaux antérieurs (Tab. LIA, B et C). La faible variation des teneurs en carbone organique observée dans la Formation d'Ellis Bay fait exception. On ne trouve pas de valeurs de carbone organique maximum (COTmax) aussi élevées que celles rapportées dans la littérature (Tab. 1.1B: puits NACP, COT = 0,5%). La taille réduite de notre échantillonnage, combinée au fait que nos échantillons pondèrent des intervalles stratigraphiques importants (Fig. 2.2: 15 à 30 m), peut expliquer ce phénomène. L'échantillonnage des études antérieures du puits NACP est plus ponctuel (Tab. 1.1: INRS-Pétrole, 1976). Nos échantillons de surface (Appendice 4A), plus ponctuels que ceux de nos puits (Appendice 4B), donnent des résultats plus similaires (Tab. 3.2) à ceux de la littérature (Tab. 1.1). 3.1.3 Le nord-est de la Gaspésie 169 .3.1 Le carbone organique dans les échantillons de surface 20 30 40 50 60 70 80 90100 Résidu insoluble ( % ) Figure 3.5. Teneurs en carbone organique en fonction des résidus insolubles dans les échantillons de surface du nord-est de la Gaspésie. Les deux variables sont exprimées en pour-cent de la roche totale. Le diagramme de base est de Sourisse et Gauthier (1969). Les résultats d'analyses du carbone organique en fonction du résidu insoluble des échantillons de surface du nord-est de la Gaspésie (Appendice 4C) sont illustrés dans la figure 3.5. Ces séries sont beaucoup plus terrigènes que celles de l'île d'Anticosti. Le groupe le plus carbonate, les Calcaires Supérieurs de Gaspé, ne contient en moyenne que cinquante et un pour-cent (51%) de carbonate (Tab. 3.2: 100 - RIm0y.)' O) , oi nt k. Sup .0) O O U acta a. > *-" 9 J2> C ,Q)-O ce C 'S a> C '5 O C 0) O O 0> •— "ai CZ O „ CO O >- O U- *ö5 L. OJ "O I •Ou JZ a> D flj 3 T3 ¦0) £ ¦o £ -a E •o E •o 1_ =1 O U Qu- U_ Ll. U. O Wu CJ O ^ g@ 0 B Figure 3.6 « -o 4> O) OUI O O •V n I! C C O > ,0) Q C 5 > O ¦o L- O ¦*-< o '[- 0> L- -o o O C7> O O Qü-u-ü-U-O COo (JO £1 Figure 3.7 172 Unité Gr Gr Gr Fm Fm Fm strati. Québec Chaleurs* C.S.Gaspé York Lake York River Battery Pt Dépôts 6 2-5 3-5 2-3 1-2 1 n 9 9 31 4 43 20 R*moy. 69,76 50,70 48,87 56,48 88,00 84,75 ^"!•moy. 0,279 0,104 0,124 0,097 0,334 0,093 ^^*min. 0,03 0,02 0,02 0,03 0,03 0,02 COTmax 0,65 0,06 0,45 0,14 4,88 0,41 Tableau 3.3. Teneurs moyennes en résidu insoluble et en carbone organique pour les formations observées en surface dans le nord-est de la Gaspésie. Fm = Formation, Gr = Groupe, C.S.Gaspé = Calcaires Supérieurs de Gaspé, Ballcry Pt = Battery Point, n = nombre de mesures. RIm0y= résidu insoluble moyen en pour-cent. COTmo„ mjn< ou max = valeur moyenne, minimum ou maximum en pour-cent de carbone organique dans la roche, par unité siratigraphique. * = groupe très hétérogène, dont deux échantillons (#13201: Formation de Laforce, RI = 10,8% et 13238: Formation de West Point, RI = 6,0%) sont exclus. Les codes désignant les environnements de dépôts sont expliqués dans la figure 1.10. Bien que pauvres en matière organique, ces séries ont des teneurs en carbone organique plus élevées et plus hétérogènes que les séries de l'île d'Anticosti. L'ordre de grandeur des variations du carbone organique dans les Groupes de Québec, des Calcaires Supérieurs de Gaspé et de la Formation de Battery Point est semblable à celui observé dans Ia Formation d'EUis Bay. En jouant sur la profondeur d'eau et les environnements de dépôts, l'instabililté de la plate-forme dans le nord-est de la Gaspésie (1.3.3), tout comme dans la Formation d'Ellis Bay (1.2.2), peut expliquer ce phénomène. Dans la figure 3.7, l'augmentation régionale du carbone organique de l'est vers l'ouest de la région, surtout observée à l'intérieur des Calcaires Supérieurs de Gaspé et la Formation de York River, semble plutôt confirmer 173 l'hypothèse trouvée dans la littérature, qui suggère un approfondissement des environnements de dépôts dans la même direction (1.3.3). Deux échantillons de Ia Formation de Battery Point tombent dans la zone des roches normales (Fig. 3.5). Ils sont peu typiques de la formation: le premier (#13108) est situé à l'intersection des failles du Bras Nord-Ouest et de Belle Anse et le second (#13262) provient d'un Ht de shale sur la côte nord de Ia Baie de Gaspé Nord (voir Figs 3.6 et 3.7). Ces deux échantillons influencent beaucoup la moyenne en carbone organique affichée dans le tableau 3,3. S'ils sont exclus (Appendice 4C: #13108 et 13262), la valeur moyenne du carbone organique décroît à 0,060 pour-cent. C'est une chute relative d'environ trente pour-cent, qui met en évidence la variation des teneurs en carbone organique dans les environnements littoraux. La variation des teneurs en carbone organique dans la Formation de York River est encore plus grande. Cette formation s'est formée dans des environnements de dépôts de type côtier à hauts niveaux d'énergie (1.3.2.17). Dans un milieu marin, des environnements à niveaux d'énergie comparables sont généralement pauvres en matière organique. Dans la Formation de York River, les fortes teneurs en carbone organique (Fig. 3.6), lesquelles peuvent atteindre la zone favorable pour des roches mères potentielles (Fig. 3.5), sont surtout observées à l'ouest de la région (Fig. 3.7), en direction du centre du bassin. Ces fortes teneurs s'expliquent par la présence de petits niveaux de charbon concentrés dans la partie basale des stratifications croisées ou obliques, typiques des sédiments de milieux côtiers lagunaires, tournés du côté du continent plutôt que du côté marin. La grande variation des teneurs en carbone organique dans la Formation de York River est mise en évidence lorsqu'on exclut un des quarante-trois échantillons analysés (Appendice 4C: #13213 = 4,88% de carbone organique). La valeur moyenne du carbone organique tombe alors à 0,23 pour-cent (n = 42), une chute de plus de trente pour-cent relatif. Cette valeur de 0,23 pour-cent se situe juste à la limite inférieure des roches normales pour le résidu insoluble moyen de cette formation (Tab. 3.3). 174 La différence de pourcentage moyen en carbone organique entre les Formations de Battery Point et de York River (Tab. 3,3), met probablement en évidence des facteurs d'apport, de production et de conservation de la matière organique. En effet, les environnements de dépôts fluviatiles (Formation de Battery Point: 1.3.3) sont moins propices à la production et la conservation de la matière organique que les environnements littoraux, lagunaires ou saumâtres (Formation de York River) (Waples, 1980). Les mêmes facteurs expliquent probablement les différences observées, d'est en ouest, entre la partie supérieure et inférieure (Membre de l'Anse-à-Brillant) de la Formation de York River (Fig. 3.6). La teneur en carbone organique des Calcaires Supérieurs de Gaspé (Tab. 3.3) est plus élevée que celle de la Formation de York Lake, un mélange de sédiments marins et littoraux (1.2.3.15). Quatre échantillons des Calcaires Supérieurs de Gaspé (Fig. 3.5) tombent ainsi dans la zone des roches normalement riches en carbone organique. Ces échantillons appartiennent aux Formations d'Indian Cove (Fig. 2.3: #13164 et 13222) et de Forillon (Fig. 2.3: #13132 et 13209) (Appendice 4C). Ils proviennent de la partie ouest de Ia région (Figs 3.6 et 3.7), en direction du centre du bassin. Les unités stratigraphiques y sont plus épaisses, et les environnements de dépôts, plus éloignés du paléo-littoral, sont présumément plus profonds (1.3.2.12 à 1.3.2.14 et 1.3.3). Les unités du Groupe de Chaleurs échantillonnées dans le Bloc nord (Formations de Roncelles et d'Indian Point) représentent une période trasgressive sur le socle taconique érodé; période durant laquelle la mer était en général peu profonde (1.3.2.10 et 1.3.2.11). Elles affichent une teneur moyenne en carbone organique semblable à celle de la Formation de York Lake (Tab. 3.3). Par rapport aux Calcaires Supérieurs de Gaspé, plus distaux et plus riches en carbone organique, les formations du Groupe de Chaleurs sont symétriques à la Formation de York Lake du point de vue paléogéographie du bassin (1.3.3). Cette relation peut expliquer les résultats observés dans le tableau 3.3. Le Groupe de Québec montre la teneur moyenne en carbone organique la plus élevée du nord-est de la Gaspésie (Tab. 3.3). Trois échantillons du Groupe de Québec (Fig. 3.6, #13274 à 13276 dans la Fig. 2.3; Formation de Deslandes dans la Fig. 1.9) tombent dans le 175 champ des roches normales (Fig. 3.5). Ces roches, des flyschs (1.3.2.1), se sont déposées dans des environnements de dépôts profonds, comme ceux du membre I de la Formation de Vauréal, dans l'île d'Anticosti. Ces roches de la Formation de Deslandes représentent des environnements de glacis continental, de bordure de plate-forme ou de bassins intra- cratoniques, qui existaient avant et pendant rOrogénie taconique. Considérant leur teneur en terrigènes, ces deux formations ont des pourcentages de carbone organique équivalents (Fig. 3.4 et 3.5). Toutefois, la zonation des teneurs en carbone organique observée dans la Ceinture taconique (Fig. 3.7) n'est pas bien comprise. Les résultats affichés dans le tableau 3.3 montrent des écarts assez importants par rapports à ceux des travaux antérieurs, résumés dans les tableaux 1.3A à 1.3G. D'après ces tableaux, les formations du Groupe de Chaleurs peuvent être beaucoup plus riches en carbone organique que le laisse croire le tableau 3.3. Bien que les différences soient moindres, on peut observer le même phénomène dans les autres groupes ou formations du nord-est de la Gaspésie. Seule la Formation de York River fait exception. Aucune teneur plus grande que 1,1 pour-cent de carbone organique (puits Gaspé Nord: Tab. 1.3D) n'est rapportée par les travaux antérieurs dans notre région. 176 3.1.2.2 Le carbone organique dans les échantillons de subsurface 10.00 O 2, i .00 -t CT 'E L- O g 0.10 G A ¦ L- CO U LEGENDE -] * Fm Battery Point ° Fm York River * Fm Indian Cove D Fms Shiphead-Forillon A Gr Chaleurs A Gr Québec Zone fa vorable 0.01 Zone défavorable 10 20 30 40 50 60.70 80 90100 Résidu insoluble ( % ) Figure 3.8. Teneurs en carbone organique en fonction du résidu insoluble dans les échantillons de subsurface du nord-est de la Gaspésie et dans les coupes de la Rivière au Renard et de la route 132, parc de Forillon. Les deux variables sont exprimées en pour-cent de la roche totale. Le diagramme de base est de Sourisse et Gauthier (1969). La conclusion la plus évidente que l'on peut tirer de la comparaison des figures 3.5 et 3.7 est que les séries de subsurface dans le nord-est de la Gaspésie, sont apparemment plus riches en carbone organique que les séries de surface. En effet, près du tiers des points (36 sur 113) de la figure 3.8 sont situés dans le champ des roches normales ou dans la zone favorable pour des roches mères. Toutefois, cette augmentation de la teneur en carbone organique n'est marquée que dans les unités stratigraphiques sous-jacentes aux Grès de Gaspé. 177 Unité Gr Gr Fms Fm Fm Fm strati. Québec Chaleurs Ship.-Fo Ind. Cove York River Battery Pt Dépôts 6 2-5 4-5 5-3 1-2 1 25 19 14 22 56,74 43,49 86,67 88,85 0,277 0,205 0,231 0,143 0,08 0,07 0,08 0,03 0,64 0,40 0,57 1,32 Tableau 3.4. Teneurs moyennes en résidu insoluble et en carbone organique pour les formations observées en subsurface dans le nord-est de la Gaspésie et dans les coupes de la Rivière au Renard et de la route 132, parc de Forillon. Fm = Formation, Gr = Groupe, Fms Ship.-Fo. = Formations de Shiphead et de Forillon, Battery Pt = Battery Point n = nombre de mesures. RIm0v = résidu insoluble moyen en pour-cent. COTmov min ou max = valeur moyenne, minimum ou maximum en pour-cent en carbone organique par unité stratigraphique. Les codes des milieux de dépôts (Dépôts), sont expliqués dans Ia figure 1.10. D'après la figure 3.8, à résidu insoluble constant, les Formations de Shiphead et de Forillon ne sont pas plus riches en carbone organique que la Formation d'Indian Cove; ces trois formations sont groupées dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé dans la figure 3.5. Avec un résidu insoluble moyen semblable (51%: Tab. 3.4 versus 49%: Tab. 3.3), les Calcaires Supérieurs de Gaspé en subsurface sont par contre deux fois plus riches en carbone organique (Tab. 3.4: 0,256%) qu'en surface (Tab. 3.3: 0,124%). L'examen des résultats pour chaque puits (Appendice 4D) montre que la teneur en carbone organique dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé croît de l'est vers l'ouest; c'est-à-dire dans le sens de l'épaississement des séries et de l'approfondissement du bassin (1.3.2.12 à 14 et 1.3.3). Les spécimens de la coupe du parc n 7 26 Rïmoy. 83,93 62,31 COTmoy> 0,837 0,272 COTm1n. 0,02 0,02 COTmax, 2,20 1,11 178 de Forillon, situé à l'est de la région, sont pauvres en carbone organique comme le sont les autres échantillons de surface (Fig. 3.5). Des considérations paléogéographiques semblables expliquent la différence importante entre les teneurs en carbone organique des tableaux 3.3 et 3.4 pour le Groupe de Chaleurs. L'écart entre les résidus insolubles montrés dans les deux tableaux ne peut expliquer ce phénomène. En effet, les faibles teneurs en carbone organique, en surface (Fig. 3.5) comme en subsurface (Fig. 3.8), proviennent essentiellement du Bloc nord (Appendice 4C et localisation sur la Fig. 2.3). Pour le Groupe de Chaleurs, à quelques exceptions près, les échantillons des puits Douglas, Gaspé Nord et des coupes de la Rivière au Renard et du parc de Forillon ont des teneurs en carbone organique plus petites que la moyenne calculée dans le tableau 3.4 (COTmoy = 0,272). Les deux analyses exceptionnelles (#14539: COT = 1,11 et 0,66%; Appendice 4D) tombent dans la zone favorable pour des roches mères dans la figure 3.8. Ces échantillons proviennent de niveaux charbonneux situés à la base des calcaires de la Formation de West Point de la coupe de Rivière au Renard (voir Fig. 2.3 pour la localisation). Par contre, la plupart des teneurs élevées en carbone organique dans la figure 3.8 (14 sur 26) proviennent des puits implantés dans le Bloc centre ou sud (Fig. 1.9: Blanchet, Sunny Bank, Gaspé Sud et York). Or dans le modèle paléogéographique présenté dans le premier chapitre de cette étude (Figs 1.10 et 1.3.3), les séries au sud de la faille du Bras Nord-Ouest sont issues d'environnements de dépôts qui sont plus éloignés du littoral que les séries du Bloc nord. Une différence dans le degré de conservation de la matière organique de part et d'autre de cette faille est une autre explication possible. Sur les sept échantillons provenant des séries taconiques (Groupe de Québec), cinq ont des teneurs en carbone organique au-dessus de la moyenne des roches normales (Fig. 3.8). Parmi ceux-ci, trois sont situés dans Ia zone favorable pour des roches mères (Fig. 3.8). Le plus riche échantillon (COT = 2,20%) est un spécimen de terrain provenant de la Formation de Cap- des-Rosiers, juste sous la discordance taconique dans le parc de Forillon (voir Fig. 3.6). Les deux autres "roches mères potentielles" proviennent de la base du puits Gaspé Sud (Appendice 179 4D). Paradoxalement, les deux échantillons les plus pauvres en carbone organique (Fig. 3.8) proviennent également du Groupe de Québec (base du puits Blanchet). La répartition géographique des teneurs en carbone organique dans le socle taconique (Groupe de Québec) est donc contraire à celle des séries siluro-dévoniennes sus-jacentes. Il n'y a pas lieu ici de comparer les données de la littérature (Tab. 1.3) avec les résultats du tableau 3.4, car à deux puits près (Blanchet et Malbaie: Appendice 4D), les données sont les mêmes. Les puits ajoutés n'ont rien changé à la variation du carbone organique sur les groupes et les formations du nord-est de la Gaspésie. 180 3.2 PETROGRAPHIE DE LA MATIERE ORGANIQUE DISPERSEE 3.2.1 Introduction La nomenclature pétrographique moderne, très complexe, est basée sur la nature des éléments microscopiques, appelés macéraux, et sur le rang atteint par ces macéraux (Foucault et Raoult, 1984). Cette nomenclature et les classifications qui s'y rattachent conviennent assez bien pour décrire, en termes de macéraux, les dépôts de lignite et de houille d'origine limnique ou paralique. Par contre, cette nomenclature est déficiente pour décrire des matières organiques d'origine marine qui ne sont pas des charbons. Elle convient encore moins pour décrire des matières organiques dispersées pré-dévoniennes, formées avant l'apparition des plantes supérieures, matières premières des charbons. Les séries étudiées sont d'âge Ordovicien inférieur à Dévonien inférieur et elles se sont formées, en grande partie, dans des environnements de dépôts marins (Chapitre 1). D'après Stach et al. (1975), la flore à Psilophytes du Dévonien inférieur ne peut former de véritable charbon car les plantes qui la constituent ne sont pas vraiment continentales; elles poussent plutôt dans des lagunes peu profondes. La nomenclature ouverte et la classification pétrographique suggérées par Alpern (1980): "Projet de classification des organoclastes" (B. Alpern, 1978) sont utilisées dans nos séries pour désigner et classifier les constituants organiques observés. Cette nomenclature est adaptée pour pallier aux difficultés de la pétrographie classique des matières organiques. Ce système classifie les organoclastes, constituants élémentaires des matières organiques, dans six groupes distincts: Groupe I: les phytoclastes: restes des plantes supérieures d'origine continentale. Ce groupe inclut les tissus, les gels, les épidémies et les inclusions de ces plantes. Ce groupe englobe l'essentiel des macéraux des charbons de la nomenclature classique (Stopes-ICCP). 181 Groupe II: les fungi: filaments (hyphes), membranes fibreuses (sclérotes) et autres chitinomycètes (spores) des champignons. Groupe IH:. les spores des plantes vasculaires supérieures. Ces organoclastes, d'origine continentale et terrestre, sont préférentiellement conservés dans des environnements limniques et marins. Groupe IV: les organismes autonomes: phyto-organismes (algues benthiques, planctoniques et sapropéliques), zoo-organismes (zooclastes dans cet ouvrage: scolécodontes, graptolites et autres) et incertae sedis (acritarches et chitinozoaires). Ces organismes proviennent d'environnements de dépôts limniques ou marins. Dans cet ouvrage, ces deux derniers organoclastes sont respectivement attribués aux sous-groupes des phyto-organismes et des zoo-organismes. Groupe V: les bactéries. Groupe VI: les bitumes: produits décomposés ou néoformés, solubles ou insolubles, autochtones ou migres. Dans le schéma proposé par Alpern (1980), les principales variables qui permettent de classifier les bitumes sont: a) l'origine des bitumes: autochtone versus allochtone, ce qui sépare protobitume et migrabitume, b) la maturation thermique subie par ces bitumes (épibitume, mésobitume ou métabitume pour les protobitumes, pyrobitume pour les bitumes migres), c) l'intensité du métamorphisme (pyrobitume versus cokes naturels) et d) la forme des bitumes (sphérulites, enduits de fissure etc.). Dans le schéma, d'Alpern (1980), toutes les matières organiques observées dans les séries de l'île d'Anticosti (Ordovicien inférieur à Silurien moyen) sont des organismes autonomes (groupe IV), des zooclastes surtout, et des bitumes (groupe VI). Dans le nord-est de la Gaspésie (Ordovicien à Dévonien), on retrouve des séries aux faciès organiques semblables à ceux de l'île d'Anticosti ainsi que des séries "charbonneuses" riches en phytoclastes (groupe I) (Groupe des Grès de Gaspé). Certaines formations sont de type mixte. Elles renferment des 182 phytoclastes, des phyto-organismes, des zoo-organismes et des bitumes solides. Ce sont ces faciès mixtes qui doivent être étudiés avec le plus de détails. La classification d'Alpern n'est pas utilisée intégralement dans ce travail. Lorsque les matières organiques sont de type humique (phytoclastes), la terminologie simplifiée du système Stopes-ICCP (International Committee for Coal Petrology) est préférée à celle d'Alpern (1980). 183 3.2.2 Nature des matières organiques observées 3.2.2.1 Le groupe des phytoclastes Dans cet ouvrage, le groupe des phytoclastes inclut les groupes des macéraux du système Stopes-ICCP suivants: 1) les inertinites, 2) les vitrinites et 3) les résinites. Si elles avaient été observées, les cutinites auraient aussi été incluses dans le groupe des phytoclastes. Mises à part les résinites, notons que ces macéraux sont supposés être d'origine ligneuse (vitrinite et inertinite). Cependant, il est possible qu'une partie plus ou moins importante de ce qui est appelé vitrinite ou inertinite, dérive d'organoclastes appartenant au groupe des phyto- organismes. Comme cela se produit avec les phytoclastes, en fonction des conditions physico- chimiques des milieux de dépôts, nous croyons que l'intensité et le mode de dégradation de certains phyto-organismes peuvent conduire à de l'inertinite, de la vitrinite ou à de la matière organique de type resinile. C'est aussi ce que suggèrent les modèles d'interprétation sur les environnements de dépôts des microlithotypes dans les charbons (Stach et al., 1975 et Bustin et al., 1985). La planche 1 montre les relations qui existent entre les types de matière organique les plus fréquents et la phase minérale dans les Grès de Gaspé. Les autres planches photographiques ont pour but: a) d'illustrer l'aspect des organoclastes observés dans tous les types de séries, carbonatées ou terrigènes, b) de montrer les variations de la structure, de la texture, de la réflectance et dans certains cas de la fluorescence des organoclastes; que ce soit en fonction de la lithologie de l'encaissant, de l'altération thermique (rang) ou chimique (oxydation, dégradation météorique ou autre), de la taxonomie ou de la morphologie des structures dans le cas des zooclastes et c) de montrer la filiation entre les organoclastes dans le groupe des phytoclastes et des phyto-organismes. 184 A moins d'indications contraires, toutes les photographies montrent des préparations pétrographiques faites à partir de concentrés de matière organique. Ces concentrés sont montés sur des lames de verre, selon la méthode décrite dans Bertrand et al. (1985). Les valeurs de pouvoir réflecteur, indiquées dans la légende de chaque planche photographique, sont mesurées de façon aléatoire. PLANCHE 1 Les "niveaux charbonneux" du nord-est de la Gaspésie Planche 1.1a et b. Dalle de grès avec phytoclastes (incrtinitc, 55%; vitrinite,ll%) et phyto-organismcs (probablement "herbacé",15%). Les pourcentages de "macéraux" se rapportent aux analyses pétrographiques. Grossissement 0.4X (a) et IX (b). Echantillons de surface, nord-est de la Gaspésie, Formation de Battery Point, coupe de la rivière Malbaie (#13297). Planche 1.2. Niveau "charbonneux" dans les grès à quartz (Q) et à feldspaths (F) de la Formation de York River. Lame pétrographique standard polie. Lumière transmise. Grossissement 5OX. Cette matière organique se compose essentiellement "d'herbacés" (H), d'exsudatinite (E) (générée par ces "herbacés") et de niveaux formés de bitume, d'exsudatinite et de phytoclastes (inertinite et vitrinite) (M). Echantillon de surface, nord-est de la Gaspésie (#13113). Planche 1.3. Niveau "charbonneux" dans les grès quartzo-feldspathiques de la Formation de York River, vu à plus fort grossissement (125X). Lame pétrographique standard polie. Lumière transmise et lumière réfléchie simultanément. "Herbacé" altéré (H), semifusinite (S) et bitume solide (B) infiltré entre les grains siliciclastiques, de teinte claire sur la planche. Echantillon de surface, nord-est de la Gaspésie (#15253). ^ < ^ « 186 3.2.2.1.1 L'inertinite A rang équivalent, l'inertinite a le pouvoir réflecteur le plus élevé. L'inertinite ne fuse presque pas. Elle est donc presque inerte lors d'un processus de cokéfaction industriel (Stach et al., 1975, p. 95). Le caractère "inerte" de ce groupe de macéraux est acquis très tôt après la sédimentation. Il résulte de l'oxydation, ou d'une attaque fungique de la matière organique ligneuse dans le milieu de dépôts (Bustin et al., 1983). Trois types d'inertinite sont reconnus dans le nord-est de la Gaspésie: la fusinite, la semifusinite et la macrinite. 3.2.2.1.1.1 La fusinite Le pouvoir réflecteur (R0) de la fusinite évolue très peu avec la maturation thermique (Alpern et Lemos de Sousa, 1970). On distingue deux types de fusinite: la pyrofusinite, jaunâtre et complètement inerte (R0 plus grand que 5%), et la dégradofusinite, blanche, dont le pouvoir réflecteur évolue de 2 à 5% avec la maturation thermique. Les deux variétés sont caractérisées par une structure cellulaire ouverte, sans gel dans les lumina (trous des cellules). Comme la pyrofusinite est rare, les pouvoirs réflecteurs de ces deux submacéraux ne sont pas différenciés dans cet ouvrage. Des exemples de fusinite sont illustrés sur les planches 2.4 et 2.5. 187 PLANCHE 2 Le groupe des ìnertìnites Planche 2.1. Fragment de macrinite, secondairement très altéré; la baisse du pouvoir réflecteur est évidente. Cette baisse de pouvoir réflecteur est couramment observée lorsque l'oxydation est naturelle (Bustin et al., 1983). Les fissures (aspect de fissure de dessication) suggèrent que l'oxydation s'accompagne d'une perte de volume et que la particule charbonneuse tend à se désintégrer avec l'oxydation. Lumière transmise et réfléchie. Pouvoir réflecteur20ne frajchc = 2,19%, pouvoir réflecteurzone altérée = 1.29%. Grossissement 600X. Echantillon de. surface, nord-est de la Gaspésie, Formation de York River (#13218). Planche 2.2. Semifusinite montrant sur une coupe longitudinale un tissu vasculaire (xylème). Lumière transmise et réfléchie. Pouvoir réflecteur= 1,80 à 1,88%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, nord-est de la Gaspésie, Formation de Battery Point (#13280). Planche 2.3. Semifusinite partiellement altérée, montrant une réduction du pouvoir réflecteur et une contraction avec fissuration dans les zones d'altération. Type commun de semifusinite dans les séries gaspésiennes. Lumière transmise et réfléchie. Pouvoir réflecteur= 1,40 à 1,61%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, nord-est de la Gaspésie, Formation de York River (#13213). Planche 2.4. Dégradofusinite. Type commun de tissu fusinisé dans les séries gaspésiennes. Lumière transmise et réfléchie. Pouvoir réflecteur == 2,94 à 3,14%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, nord-est de la Gaspésie, Formation de York River (#13218). Planche 2.5. Tissu grossier de dégradofusinite avec fraction fine de semifusinite dans les cellules ouvertes. Lumière transmise et réfléchie. Pouvoir réueclcur^gj^Qf^^^ - 2,45 à 2,71%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, nord-est de Ia Gaspésie, Formation de Forillon (#13271). Planche 2.6. Fragment de fusinite-semifusinite incorporé dans le calcaire de la Formation de Forillon. Lame pétrographique standard polie. Lumière réfléchie. Pouvoir réflecteurdégradofusinile = 2,00%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, nord-est de la Gaspésie, Formation de Forillon (#13271). 189 3.2.2.1.1.2 La macrinite Dans les charbons, la macrinite forme des corps homogènes, sans structure cellulaire, de forme irrégulière et dont le pouvoir réflecteur est élevé. Elle est l'équivalent gélifié de Ia collinite (groupe de la vitrinite) à l'intérieur du groupe de l'inertinite. Ce type de matière organique est souvent rencontré dans les séries du nord-est de la Gaspésie (PL 2.1). Les pouvoirs réflecteurs de ce macérai sont regroupés ici avec ceux de la fusinite. L'exemple illustré (Pl. 2.1) a pour but de montrer l'intensité de l'altération des inertinites dans nos séries. 3.2.2.1.1.3 La semifusinite Le pouvoir réflecteur et la couleur blanche à grise de la semifusinite situent ce macérai à un stade intermédiaire entre la fusinite (groupe des inertinites) et la télinite (groupe de la vitrinite). Son pouvoir réflecteur, plus bas que celui des fusinites, s'explique par une fusinisation incomplète du tissu d'origine végétale. La structure cellulaire de la semifusinite est donc moins évidente que celle de la fusinite. Les lumina sont généralement plus petites et partiellement remplies de gel fusinisé. Comparativement à la dégradofusinite, le pouvoir réflecteur de la semifusinite évolue davantage durant la houillifïcation (Bustin et al,. 1983). Ce macérai est donc plus sensible à la maturation thermique que la fusinite. La semifusinite est d'autant plus utile qu'elle est fréquente, sinon abondante, dans toutes les lithologies, siliciclastiques ou carbonatées, des séries du nord-est de la Gaspésie. Toutefois, pour un même niveau de maturation, ce macérai a l'inconvénient de montrer des pouvoirs réflecteurs très variables (Alpern et Lemos. de Sousa, 1970) et de présenter des aspects très différents (Pis 2.2, 2.3 et 2.5). 190 PLANCHE 3 Les télinites: comparaison entre calcaires et grès Groupe des Calcaires Supérieurs de Gaspé Planche 3.1. Télinite d'un type fréquent dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé: tissu fibreux moyennement régulier, parois épaisses, pas de lumina bien définies malgré l'absence de gel entre les parois. Pyrite framboïdale généralement présente dans les espaces inter-parois. Pouvoir réflecteur = 1,22 à 1,29%. Grossissement 600X. Echantillon de subsurface, nord-est de la Gaspésic, puits Blanchet, 550 à 600 m, Formation de Shiphcad (#15315). Planche 3.2. Télinite, tissu fibreux très irrégulier, parois minces, gélification moyenne à forte, lumina peu distinctes, peu pyritisées. Lumière transmise et réfléchie. Pouvoir réflecteur = 0,82 à 0,84%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, nord-est de la Gaspésic, Formation de Forillon (#13132). Planche 3.3. Fragment de télinite aux parois très régulières, généralement épaisses, mais peu abondantes, dépourvu de gel à l'intérieur des lumina si elles sont présentes. Type de télinite fréquent dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé. Se différencie des semifusinites ou des fusinites (voir PL 2, fig. 6) par un pouvoir réflecteur beaucoup plus bas. Lumière transmise et réfléchie. Pouvoir réflecteur = 0,94 à 0,98%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, nord-est de la Gaspésie, Formation de Forillon (#13271). Planche 3.4. Télinite (parois des cellules) et collinite (remplissage des cellules). Type de vitrinitc rare dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé. Lumière transmise et réfléchie. Pouvoir réflecteur^u^ = 1,05 à 1,16%, pouvoir réflecteurconorésinite = 0,71 à 0,82%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, nord-est de la Gaspésie, Formation de Forillon (#13271). i 191 Groupe des Grès de Gaspé Planche 3.5. "Télinite" caractéristique des séries riches en "herbacés" (voir Pl. 4). Tissu aggloméré sans orientation préférentielle dont l'origine cellulaire est douteuse. Lumière transmise et réfléchie. Pouvoir réflecteur = 0,71 à 0,79%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, nord-est de la Gaspésie, Formation de York River, Membre de l'Ansc-à-Brillant (#13301). Planche 3.6. Télinite dont la structure cellulaire, bien évidente et non fibreuse, rappelle celle d'une semifusinite aux lumina fortement gélifiées. Lumière transmise et réfléchie. Pouvoir réflecteur = 0,92 à 1,07%. Grossissement 600X. Echantillon de subsurface, nord-est de la Gaspésie, puits Sunny Bank, 308 à 309 m, Formation de York River, Membre de l'Anse-à-Brillant (#15328). Planche 3.7. Télinite à structure cellulaire bien évidente et très régulière; les lumina sont très gélifiées. La micro-fissuration observée indique une filiation possible avec la pseudovitrinite. Lumière réfléchie et transmise. Pouvoir réflecteur =1,20 à 1,34%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, nord-est de la Gaspésie, Formation de Battery Point (#13280). Planche 3.8. Collorésinite remplissant les grandes cavités cellulaires allongées de télinite. Type de vitrinite fréquent dans la Formation de Battery Point. Lumière transmise et réfléchie. Pouvoir réflecteur^]initc = 1,0 à 1,1%, pouvoir réflecteurconorésinitc = 0,95%. Grossissement 600X. Echantillon de subsurface, nord-est de la Gaspésie, puits Malbaie, 855 à 900 m. Formation de Battery Point (#15328). Planche 3.9. Télocollinite rubanée très gélifiée (ou alternance de passées de télocollinite et de collorésinite?). Lumière réfléchie et transmise. Pouvoir réflecteur = 0,54 à 0,63%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, nord-est de la Gaspésie, Formation de York River (#13215). Planche 3.10. Télinite, collorésinite et télocollinite montrant une coupe longitudinale d'un tissu vasculaire de xylème, semblable à de la semifusinite (PI. 2.2). Lumière réfléchie. Pouvoir réflecteurt6iiniIe et télocollinite = 1.04%, pouvoir réflecteurcollorésinite = 0,93%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, nord-est de la Gaspésie, Formation de York River (#13219). 193 3.2.2.1.2 Lavitrinite La vitrinite est le groupe de macérai le plus commun dans les charbons. Les macéraux de ce groupe dérivent des tissus ligneux et de l'écorce des arbres (Bustin et al., 1983). Les vitrinites sont formées par un processus complexe d'humification des substances du bois (lignine, tannin et cellulose) et de polymérisation des acides humiques sous forme de gel. Leur évolution dépend beaucoup du niveau d'oxygénation du milieu. Les environnements de dépôts favorables à la formation de vitrinite sont légèrement oxydants (Stach et al., 1975). La vitrinite est caractérisée par un pouvoir réflecteur intermédiaire entre l'inertinite, au pouvoir réflecteur plus élevé, et la liptinite, au pouvoir réflecteur plus bas. Le groupe vitrinite est subdivisé en macéraux et en submacéraux en fonction de caractéristiques morphologiques (système Stopes-ICCP). Dans ce travail, on reconnaît trois types de vitrinite: la télinite, la collinite, incluant deux sous- types: la collorésinite et la télocollinite, et la pseudovitrinite (Pis 3 et 4). 3.2.2.1.2.1 La télinite Les parois cellulaires des tissus végétaux ayant subi une intense gélification des cellules de tissu végétal sont appelées télinite. D'après Alpern (1976: Fig. 5, 1980) et Stach et al. (1975, p. 66), la télinite a un pouvoir réflecteur plus élevé que la collinite. D'après le dernier auteur, le contraire est possible lorsque les murs sont originellement riches en cellulose. Dans la région étudiée du nord-est de la Gaspésie, les cellules de télinite sont vides ou remplies de résinite ou de collorésinite dont le pouvoir réflecteur est toujours inférieur à celui de la télinite. Dans la région, la télinite est le seul type de vitrinite aussi facilement identifiable dans les séries calcaires, d'origine marine, que dans les séries gréso-conglomératiques, d'origine littorale et continentale. Contrairement à la collinite, la télinite ne peut être confondue avec les bitumes solides; ce problème est plus aigu dans les séries calcaires où les bitumes solides sont particulièrement abondants. En conséquence, chez les phytoclastes, le pouvoir réflecteur de la télinite est le principal indicateur pour quantifier la maturation thermique des séries calcaires. 194 Les principaux types de télinite observés dans le nord-est de la Gaspésie sont illustrés dans deux planches (Pis 3 et Pis 5.2 et 5.3c). Cependant, il apparaît que les télinites observées diffèrent légèrement d'aspect en fonction de la lithologie des séries et des environnements de dépôts (Pis 3. 5 à 3.8 et 3.10). Les photographies de la planche 3 illustrent l'évolution des télinites en fonction de ces deux variables. Les environnements de dépôts et les lithologies de ces échantillons sont: a) marins, de calcaires cherteux interstratifïés de shale (Formations de Shiphead et de Forillon, 1.3,2.12 à 1.3.2.15: Pis 3.1 à 3.3), b) mixtes, de grès "charbonneux" (Membre de l'Anse-à-Brillant, 1.3.2.17: Pis 3.5 et 3.6), c) littoraux, de grès interstratifiés de shale (Formation de York River, 1.3.2.17: Pis 3.9 et 3.10), et d) fiuviatiles, de siltstones interstratifiés de shale et de grès (Formation de Battery Point, 1.3.2.18: Pis 3.7 et 3.8). Les principaux caractères qui changent l'aspect des télinites sont l'intensité de la gélificanon de l'intérieur des lumina et la régularité du tissu cellulaire de la télinite; tous deux semblent augmenter avec la "continentalisation" des milieux des dépôts. Ces différences reflètent les variations du degré d'oxydation des milieux de dépôts, variable importante dans les processus d'humification. 3.2.2.1.2.2 Lacollinite Dans les charbons, la collinite est un constituant de la vitrinite, homogène et sans structure visible. La collinite n'est pas toujours formée que de gel. Une attaque chimique peut faire apparaître une structure cellulaire dans un gel apparemment homogène; d'où la subdivision de la collinite en deux sub-macéraux: la télocollinite, structurée lorsque attaquée, et la gélocollinite, sans aucune structure cellulaire même après attaque. La télocollinite correspond au terme d'homocollinite (Alpern, 1966) ou de vitrinite A (Brown et al., 1964). C'est normalement le macérai utilisé pour l'évaluation du rang par la mesure du pouvoir réflecteur. 195 PLANCHE 4 Les "herbacés" et leurs produits d'altération. Planche 4.1a et b. "Herbacé" cellulaire vu en lumière fluorescente (a) et en lumière réfléchie (b). La fluorescence disparaît lorsque "l'herbacé" de teinte rouge ou orangée fait place, probablement par altération, à de la "bituminile" plus spongieuse et grise en lumière réfléchie. Grossissement 600X. Echantillon de surface, nord-est de Ia Gaspésie, coupe de la route 132, parc de Forillon, cote 55 m, Formation de York River (#14606). Planche 4.2. Portion d'un fragment "d'herbacé" cellulaire montrant une altération progressive, avec augmentation du pouvoir réflecteur, jusqu'à disparition complète de cette structure et obtention d'un gel semblable à de la collinite. Dans la partie altérée, un début de fissuration semble vouloir progresser vers l'intérieur. Pouvoir réflecteurpartje ceiiulaire = 0,15%, pouvoir réflecteurpartje ja plus gélifiée ou altérée = 0,45%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, nord-est de la Gaspésie, coupe de la route 132, parc de Forillon, cote 55 m, Formation de York River (#14606). Planche 4.3. Télocollinite dont la structure rappelle l'arborescence d'un "herbacé". Lumière réfléchie. Pouvoir réflecteur = 0,45 à 0,58%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, nord-est de Ia Gaspésie, Formation de York River (#13215). Planche 4.4. Télocollinite plus intensément gélifiée que celle de la planche 4.3. Lumière réfléchie. Pouvoir réflecteur =0,68 à 0,79%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, nord-est de la Gaspésie, Formation de York River (# 13189). Planche 4.5. Formation d'une gouttelette de bitume à partir d'un organoclaste résineux. Notez que le centre de la sphérolite est déjà altéré, que des bulles de gaz se sont formées lors de l'altération et que la gouttelette de bitume est crevée par une des bulles de gaz. Lumière transmise et réfléchie. Grossissement 600X. Echantillon de subsurface, nord-est de la Gaspésie, puits Sunny Bank, 686 à 693 m, Formation d'Indian Cove (#13093). Planche 4.6. Pseudovi trini te montrant des fissures de retrait et les restes d'une structure qui suggèrent un processus d'humification "d'herbacé" comme origine. Lumière réfléchie. Pouvoir réflecteur = 0,68 à 0,84%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, nord-est de la Gaspésie, Formation de York River (#13188). 196 Planche 4.7. "Herbacé" profondément fissuré et oxydé en bordure de ces fissures de retrait. L'oxydation produit une augmentation du pouvoir réflecteur. Dans la partie de "l'herbacé" non blanchie par l'oxydation, on observe un second front d'altération, à l'intérieur duquel Ic pouvoir réflecteur est minimum et la structure cellulaire est mieux conservée. Lumière réfléchie et transmise. Pouvoir réflecteurpartie pcu aitérée= 0>24 à 0,35%, pouvoir réflecteurpartie aUérée = 0,75 à 0,98%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, nord-est de la Gaspésie, Formation de Battery Point (#13279). 198 Plus récemment, un troisième type de collinite a été suggéré par TICCP (Smith, 1984). Jl désigne une collinite dont le pouvoir réflecteur est intermédiaire entre la collinite et la résinite: la collorésinite. 3.2.2.1.2.2.1 La lélocollinite Dans nos travaux, les préparations pétrographiques n'ont pas été attaquées chimiquement pour distinguer la gélocollinite de la télocollinite. Une attaque des préparations aurait rendu impossible la prise des mesures de pouvoir réflecteur. On a donc appelle télocollinite les gels qui montrent une structure cellulaire trop diffuse pour que des mesures de réflectance distinctes puissent être prises sur les parois ou du gel intra- cellulaire. Quatre exemples (Pis 3.10, 4.3, 4.4, 3.9), illustrent autant de niveaux d'intensité de la gélification. On y voit les effets produits par une disparition croissante de la structure cellulaire et une homogénéisation de la structure du gel. Les télocollinites les plus fréquemment observées montrent un degré de gélification intermédiaire (Pis 4. 3 et 4.4). Les deux pôles de l'étendue de la variation sont plus rares (Pis 3. 9 et 3.10). 3.2.2.1.2.2.2 La gélocollinite-collorésinite Le terme gélocollinite est utilisé ici pour décrire la collinite qui remplit l'intérieur des cellules de la télinite. Cette définition est plus restreinte que la définition généralement adoptée dans la littérature. En effet, en dehors de ce type d'occurrence, le type de préparation pétrographique utilisé a pour conséquence que la gélocollinite ne peut être positivement différenciée des bitumes solides. Avec une définition aussi restreinte, la collinite n'est pas observée très souvent. On la retrouve essentiellement dans les Grès de Gaspé. La gélocollinite a toujours un pouvoir réflecteur plus bas que la télinite (Pis 3.4, 3.8 et 3.10). Pris isolément, le pouvoir réflecteur de ce macérai n'est pas très utile pour faire de la zonéographie. Lorsque les autres types de vitrinite sont rares, l'apport des mesures de réflectance de la gélocollinite est important. La collorésinite est employée ici pour désigner de la collinite qui a le même mode d'occurrence que la gélocollinite mais qui est intimement associée à de la résinite et semble en 199 être un produit d'altération (Pl. 5.2). Quantitativement sans importance, ce phénomène d'altération est intéressant du point de vue qualitatif. En effet, les collinites observées dans le nord-est de la Gaspésie ont peut-être toutes la même origine que la collorésinite de l'exemple illustré (Pl. 5.2). D'après les travaux de l'ICCP (Smith, 1984), la collinite et la collorésinite ont des pouvoirs réflecteurs différents pour des rangs équivalents. La comparaison entre le pouvoir réflecteur des zooclastes (séries marines) et le pouvoir réflecteur de la collinite ou de la télocollinite peut se révéler problématique lorsque le pouvoir réflecteur de ces vitrinites est mis en synonymie avec celui de la vitrinite des échelles standards de la maturation thermique (Héroux et al., 1979). 3.2.2.1.2.3 La pseudovitrinite La pseudovitrinite, aussi appelée vitrinite C, n'est pas un macérai pleinement reconnu dans le système de Stopes-ICCP; elle n'apparaît pas dans le tableau de classification des vitrinites. Ce terme fut introduit par Benedict et al. (1968) pour décrire un matériel vitrinitique avec une structure et un pouvoir réflecteur caractéristiques. Selon Falcon et Snyman (1986), ce type de vitrinite pourrait se former par oxydation précoce, dessication ou dégazéification lors de l'affaissement de la nappe phréatique dans une tourbière. La pseudovitrinite diffère de la vitrinite normale par: 1) la présence de petites fissures de retrait, 2) une réflectance plus élevée, 3) ses bordures de fragments abruptes ou en dents de scie et 4) la présence de structure cellulaire (Stach et al., 1975). Dans ce travail, les critères un et deux sont prioritaires pour identifier ce macérai. La pseudovitrinite est fréquente dans les séries étudiées (PI. 4.6). 200 PLANCHE 5 Résinite et "herbacés" Planche 5.1. Alleration d'un fin réseau intergranulaire d'exsudatinite dans un grès. Lumière réfléchie. Pouvoir réflecteurm0Vi exsudative = 0.21%, pouvoir réflecteurbilume d'altération = °-95 à l>25%- Grossissement 600X. Echantillon de surface, nord-est de la Gaspésie, Formation de Battery Point (#15296). Planche 5.2. Tissu cellulaire, probablement "d'herbacé" à l'origine, montrant des cellules remplies de résinite non altérée, peu réfléchissante, et d'autres cellules où la résinite est: soit en voie d'altération, soit complètement transformée en collorésinite. Le pouvoir réflecteur de la collorésinite tend alors vers celui des parois des cellules, la télinite. Lumière transmise et réfléchie. Pouvoir réflecteur finite = *-03 à 1,06%, pouvoir réflecteur^ jnjte - 0,13 à 0,23%. Grossissement 600X. Echantillon de subsurface, nord-est de la Gaspésie, puits Malbaie, 1605 à 1650 m, Formation de Battery Point (#15333). Planche 5.3a - c. Stades "d'humification" des "herbacés". a) "Herbacé" montrant une belle structure cellulaire dont l'intérieur résineux est très peu réfléchissant (R0 = 0,05 à 0,15%); mais dont la bordure extérieure du fragment montre des signes évidents d'altération avec augmentation du pouvoir réflecteur. b) "Bituminisation" de tout le coeur de "l'herbacé" entraînant la disparition des parois cellulaires et l'augmentation de la réflectance (R0 = 0,17 à 0,19%). Finalement, altération de la bituminite pour former un produit ayant l'aspect d'une vitrinite. c) Probablement produit final de cette altération, isolé de sa matière-mère. Abondant dans les roches riches en "herbacés". Son aspect se rapproche de ce que décrit la définition d'une télinite. Pouvoir réflecteur "tolïïiite" = 0*^0 à 0,75%. Grossissement (a, b, c) 600X. Echantillon de surface, nord-est de la Gaspésie, Formation de Battery Point (#15297). 202 3.2.2.1.3 Larésinite Les résines sont des produits naturels du métabolisme des plantes. En lumière réfléchie la resinile est plus foncée que les spores et les cutinites, Par oxydation, elle peut ressembler à la vitrinite et même à l'inertinite. En lumière transmise, les résinites sont jaune pâle à orangées. En lumière réfléchie elles sont gris foncé à gris moyen. Elles peuvent montrer des réflexions internes rouges. En lumière fluorescente, leur couleur varie de bleu-vert à jaune puis à orange avec l'augmentation de la maturation thermique (Stach et al., 1975). Dans le nord-est de la Gaspésie, le terme de résinite est appliqué de façon restreinte au matériel remplissant les cellules de télinite et dont le pouvoir réflecteur est très bas. Il est tout de même possible que les exsudatinites observées (Pl. 1.2) et les "herbacés", lorsqu'ils ne sont pas altérés (Pis 5.3b et c), soient en partie des résinites. Ce matériel est fluorescent. Il a un pouvoir réflecteur beaucoup plus faible que la télinite (Pl. 5.2). La fluorescence est jaune, plus ou moins intense, avec un "fading" positif; l'intensité de la fluorescence augmente avec la durée de l'excitation (non illustré). La résinite s'altère en collorésinite (Pl. 5.2). 3.2.2.2 Le groupe des spores Les spores sont les éléments reproducteurs des plantes supérieures vasculaires de type primitif. Elles sont normalement de forme sphérique, mais elles s'aplatissent sous l'effet de la compaction dans les sédiments. La paroi exteme est la seule partie fossilisable d'une spore. Elle est formée de sporonine, substance dont la composition est intermédiaire entre celle des algues et celle des substances humiques (C90 H8Q O15 N; H/C = 0,89 et O/C = 0,17: Robert, 1985: p. 117). La littérature touchant le nord-est de la Gaspésie fait état de spores à partir du Dévonien inférieur (1.3.2.12: Formation de Forillon, siéginienne) jusqu'au Dévonien moyen (1.3.2.18: Formation de Battery Point, eifellienne). 203 D'après nos travaux, elles occupent un petit volume de Ia matière organique totale. Les mesures de pouvoir réflecteur prises sur ces tests (Pl. 6.6) sont conséquemment assez rares. 204 3.2.2.3 Le groupe des phyto-organismes 3.2.2.3.1 Les phyto-organismes benthiques 3.2.2.3.1.1 Us "herbacés" Les matières organiques appelées "herbacés", sont des organismes arborescents (Pl. 1.2) ou tabulaires, caractérisés par une structure cellulaire (Pis 4.1 et 2; Pis 5.3b et c). Ils sont formés d'un produit ayant un aspect résineux. Les auteurs antérieurs ont classé ces organismes dans le groupe des alginites (INRS- Pétrole, 1975). Leur abondance dans les roches d'origine fluviatile de la Formation de Battery Point, riches en matières organiques humiques, laisse planer un doute sur l'attribution de ces organismes au groupe des algues. Tentativement, nous préférons les appeler "herbacés", terme déjà employé pour ces organoclastes dans Bertrand et al. (1985). Ce vocable a un sens intermédiaire entre un produit alguaire et un produit ligno-humique dans Tissot et Weite (1978, ed. 1984: p. 498) et dans certains travaux antérieurs touchant l'est du Canada (Bujak et al., 1977). En lumière transmise ces "herbacés" sont orangés à brun rouge (Pl. 1,2). En lumière réfléchie leur couleur varie du gris très foncé, presque noir, à gris moyen. Les murs ou l'intérieur des cellules sont généralement soulignés par des quantités variables de matière iridescente, dont la couleur va de jaune très brillant à l'orangé ou au rouge (Pis 4.1 b et 2; Pis 5.3b et c). Lorsque la structure cellulaire des buissons n'est pas évidente, des réflexions internes rouges sont fréquemment observées. Lorsqu'ils sont frais, les "herbacés" fluorescent dans des teintes jaunâtres. La couleur de la fluorescence devient brune puis disparaît avec l'altération (Pl. 4.1a). Indépendamment de la maturation thermique, les "herbacés" sont fréquemment altérés. En lumière réfléchie, les phénomènes suivants sont alors observés: a) disparition progressive de la structure cellulaire, pour donner un gel uniforme, continu et ayant l'aspect d'une collinite (PI. 4.2), 205 b) disparition abrupte de la structure cellulaire, formation d'un gel le long d'un front puis désintégration de ce gel en petits fragments (PL 5.3b), c) ou oxydation très brutale le long de fissures (Pl. 4.7), oxydation dont le produit final est un bitume solide au pouvoir réflecteur très élevé (R0 m0yen des bitumes = 1>40% dans cet échantillon illustré). Les "herbacés" peuvent être la matière première de beaucoup d'autres produits, classés ici dans les phytoclastes; cependant, les processus d'altération générateurs probables nous apparaissent moins triviaux que dans les exemples illustrés dans les planches. Par exemple, la similitude des structures observées entre l'assemblage télinite-collorésinite-résinite (Pl. 5.2) et "l'herbacé" adjacent sur la même planche (Pl. 5.3c) est frappante. Il y a aussi une grande ressemblance entre certains dérivés des "herbacés" (Pl. 5.3b) et certaines sortes de vitrinite (Pl. 5.3c). Les reliquats de structure cellulaire buissonnante observés dans certaines télocollinites (Pl. 4.3) rappellent la structure des "herbacés" (PL 5.3b ). Enfin, la structure d'autres télocollinites (Pl. 4.4) ou pseudovitrinites (PL 4.6) montre des similitudes avec la structure des "herbacés" altérés (Pl 4.7). La structure de certaines semifusinites (PL 2.3) montre aussi des liens de parenté avec celle des vitrinites dérivées "d'herbacés" (PL 5.3c). Lorsqu'on observe des "herbacés" et des phytoclastes dérivés des "herbacés" dans le même échantillon, le mécanisme de formation de ces phytoclastes ne peut être qu'indépendant de la maturation thermique. Seuls des processus d'altération syngénétiques, ayant lieu dans un environnement de dépôts aux conditions fluctuantes peuvent expliquer ces phénomènes. Ces conditions doivent varier dans des limites au-delà du seuil provoquant l'altération de ces "herbacés". Les environnements de dépôts suggérés par les auteurs antérieurs (Formation de Battery Point: 1.3.2.18) ne sont pas incompatibles avec ces conditions. Malgré une origine non ligno-humique, la réflectance de certains de ces sous-produits probables "d'herbacés" est utilisée pour quantifier la maturation thermique. Ces matières organiques doivent toutefois avoir des aspects qui correspondent aux descriptions contenues dans les définitions des macéraux (semifusinite, télinite, télocollinite et collinite ) du Lexique ICCP ou de Stach et al. (1975). 3.2.2.3.2 Les phyto-organismes planctoniques 206 3.2.2.3.2.1 Les acritarches Les acritarches sont des kystes fossiles de micro-organismes dont la relation avec Ie type de plancton mère ne peut être établie avec certitude. Hs seraient apparentés aux dinoflagellés qui sont des kystes d'algues unicellulaires autotrophes. Cependant, Ia plupart des acritarches ne montrent pas de caractères diagnostiques permettant de les attribuer à des kystes de dinoflagellés. Comme les dinoflagellés, le test des acritarches est composé de sporopollenine (H/C= 1,56, 0/C = 0,63: Oberlin et al., 1980, p. 232; H/C = 1,31, O/C = 0,19: Combaz, 1980, p. 232). Cette substance forme la couche externe des murs des spores et des pollens des plantes terrestres (Williams, 1978). Lorsqu'ils appartiennent aux sous-groupes des Sphaeromorphitae ou des Disphaeromorphitae, sphériques et sans ornementation (voir Williams, 1978: pp. 316-317), les acritarches sont appelés fausses microspores (Pl. 6.5a-b). Les acritarches sont trouvés dans des roches datant du Pré-Cambrien jusqu'au Cénozoïque. Us dominent Ie phytoplancton du Pré-Cambrien et du Paléozoïque (Williams, 1978). Les acritarches sont très abondants dans certains échantillons. Toutefois, le test des acritarches est généralement trop mince et son pouvoir réflecteur est trop bas pour obtenir des mesures sur lesquelles on peut se fier. En conséquence, la réflectance des acritarches n'est pas utilisée comme indicateur de maturation thermique. Les acritarches servent tout au plus à caractériser le facies organique de certaines unités stratigraphiques. 3.2.2.3.2.2 Les tasmanites Les tasmanites sont des kystes fossilisés d'algues. La taille de ces kystes est cependant beaucoup plus grande (100 à 600 (im) que celle des acritarches. Leur affinité phylogénique est aussi mieux établie que celle des acritarches. Ces restes sont les témoins d'un stade enkysté du cycle de vie d'algues vertes semblables à celui d'une espèce actuelle, Pachyspìiaera marshalliae (Williams, 1978). D'après Robert (1985), le produit chimique qui compose la paroi des tasmanites, la tasmanine (C90 H138 O17: H/C = 1,53 et O/C = 0,19) est plus aliphatique que 207 celui des acritarches. Pour Combaz (1980, p. 71), c'est un produit semblable à la sporopollénine, dont les rapports atomiques H/C et O/C sont respectivement de 1,49 et 0,12. La planche 6.1 illustre l'aspect d'une petite tasmanite en lumière transmise, réfléchie et fluorescente. Cette algue provient d'une série située dans la fenêtre à huile potentielle (Calcaires Supérieurs de Gaspé). En lumière réfléchie, aucune mesure de réflectance n'est possible. Toutefois, les propriétés observées par l'analyse spectrale de la lumière fluorescente (Pl. 6.1c) et l'utilisation des courbes suggérées par Teichmüller (1982), sont des indicateurs de maturation thermique. Plus réfléchissantes les sphères de "bituminite" ou "d'exinite" observées dans le Groupe de Chaleurs (PL 6.2), sont peut être des tasmanites plus matures que celles trouvées dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé (Pl. 6.1a à c). Ces algues sont observées de façon trop aléatoire dans les séries étudiées pour que leur pouvoir réflecteur soit utilisable comme indicateur de maturation. De plus, on les retrouve essentiellement dans le nord-est de la Gaspésie. Elles permettent alors de caractériser le facies organique de certaines formations. 208 PLANCHE 6 Spore et algues Planche 6.1 a à c. Petite tasmanite observée en lumière transmise (a), lumière réfléchie (b) et lumière fluorescente (c). Les laches noires, non fluorescentes (c), semblent être des gouttelettes de bitume solide, légèrement réfléchissantes (b). Lc reste de l'algue n'est pas réfléchissant. Ces zones sont foncées en lumière transmise. Grossissement 600X. Nord-est de la Gaspésie, coupe de la rouie 132, parc de Forillon, Formation de Shiphead (#14589). Planche 6.2. Sphère, probablement d'origine alguaire, dont les parois sont faites "d'exinite" pléochroïque et dont Ia continuité est brisée par des moulages évidés de cristaux. L'altération est diagnostiquée par l'augmentation du pouvoir réflecteur de Texinite", qui va de pair avec Ia disparition du pléochroïsme. Sphère surtout éclairée en lumière réfléchie. Pouvoir réflecteur variant entre 0,16% (zones non altérées) et 0,47% (zones altérées). Grossissement 600X. Nord-est de la Gaspésie, coupe de la Rivière au Renard, péninsule de Forillon, Formation d'Indian Point (#14555). Planche 6.3. Tube de télinite entièrement gélifié. On voit dans celui de droite une cicatrice de l'ancienne ouverture centrale. Lumière réfléchie et transmise. Pouvoir réflecteur = 0,74 à 0,79%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, nord-est de la Gaspésie, Formation de York River (#13251). Planche 6.4a et b. Acritarche du sous-groupe des Acanthomorphitae (Multiplicisphaeridium sp.; voir INRS- 1975: Pl. 6, fig. 2). Lumière transmise (a) et lumière fluorescente (b). Grossissement 600X. Nord-est de la Gaspésie, coupe de la route 132, parc de Forillon, Formation d'Indian Cove (#14605). Planche 6.5a et b. Acritarche appartenant probablement au sous-groupe des Disphaeromorphitae (appelé dans ce travail fausse microspore): capsule sphérique ou ellipsoïdale dans un test de même forme. Lumière transmise (a) et lumière fluorescente (b). Pouvoir réflecteur = 0,13%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, île d'Anticosti, Formation de Jupiter (#15267). Planche 6.6. Spore. Lumière réfléchie et transmise. Pouvoir réflecteur = 0,22 à 0,25%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, nord-est de la Gaspésie, Formation de York River (# 13251). 209 Planche 6.7, Fragment de coke naturel ayant l'aspect du moule interne d'un pore ou d'une vacuole. Lumière réfléchie et transmise. Pouvoir réflecteur = 4,14 à 4,26%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, nord-est de la Gaspésie, Formation de York River (#13176). V V u+-éi * tk 6. 4a 211 3.2.2.3.2.3 Les autres phyto-organismes figurés Des rubans ayant quinze à quarante micromètres de largeur (15 à 40 (xm) et jusqu'à presque un millimètre (1 mm) de longeur sont les "phyto-organismes" figurés les plus caractéristiques rencontrés dans l'île d'Anticosti (Pis 10.2a et 10.4). Ils sont aussi observés dans le nord-est de la Gaspésie. La nature de ces "phyto-organismes" est inconnue. Ils sont inclus dans les phyto-organismes à cause de leur pouvoir réflecteur, qui en ferait des liptinites dans la nomenclature des charbons, et leur association avec des matières organiques amorphes, d'affinité algaire. Le pouvoir réflecteur de ces rubans est toujours inférieur à celui des scolécodontes. L'écart de pouvoir réflecteur entre ces deux organoclastes est cependant très variable. Ces rubans sont très souvent micrinitisés et ils semblent très sensibles à l'altération (Pl. 10.2a). La position taxonomique très douteuse de ces rubans et la faible abondance de leur occurrence, font que le pouvoir réflecteur de ces rubans n'est pas employé pour quantifier la maturation thermique des séries. En effet, ces rubans sont surtout observés dans la Formation de Becscie, mais aussi en proportion moins importante, dans les Formations de Gun River, d'Elus Bay et de Vauréal dans l'île d'Anticosti et dans les Calcaires de Gaspé, surtout la Formation de Shiphead. 212 PLANCHE 7 Chitinozoaires et hydroïde de l'île d'Anticosti Planche 7.1. Petit chitinozoaire au test épais. Lumière réfléchie et transmise. Pouvoir réflecteurpanse = 0,79 à 0,82, pouvoir réflecteuropercu]e ct prOSOme = 0,57 et 0,58. Grossissement 250X. Echantillon de surface, île d'Anticosti, Formation de Vauréal (#15223). Planche 7.2. Petit chitinozoaire (Cyatkochitina aff. C, kuckersiana ) au test épais ct à carène développée en membrane. Lumière réfléchie et transmise. Pouvoir réflecteurpanse ct col = 0,71 à 0,74. Grossissement 600X. Echantillon de surface, île d'Anticosti, Formation de Vauréal (#15226). Planche 7.3. Base et bordure de la base d'un chitinozoaire montrant une couche médiane plus réfléchissante dans l'épaisseur du test. La texture des couches externe et interne du test est compacte ct assez isotrope. Lumière réfléchie et transmise. Pouvoir réflecteurpanse = 1,13 à 1,15%. Grossissement 600X. Echantillon de subsurface, île d'Anticosti, puits LGPL, 535 à 549 m, Formation de Vauréal (#15340). Planche 7.4. Petit chitinozoaire (Conochitina sp.) au test mince ct allongé. Lumière réfléchie et transmise. Pouvoir réflecteurmjn = 0,64%. Grossissement 250X. Echantillon de surface, île d'Anticosti, Formation de Becscie (#15200). Planche 7.5. Fragment de chitinozoaire très réfléchissant. Lumière réfléchie et transmise. Pouvoir réflecteur = 1,90 à 2,00%. Grossissement 600X. Echantillon de subsurface, île d'Anticosti, puits ARCO, 2103 à 2130 m, membre I de la Formation de Vauréal (#15369). Planche 7.6. Chitinozoaire très ornementé dont le test compte deux couches distinctes: une couche interne normale, compacte et une couche externe poreuse. Les iridescences pléochroïques suggèrent une couche interne multicouche. Lumière réfléchie et transmise. Pouvoir réficcteurpansc = 0,65 à 0,75%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, île d'Aniicosli, Formation de Chicolte (#15264). Planche 7.7. Chitinozoaire complet très réfléchissant. L'opercule, le tube oral et la panse ne montrent pas de différences de pouvoir réflecteur. Lumière réfléchie. Pouvoir réflccteurmoven = 2,45%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, île d'Anticosti, puits ARCO, 2713 à 2740 m, Formation de Mingan (#15373). 213 Planche 7.8. Petit chitinozoaire (Conochitina sp.) au test mince. Lumière réfléchie et transmise. Pouvoir réflecteurpanse = 0,68 à 0,72%. Grossissement 250X. Echantillon de surface, île d'Anticosti, Formation de Vauréal (#15223). Planche 7.9. Rameau d'hydrosome d'un hydroïde. Pouvoir réflecteur = 0,62 à 0,64%. Grossissement 250X. Echantillon de surface, île d'Anticosli, Formation de Vauréal (#15318). 215 PLANCHE 8 Chitinozoaires du nord-est de la Gaspésie Planche 8.1. Grand chitinozoaire (Cyathochitina sp. cf. C. proboscifera ) au test épais, montrant une parüe de son prosome. Lumière réfléchie et transmise. Pouvoir réflectcurpansc et col = 0-80 à 0,86%, pouvoir réflecteurprosome = 0,71 cl 0,72%. Grossissement 250X. Echantillon de surface, île d'Anticosti, Formation de Jupiter (#15267). Planche 8.2a et b. Chitinozoaire très mature montrant une carène sur la bordure de sa base. Lumière transmise (a) et réfléchie (b). Pouvoir réflecteurpanse et CQl = 1,84 à 2,11%. Grossissement 600X. Echantillon de subsurface, nord-est de la Gaspésie, puits de Gaspé Nord, 1800 m, Formation d'Indian Point (#14355). Planche 8.3. Gros chitinozoaire piriforme au test très épais. Lumière réfléchie et transmise. Pouvoir réflecteurpanse et coi = 0,92 à 1,01%. Grossissement 250X. Formation d'Indian Cove (#13283). Planche 8.4. Chapelet de chitinozoaires (Desmochitina sp.). Pouvoir réflecteurpanse = 0,86 à 1,04%. Grossissement 250X. Echantillon de surface, nord-est de la Gaspésie, Formation de Forillon (#13132). Planche 8.5. Gros chitinozoaire piriforme montrant des variations importantes du pouvoir réflecteur du test: 1) prosome moins réfléchissant, 2) couche médiane de la base plus réfléchissante et 3) autres irrégularités de la teinte du test. Pouvoir réflecteurprosomei panse et coi = 0,83 à 1,05%. Grossissement 250X. Nord-est de la Gaspésie, échantillon de surface, Formation d'Indian Cove (#13165). Planche 8.6. Partie d'un tube de l'hydrosome d'un hydroïde contenant des petites gouttelettes de bitume solide. Pouvoir réflecteur = 0,55 à 0,70%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, île d'Anticosti, Formation de Vauréal (#15285). Planche 8.7. Test typique d'un des petits chitinozoaires observés dans le Groupe des Calcaires Supérieurs de Gaspé. Pouvoir réflecteurpanse = 0,94 à 1,08%. Grossissement 600X. Nord-est de la Gaspésie, échantillon de surface, Formation d'Indian Cove (#13222). 3.2.2.3.3 Les zoo-organismes (zooclastes) 217 3.2.2.3.3.1 Les chitinozoaires POLE ORAL circulaires POLE ABORAL Figure 3.9. Schéma de la morphologie d'un chitinozoaire. Modifié de Jansonius et Jenkins (1978). Les chitinozoaires sont des restes d'organismes qui vivaient au Paléozoïque (Ordovicien à Dévonien supérieur) (Jansonius et Jenkins, 1978). Les techniques d'extraction des chitinozoaires de la roche qui les insère et de la préparation des montages pétrographiques servant à les étudier sont très semblables à celles appliquées aux spores et aux pollens (Jenkins, 1967 dans Achab, 1977a). C'est pourquoi ces micro-fossiles sont surtout étudiés en lumière transmise, sous un microscope de type biologique. Morphologiquement, le test d'un chitinozoaire est essentiellement formé de deux parties: un tube oral et une panse (Fig. 3.9). Le tube oral est divisé en trois parties: l'ouverture orale, la collerette et le col. A l'intérieur du tube oral, le col et Ia collerette sont souvent séparés par un opercule (Pl. 7). Dans la panse, on reconnaît les flancs, ornementés ou lisses, la bordure de la base, où on peut trouver une carène ou des appendices, la base de la panse et une petite 218 ouverture au pole aboral, qui peut être entourée par des côtes concentriques circulaires (Fig. 3.9). La position systématique des chitinozoaires n'est pas encore bien connue (Goodarzi, 1985). Le test des chitinozoaires est chitineux. La chitine est un polymère de l'acétyle glucoamine (C30 H50 N40 019; H/C = 1,67, O/C = 0,63) dont les liens structuraux sont semblables à ceux de la cellulose (Stecher et al., 1960). En lumière transmise, la couleur d'un chitinozoaire varie de brun ambré ou brun très foncé à noir (Pl. 7). En lumière réfléchie, ils sont d'une couleur grise, semblable à celle de la vitrinite (Aipern, 1980) (Pl. 7). Les chitinozoaires sont variés et abondants dans les séries de l'île d'Anticosti. La planche 7 (Pis 7.1 à 7.8) et la planche 8 (Pl. 8.1) illustrent les principales caractéristiques pétrographiques et morphologiques observées chez les chitinozoaires. En Gaspésie, les chitinozoaires sont observés dans les Groupes de Québec, de Chaleurs et des Calcaires Supérieurs de Gaspé. Ils sont moins variés, moins abondants et de formes plus simples (Pis 8.2 à 8.5 et 8.7) que dans l'île d'Anticosti. Les tests des chitinozoaires sont minces (Pis 7.4, 7.7 et 7.8 et Pl. 8.7) ou épais (Pis 7.1 à 7.3, 7.5 et 7.6 et Pis 8.1 à 8.5). Il est plus difficile de mesurer des pouvoirs réflecteurs sur les premiers que sur les seconds. Les gros chitinozoaires ont très généralement un test épais (Pis 8.1, 8.3 à 8.5). Les petits chitinozoaires ont un test qui peut être épais (Pis 7.1 et 7.5) ou mince (Pis 7.4, 7.7 et 7.8, Pl. 8.7). Les parois, le tube oral ou la panse des chitinozoaires montrent deux à trois variétés de test: a) isotrope avec apparamment une seule couche de chitine (Pis 7.1, 7.2, 7.4 7.5, 7.7 et 7.8; Pis 8.1, 8.3 et 8.7), b) anisotrope ou montrant une couche médiane plus réfléchissante dans l'épaisseur du test (Pis 7.3 et PI. 8.5) et c) à deux couches, dont la couche interne est isotrope ou à peine pléochroïque et la couche externe irisée et d'aspect poreux (Pl. 7.6). 219 En lumière réfléchie, le prosome et l'opercule des chitinozoaires (Fig. 3.9) ont un aspect poreux, micrinitisé ou irisé. Les pouvoirs réflecteurs obtenus sur le prosome et l'opercule d'un chitinozoaire sont toujours plus bas que ceux du test (Pl. 7.1 et Pl. 8.1). Les pouvoirs réflecteurs du prosome et de l'opercule ne sont jamais utilisés pour évaluer le degré de maturation thermique. En effet, il est peu fréquent d'observer ces structures et les valeurs de pouvoir réflecteur obtenues sont plus variables et moins sûres que celles du tube oral ou de la panse. Les pouvoirs réflecteurs sont généralement pris sur le test épais des flancs et la base de la panse (Fig. 3.9). Le test du col et le test de la collerette sont trop minces (Pl. 7). Dans les séries marines de ce bassin, le pouvoir réflecteur des chitinozoaires apparaît comme l'indicateur le plus prometteur pour quantifier la maturation thermique. En conservant la forme et la structure de leur test, les chitinozoaires restent très facilement identifiables dans une large gamme de pouvoirs réflecteurs, compris entre 0,65% (Pl. 7.6) et 2,45% (Pl. 7.7). 220 3.2.2.3.3.2 Les graptolites canal virgula (néma) commun L——^ rhâbdosome 12 p rosi c ul a métasicula ^sicula Iy—orifice ¦thèque anneaux et sutures fusellaires virgella Figure 3.10. Schéma simplifié de la morphologie d'un graptolite. Modifié de Bulman (1970) et Goodarzi (1984). Les graptolites (Graptolitina) sont des animaux coloniaux, marins, planctoniques ou épi- planctoniques. Ils ont vécu du Cambrien moyen au Carbonifère. Ils sécrètent un exosquelette dont la substance sclérotisée est appelée le périderme. Il est caractérisé par des structures fusellaires et des lignes de croissance (Bulman, 1970). Ce périderme est formé'de trois couches: un ectocortex, laminaire, qui enveloppe un tissu fusellaire, le fusellum, empilement de demi-anneaux transversaux au périderme et disposés avec une symétrie bilatérale (Bulman, 1970) et un endocortex (Goodarzi, 1984). La composition chimique du périderme des graptolites est de nature protéinique. La chitine y est complètement absente (Bulman, 1970: p. 21). Le squelette d'une colonie est appelé un rhâbdosome. Il est formé de une à plusieurs stipes (tiges). La terminologìe et l'anatomie d'un rhâbdosome de graptolite sont illustrées de façon simplifiée dans la figure 3.10 (Graptolitidea, Ordovicien inférieur au Dévonien inférieur: une à quatre stipes, un seul type de thèque, pas de stolon; Bulman, 1970). Ce rhâbdosome est 221 formé d'une thèqùe initiale (sicula) bipartite (prosicula et métasicula), ouverte vers la partie postérieure, et d'une série de thèques (numérotées sur la figure 3.10) ouvertes vers la panie antérieure du rhabdosome, emboîtées les unes dans les autres autour d'un canal commun (Fig. 3.10). La structure du fusellum est clairement visible à la base du rhabdosome, la partie la plus vieille de la colonie. Dans sa partie distale, plus jeune, la structure fusellaire devient de plus en plus masquée par l'ectocortex qui la recouvre (Fig. 3.10). En lumière transmise, la couleur d'un graptolite varie de brun ambré ou brun très foncé à noire (Pl. 9.1). En lumière réfléchie, le périderme est d'un gris (Pl. 9.2 et 9.3) semblable à celui de la vitrinite (Alpern, 1980) ou des chitinozoaires. Quelques auteurs antérieurs (Teichmüller, 1978; Clausen et Teichmüller, 1982; Goodarzi, 1984) ont étudié les propriétés réflectométriques des graptolites ou les ont utilisées pour quantifier la maturation thermique des roches (Goodarzi et Norford, 1985 et Goodarzi et al., 1985). Contrairement à nos travaux, ces auteurs identifient des fragments de graptolites beaucoup plus petits que les nôtres. Ils le font à partir de la structure multicouche et anisotrope des tissus corticaux du périderme. Dans nos travaux, les fragments de graptolites sont identifiés essentiellement à partir de leur structure fusellaire caractéristique (Pl. 9.1). De plus, la légère anisotropie du tissu fusellaire pose moins de problèmes à la saisie des mesures de pouvoir réflecteur que l'irrégularité des contours du périderme. Nous croyons que les résultats obtenus par les deux approches sont complémentaires, mais qu'ils nécessitent des études additionnelles. Les graptolites sont essentiellement observés dans la partie pré-silurienne des séries (l'île d'Anticosti et Bande taconique du nord-est de la Gaspésie). Les graptolites ne sont donc pas assez répandus pour comparer le niveau de la maturation thermique des deux régions. Ils sont aussi trop rarement observés dans les échantillons de surface de l'île d'Anticosti pour permettre de faire de la zonéographie avec leurs pouvoirs réflecteurs. Les graptolites s'avèrent toutefois utiles dans certains puits (LGPL, LGCP et Sandtop), où les chitinozoaires ne sont pas assez abondants. 222 PLANCHE 9 Graptolites et scolécodontes Planche 9.1. Fragment de la sicula d'un graptolite, montrant la zone de contact entre la presidila (en haut) et la métasicula (en bas), avec sa structure fuscllaire typique. Lumière réfléchie cl transmise. Pouvoir réflectcurMne de œnlzct métasicula-prosicula = 0^62 et °-63%- Grossissement 250X. Echantillon de surface, île d'Anticosti, Formation de Jupiter (#15267), Planche 9.2. Détail du périderme d'un graptolite. En lumière transmise (non illustré), ce fragment montre une structure fusellaire caractéristique. Pouvoir réflecteur= 1,00 à 1,07%. Grossissement 600X. Echantillon de subsurface, île d'Anticosti, puits LGPL, 535 à 549 m. Formation de Vaurcal (#15340). Planche 9.3. Détail du périderme d'un graptolite le long du bourrelet formé par la virgclla sur la métasicula. On voit une alternance de zones verticales isotropes et de zones pléochroïques d'un tissu cortical multicouche. Lumière réfléchie et transmise. Pouvoir réflecteurvirgu]a = 0,63 et 0,68%. Grossissement 250X. Echantillon de surface, île d'Anticosti, Formation de Jupiter (#15261). Planche 9.4. Scolécodonte (Paleoeonites ?) dont le niveau de maturation est assez avancé. Lumière transmise et réfléchie. Pouvoir réflecteur = 1,21 à 1,42%. Grossissement 600X. Echantillon de subsurface, île d'Anticosti, puits ARCO, 1798 à 1826 m, Formation de Vauréal (#15367). Planche 9.5. Petit scolécodonte très mature. Lumière transmise et réfléchie. Pouvoir réflecteur = 2,6 à 2,8%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, nord-est de la Gaspésie, Formation de Deslandes, Groupe de Québec (#13275). Planche 9.6. Petit scolécodonte très mature, dont seulement les dents sont polies par la préparation pétrographique. Lumière réfléchie. Pouvoir réflecteur = 1,72 à 1,98%. Grossissement 600X. Echantillon de subsurface, île d'Anticosti, puits ARCO, 2560 à 2588 m, Formation de Mingan (#15372). Planche 9.7. Scolécodonte (forceps) peu mature, de taille relativement grande. Les dents sont très proéminentes, archées et mal individualisées de la base de la mâchoire (Ungulites sp.?). Cette base est légèrement micriniliséc ou minéralisée. Pouvoir réflccicurclcnls et basc = 0,45 à 0,51%. 223 Lumière réfléchie et transmise. Grossissement 250X. Echantillon de surface, île d'Anticosti, Formation de Vauréal ¢#15298). Planche 9.8. Scolécodonte de taille moyenne, peu mature, montrant une forte minéralisation. La minéralisation est dispersée de façon aléatoire à la base de la maxillaire. Par contre, elle remplit des alvéoles ayant un arrangement structuré dans les dents. Pouvoir réflecteur P0I111,, dcs ^cnts = 0,37 à 0,40%. Grossissement 250X. Echantillon de surface, île d'Anticosti, Formation de Gun River (#15209). 225 3.2.2.3.3.3 Les scolécodontes paragnathes ___ 7 (maxillaire IY) \ pieces impaires (maxillaire III) plaques dentaires "(maxillaire II) pinces ou forceps (maxillaire I) porte- pi nce3 vue dorsale vue ventrale Figure 3.11. Schéma de la morphologie d'un scolécodonte. Modifié de Howell (1962). Les scolécodontes sont des mâchoires de vers segmentés (phylum des Annelida), principalement marins, mais pouvant vivre aussi dans des environnements de dépôts saumâtres ou d'eau douce (classe des Polychaetia). Ces mâchoires de vers sont présentes dans la colonne stratigraphique depuis l'Ordovicien. Sur de très longues périodes de temps, ces organismes ont très peu évolué. Certains genres sont trouvés dans des roches appartenant à toutes les périodes géologiques depuis l'Ordovicien (Howell, 1962). La figure 3.11 illustre la morphologie d'un scolécodonte dont l'âge est Dévonien (Pauîinites Lange: dans Howell, 1962). Ces mâchoires sont faites d'une substance de nature chitineuse, cornée ou siliceuse (Moore et al., 1952). En lumière transmise et pour un faible degré de maturation, les scolécodontes sont translucides et de couleur marron clair lorsqu'ils sont minces. Ils brunissent et s'opacifient en fonction de leur épaisseur. La couleur devient de plus en plus foncée avec la maturation. Lorsque leur pouvoir réflecteur dépasse 1,5%, les scolécodontes sont complètement noirs en lumière transmise. En lumière réfléchie, pour un faible degré de maturation, les scolécodontes 226 sont gris moyen avec des réflexions internes rouges ou orangées (Pl. 9.7). Avec la maturation, ils deviennent presque blancs (Pl. 9.6). A l'intérieur d'une mâchoire, le matériel chitineux des scolécodontes est généralement très variable (Pl. 9.7). La base de la mâchoire est soit micrinitisée ou minéralisée, et à texture irisée ou poreuse. L'extrémité des dents a une texture plus lisse et sa structure est homogène; elle a un aspect semblable à celui de l'exinite d'une spore (PI. 6.6). Le pouvoir réflecteur des scolécodontes est toutefois plus élevé que celui des spores. Il reste cependant bien inférieur à celui des chitinozoaires ou des graptolites. Le degré de minéralisation des scolécodontes est très variable. C'est ainsi que pour des pouvoirs réflecteurs semblables, la minéralisation des scolécodontes est nulle (Pl. 10.1), normale (Pl. 9.7) ou poussée (Pl. 9.8). La mâchoire des scolécodontes peut aussi avoir une structure multicouche (Pl. 10.1) et, si l'exemple illustré est un scolécodonte, une texture irisée (Pl. 10.3). Cette hétérogénéité des mâchoires s'estompe avec l'augmentation de la maturation thermique (Pis 9.4 à 9.6). Par contre, le rang n'affecte aucunement la forme des scolécodontes. Pour éviter les problèmes que posent les variations de la texture du matériel corné des scolécodontes, les mesures de pouvoir réflecteur sont toujours prises sur des parties homogènes de la mâchoire. La pointe des dents est le site privilégié des mesures. Les scolécodontes sont observés dans presqu'autant d'échantillons que les chitinozoaires. Toutefois, ils sont plus rares ou absents dans les facies très riches en chitinozoaires mais peuvent être très abondants dans des facies dépourvus de chitinozoaires. Il est donc possible de calibrer le pouvoir réflecteur de ces zooclastes l'un avec l'autre. 227 PLANCHE 10 Scolécodonte et organoclastes indéterminés Planche 10.1a et b. Vue générale d'un maxillaire de scolécodonte (b) dont la structure multicouche est démontrée par la présence de fines auréoles pléochroïques (a). Lumière réfléchie (a) et transmise et réfléchie (b). Pouvoir réflecteur = 0,65 à 0,72%. Grossissement 600X (a) et 250X (b). Echantillon de surface, île d'Anticosti, Formation Ellis Bay (#15197). Planche 10.2a et b. Ruban d'exinite, probablement d'origine alguaire, surtout typique de la matière organique de la Formation de Becscie. a) Détail sur une zone oxydée, avec augmentation du pouvoir réflecteur. La partie agrandie est située dans la moitié supérieure de la Planche 10.2b. b) Vue générale du ruban. Lumière transmise et réfléchie (a et b). Pouvoir réflecteur 20ne fraîche = 0,09%, pouvoir réflecteur^ne 0Xydée - 0.27%. Grossissement 600X (a) et 250X (b). Echantillon de surface, île d'Anticosti, Formation de Becscie (#15200). Planche 10.3a et b. Zooclaste indéterminé. a) Grand zooclaste ayant ici l'aspect d'une mâchoire, mais dont la forme est généralement plus problématique pour des fragments ayant une texture identique. b) Détail de la Planche 10.3a, montrant la texture irisée du zooclaste. Dans d'autres fragments, il peut s'y ajouter une microstructure multicouche, pléochroïque, semblable à celle de la Planche 10.1. Pouvoir réflecteur = 0,51 à 0,60%. Grossissement 250X (a) et 600X (b). Echantillon de surface, île d'Anticosti, Formation d'Elus Bay (#15197). Planche 10.4. Bitume cokéfié , montrant des agglomérations de gouttelettes de mésophase, typiques de très hautes températures. Lumière transmise et réfléchie. Pouvoir réflecteur= 2,70 à 3,33%. Grossissement 600X. Echantillon de surface, île d'Anticosti, Formation d'Elus Bay (#15292). 3.2.2.3.3.4 Les hydroïdes 229 Figure 3.12. Exemple shématique de la morphologie de l'hydrosome d'un hydroïde. Modifié de Kozlowski (1959). Les hydroïdes forment un ordre (Hydroida) des hydrozoaires (Hydrozoa) lesquels forment l'un des trois groupes du phyllum des coelentérés (phylum des Cnidaria). Les Hydrozoa sont des polypes coloniaux (hydranthes) à symétrie radiale. Les colonies ont la forme de buisson. Les hydranthes sont protégées dans des hydrothèques accrochées au bout de rameaux latéraux (caulomes), eux-mêmes attachés à un ou des rameaux principaux (hydrocaulus). Situées au- dessus du substratum, ces structures forment l'hydrosome. La partie qui ancre l'hydrosome au sol par des stolons est appelée l'hydrorhize (Hill et Wells, 1956). La figure 3.12 montre la forme et la taille normales d'un fragment de l'hydrosome d'un hydroïde. Hydrosome et hydrorhyze sont rarement trouvés dans un seul morceau. Le périderme de ces fossiles est généralement fait de chitine. Il est plus mince et plus fragile que celui des graptolites. Il n'a pas la structure fusellaire caractéristique de ces derniers. L'ordre 230 des Hydroïdes existe depuis Ie Cambrien. A l'Ordovicien il formait un groupe de Coelentérés hautement différentié (Kozlowski, 1959). En lumière transmise un tube d'hydroïde est de couleur brun foncé. En lumière réfléchie, les murs des tubes sont gris et isotropes (Pl. 7.9 et Pl. 8.6). Ces microfossiles sont observés dans les échantillons de surface de la Formation de Vauréal (île d'Anticosti) et de la plupart des formations carbonatées du nord-est de la Gaspésie. Les Formations de York Lake et de Roncelles sont les plus riches. Toutefois, les affleurements où les hydroïdes sont observés ne sont pas assez fréquents pour que leur réflectance serve à faire de la zonéographie de la maturation thermique. 3.2.2.3.3.5 Les autres zooclastes indéterminés Tous les zooclastes décrits plus haut peuvent se présenter en fragments si petits, que leur forme ne permet pas d'en faire une identification précise. Dans le cas des graptolites, le périderme peut être si épais et opaque, que la structure fusellaire est invisible et l'identification des graptolites plus incertaine. Dans l'île d'Anticosti, le principal type de zooclaste qui n'entre pas dans ces catégories des indéterminés est illustré dans la planche 10 (Pl. 10.3). Ce zooclaste est surtout caractérisé par sa texture irisée en lumière réfléchie et dans certains cas de la structure multicouche de son test. Dans l'exemple illustré, il peut être assimilé à une variété de grands scolécodontes. La microstructure présente aussi certaines similitudes avec celle des tissus corticaux des graptolites (Teichmüller, 1982). Toutefois, dans la plupart des cas, la forme de ces fragments est beaucoup plus problématique. De plus, les pouvoirs réflecteurs sont plus variables et en général plus élevés que ceux des vrais scolécodontes. Dans l'échantillon pris comme exemple (#15197), les pouvoirs réflecteurs moyens des scolécodontes et de ces zooclastes indéterminés sont respectivement de 0,63 n=3i et de 0,85 n=37 (Appendice 5). Leur nature étant inconnue, le pouvoir réflecteur moyen de ces zooclastes ne sert pas à quantifier le niveau de maturation thermique des séries étudiées. 231 3.2.2.4 Le groupe des bitumes La classification employée ici est moins génétique que celle d'Alpern (1980). Les préparations étudiées étant faites sur des matières organiques extraites des roches, il est impossible de s'assurer de l'origine des bitumes, migres ou en place, élément essentiel de sa classification. 3.2.2.4.1 L'exsudatinite L'exsudatinite est une résinite secondaire, donc un bitume, répandue dans des fractures, des vacuoles ou des fissures le long du litage (Stach et al., 1975: pp. 110-111). Nous employons ce terme pour désigner un bitume très peu réfléchissant, qui n'a pas de forme propre, sinon celle d'un remplissage intergranulaire. L'exsudatinite est translucide en lumière transmise. Sur une lame de roche polie, c'est un produit organique orangé qui s'infiltre entre des grains siliciclastiques (PL 1.2). En lumière réfléchie, l'exsudatinite a l'aspect de l'alginite et affiche des pouvoirs réflecteurs plus petits que 0,15%. Lorsque son pouvoir réflecteur ne dépasse pas la valeur de 0,10%, elle est fluorescente. L'exsudatinite est fréquemment observée dans les séries peu matures. Elle est surtout présente lorsqu'une part importante de la matière organique est de type algaire mais elle est aussi présente dans les séries ligno-humiques. Dans tous les puits où l'exsudatinite est observée, l'évolution des pouvoirs réflecteurs très bas et imprécis de l'exsudatinite est en général si faible, que ces valeurs de réflectance sont inutiles pour caractériser un niveau de métamorphisme. 232 PLANCHEIl Les bitumes solides Planche 11.1. Goullclettc de bitume irisé, avec moulage vide de cristaux, se transformant latéralement en une fine trame de bitume solide contenant de nombreux grains de pyrite. Vue en lumière réfléchie. En lumière transmise, cette matière organique a un aspect amorphe comme celui de la planche 11.3a. Pouvoir réflecteur = 0,16%. Grossissement 600X. Echantillon de subsurface, île d'Anticosti, puits LGPL, 792 à 823 m, partie inférieure de la Formation de Vauréal, lithologie du membre n (#15343). Planche 11.2. Pyrobitume ou cata-impsonite, très mature essentiellement formé par l'agglomération de fines gouttelettes de mésophase. Lumière réfléchie. Pouvoir réflecteur = 2,29 à 2,34%. Grossissement 600X. Echantillon de surface juste sous Ia discordance taconique de la coupe de la rivière Darmoulh, nord-est de la Gaspésie, Formation de Cap-des-Rosiers, Groupe de Québec (#13135). Planche 11.3a et b. Pyrobitume dans de l'amorphogène. a) Amorphogène brun rougeâtre en lumière transmise, b) vu comme une plage de bitume solide, isotrope avec moulage vide de cristaux, dans une trame fine, également faite de bitume solide, incluant quelques cristaux de pyrite. Pouvoir réflecteurbitume so]ide isotrope = 0.64 à 0,70%. Grossissement 600X. Echantillon de subsurface, île d'Anticosti, puits LGPL, 792 à 823 m, partie inférieure de la Formation de Vauréal, lithologie du membre II (#15343). Planche 11.4. Protobitume peu mature mais bien opaque; sphérulite ou gouttelette de bitume anisotrope au coeur plus réfléchissant que la bordure et plein de micro-bulles de dégazéification. Alpern (1980) suggère que l'irradiation alpha produite par des inclusions radioactives peut expliquer cette structure: A notre avis, ces particules radioactives ont pu servir de noyau d'agglutination pour un bitume en voie de migration ou de formation (Pl. 4.5). Lumière réfléchie et transmise. Pouvoir réflectcurprotobitume = 0,41 à 0,49%, pouvoir réflecteur ^1011n, dc ]a sph Q. CE c/> Q O ^ GC c/> U 3C UJ T I UJ Ul =5 w> présent abondant fréquent dominant FIGURE 3.15 LEGENDE [T] rare [gl] présent I I absent |j|| commun JUabondant fréquent dominant FIGURE 3.16 3.2.3 Analyses semi-quantitatives des types de matière organique 3.2.3.1 Généralités Les résultats de l'analyse semi-quantitative des organoclastes dans chaque unité stratigraphique de l'île d'Anticosti et du nord-est de la Gaspésie sont illustrés dans les figures 3.13 à 3.16. Les figures A (Figs 3.13 à 3.16A) illustrent la proportion relative de chaque type d'organoclaste par unité stratigraphique dans cette série. D'autre part, les figures B (Figs 3.13 à 3.16B) illustrent la proportion relative des organoclastes à l'intérieur de chaque unité stratigraphique. Les abondances relatives des organoclastes sont visualisées par des tons de gris d'intensité, croissante. Ces abondances traduisent, en terme de classes, le nombre de mesures de réflectance (Appendice 6: n) faites lors du balayage des préparations pétrographiques sous le microscope (2.2.3.3). Pour arriver à ce résultat, quelques transformations du tableau des données initiales (Appendice 6) ont été nécessaires. Le nombre de mesures de réflectance par type d'organoclaste est d'abord transformé en terme de pourcentage. Un tableau d'abondances des organoclastes est construit après calcul des pourcentages moyens dans chaque unité stratigraphique. Ces abondances sont normalisées par type d'organoclaste ou par formation. Exprimée en terme de type d'organoclaste, la normalisation du nombre de mesures est faite verticalement, c'est-à-dire dans chaque colonne. Exprimée en terme de formation, la normalisation est faite par rangée. La normalisation des abondances est obtenue par la formule suivante: (N) = (n-nm)/sn où N est la valeur normalisée de l'abondance, n = le pourcentage moyen du nombre de mesures de réflectance d'un type d'organoclaste dans une formation, 243 n m = le pourcentage moyen des valeurs de n pour tous les organoclastes dans une formation (Figs 3.13 à 3.16B) ou le pourcentage moyen des valeurs de n pour un type d'organoclaste dans toutes les formations d'une série (Figs 3.13 à 3.16A) et Sn = l'écart type de ces valeurs de n par type d'organoclaste (Figs 3.13 à 3.16A) ou par formation (Figs 3.13 à 3.16B). Les nombres de mesures de réflectance qui égalent zéro sont comptabilisés dans le calcul des valeurs de n. Par contre, les valeurs nulles de n ne sont pas incluses dans les calculs de normalisation (n m, s n et N). Les valeurs normalisées sont par la suite assignées à six (6) classes de fréquences relatives: rare 10% inférieur de la distribution, présent 15% moyen-inférieur de la distribution, fréquent 25% inférieur du centre de la distribution, commun 25% supérieur du centre de la distribution, abondant 15% moyen-supérieur de la distribution et dominant 10% supérieur de la distribution, illustrées par six (6) tons de gris différents (Figs 3.13 à 3.16). Il faut noter que les proportions relatives illustrées sont très approximatives. Elles sont probablement biaisées en faveur des "organoclastes" pertinents à l'évaluation de la maturation thermique, objet principal de cet ouvrage. 3.2.3.2 Dans l'île d'Anticosti 3.2.3.2.1 En surface Les principaux organoclastes observés dans les échantillons de surface de l'île d'Anticosti appartiennent aux groupes des zoo-organismes (chitinozoaires, scolécodontes, graptolites et hydroïdes) et des bitumes solides (protobitume, bitume indéterminé et pyrobitume) (Fig. 3.13B). Avec un seul échantillon, les résultats concernant la Formation de Chicotte ne sont qu'indicatifs. Les phyto-orgamsmes (fausses microspores, algues et acritarches et rubans de bituminite) sont plus abondants dans les roches siluriennes (Formations de Becscie, de Gun River, et de Jupiter) que dans les roches ordoviciennes (Formations de Vauréal et d'Ellis Bay). Les hydroïdes se raréfient en montant dans la série. Les chitinozoaires, et à un moindre degré les graptolites, ont des occurrences antagonistes avec celles des scolécodontes. Les premiers sont surtout abondants dans les Formations de Vauréal et de Jupiter; les scolécodontes sont plus abondants dans les Formations de Becscie et de Gun River. Cette relation entre zones d'acmé est à rapprocher avec les teneurs en carbone organique (Tab. 3.1) et la "profondeur" ou l'agitation des milieux de dépôts (1.2.1.5 à 1.2.1.9) des unités stratigraphiques. L'abondance des chitinozoaires et des graptolites va de pair avec les carbones organiques plus élevés et les milieux de dépôts plus boueux et plus distaux. Les scolécodontes sont trouvés dans les environnements plus terrigènes, aux teneurs en carbone organique plus basses et aux milieux de dépôts plus proximaux et agités. Les organismes pléochroïques sont observés dans les mêmes niveaux stratigraphiques que les graptolites et les scolécodontes mais abondent surtout dans les zones d'acmé des scolécodontes. Cette occurrence ne résout rien de l'incertitude entourant leur affinité taxonomique (3.2.2.3.3.5). La Formation d'Ellis Bay, aux environnements de dépôts variables, montre un facies organique mixte, contenant à la fois chitinozoaires, graptolites et scolécodontes. Cette formation, l'une des plus riches en carbone organique (Tab. 3.1) et la plus gréseuse de la série de surface (Fig. 1.4), est aussi la plus riche en gouttelettes ou sphérulites de bitume (Fig. 3.13A). Considérant le regroupement des exsudats et des algues dans la figure 3.13A, les zones d'acmé des bitumes (Fig. 3.13A) sont arrangées par ordre d'altération croissante (exsudatinite, protobitume, bitume indéterminé et pyrobitume) qui montre une corrélation avec l'enfouissement pro.bable des séries, qui va croissant de la Formation de Jupiter à la Formation de Vauréal. 245 3.23.2.2 En subsurface La distribution des organoclastes dans la subsurface de l'île d'Anticosti est illustrée dans la figure 3.14. Pour les formations communes, la zonéographie stratigraphique des organismes autonomes est semblable à celle de la surface (Fig. 3.13). La zone d'acmé des fausses microspores est observée dans la Formation de Gun River. Les Formations de Jupiter et de Vauréal, auxquelles s'ajoute la Formation de Mingan, formation non observée en surface, correspondent aux périodes les plus favorables aux chitinozoaires et aux graptolites. Bien que les scolécodontes soient présents dans toutes les formations de la série, leur apogée est synchrone avec une des périodes de déclin des chitinozoaires et des graptolites (Formations de Becscie et de Gun River). Observées dans toute la série, les sphérulites de bitume abondent dans les Formations d'EUis Bay et de Becscie (Fig. 3.14A). Elles ont Ia même occurrence en surface. Observés dans toute la série, les bitumes solides ont chacun une zone favorable. Ces zones sont apparemment étagées en fonction de l'intensité du niveau d'altération du bitume; l'exsudat domine dans les Formations de Jupiter et de Gun River, le protobitume culmine dans les Formations de. Becscie et d'Ellis Bay et le pyrobitume et le bitume indéterminé prévalent au fond des puits, dans les Formations de Macasty à Romaine. La Formation de Macasty, seule roche mère potentielle de Ia série (3.1.2.2), est particulièrement riche en pyrobitume et en bitume irisé. Comme en surface, les organoclastes les plus souvent observés sont les zooclastes et les bitumes solides (Fig. 3.14B). 3.2.3.3 Dans le nord-est de la Gaspésie 3.2.3.3.1 En surface Les phytoclastes s'étant ajoutés aux organismes autonomes et aux bitumes, la zonéographie stratigraphique des organoclastes est plus complexe ici (Fig. 3.15A) que celle de l'île d'Anticosti (Figs 3.13 et 3.14). ' 246 Les Grès de Gaspé, environnements de dépôts paraliques ou continentaux, sont caractérisés par l'abondance des phytoclastes (fusinite, semifusinite, tube de télinite, télinite, télocollinite, collorésinite etrésinite) et des "herbacés" (Fig. 3.15). De plus, certains de ces organoclastes sont fréquents ou très abondants dans les Formations marines dìndian Point, d'Indian Cove et de Forillon. Les spores et les algues ont des périodes d'acmé dans les Formations de Shiphead, de Roncelles et de West Point. L'occurrence des spores dans la Formation de Shiphead est déjà rapportée dans la littérature (1.3.2.13). En faisant partie d'ensembles "récifaux", probablement situés près des côtes, les Formations de Roncelles et de West Point peuvent être favorables à l'occurrence de spores d'origine continentale. Mais dans le cas présent, la possibilité d'une mauvaise identification des algues sphériques et des spores est une hypothèse qui ne peut être complètement écartée pour expliquer ces concordances de zones d'acmé. Bien qu'elles soient les lieux des zones d'acmé des chitinozoaires et des hydroïdes (Formation d'Indian Cove et Formation de Forillon) ou des scolécodontes (Formation d'Indian Point), les Formations d'Indian Point, d'Indian Cove et de Forillon sont riches en phytoclastes. A cause de cette caractéristique, les facies organiques mixtes de ces formations et les faciès similaires de la Formation de York Lake ont les qualités nécessaires pour permettre une calibration de la réflectance des zooclastes avec celle de Ia vitrinite, Les graptolites, beaucoup plus rares que dans l'île d'Anticosti, ne sont observés que dans la série cambro- ordovicienne de la Bande laconique (Fig. 3.15B). Les pyrobitumes et les bitumes indéterminés, regroupés sous le terme de "pyrobitume" dans la figure 3.15, semblent traverser toute Ia stratigraphie. Par contre, si on considère que les bitumes solides trouvés dans les Grès de Gaspé sont différents de ceux observés dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé (3.2.2.4.3), plus aucun type d'organoclaste n'est commun à toutes les unités stratigraphiques des séries gaspésiennes. Comme nous l'avons observé dans l'île d'Anticosti, les zones d'acmé des bitumes solides (exudat, protobitume et "pyrobitume") se succèdent dans la stratigraphie en fonction de leur degré d'altération. Ne comptant qu'un échantillon, la Formation de Laforce est exclue de ce modèle. Une relation semble exister entre l'abondance des sphérulites de bitume et les milieux de dépôts périrécifaux peu profonds ou marginaux-littoraux. En effet, les gouttelettes de bitumes sont abondantes dans les Formations de West Point et de Roncelles, équivalents gaspésiens, en terme environnements de dépôts (1.3.2.9 et 1.3.2.10), de la Formation d'EUis Bay sur l'île d'Anticosti, (1.2.1.6). De plus, la Formation de York Lake et le Membre de l'Anse-à-Brillant de la Formation de York River, typiques d'environnements de dépôts transitionnels entre le milieu marin et le milieu continental, sont aussi des zones d'acmé des sphérulites de bitume. Les Grès de Gaspé sont caractérisés par des bitumes particuliers: bitume oxydé (PL 4.7), bitume craquelé (Pl. 11.10) et coke naturel (Pis 11.9, 11.11 et 11.12). A notre avis, l'abondance des deux premiers est à mettre en relation avec l'abondance des "herbacés" (Fig. 3.15). Enfin, l'abondance des cokes naturels dans les roches du Groupe de Québec suggère une origine allochtone, pour les cokes naturels des Grès de Gaspé. La figure 3.15B diffère peu de la figure 3.15A. Elle montre que: 1) les phytoclastes et les bitumes solides sont les phases organiques dominantes dans les Grès de Gaspé, 2) les Calcaires Supérieurs de Gaspé sont surtout riches en zooclastes et en bitumes solides, 3) les algues, les spores et les scolécodontes caractérisent le Groupe de Chaleurs et 4) les "pyrobitumes" sont importants dans toute la série. Par contre, la figure 3.15B ne montre pas que les "pyrobitumes" dominent surtout dans les roches du Groupe de Québec et elle ne met pas en évidence les zones d'acmé des "herbacés", des scolécodontes, des hydroïdes et des sphérulites de bitume. 3.2.3.3.2 En subsurface Les résultats de l'analyse semi-quantitative des organoclastes de la subsurface du nord-est de la Gaspésie sont résumés dans la figure 3.16A et B. Ces résultats offrent des similitudes avec les résultats touchant les échantillons de surface. Plusieurs petites différences sont toutefois à signaler. Dans les Grès de Gaspé, les phytoclastes sont aussi abondants en subsurface (Fig. 3.16A) qu'en surface (Fig. 3.15A). Par contre, les phytoclastes sont plus communs dans les facies 248 terrigènes du Groupe de Chaleurs observés en subsurface (Fig. 3.16A) qu'en surface (Fig. 3.15A). L'abondance des phytoclastes dans la Formation de Shiphead, associée à la rareté de ces phytoclastes dans la Formation de Forillon (Fig. 3.16A), est une situation contraire à celle qui prévaut dans les mêmes formations à la surface (Fig. 3.15A). Ce changement est mis en relation, en subsurface, avec la presque disparition des "herbacés" dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé (Fig. 3.16A); en surface, les "herbacés" étaient communs dans la Formation de Shiphead (Fig. 3.15A)1 A notre avis, les spores et les algues sont trop rarement observées (Fig. 3.16B) pour que la distribution stratigraphique obtenue (Fig. 3.16A) soit fiable. Les chitinozoaires et les scolécodontes, seuls types de zooclastes observés en subsurface, sont fréquents à abondants dans les Groupes de Chaleurs et des Calcaires Supérieurs de Gaspé. Ces zooclastes montrent toujours des zones d'acmé mutuellement exclusives (Fig. 3.16A), un phénomène général dans les deux régions étudiées (Figs 3.13 à 3.16A). Les bitumes craquelés ou oxydés ne sont pas observés en subsurface; par contre des bitumes de réservoir se sont ajoutés à la suite des bitumes solides présents (Fig. 3.16A). Par rapport à la surface (Fig. 3.15A), le pyrobitume et le bitume indéterminé ("pyrobitume") sont communs plus haut dans la stratigraphie (Fig. 3.16A). Les sphérulites de bitume ne sont vraiment abondantes que dans la Formation de Griffon Cove River (Fig. 3.16A), un facies siliciclastique grossier, transgressif sur le socle taconique (1.3.2.7). Cette plus grande abondance coincide avec l'acmé des scolécodontes (Fig. 3.16A). Par contre, les sphérulites de bitume sont absentes dans le Membre de l'Anse-à-Brillant (Fig. 3.16A). En surface, ces roches étaient riches en ce type de bitume solide (Fig. 3.15A). Les cokes naturels ne sont observés que dans la Formation de Battery Point (Fig. 3.16A) du Groupe des Grès de Gaspé. En surface, les cokes naturels étaient fréquents dans toutes les formations de ce groupe (Fig. 3.15A). Par contre, les cokes naturels sont beaucoup plus fréquents dans le Groupe de Québec en subsurface (Fig. 3.16A) qu'en surface (Fig. 3.15A). 249 La figure 3.16B montre que les "pyrobitumes" et à un degré moindre la semifusinite, Ia télinite et les chitinozoaires sont les organoclastes les plus souvents observés. Toutefois, les zones d'acmé de tous les organoclastes sont moins bien définies que sur la figure 3.16A. r J ^^^^«H ^^^h O O O O B O in w M" P ¦^ o O M- in M- O sO t/5 O U in LJ E e ricNj Û < (O D VO ¦ M^M ^ ^Ll *«"N H" O Z m— CL CE ¦ Q D Id • TEUR LuI to in tn ^::%:^ •:¦: ¦ u J] •• ~ —I LU U- rV LiJ = K ¦•' #" - U < - v> S Sg Ö Q_ CJ O _l Lf::-:: O Z WW*^ 1-; i\ i ¦ ; • • EE O I CL U ' (A :.¾^¾! , LU LU :'#j: nrW O O (J Z •Üi I* »••¦::: C O '5 ¦ O ¦ N$8®!&*\ - yj\] C U ¦¦¦• •:• 3^¾¾:-¾ ^T 1Jl +< • < 3 Q- UJ * ZON • / # • . #•;: V*:::-: «t «/ *"" V> C* M" O* M- O *^'(r 2 ^odd Ct I 4> I 81 ¦ §:: R Fl O ro O C Ï I HiI J IiLI LU U Ö O M" sO o mm a LO ^V ^^ Figure 3.17 t a O ro Figure 3.18 ^ ^ I! Ui -o « a* O O ¦o r- v£> O O ° « i -o O O Figure 3.19 C O C ^_ fÇ Vt C ¦ r- a. UJ •a Kb. « ^ O Figure 3.20 254 3.3. REFLECTANCE DE LA MATIERE ORGANIQUE 3.3.1 Présentation des résultats 3.3.1.1 Dans l'île d'Anticosti 3.3.1.1.1 En surface 3.3.1.1.1.1 Introduction Les organoclastes les plus fréquents dans les échantillons de surface sont: les chitinozoaires, les scolécodontes, les "pyrobitumes" (pyrobitume et bitumes indéterminés réunis) et les sphérulites de bitume. Seuls les pouvoirs réflecteurs moyens de ces organoclastes sont déterminés dans la majorité des sites d'échantillonnage de l'île d'Anticosti (Appendice 6A). Ces quatre types d'organoclastes sont présents dans un nombre de localités compris entre trente et quarante-cinq. Ces nombres, rapportés sur le nombre total de localités (49), expriment un taux de réussite de l'échantillonnage pour l'île d'Anticosti compris entre 60 et 92 pour-cent. La mise en plan des valeurs moyennes de pouvoir réflecteur et les cartes d'iso-contours des pouvoirs réflecteurs sont faites pour ces deux zooclastes et ces deux types de bitumes solides (Figs 3.17 à 3.20). 3.3.1.1.1.2 Avec les chitinozoaires Les résultats de la réflectance des chitinozoaires sont illustrés dans la figure 3.17. Ces valeurs moyennes sont comprises entre 0,64 et 1,00% (Appendice 7A). Alors que la direction générale des strates est ouest-nord-ouest avec un faible pendage vers le sud-sud-ouest, le patron des courbes d'iso-valeurs des pouvoirs réflecteurs montre une zone à pouvoirs réflecteurs élevés dans la pointe ouest de l'île, une crête de hautes valeurs orientée nord-est sud-ouest à l'est du puits NACP et un "point chaud" près de l'embouchure de la rivière Saumon (Fig. 3.17), au niveau d'une faille (Fig. 1.6). 255 3.3.1.1.1.3 Avec les scolécodontes Les résultats de la réflectance des scolécodontes sont illustrés dans la figure 3.18. Ces valeurs moyennes sont comprises entre 0,37 et 0,65% (Appendice 7B), une gamme de valeurs de pouvoir réflecteur nettement plus basse que celle des chitinozoaires (Appendice 7A). La carte d'iso-contours des réflectances moyennes des scolécodontes (Fig. 3.18) confirme les résultats obtenus avec les chitinozoaires. Les deux zonations de pouvoirs réflecteurs sont presque identiques (Fig. 3.18 versus Fig. 3.17). 3.3.1.1.1.4 Avec les bitumes solides Les iso-contours des pouvoirs réflecteurs des "pyrobitumes", ici essentiellement des bitumes indéterminés, et des sphérulites de bitume solide (Appendice 6A) sont respectivement illustrés dans les figures 3.19 et 3.20. Les valeurs de pouvoir réflecteur apparaissent dans les appendices 7C et D. La réflectance des "pyrobitumes" est comprise entre 0,52 et 0,80% (Appendice 7C). Cette gamme de valeurs chevauche la partie supérieure de l'étendue des pouvoirs réflecteurs des scolécodontes et la panie inférieure de l'étendue des réflectances des chitinozoaires. Malgré quelques similitudes, la zonéographie des pouvoirs réflecteurs des "pyrobitumes" diffère significativement de celle des zooclastes (Fig. 3.19). La crête des valeurs élevées de réflectance, orientée est-nord-est dans le centre de l'île, est à peine esquissée autour du puits ARCO. La zone des hautes valeurs de réflectance est considérablement déformée dans l'ouest de l'île; lorsque la réflectance des "pyrobitumes" est très élevée, certains des échantillons ont des pouvoirs réflecteurs de zooclastes parmi les plus bas, et vice-versa. La gamme des pouvoirs réflecteurs moyens des sphérulites de bitume solide est plus large que celle des "pyrobitumes" (0,29 à 1,20%). En fait, elle inclut celle des "pyrobitumes" et des protobitumes réunis (voir Appendice 6A). La valeur de 1,20% est exceptionnelle. La zonation des pouvoirs réflecteurs des gouttelettes de bitume diffère autant de celle des "pyrobitumes" que de celles des zooclastes. On trouve trois "points chauds" communs avec la zonation des pouvoirs réflecteurs des zooclastes: Ie premier, autour des échantillons # 15252- 256 53, le second autour des échantillons # 15291-92 et le troisième autour de l'échantillon # 15197 (comparer les Figs 3.17, 3.18 et 3.19 et voir la Fig. 2.1 et l'Appendice 6A). D'autre part, les zones à pouvoirs réflecteurs du "pyrobitume" élevés, situées dans le nord-ouest de l'île et autour de la Baie de Ellis, sont communes avec celles des chitinozoaires et des scolécodontes. 257 LGPL STRATICRA. UJ O e COT. % RÉFLECTANCE EN % DE TOUTES LES MOD. TÊLINITE Ro ESTIMÉ PERIODE FORMATION IM 7 ««.!NI» 1.0 2.0 3.0 1.0 I« 1.0 UJ «Jj e» tx O la I- * û X à X < < ¦1T Ao* > okl A ^ • A A \ t i A k k \ • CHlTtNOZOAlRE O 6RAPT0LITE BITUMEE PYR0B,TUHE B { A PROTOBITUME, ^ SOLIDE J^ B|ÎU||E tMDETERMtMÈ o ¦ SCOLECODONTE \f O COUTTELETTE M BITUME <*?. + ACRITARCHE V°# AR BITUME DE RESERVOIR X ALCINITE • \ \ \ •Z J ì h rîA * m * m m E B A. — + + t Figure 3.21. Profils des pouvoirs réflecteurs aléatoires moyens de la majorité des types d'organoclastes observés dans le puits LGPL. Les profils stratigraphiques sont modifiés de Clark (1964), Roliff (1968) et Bertrandetal. (1976). Le profil du carbone organique (C.O.T.) est tiré de l'appendice 4B. Les valeurs estimées de la télinite (TELINITE Ro ESTIME) sont calculées à partir de l'équation 3.19. 258 NACP STItT CM e COT. % I Ait Al AlXi REFLECTANCE EN % DE H.0.0. TOUTES LES io 2.0 it TÉLINITE Ro ESTIME IO t i t.O Ulli I I S 5 U 1¾ I 1 T= I A BITUME SOLIDE CKITINOZOAIiIE 6rapt0lite pyrobitune protobitune bitume indetermine scolecodonte gouttelette debitune acritarche bitume de reservoir ALCINlTE \ \ \ Figure 3.22. Profils des pouvoirs réflecteurs aléatoires moyens de la majorité des types d'organoclastes observés dans le puits NACP. Les profils strati graphiques sont de l'INRS-Pétrole (1975). Le profil du * carbone organique (C.O.T.) est tiré de l'appendice 4B. Les valeurs estimées de la télinite (TELINITE Ro ESTIME) sont calculées à partir de l'équation 3.19. Figure 3.23. Profils des pouvoirs réflecteurs aléatoires moyens de la majorité des types d'organoclastes observés dans le puits ARCO. Les profils strati graphiques sont de l'INRS-Pétrole (1974). Le profil du carbone organique (C.O.T.) est tiré de l'appendice 4B. Les valeurs estimées de la télinite (TELINITE Ro ESTIME) sont calculées à partir de l'équation 3.19. 259 ARCO STRATlCRA. ì^m COT. % REFLECTANCE EN % DE TOUTES LES MO.D TÉLINITE Ro ESTIMÉ i.o _4_ 2.0 3.0 I.S « 1.» ' ¦ ¦ jh Ib E? S m m 13 I- 31 S: 2- W o I li K 3- m + à 1U \ BtTUHE SOLIOE ¦ ! \ / ! \\ \ a ¦ *«> A • >\ \ • CHITtNOZOAIRE o GRAPTOLITE A PYROBITUME A PROTOBITUME A BITUME INDETERMINE ¦ SCOLECOOONTE D GOUTTELETTE DE BITUME + ACRITARCHE AR BITUME DE RESERVOIR x ALGtNITE . * CONTAMINATION CHITl- NOZOAIRE a I \ I \ A \ V A \ 260 LG CP STRATlCRA C.O.T. % ¦ - ¦ ¦ * * * * * RÉFLECTANCE EN % OE TOUTES LES M.0.0. 1.0 2.0 -J- 3.0 TÊLINITE Ro ESTIME !CJiU u -et ^ Hi W a o E? I- -AfX BITUME SOLIDE * o X û ¦ êfm 1 CHlTlHOZOAtRE 6RAPT0LITE PYROBITUME PROTOBITUME BITUME INDÉTERMINÉ SCOLECODOHTE COUHELETTE DE BITUME ACRITARCHE BITUME DE RESERVOIR ALCINITE Figure 3.24. Profils des pouvoirs réflecteurs aléatoires moyens de la majorité des types d'organoclastes observés dans Ie puits LGCP. Les profils stratigraphiques sont modifiés de Clark (1964), Roliff (1968) et Bertrand et al. (1975). Le profil du carbone organique (C.O.T.) est tiré de l'appendice 4B. Les valeurs estimées de la télinite (TELINITE Ro ESTIME) sont calculées à partir de l'équation 3.19. 261 SANDTOP STRATlGRA. «i» 3 3 131 03 W sn S Z=3 o !¦ COT. % ¦W|MH REFLECTANCE EN % DE TOUTES LES M.0.0. y ai is • ri» *û ¦ A o • ** * k \ 2.0 ¦ ¦ iL BITUME SOLIDE CHtTlNOZOAlRC GRAPTOLITE PYROBITUME PROTOBITUME BITUME INDETERMINE ¦ SC0LECOO0NTE a couTTELETTE oe bitume 4 ACRIURCHE A* BITUME OE RESERVOIR X ALCINITE * CONTAMINATION CHlTI- NOZOAIRE * CONTAMINATION GRAP- TOLITE TÉLINITE Ro ESTIMÉ 1.0 i s £.0 Figure 3.25. Profils des pouvoirs réflecteurs aléatoires moyens de la majorité des types d'organoclastes observés dans le puits Sandtop. Les profils stratigraphiques sont modifiés de Petryk (198Id). Le profil du carbone organique (C.O.T.) est tiré de l'appendice 4B. Les valeurs estimées de la télinite (TFXINlTE Ro ESTIME) sont calculées à partir de l'équation 3.19. 262 3.3.1.1.2 En subsurface Les évolutions des pouvoirs réflecteurs des organoclastes les plus pertinents dans les cinq puits étudiés de l'île d'Anticosti (Appendice 6B), en fonction de la profondeur, sont illustrées dans les figures 3.21 à 3.25. Celles des puits LGPL et ARCO ont déjà été publiées dans Bertrand et Héroux (1987). 3.3.1.1.2.1 Puits LGPL Le puits LGPL (Fig. 3.21) montre qu'au moins trois types de matière organique: les chitinozoaires, les graptolites et les bitumes solides, ont un profil d'évolution caractéristique de leur pouvoir réflecteur en fonction de la profondeur. Bien que très peu nombreux (trois valeurs moyennes), les scolécodontes montrent une augmentation de leur réflectance aussi marquée que celle des chitinozoaires. Si on exclut Ie croisement de la dernière valeur du profil des scolécodontes avec le profil du pyrobitume, les profils des organoclastes ne s'intersectent jamais; ils sont sub-parallèles. Contrairement à ceux des zooclastes, le profil du bitume solide est dichotomique dans le demi-kilomètre supérieur du puits. La branche représentant les faibles valeurs de réflectance constitue le sous-profil du protobitume (voir 3.2.3.4.2). La branche aux valeurs élevées de pouvoir réflecteur forme le sous-profil du bitume indéterminé (voir 3.2.3.4.3). Dans le puits LGPL, ces deux sous-profils montrent des augmentations significatives du pouvoir réflecteur en fonction de la profondeur. A environ six cents mètres de profondeur (Appendice 6B: entre 549 et 626 mètres), ces branches sont remplacées par Ie sous-profil du pyrobitume qui affiche une augmentation continue des pouvoirs réflecteurs moyens. Toutefois, contrairement au segment inférieur du sous-profil du pyrobitume, le segment supérieur suggère une croissance plus lente des pouvoirs réflecteurs en fonction de la profondeur. Un prolongement hypothétique de cette partie du sous-profil du pyrobitume, en direction de la surface du puits, serait intermédiaire entre les sous-profils du protobitume et du bitume indéterminé. Aucune hypothèse ne peut être faite sur l'évolution du pouvoir réflecteur des gouttelettes de bitumes ou des alginites avec la profondeur. Le nombre de points moyens est trop réduit. 263 3.3.1.1.2.2 Puits NACP Dans le puits NACP (Fig. 3.22) les profils d'évolution du protobitume, du bitume indéterminé et des chitinozoaires sont très similaires à ceux du puits LGPL (Fig. 3.21). Ces profils sont placés dans le même ordre de pouvoir réflecteur croissant et les gradients du pouvoir réflecteur de chaque organoclaste, en fonction de la profondeur, sont semblables d'un puits à l'autre. Toutefois, en fonction de la profondeur, le profil de la réflectance des scolécodontes est trop court pour montrer une augmentation des pouvoirs réflecteurs similaire à celle observée dans le puits LGPL. Le relais entre le protobitume et le bitume indéterminé d'une part, et le pyrobitume d'autre part, a lieu ici dans la Formation de Vauréal. La profondeur, entre 610 et 853 mètres, est un peu plus grande que dans le puits LGPL (Appendice 6B). Contrairement à ce qui se passe dans Ie puits LGPL, pour une gamme de valeurs équivalentes, le sous-profi! du pyrobitume dans le sondage NACP (Fig. 3.22) ne montre aucune évolution du pouvoir réflecteur en fonction de la profondeur. 3.3.1.1.2.3 Puits ARCO La profondeur atteinte et le lieu de son implantation font du puits ARCO (Fig. 3.23) celui qui donne l'aperçu le plus complet de la stratigraphie de l'île d'Anticosti. Des cinq puits étudiés de l'île d'Anticosti, celui-ci montre aussi les profils les plus continus de l'évolution de la réflectance des organoclastes. Obtenues sur tous les échantillons, jusqu'à la base de la Formation de Mingan, les valeurs moyennes des pouvoirs réflecteurs sur les chitinozoaires nous apparaissent comme les meilleurs indicateurs de maturation thermique. Bien que moins complet que celui des chitinozoaires, le profil des réflectances des scolécodontes croît aussi régulièrement que celui des chitinozoaires (Fig. 3.23) avec l'enfouissement de la série. Pas assez nombreuses pour former un véritable profil, les quatre valeurs de réflectance moyenne des graptolites confirment néanmoins les résultats obtenus dans le puits LGPL. Certains des échantillons de déblais de forage suggèrent une contamination par les niveaux supérieurs. Cette contamination est diagnostiquée essentiellement avec les chitinozoaires (Fig. 3.23). La figure 3.23 suggère que le profil de la réflectance des zooclastes n'est pas rectiligne en fonction de la profondeur. Toutefois, Bertrand et Héroux (1987) ont montré que les profils sont redressés lorsque les moyennes de pouvoir réflecteur sont transformées en valeurs logarithmiques. Comme dans les deux puits précédents (LGPL et NACP), le profil du bitume solide se subdivise en trois sous-profils. Les relations géométriques de ces sous-profils, entre eux et par rapport aux profils des zooclastes, restent à peu près les mêmes que dans les autres puits. Dans le kilomètre supérieur du sondage, les sous-profils du protobitume et du bitume indéterminé (Fig. 3.23) ont la même position relative sur l'échelle des pouvoirs réflecteurs que dans les puits LGPL et NACP (Figs 3.21 et 3.22). Bien que la corrélation ne soit pas très forte, c'est le bitume indéterminé qui montre la meilleure progression du pouvoir réflecteur avec la profondeur. D'autre part, après une baisse du pouvoir réflecteur par rapport au point inférieur du sous-profil du bitume indéterminé, Ie sous-profil du pyrobitume montre une progression des valeurs de réflectance aussi franche que celle des chitinozoaires en fonction de la profondeur. Le profil des scolécodontes intersecte le sous-profil du pyrobitume dans le puits ARCO (Fig. 3.23) de façon beaucoup plus évidente que dans le puits LGPL. Cette dernière observation suggère, qu'en fonction de l'enfouissement des séries, le taux de progression du pouvoir réflecteur du pyrobitume est plus élevé que celui des scolécodontes. Les trois échantillons de la base des Formations de Mingan et de Romaine (Appendice 6B: #15375, 15378 et 15379) contiennent assez de matière organique pour permettre de prendre des mesures de réflectance (6 à 21 mesures). Les valeurs de pouvoir réflecteur, obtenues sur le pyrobitume ou sur le bitume de réservoir, sont anormalement basses par rapport aux valeurs hypothétiques prévues avec le profil du pyrobitume lorsque ce dernier est prolongé vers le bas. 265 Ces anomalies suggèrent des migrations tardives ou des problèmes de contamination dans les Formations de Mingan ou de Romaine par les unités strati graphiques sus-jacentes. Les acritarches et des gouttelettes de bitumes ne sont pas observés de façon assez continue dans le sondage pour permettre de suggérer des hypothèses sur le comportement des pouvoirs réflecteurs de ces organoclastes, en fonction de l'enfouissement des séries. Les résultats préliminaires sur les acritarches confirment toutefois les résultats de Goodarzi et al. (1985), qui concluent que ces kystes d'algues ont, pour un niveau de maturation thermique équivalent, un pouvoir réflecteur plus bas que les zooclastes et les bitumes solides. 3.3.1.1.2.4 Puits LGCP Très peu profond et probablement disséqué par une faille normale qui a fait disparaître les facies de la base de la Formation de Mingan et le sommet de la Formation de Romaine (Bertrand et al., 1975), le puits LGCL (Fig. 3.24) ne montre pas les belles progressions des pouvoirs réflecteurs observées dans les trois puits précédents (LGPL, NACP et ARCO). La position relative des profils des chitinozoaires, des graptolites et des scolécodontes, par rapport à l'axe des pouvoirs réflecteurs, reste toutefois la même que celle observée dans les autres puits. H en va de même pour les deux sous-profils de bitume solide présents: celui du protobitume et celui du bitume indéterminé (Fig. 3.24). En terme de pouvoirs réflecteurs, la gamme de valeurs des deux types de bitumes solides observés dans le puits LGPL est identique à celle observée dans les trois puits précédents. Même si toutes les unités stratigraphiques de l'Ordovicien de la série de l'île d'Anticosti sont traversées dans ce sondage LGCP, le niveau de maturation thermique atteint, à niveaux stratigraphiques équivalents, est toujours moins élevé que celui des autres puits. Par contre, près de la surface, le degré de maturation est à peu près le même que celui observé dans les puits NACP et ARCO (Figs 3.22 et 3.23). Seul le puits LGPL (Fig. 3.21) est un peu plus mature que les autres au niveau de l'affleurement. Ces observations sont confirmées par les cartes de la zonation des pouvoirs réflecteurs des chitinozoaires et des scolécodontes des échantillons de surface (Figs 3.17 et 3.18). 266 3.3.1.1.2.5 Puits Sandtop Un peu plus profond que le puits LGCP, Ie puits Sandtop (Fig. 3.25) ne montre pas la belle progression des valeurs de pouvoir réflecteur observée dans les puits LGPL, NACP et ARCO. La position relative des profils de valeurs de réflectance des divers organoclastes respecte quand même les règles observées dans les quatre puits précédents. Trois hypothèses permettent d'expliquer les différents aspects que montrent les profils de réflectance de la figure 3.25, par rapport à ceux des autres puits: a) la présence d'une anomalie thermique, b) la contamination des échantillons, c) la lithostratigraphie particulière de la série dans le contexte de celle de l'île d'Anticosti. Le milieu de la Formation de Gun River, un shale gris vert coincé entre deux épaisses unités de calcaire presque pur, est le lieu d'une anomalie "thermique" importante à l'échelle de cette région. En effet, dans l'échantillon correspondant à l'intervalle compris entre 79 et 107 mètres, des valeurs de pouvoir réflecteur anormalement élevées sont observées. Ces valeurs produisent les pics observés sur les profils des chitinozoaires, des scolécodontes et des acritarches dans la figure 3.25. Ces valeurs anormales sont associées à un début de cokéfaction des bitumes, diagnostiqué par l'abondance des gouttelettes de mésophase, qui sont anisotropes et qui possèdent une structure radiale. Toutefois, le pouvoir réflecteur relativement faible de ces gouttelettes de mésophase (Appendice 6B: R0 m0yen = 0,97%) suggère une surchauffe qui n'a pas été extrême. L'analyse pétrographique suggère une contamination presque généralisée des échantillons de déblais de la série. Les principaux contaminants sont des fragments de bois et de peinture. Ces contaminants ont probablement été ajoutés dans la boue de forage ou incorporés dans les déblais lors de l'usure des trépans. L'aspect des profils des pouvoirs réflecteurs suggère que les échantillons sont aussi contaminés par des retombées provenant de niveaux stratigraphiques plus friables. Le profil le plus continu de la figure 3.25, celui des chitinozoaires, permet de connaître l'origine de ces contaminations. 267 Dans le premier échantillon, le pouvoir réflecteur moyen des chitinozoaires est de 0,79%. Cette valeur est normale dans le contexte régional. A partir du troisième échantillon, celui qui suit l'échantillon anomalique, le pouvoir réflecteur des chitinozoaires diminue considérablement. Il reste toutefois très supérieur (R0 chUino. ~ 0,98%) au pouvoir réflecteur du premier échantillon. Dans les cinq échantillons sous-jacents de la Formation de Long Point, le pouvoir réflecteur des chitinozoaires décroît plutôt que d'augmenter en fonction de la profondeur. Ce phénomène suggère fortement que la matière organique des 30 mètres de strates argileuses aux pouvoirs réflecteurs élevés du sondage (le shale vert de la Formation de Gun River), contamine presque tous les échantillons de la Formation de Long Point. Peu carbonatée et boueuse, la lithologie de la Formation de Long Point est peut être aussi plus favorable aux retombées et aux éboulements des parois du puits que les autres formations traversées par le sondage. Cette contamination diminue progressivement avec l'éloignement du shale vert de la Formation de Gun River. Mais, la contamination reste perceptible jusqu'à près de 650 mètres, près de la base de la Formation de Long Point. A partir du sommet de la Formation de Macasty, jusqu'à la base de la Formation de Mingan, les pouvoirs réflecteurs des chitinozoaires progressent normalement en fonction de la profondeur. Les chutes des pouvoirs réflecteurs observées avec les chitinozoaires dans la Formation de Mingan (#15405) et dans la Formation de Romaine (#15407 et 15408) et la relation anormale entre le pouvoir réflecteur des graptolites et celui des chitinozoaires dans la Formation de Mingan (#15405) sont probablement reliées à des phénomènes de contamination. Vu la pauvreté des échantillons en carbone organique, les effets de la contamination sur les résultats d'analyses sont probablement amplifiés. 3.3.1.2 Dans le nord-est de la Gaspésie 268 3.3.1.2.1 En surface 3.3.1.2.1.1 Généralités A l'exclusion des six analyses de la coupe de la Rivière au Renard, le nord-est de la Gaspésie compte cent quinze analyses de réflectance (Appendice 7E à 71) réparties dans cent douze localités (2.1.3). Pour une région dont l'étendue est au moins deux fois plus petite, c'est deux fois plus d'analyses que dans l'île d'Anticosti. La géologie de Ia région, beaucoup plus complexe que celle de l'île d'Anticosti, exigeait cette densité des analyses. La zone taconique exclue, le nord-est de la Gaspésie est divisée en trois blocs tectoniques par des failles qui traversent toute la région (Fig. 1.9). Ces discontinuités tectoniques exigent que des zonations de pouvoirs réflecteurs soient établies de façon indépendante dans chacun des blocs. Ces discontinuités et l'occurrence d'au moins deux types de séries aux facies organiques très différents (3.2.3.2), ramènent à moins de 38 valeurs de réflectance moyenne, le nombre de points de contrôle par bloc tectonique. Pour arriver à faire une zonation qui soit fiable, le taux de réussite de l'échantillonnage du nord-est de la Gaspésie doit donc être au moins aussi bon que dans l'île d'Anticosti. Or, avec les organoclastes qui sont potentiellement valables comme indicateur de maturation: télinite (38%), télocollinite (43%), collorésinite (17%), chitinozoaires (30%), scolécodontes (18%) et pyrobitume (30%), le taux de réussite général du nord-est de la Gaspésie ne dépasse pas quarante-trois pour-cent. Avec un total de quarante-neuf valeurs de pouvoir réflecteur, la télocollinite permet d'obtenir une zonation des pouvoirs réflecteurs dans le Bloc centre seulement (vingt-cinq points). La semifusinite, indicateur plus médiocre, a un taux de réussite à peine plus élevé (47%). Avec le "pyrobitume", incluant bitume indéterminé et pyrobitume, le pourcentage de réussite grimpe à 70%. Cependant, les résultats de Bertrand et Héroux (1987) montrent que, dans les séries carbonatées, seul le pyrobitume doit être utilisé que comme indicateur de maturation. 269 Ce problème de nombre de valeurs de réflectance moyenne par bloc tectonique, a rendu irréaliste notre objectif visant à construire des cartes d'iso-valeurs de pouvoir réflecteur pour les zooclastes, le bitume solide, comme dans l'île d'Anticosti, et pour tous les types de vitrinite. Donc, dans une première étape de l'interprétation des données, les cartes de valeurs de pouvoirs réflecteurs moyens, sans interprétation de contours zonéographiques, sont utilisées. Des cartes de contours d'iso-réflectances ne pourront être construites qu'à une étape ultérieure de l'analyse des données de la surface du nord-est de Ia Gaspésie. 3.3.1.2.1.2 Les zooclastes (chitinozoaires-scolécodontes) Les chitinozoaires dans la Ceinture taconique montrent des pouvoirs réflecteurs nettement supérieurs à ceux de la série siluro-dévonienne (Appendice 7E). Dans cette dernière série, les valeurs les plus basses sont observées près de la péninsule de Forillon. Dans le Bloc nord, les pouvoirs réflecteurs augmentent en fonction de l'enfouissement des séries, des Grès de Gaspé vers le Groupe de Chaleurs, et à niveau stratigraphique équivalent, ils croissent d'est en ouest. Les données de coupe de la rivière Darmouth montrent par contre une relation inattendue; les pouvoirs réflecteurs des chitinozoaires augmentent du nord vers le sud, c'est-à-dire dans le sens contraire de l'enfouissement des séries. Dans le Bloc centre, les réflectances sont un peu plus basses dans l'anticlinal du Mont de la Télévision (voir Fig. 1.9) que dans les régions du mont Serpentine et du prolongement de l'anticlinal de la rivière Saint-Jean (Appendice 7E). Dans le Bloc sud, les chitinozoaires observés dans l'anticlinal de la rivière Saint-Jean, en bordure de la faille du Troisième Lac, sont nettement plus matures que ceux trouvés dans le coeur des anticlinaux du Mont Bald et de Mississipi (Appendice 7E). La distribution tectonique et lithostratigraphique des valeurs de pouvoir réflecteur des scolécodontes (Appendice 7F) suggère une zonation semblable à celle des chitinozoaires. Avec seulement vingt réflectances moyennes, le nombre de points de contrôle est toutefois trop petit pour préciser les observations faites avec les chitinozoaires. 270 3.3.1.2.1.3 Les phytoclastes (télinite-télocollinite-collorésinite) A) Latélinite Contrairement au chitinozoaires, les phytoclastes ne sont observés que dans la partie siluro- dévonienne de la série du noid-est de la Gaspésie. Dans le Bloc nord, la télinite montre des pouvoirs réflecteurs croissant d'est en ouest. Le même phénomène s'observait avec les chitinozoaires (Appendice 7E). Dans l'ensemble du Bloc nord, la télinite montre aussi une diminution des réflectances avec l'enfouissement des séries (Appendice 7G). La zonation des pouvoirs réflecteurs de la télinite dans le Bloc centre est plus complexe. La partie centrale est un peu moins mature que les frontières nord et sud du bloc (Appendice 7G). De plus, dans la coupe du ruisseau Gravelly, prolongeant le flanc nord de l'anticlinal de la rivière Saint-Jean, une inversion stratigraphique des pouvoirs réflecteurs, semblable à celle du Bloc nord, est observée. Ce phénomène montre qu'à partir de la faille du Troisième Lac, en montant dans la série des Calcaires Supérieurs de Gaspé, les pouvoirs réflecteurs de la télinite décroissent d'abord normalement. Dans la zone de passage avec les Grès de Gaspé, au lieu de continuer à diminuer, les pouvoirs réflecteurs se mettent à remonter. Enfin, toujours plus haut dans la stratigraphie, dans le prolongement est de la coupe du ruisseau Gravelly, situé dans la rivière de l'Anse-à-Brillant et dans le ruisseau de la Petite Fourche, les pouvoirs réflecteurs de la télinite dans les Formations de York River et de Battery Point diminuent à nouveau normalement (Appendice 7G). Dans le Bloc sud, le même genre d'inversion est observé sur le flanc sud de l'anticlinal de Mississippi. Toutefois, l'augmentation du pouvoir réflecteur de la télinite, en fonction de l'enfouissement des séries, reste Ie phénomène dominant dans le Bloc sud. Les valeurs de réflectance observées: a) élevées à la base des Calcaires Supérieurs de Gaspé (R0 =1,43% dans l'anticlinal de la rivière Saint-Jean), 271 b) qui diminuent au sommet des Calcaires Supérieurs de Gaspé (R0 = 0,91 à 1,02% dans l'anticlinal de Mississippi), c) légèrement plus faibles à la base de la Formation de York River (R0 = 0,75 à 1,03%) d) et encore moins élevées près du sommet de la Formation de Battery Point (R0 = 0,71 à 0,85%: coupe de la rivière Malbaie), appuient cette hypothèse d'inversion stratigraphique des pouvoirs réflecteurs. B) La télocollinite Avec seulement neuf points de contrôle, la télocollinite permet uniquement de suggérer une zonation des pouvoirs réflecteurs semblable à celle de la télinite dans le Bloc nord (Appendice 7H). Sauf dans la coupe du ruisseau Gravelly, la télocollinite met bien en évidence la faible maturité thermique de l'axe central du Bloc centre par rapport à ses frontières nord et sud. Dans le ruisseau Gravelly, les pouvoirs réflecteurs montrent une augmentation anormale en montant dans la stratigraphie (Appendice 7H). Malgré un nombre de points de contrôle plus réduit qu'avec la télinite, les valeurs moyennes de réflectance de la télocollinite suggèrent l'influence prépondérante de l'enfouissement comme facteur de maturation des séries dans le Bloc sud (Appendice 7H). Sur le flanc nord de l'anticlinal de la rivière Saint-Jean, Ia base des Calcaires Supérieurs de Gaspé affiche un pouvoir réflecteur élevé pour la télocollinite (R0 = 1,21%). Dans la série de grès de la Formation de York River, coincée entre l'anticlinal du Mont Bald et l'anticlinal de Mississippi, on observe des valeurs moyennes de réflectance de la télocollinite régionalement très basses (R0 = 0,50%: Appendice 7H). C) La collorésinite Avec seulement vingt valeurs sur l'ensemble du territoire, la collorésinite ne laisse apparaître que les grands traits zonéographiques des pouvoirs réflecteurs (Appendice 71) . Mais la progression inverse des valeurs moyennes de réflectance, observée avec les autres macéraux, reste discernable dans le Bloc nord. 272 Dans la coupe de la rivière de l'Anse-à-Brillant, entre la série du Bloc centre et celle du Bloc nord, un saut important du pouvoir réflecteur est observé dans les roches de Ia Formation de Battery Point. Affichant une valeur de 0,42 pour-cent dans le Bloc centre, le pouvoir réflecteur de la collorésinite dépasse 1,0 pour-cent deux kilomètres plus loin, dans le Bloc nord (Appendice 71). Dans le Bloc sud, la réflectance de la collorésinite est régionalement plus élevée dans l'est du bloc (coupe de la rivière Malbaie) que dans l'ouest. 273 R.RENARD-Rtel32 STRATlGRA COT. % TTTfI in i RÉFLECTANCE EN % OE TOUTES LES MOO i.o z.o JL TELINIU Rc ESTIMÉ i.o , 2.0 Mill -L... I , Im % I=X 1=3 SS I-' =3£ * û Bt + ÒOA«B 4 Ào oi» + û » • Kl B D COLLINITE B TÉLI NITE ¦ SEMI FUSINITE • • A AB ¦ O SCOLECODONTE I I vv.; • '.*¦' '•.-.»¦ < ; »' + SPORE ! x EXSUDAT I A BITUME INDÉTERMINÉ UJ O York River •"." ¦ ' 1-2- W O AB I \ \ I i B / V + _ A PYROBiTUME A PROTOBITUME V GOUTTELETTE OE BITUME » ¦ i A^^èafcv ( t ? VICIEN I O l £ 1T1 i ITT ì •A. „* i «j p 1 <~ I CAMBRO- e« 3; » Figure 3.27. Profils des pouvoirs réflecteurs aléatoires moyens des types d'organoclastes observés dans Ie puits Gaspé Nord (Appendice 6E). Les profils stratigraphiques sont modifiés de Amyot (1984). Le profil du carbone organique (C.O.T.) est tiré de l'appendice 4D. Les valeurs estimées de la télinite (TELLNTTE Ro ESTIME) sont calculées à partir de l'équation 3.19. DOUGLAS 275 STRATtGRA. PROFONDEUR C.O.T. % RÉFLECTANCE EN % M.O.D. DE TOUTES LES TELINITE Ro ESTIMÉ I PERIODE [FORNATION LITHOLOGIE ¦m« M H» 1.0 ™ . >,o IO , . ».0 ....I '-.• I U a Aiö^r^ f D C0LL0RESIKITE f - B TEL0C0LL1NITE- \T- > B TELINITE . B PSEUOOVITRINITE ¦ SEMI FUSINITE ? O SCOLECODONTE LU ¦t-t" • CHITINOZOAIRE im £ BEl 3 a h A PROTOBITUME <> UJ -.'J,' i- i » » A BITUME INDETERMINE ? PYROBITUME V COUTTELETTE DE BITUME SILURIEN * T-". a t ^ .*.. .* A BdABV \ O-' *. Ut j: _ rn M- M1 ? _J I Figure 3.28. Profils des pouvoirs réflecteurs aléatoires moyens de la majorité des types d'organoclastes observés dans le puits Douglas (Appendice 6E). Les profils stratigraphiques sont modifiés de Amyot (1984). Le profil du carbone organique (C.O.T.) est tiré de l'appendice 4D. Les valeurs estimées de la télinite (TELINITE Ro ESTIME) sont calculées à partir de l'équation 3.19. 276 3.3.1.2.2 En subsurface et coupes de terrains 3.3.1.2.2.1 Bloc nord A) Rivière-au-Renard et route 132, parc de Forillon Ces coupes (Appendice 6E), étudiées par les auteurs antérieurs (INRS-Géoressources, 1983) ont servi à illustrer les avantages de la préparation pétrographique utilisée (Bertrand et al., 1985; Bertrand, 1985) et ont conséquemment été décrites en détail dans ces travaux antérieurs. Sur une épaisseur stratigraphique d'un peu moins de un kilomètre, les pouvoirs réflecteurs des organoclastes montrent des évolutions irrégulières en fonction de l'enfouissement (Fig. 3.26). Le pouvoir réflecteur de la semifusinite est régulièrement décroissant en montant dans la stratigraphie. Au contraire, la télinite montre un pouvoir réflecteur légèrement croissant lorsqu'on monte dans Ia série. Ces valeurs sur la télinite sont indifféremment inférieures ou supérieures aux pouvoirs réflecteurs des chitinozoaires. Quant aux pouvoirs réflecteurs des scolécodontes, du protobitume et du bitume indéterminé, des relations semblables à celles trouvées avec les chitinozoaires dans l'île d'Anticosti sont observées. D'autre part, les spores ont des pouvoirs réflecteurs nettement inférieurs à ceux des autres organoclastes. L'échantillon unique de la coupe de la Rivière-au-Renard montre des pouvoirs réflecteurs nettement supérieurs à ceux de la coupe du parc de Forillon (Fig. 3.26: 1235 m). B) Puits Gaspé Nord Après un début hésitant, les profils des phytoclastes montrent des pouvoirs réflecteurs croisssant avec la profondeur (Fig. 3.27). La réflectance de la télinite croît même très rapidement dans la Formation d'Indian Point (#14355, .1800 m: Appendice 6E). Les chitinozoaires, le pyrobitume et les spores suivent l'augmentation du pouvoir réflecteur de la télinite. Ces résultats suggèrent un gradient thermique élevé ou une origine allochtone pour cette matière organique. En effet, dans deux échantillons, respectivement à quatre cents et à six 277 cents mètres plus bas, dans des roches métamorphiques attribuées au Super-groupe de Québec (Amyot, 1984), les auteurs antérieurs ont observé des bitumes solides aux pouvoirs réflecteurs extrêmement élevés dans le contexte régional (INRS-Géoresssources, 1983: R0 2200 m = 8 % et R-o 2400 m = 7,3%). La présence de chitinozoaires dans la Formation d'Indian Point (Pl. 8.2a et b: R0 = 1,84 à 2,11%), très bien conservés, dont l'aspect est similaire aux formes siluriennes des genres Ancyrochitina et Gotlandochitina, appuie plutôt l'hypothèse d'un gradient géothermique élevé plutôt que celle d'une origine allochtone des chitinozoaires. C) Puits Douglas La principale caractéristique des organoclastes observés dans le puits Douglas est la grande stabilité de leur pouvoir réflecteur (Fig. 3.28). A l'exception du premier échantillon, situé dans la Formation de Battery Point, et du dernier échantillon, trouvé dans la partie silurienne de la série (Formation de Griffon Cove River), les pouvoirs réflecteurs des phytoclastes ne varient presque pas. Les auteurs antérieurs avaient observé le même phénomène (INRS- Géoressources, 1983). Cette observation est basée sur les pouvoirs réflecteurs de la vitrinite (pseudovitrinite, télinite, télocollinite et collorésinite), des scolécodontes (Groupe de Chaleurs) et des chitinozoaires (Formation de Roncelles) (Fig. 3.28). Les pouvoirs réflecteurs des phytoclastes de l'échantillon supérieur du puits sont anormalement élevés par rapport à ceux des échantillons sous-jacents. Il faut toutefois tenir compte que cet échantillon est aussi le plus pauvre en matière organique (COT# 14202 = 0,11%, 55 m: Appendice 4D). Cette pauvreté relative peut expliquer cette anomalie. En effet, la matière organique d'un échantillon pauvre en matière organique a plus de chance d'être contaminée par de la matière organique allochtone que celle d'un échantillon riche comme celui qui suit (COT# ]4203 = 1,32%, 100 m: Appendice 4D). Le pouvoir réflecteur de cet échantillon pauvre en matière organique peut conséquemment être modifié de façon plus importante que ceux des échantillons sous-jacents. Le bitume solide observé dans l'échantillon du socle (Groupe de Québec) montre un pouvoir réflecteur plus bas que le pyrobitume de la Formation de Griffon Cove River sus- 278 jacente (Fig. 3.28). Les auteurs antérieurs ont identifié au groupe des exinites la matière organique de cet échantillon du socle. Son pouvoir réflecteur était dans le prolongement de la droite de régression des exinites, droite calculée à partir des données de la partie siluro- dévonienne de la série (INRS-Géoressources, 1983: Fig. 6c). Ce type de matière organique, essentiellement amorphe en lumière transmise, mais montrant des plages réfléchissantes en lumière réfléchie, est interprété dans nos travaux comme étant du bitume solide. 279 MALBAIE STf ATI CD«. 19 UJ CS U. O OC ft. COT. % RÉFLECTANCE EN % M.O.D. DE !DUTES LES TÉLINITE R0 ESTIMÉ UJ >UJ j is O _J O K •— •J î**^ 11111 t.O 2.0 ï.0_ ....'i° >t 2f> "¦ ; JL '.¦ (¦ • A A, A Jl p COLLtNlTE P B TELOCOLLtNlTE B TÉLINITE \ ¦ • ••• a PSEUDOVITRINITE J ^? B ¦ SEMI FUSlNtTE f UJ >¦'•-'' W \ A PROTOBITUME A PYROBITUME f *. '. • .'¦' ? ' D\ l\ ?„ BITUME OE RESERVOIR + SPORE ¦ l '. I ¦ I- a 9«pa f A COKE 3» ett, ¦ J \ h*J T- .' a It T \ .'~\ ¦ ab A i i \ 0 A idi^A I \ 2- • a déét* I 1 Figure 3.29. Profils des pouvoirs réflecteurs aléatoires moyens de la majorité des types d'organoclastes observés dans le puits Malbaie (Appendice 6E). Les profils stratigraphiques sont modifiés de Amyot (1984). Le profil du carbone organique (C.O.T.) est tiré de l'appendice 4D. Les valeurs estimées de la télinite (TELINITE Ro ESTIME) sont calculées à partir de l'équation 3.19. 280 GASPE SUD STRMI6R». COT. « 4 «*.• TTTTT ¦ ¦ ? ¦ " 1 A REFLECTANCE EN % DE TOUTES LES M.O.D. It 2.0 3.0 —i_ TELlNITE Ro ESTIMÉ ss !» % 2 m ? S ? S 3 S 2- I 3- S A A A B TELOCOLLINITE B TÉ UNITE ¦ SENI FUSIHlTE. A PROTOBITUNE li BITUME INDÉTERMINÉ A PYROBITUME A CORE 1 Figure 3.30 281 SUNNY BANK STRATICRA. ac C.O.T. % RÉFLECTANCE EN % DE TOUTES LES M. 0.0. TÉLINITE Ro ESTIMÉ PERIODE S I I** e £ MMin*s 1.0 2.0 3-0 ...':.8*1-,0 t !¦ B TÉL0C0LLINITE B TÉLINITE B PSEUDOVITRINITE 5 en y a ¦ O 3 ¦ SEHI FUSINITE O SC0LEC0D0NTE • CHITLN0Z0AIPE J-J-I A O no B ¦ A PROTOBITUME < ? TyT A PYROBITUME I ¥ I - - 1 il I 1 tij W A !• 1 _ H \ ^ X a- \ m */> \ -i-l o S n 2- \ tei * S \ ° == Cl Wb • ¦ \ r.-: - ^ MC \ "-1." 3- S J- _ Ì — J. J- — » ' Figure 3.31 282 Figure 3.30. Profils des pouvoirs réflecteurs aléatoires moyens de la majorité des types d'organoclastes observés dans le puits Gaspé Sud (Appendice 6E). Les profils stratigraphiques sont modifiés de Amyot (1984). Le profil du carbone organique (C.O.T.) est tiré de l'appendice 4D. Les valeurs estimées de la télinite (TEUNITE Ro ESTIME) sont calculées à partir de l'équation 3.19. Figure 3.31. Profils des pouvoirs réflecteurs aléatoires moyens de la majorité des types d'organoclastes observés dans le puits Sunny Bank (Appendice 6E). Les profils stratigraphiques sont modifiés de Amyot (1984). Le profil du carbone organique (C.O.T.) est tiré de l'appendice 4D. Les valeurs estimées de la télinite (TELINITE Ro ESTIME) sont calculées à partir de l'équation 3.19. 283 BLANCHET STRATIGRA. PROFONDEUR C.O.T. % RÉFLECTANCE EN % DE TOUTES LES M.O.D. TÉLINITE Ro ESTIMÉ PERIODE RIR NATION UJ i _j î4, .12345 ¦M-Î r..... V ¦ « 5i° ...V ...V I-1T Km 1- O Ao ¦ D COLLINlTE T UJ O UJ O <0 I -----T 4 £ ï «J «s I I T1T V V J--3 X-*. u* " ¦ B PSEUDOVITRINITE I ¦ SEMI FUSINITE i« o SCOLÉCODONTE 0 A^g - • CHITINOZOAtRE (X~\ \ A PrROBITUNE Figure 3.32. Profils des pouvoirs réflecteurs aléatoires moyens de la majorité des types d'organoclastes observés dans le puits Blanchet (Appendice 6E). Les profils stratigraphiques sont modifiés de Amyot (1984). Le profil du carbone organique (C.O.T.) est tiré de l'appendice 4D. Les valeurs estimées de la télinite (TELINITE Ro ESTIME) sont calculées à partir de l'équation 3.19. 3.3.1.2.2.2 Bloc centre 284 A) Puits Malbaie Ce puits, très pauvre en matière organique (COT > 0,03% de 0 à 600 m, COTmoyen = 0,07% de 705 à 2125 m), contient surtout des phytoclastes (Fig. 3.29). Dans les six cents premiers mètres du puits, les organoclastes identifiés sont rares et leurs pouvoirs réflecteurs sont élevés (Fig. 3.29) et apparemment décroissants en fonction de Ia profondeur. Le premier échantillon, situé entre 20 et 55 mètres de profondeur, est caractérisé par la présence de coke naturel (Pl. 11.12). A partir de 705 mètres de profondeur, on observe une augmentation assez régulière et continue du pouvoir réflecteur de tous les types de phytoclastes (collorésinite, télocollinite, télinite et semifusinite). Une baisse significative de la réflectance des phytoclastes n'est observée que dans le dernier échantillon (2075 à 2125 m). Toutefois, cette baisse n'est relative qu'à l'échantillon précédent (1905 à 1975 m). Celui-ci se démarquait des échantillons antérieurs par une hausse marquée des pouvoirs réflecteurs des phytoclastes (Fig. 3.29). Protobitume et pyrobitume sont sporadiquement observés dans le kilomètre inférieur du puits Malbaie. Le pouvoir réflecteur du protobitume n'évolue presque pas avec la profondeur. Le pyrobitume montre des pouvoirs réflecteurs relativement très élevés par rapport à ceux du protobitume (Fig. 3.29). Cette différence de pouvoir réflecteur entre pyrobitume et protobitume est beaucoup moins marquée dans les séries carbonatées de l'île d'Anticosti ou dans la coupe de Forillon (Fig. 3.29). B) Puits Gaspé Sud Etudié en détail par les auteurs antérieurs (INRS-Géoressources, 1983), les présents travaux n'ont repris que les échantillons caractéristiques des principaux types de facies lithologiques du puits Gaspé Sud. Les deux échantillons situés dans le Membre de l'Anse-à-Brillant contiennent surtout des phytoclastes (télocollinite, télinite et semifusinite) et des bitumes solides (Fig. 3.30). La télinite est retrouvée dans la Formation d'Indian Cove où elle est accompagnée de 285 chitinozoaires dont les réflectances sont semblables (Fig. 3.30). Si on tient compte que l'INRS-Géoressources (1983) regroupe dans un seul profil les valeurs de pouvoir réflecteur du pyrobitume, de la télinite et des chitinozoaires, les réflectances de la figure 3.30, dans la partie supérieure du sondage sont équivalentes à celles trouvées par ces auteurs. Ce que nous identifions comme du protobitume (Fig. 3.30) semble être attribué au groupe des exinites par ces derniers (INRS-Géoressources, 1983). Le profil de la semifusinite se poursuit jusque dans la Formation de Shiphead. Ce macérai accompagne des chitinozoaires et du pyrobitume aux pouvoirs réflecteurs considérablement accrus depuis le sommet de la Formation d'Indian Cove (Fig. 3.30). Si les pouvoirs réflecteurs de la télinite, du pyrobitume et des chitinozoaires sont regroupés, les résultats obtenus restent très semblables à ceux des auteurs antérieurs (INRS-Géoressources, 1983). Les pouvoirs réflecteurs observés dans la Formation de Cap-des-Rosiers (Fig. 3.30), Groupe de Québec, diffèrent peu de ceux obtenus par les travaux antérieurs (INRS- Géoressources, 1983). Les pouvoirs réflecteurs du pyrobitume des échantillons communs sont à peine un peu plus bas (R0 = 1,40 versus 1,52% et R0 = 1,38 versus 1,48%). Par contre, ces auteurs n'ont pas souligné l'abondance des cokes naturels (Fig. 3.30) aux valeurs moyennes de pouvoirs réflecteurs plus élevées que le pyrobitume (R0 = 1,67 et 1,84%). C) Puits Sunny Bank Comme le puits Gaspé Sud, Ia réflectance des matières organiques du puits Sunny Bank a été étudiée en détail par l'INRS-Géoressources (1983). Sur les treize échantillons analysés par cet auteur, sept sont revus dans la présente étude. Seuls les valeurs du pouvoir réflecteur mesurées sur le pyrobitume montrent un profil continu (Fig. 3.31). Les phytoclastes ne sont observés que dans les Formations de York River et d'Indian Point. Trois échantillons contiennent des zooclastes: des scolécodontes et des chitinozoaires dans la Formation d'Indian Cove et des chitinozoaires dans la Formation d'Indian Point. De plus, la valeur anormalement élevée du pouvoir réflecteur des 286 chitinozoaires trouvés dans la Formation d'Indian Point, par rapport au pouvoirs réflecteurs des autres organoclastes, suggère une origine allochtone pour ces chitinozoaires Les pouvoirs réflecteurs de la vitrinite, du pyrobitume et des zooclastes sont regroupés dans une seule valeur dans les travaux de l'INRS-Géoressources (1983). Dans les Formations de York River et d'Indian Cove, les résultats illustrés (Fig. 3.31) sont très semblables à ceux de cet auteur (INRS-Géoressources, 1983). Dans ce puits, les limites de pouvoir réflecteur entre macéraux commencent à différer, en fonction des auteurs, à partir de deux kilomètres de profondeur (Formation de Forillon). A 2500 mètres (Formation d'Indian Point), la télinite et le pyrobitume ont des pouvoirs réflecteurs intermédiaires (Appendice 6E: R0 ^]^^ = 1,64%, R0 pyrobitume = M6%) entre la vitrinite et la semifusinite des auteurs antérieurs (INRS-Géoressources, 1983, Fig. 6e: R0 vitrinite = 1.25%, R0 semifusinite = 1,85%). La semifusinite (R0 semifusinite = 2,35%) a un pouvoir réflecteur un peu plus élevé. Le pouvoir réflecteur du pyrobitume de l'échantillon le plus profond (Fig. 3.31: R0 pyrobitume = 2,15%) est de 0,4% plus élevé que celui mesuré par ces auteurs (INRS-Géoressources, 1983, Fig. 6e: R0 pyrobitume = 1/72%). Malgré un pouvoir réflecteur plus élevé, le pyrobitume de l'échantillon le plus profond du puits Sunny Bank (Fig. 3.31) n'est pas associé à du coke naturel comme dans le Groupe de Québec du puits Gaspé Sud (Fig. 3.30). D) Puits Blanchet Dans la région, le puits Blanchet est le seul puits disséqué par des failles majeures (Amyot, 1984). On compte trois failles dans le puits Blanchet. Le puits est donc divisé en quatre sections par ces failles: un bloc supérieur (0 à 275 m), un bloc intermédiaire (275 à 470 m), un bloc inférieur (470 à 950 m) et une série autochtone (950 à 1330 m). La faille la plus importante, qui serait de type inverse, est située à environ 470 mètres de profondeur. D'après les rejets stratigraphiques, les failles situées vers 275 et 950 mètres de profondeur semblent moins importantes (Amyot, 1984). Des phytoclastes, des zooclastes et des bitumes solides sont observés simultanément dans la grande majorité des échantillons de la partie siluro-dévonienne de la série. Dans le socle cambro-ordovicien, on n'observe que du pyrobitume (Fig. 3.32). La position de deux des trois failles est mise en évidence par les profils d'évolution des pouvoirs réflecteurs des organoclastes (Fig. 3.32). En effet, les profils observés dans les premiers 470 mètres du puits répètent ceux situés entre 470 et 1200 mètres (Fig. 3.32). Ces résultats suggèrent que la faille située à 470 mètres de profondeur est une faille de chevauchement et qu'elle est plus importante que celle trouvée à 275 mètres. La faille supérieure (275 m) est aussi le lieu d'un saut important des pouvoirs réflecteurs des pyrobitumes et des chitinozoaires (Fig. 3.32). Cette faille met en contact la Formation de Shiphead, du bloc supérieur, et les calcaires du bloc intermédiaire de la série du puits Blanchet. Les pouvoirs réflecteurs élevés du bloc intermédiaire suggèrent que ces calcaires appartiennent plutôt à la partie supérieure de la Formation de Forillon qu'à la Formation d'Indian Cove, comme le suggère Amyot (1984). Ces deux formations ont une lithologie très semblable (1.2.12 et 1.2.14). Le pouvoir réflecteur de l'échantillon inférieur du bloc calcaire (435 à 480 m) est plus faible que celui de l'échantillon supérieur du même bloc (305 à 350 m). Cette situation anormale est expliquée par le fait que l'intervalle de profondeur de l'échantillon inférieur est à cheval sur le toit et sur le mur de la faille (470 m) qui sépare le bloc intermédiaire (275 à 470 m) du bloc inférieur (470 à 950 m). L'interprétation actuelle de la stratigraphie du puits Blanchet (Amyot, 1984) n'était pas publiée au moment de l'échantillonnage. On observe aussi un léger bris du profil de la télinite entre le toit et le mur de la faille inférieure (Fig. 3.32). La faible épaisseur de la Formation de Forillon dans la partie autochtone et inférieure du puits et la faible épaisseur de la Formation de Shiphead dans le bloc supérieur suggèrent que la faille la moins profonde (275 m) et la plus profonde (950 m) sont des failles normales. 288 Corame dans les puits Douglas, et Gaspé Sud, le pouvoir réflecteur du pyrobitume dans le Groupe de Québec semble toujours un peu plus bas que celui de la série siluro-dévonienne sus-jacente (Fig. 3.32). YORK STRATICRA O O* ^ COI % lin IHII REFLECTANCE EN % DE TOUTES LES M.O.D. 2.0 3.0 -J- TELINITE Ro ESTIMÉ i.O . . *.0 U 200- WO-- (00 RB B TELOCOLLINITE B PSEUOOVITRINITE • CHlTI NOZOAtRE ? PYROBITUME A E • A B Figure 3.33. Profils des pouvoirs réflecteurs aléatoires moyens de la majorité des types d'organoclastes observés dans le puits York (Appendice 6E). Les profils strati graphiques sont modifiés de Amyot (1984). Le profil du carbone organique (C.O.T.) est tiré de l'appendice 4D. Les valeurs estimées de la télinite (TELINITE Ro ESTIME) sont calculées à partir de l'équation 3.19. 289 3.3.1.2.2.3 Bloc sud A) Puits York Dans les plus récents travaux antérieurs (INRS-Géoressources, 1983), ce puits n'a pas été étudié de façon aussi détaillée que les puits Sunny Bank, Gaspé Sud, Gaspé Nord ou Douglas. Ces auteurs n'y ont reconnu que des pyrobitumes et des organoclastes indifférenciés. De plus, la variation des pouvoirs réflecteurs avec la profondeur y était aléatoire. Elle variait autour d'une valeur moyenne de 1,75% de réflectance. Dans les premiers travaux touchant ce puits (INRS-Pétrole, 1972; Sikander et Pittion, 1978), on avait observé un gradient de pouvoirs réflecteurs très élevé. Les réflectances étaient comprises entre 1,09 et 2,35% (Tab. 3A). Nos travaux révisent les quatre échantillons étudiés par INRS-Géoressources (1983). Ils montrent que le pyrobitume, les phytoclastes (télocollinite et pseudovitrinite) et les chitinozoaires constituent l'essentiel des organoclastes du puits York (Fig. 3.33). Le seul profil continu, celui du pyrobitume, montre un pouvoir réflecteur croissant, en fonction de la profondeur. Les pouvoirs réflecteurs sont compris entre 1,80 et 2,08%. Le pouvoir réflecteur des vitrinites et des chitinozoaires est compris entre 2,0 et 2,5%. 290 3.3.2 Comparaison du pouvoir réflecteur entre les matières organiques 3.3.2.1 Introduction La comparaison des valeurs de pouvoir réflecteur entre les organoclastes doit se faire en plusieurs étapes. En effet les séries étudiées les plus riches en phytoclastes sont observées dans le nord-est de la Gaspésie. Elles sont alors dévoniennes, gréseuses et formées dans des environnements de dépôts littoraux et continentaux (Figs 3.15 et 3.16 dans 3.2.3). D'autre part, les séries les plus riches en zooclastes sont observées dans les séries de l'île d'Anticosti. Ces séries sont généralement carbonatées, marines et leur âge est Ordovicien à Silurien. Heureusement, les séries marines du nord-est de la Gaspésie, ont subi une influence continentale et contiennnent un mélange de zooclastes et de phytoclastes. Toutefois, dans un échantillon, on ne retrouve pas toujours l'espèce de phytoclastes la plus pertinente pour évaluer la maturation thermique Qa télocollinite). La situation est la même dans les grès, comme dans les calcaires. Pour mener à bien la comparaison des réflectances entre tous les types d'organoclastes, il faut donc: a) faire un résumé des résultats et des conclusions de Bertrand et Héroux (1987) sur la comparaison des pouvoirs réflecteurs entre zooclastes dans l'île d'Anticosti (3.3.2.2A), b) établir les équations qui mettent en relation le pouvoir réflecteur des zooclastes avec celui de la vitrinite estimée à partir du bitume solide dans l'île d'Anticosti et en tirer des conclusions préliminaires (3.3.2.2B), c) expliquer le choix du macérai utilisé comme standard, la télinite (3.3.2.3A), et comparer entre eux les pouvoirs réflecteurs des phytoclastes du nord-est de la Gaspésie. Cette comparaison permettra d'établir les équations qui mettent en correspondance la réflectance de la télinite avec les autres macéraux du groupe de la vitrinite ou ceux du groupe de l'inertinite (3.3.2.3B). Si cette comparaison est 291 possible, tous les phytoclastes pourront indifféremment être utilisés comme indicateur de maturation thermique. d) Comparer les pouvoirs réflecteurs des zooclastes avec celui de la télinite dans les séries calcaires du nord-est de la Gaspésie et établir les équations qui mettent les réflectances en correspondances (3.3.2.3C). e) Souligner les différences de résultats obtenues entre l'île d'Anticosti et le nord-est de la Gaspésie (3.3.2.3C) et f) expliquer les différences observées entre les équations mettant en rapport la réflectance des zooclastes et de la vitrinite des deux régions, à partir de la nature des bitumes solides des deux parties du bassin (3.3.2.3D). g) Expliquer pourquoi le pouvoir réflecteur des chitinozoaires est retenu comme élément de calibration entre la réflectance des zooclastes avec celle de la vitrinite et h) établir les équations, communes aux deux régions, qui mettent en équivalence les pouvoirs réflecteurs des zooclastes, des pyrobitumes et de la télinite (3.3.2.4). i) Construire, à partir de ces équations, une table de correspondances entre les réflectances des phytoclastes, des bitumes solides et des zooclastes (3.3.2.4). 3.3.2.2 Dans l'île d'Anticosti A) Résultats et conclusions sur les travaux dans l'île d'Anticosti La comparaison entre les pouvoirs réflecteurs des types de matières organiques observés dans les séries de surface et de subsurface de l'île d'Anticosti est faite dans Bertrand et Héroux (1987) (Annexe 1). Ces auteurs démontrent que: a) les réflectances des zooclastes (chitinozoaires, graptolites et scolécodontes) diffèrent de celles des bitumes solides (Annexe 1 : Fig. 2), b) en fonction de l'augmentation de la profondeur, chaque organoclaste a son propre profil d'évolution de pouvoir réflecteur (Annexe 1 : Figs 3 et 4), 292 c) dans les deux puits étudiés (LGPL et ARCO), les pouvoirs réflecteurs des chitinozoaires, des graptolites et des scolécodontes augmentent de façon logarithmique avec la profondeur (Annexe 1: Tab. 1 et Figs 3 et 4), d) les droites de régression établies entre la profondeur des échantillons et le pouvoir réflecteur des zooclastes sont convergentes (Annexe 1: Fig. 5), e) les valeurs logarithmiques du pouvoir réflecteur des chitinozoaires, des graptolites et des scolécodontes sont fortement corrélées. Les relations linéaires, estimées entre zooclastes par la méthode des droites de régression ou des axes majeurs (Annexe 1 : Tab. 3), sont convergentes mais elles ne se croisent pas dans la gamme des pouvoirs réflecteurs compris entre 0,5 et 3,0% (Annexe 1: Figs 5 et 6). f) Lorsque ses valeurs sont plus grandes que 0,75 pour-cent, le pouvoir réflecteur du bitume solide est linéairement corrélé à l'enfouissement des séries et à celui des zooclastes. Ce bitume solide est appelé du pyrobitume (Annexe 1 : Fig. 5). B) Equations de correspondance entre la réflectance de la télinite et des zooclastes A partir de la droite de régression vitrinite-bitume solide suggérée par Jacob et al. (1985), Bertrand et Héroux (1987) ont aussi suggéré une relation hypothétique entre le pouvoir réflecteur des chitinozoaires, des graptolites et des scolécodontes avec la vitrinite (Annexe 1: Fig. 5 et Tab. 2). Les équations de ces relations seraient les suivantes: (éq. 3.1) Log R0 vilr. = 1,031 X Log R0 chitino. - 0,154 (éq. 3.2) Log R0 vitr> = 0,886 X Log R0 sco!éco. - 0,000 Dans les deux puits étudiés, le pouvoir réflecteur de la vitrinite et celui des chitinozoaires (éq. 3.1) évolue de façon sub-parallèle avec la profondeur des échantillons. Dans la gamme des pouvoirs réflecteurs compris entre un et deux pour-cent de pouvoir réflecteur, les chitinozoaires sont entre 0,3 et 0,8 pour-cent plus réfléchissants que la vitrinite. On doit en conclure que les chitinozoaires s'apparentent aux semifusinites. Par contre, autour de un pour- 293 cent de pouvoir réflecteur, la droite d'évolution du pouvoir réflecteur des scolécodontes (éq. 3.2) est presque confondue avec celle de la vitrinite (Annexe 1 : Fig. 5). 3.3.2.3 Dans le nord-est de Ia Gaspésie A) Choix du macérai standard parmi les phytoclastes Dans le nord-est de la Gaspésie, il est possible de comparer directement le pouvoir réflecteur de la vitrinite avec celui des chitinozoaires ou des scolécodontes sans passer par l'intermédiaire du bitume solide. Suffisamment d'échantillons contiennent simultanément un ou des macéraux du groupe de la vitrinite et des zooclastes (chitinozoaires, scolécodontes ou les deux à la fois). Avant de comparer le pouvoir réflecteur de la vitrinite avec ceux des zooclastes, une analyse s'impose entre pouvoirs réflecteurs des phytoclastes pour trois raisons principales: a) on observe plusieurs types de vitrinite dans nos séries (télinite, télocollinite et collorésinite), b) pour des raisons d'abondance et de facilité d'identification dans les facies à zooclastes, la télinite est l'espèce du groupe de la vitrinite utilisée pour faire les comparaisons, même si la télocollinite est le macérai généralement utilisé dans les études de maturation thermique, c) il faut couvrir la région avec des pouvoirs réflecteurs comparables à ceux de la vitrinite dans le maximum d'affleurements. Mais en surface, la télinite n'est présente que dans 46 pour-cent des échantillons. Les données de la semifusinite n'ajoutent que 19 pour-cent de points de contrôle de plus. La télocollinite en ajoute encore 8 pour-cent, mais les chitinozoaires et les scolécodontes réunis n'en donnent que 10 pour-cent de plus. Le problème à résoudre dans les puits (Figs 3.26 à 3.33) est encore plus aigu. Un profil continu, avec un type de phytoclaste ou de zooclaste, n'est observé que dans le puits Gaspé Nord. II faut donc avant tout construire une table de corrélation entre les pouvoirs réflecteurs des phytoclastes. 294 B) Comparaison entre les réflectances des phytoclastes H---------1---------h M 2.5Cr- S 2.00 £ 1.60 % M0 ,2 1.20 O 1.00 0.60 0.70 0.80 0.90 1.00 1.10 1.20 1.30 1.40 Log Ro de la Télinite en % 1.60 1.80 Figure 3.34. Diagramme de variations des réflectances moyennes aléatoires de la semifusinite, de la pseudovitrinite, de la télocollinite et de la collorésinite (variables dépendantes) en fonction de la réflectance moyenne de la télinite (variable indépendante). Les équations des axes majeurs apparaissent dans le tableau 3.5. Les résultats illustrés dans la figure 3.34 permettent de faire la comparaison entre les pouvoirs réflecteurs des phytoclastes. Cette figure montre que pour une réflectance donnée de la télinite, on observe les mêmes relations d'ordre de grandeur relatives des pouvoirs réflecteurs des macéraux des phytoclastes que celles rapportées dans la littérature: a) la semifusinite a les pouvoirs réflecteurs les plus élevés, b) la pseudovitrinite a un pouvoir réflecteur intermédiaire entre Ia télinite et la semifusinite, c) la collorésinite affiche des pouvoirs réflecteurs toujours inférieurs à ceux de la télinite et 295 d) la téloçollinite, macérai standard de la vitrinite, occupe une position intermédiaire entre la collorésinite et la télinite. VARIABLES MOYENNES COEF. AXES MAJEURS DEPENDANTES N DE CORR. PENTES INF. SUP. Y X Y R2 K Ki K2 Semifusinite 80 -0,0092 0,1804 0,55 0,599 0,495 0,714 Pseudovitrinite 42 -0,0139 0,0574 0,75 0,772 0,651 0,910 Téloçollinite 44 -0,0213 -0,0958 0,76 1,449 1,245 1,702 Collorésinite 23 -0,0211 -0,1361 0,66 1,145 0,854 1,554 Tableau 3.5. Paramètres des équations des axes majeurs entre le logarithme du pouvoir réflecteur moyen de la télinite (X) et le logarithme du pouvoir réflecteur moyen des autres phytoclastes (Y). Les équations ont la forme suivante: (Y - MOY. Y)/ (X - MOY. X) = K N = nombre de paires de valeurs (X, Y). MOYENNES DE X et Y = valeurs moyennes des logarithmes de pouvoir réflecteur des phytoclastes. R2 = carré du coefficient de corrélation entre les paires de variables. K = pente de l'axe majeur. Kl et K2 sont les intervalles de confiance de K pour un niveau de probabilité de 90% (Jolicoeur, 1973). Les équations montrées dans la tableau 3.5 sont les expressions algébriques des relations existantes entre les pouvoirs réflecteurs de ces macéraux et la télinite dans le nord-est de la Gaspésie. Les carrés des coefficients de corrélations montrent que les pouvoirs réflecteurs des vitrinites sont fortement corrélés. Les coefficients de corrélation (r) sont compris entre 0,81 et 0,87. La relation entre la semifusinite et la télinite est moins forte, mais elle reste très significative (r = 0,74). Tous ces macéraux peuvent donc être employés comme indicateurs de maturation thermique dans les séries du nord-est de la Gaspésie. 296 C) Comparaison entre la réflectance de la télinite et celles des zooclastes M 2.40 ¦¦ 0) 2.00 W 1.80 .60 1.40 - - .20-- 1.00 - - 0.90 ¦- O) 0.80 •; *" 0.70 ¦¦ PHYTOCLASTES Pseudovitrinite (5) Télinite (4) Collorésinite (3) LEGENDE O Scolécodonte (1) * Chitinozoaire (2) AXESMAJEURS — Phytoclastes — Zooclastes 0.60 0.70 0.80 0.90 1.00 1.20 1.40 1.60 1.80 2.00 Log Ro de la Télinite en % Figure 3.35. Diagramme de variations des valeurs logarithmiques des réflectances moyennes aléatoires des chitinozoaires et des scolécodomes (variables dépendantes) en fonction de la réflectance de la télinite (variable indépendante). Les équations des axes majeurs apparaissent dans le tableau 3.6. VARIABLES DEPENDANTES N Y MOYENNES COEF. AXES MAJEURS DE CORR. PENTES INF. SUP. X Y R2 K K1 K2 Chitinozoaires Scolécodontes 32 -0,0062 -0,0146 0,72 0,970 23 -0,0146 -0,2147 0,64 1,575 0,786 1,194 1,177 2,199 Tableau 3.6. Paramètres des équations des axes majeurs entre le logarithme du pouvoir réflecteur moyen de la télinite (X) et le logarithme du pouvoir réflecteur moyen des zooclastes (Y). Le sens des variables et des paramètres du tableau est expliqué dans le tableau 3.5. Les équations ont la forme suivante: (Y - MOY. Y)/ (X - MOY. X) = K 297 Parmi les échantillons contenant de la télinite, trente-deux (32) contiennent simultanément des chitinozoaires et vingt-quatre (24) contiennent des scolécodontes (Fig. 3.35). Les occurrences simultanées des zooclastes avec les autres macéraux du groupe de la yitrinite sont moins fréquentes. Les résultats de la comparaison du pouvoir réflecteur des zooclastes et de la télinite sont illustrés dans la figure 3.35. Exprimés sous forme d'équations dans le tableau 3.6, ces résultats montrent que: a) dans toute la gamme de variations étudiée, la télinite et les chitinozoaires ont des pouvoirs réflecteurs presques identiques (voir aussi éq. 3.3 et 3.4), b) bien qu'ayant une pente quasi identique, l'équation de Bertrand et Héroux (1987: éq. 3,1 ), entre le pouvoir réflecteur de la vitrinite et celui des chitinozoaires, montre une ordonnée à l'origine différente de celle obtenue en Gaspésie ( éq. 3.4). c) Les scolécodontes de Ia Gaspésie ont des pouvoirs réflecteurs qui convergent beaucoup plus vite avec ceux des chitinozoaires (Fig. 3.35) qu'ils ne le font dans l'île d'Anticosti (Annexe 1: Fig. 6). En Gaspésie, les droites s'intersectent à 2,6 pour- cent alors qu'elles ne l'ont pas encore fait à 3,0 pour-cent de réflectance dans l'île d'Anticosti (Annexe 1: Fig. 6). d) Les scolécodontes ont aussi des pouvoirs réflecteurs beaucoup plus bas que ceux de la vitrinite. En effet, les droites de régression des chitinozoaires et de la télinite sont presque confondues sur la figure 3.35. Exprimée sous une autre forme, l'équation du tableau 3.6 s'écrit des deux façons symétriques suivantes: (éq. 3.3) Log R0 chitina = 0,970 X Log R0 téUnile. - 0,009 (éq. 3.4) Log R0 tólinite = 1,031 X Log R0 chitino. + 0,009 Ces équations montrent que dans la gamme des réflectances comprises entre 0,6 et 2,0 pour- cent, les chitinozoaires ont respectivement un pouvoir réflecteur compris entre 0,6 et 1,92 pour-cent. 298 Les ordonnées à l'origine différentes des équations 3.1 et 3.4 ont un impact important sur le type de macérai avec lequel les chitinozoaires peuvent se comparer. En effet, le pouvoir réflecteur des chitinozoaires est égal à 1,41 pour-cent lorsqu'une vitrinite a un pouvoir réflecteur de 1,0 pour-cent dans l'équation 3.1. Ce résultat de la réflectance prévue des chitinozoaires (Annexe 1 : Fig. 5) est légèrement inférieur au pouvoir réflecteur d'une semifusinite de rang équivalent dans Ia nord-est de la Gaspésie (R0 semifusinite = 1*53, d'après l'équation du Tab. 3.5). Dans le nord-est de la Gaspésie les pouvoirs réflecteurs des scolécodontes convergent plus vite avec ceux des chitinozoaires que dans l'île d'Anticosti, Ce phénomène est mis en évidence en comparant les équations linéaires obtenues en fonction des régions. La relation observée entre les scolécodontes et les chitinozoaires dans le nord-est de la Gaspésie est: (éq.3.5) Log R0 SC01^0. = 1,433 X Log R0 chuino. -0,178 D'autre part, celle obtenue dans l'île d'Anticosti s'exprime ainsi: (éq. 3.6) Log R0 sbièco. = 1,165 X Log R0 chitina - 0,186 (Annexe 1: Tab. 3). La valeur de la pente de l'équation 3.6 est légèrement inférieure à la valeur minimum de l'intervalle de confiance de la pente de l'équation 3.5 (Tab. 3.6). Mais l'hypothèse d'égalité des pentes serait acceptée à un niveau de probabilité de 95 pour-cent. L'équation 3.2 suggère que Ia vitrinite et les scolécodontes ont des pouvoirs réflecteurs semblables dans l'île d'Anticosti. Dans le nord-est de la Gaspésie, où l'équation trouvée s'exprime des deux façons symétriques suivantes: (éq. 3.7) Log R0 ^léco. = 1.582 X Log R0 tólinite - 0,196 (éq. 3.8) Log R0 ^^ = 0,632 X Log R0 scoìéco. + 0,124 un pouvoir réflecteur de la télinite de un pour-cent prévoit un pouvoir réflecteur de 0,64 pour- cent avec des scolécodontes. Ce pouvoir réflecteur est comparable à celui d'une liptinite de rang équivalent (voir Alpern et Lemos de Sousa, 1970). Avant de faire une équivalence entre les pouvoirs réflecteurs des zooclastes de l'île d'Anticosti et de la vitrinite et des zooclastes de la Gaspésie il faut expliquer pourquoi les chitinozoaires ont apparemment un pouvoir réflecteur équivalent à celui de la semifusinite dans 299 l'île d'Anticosti (Bertrand et Héroux, 1987) mais identique à celui de la télinite dans Ie nord-est de la Gaspésie (Fig. 3.35 et éq. 3.4), et subsidiairement pourquoi les scolécodontes ont un pouvoir réflecteur très semblable à celui de la vitrinite dans l'île d'Anticosti, mais plus comparable à celui de la liptinite en Gaspésie. D) Comparaison entre les réflectances de la télinite et celles des bitumes solides Dans l'île d'Anticosti, Ie protobitume et le bitume indéterminé: a) montrent des pouvoirs réflecteurs qui évoluent peu avec la maturation thermique (Bertrand et Héroux, 1987), et b) se confondent rapidement pour donner un bitume solide dont le pouvoir réflecteur augmente avec l'enfouissement des séries, qui est appelé le pyrobitume (Bertrand et Héroux, 1987). VARIABLES MOYENNES COEF. AXES MAJEURS DEPENDANTES N DE CORR. PENTES INF. SUP. Y X Y R2 K K1 K2 Protobitume (CSG) 28 -0,0154 -0,3802 0,16 0,993 0,319 3,058 Protobitume (GG) 23 -0,0329 -0,4325 0,47 2,323 1,578 3,950 Pyrobitume (CSG) 35 0,0137 -0,0453 0,57 1,039 0,786 1,379 Pyrobitume (GG) 32 -0,0166 -0,0572 0,74 1,499 1,234 1,849 Tableau 3.7. Paramètres des équations des axes majeurs entre le logarithme du pouvoir réflecteur moyen de la télinite (X) et Ie logarithme du pouvoir réflecteur moyen des bitumes solides (Y). Les équations ont la forme suivante: (Y - MOY. Y)/ (X - MOY. X) = K (CSG) = Groupe des Calcaires Supérieurs de Gaspé. (GG) = Groupe des Grès de Gaspé. Le sens des autres variables et des paramètres du tableau est expliqué dans le tableau 3.5. 300 : 1.50- y i • ¦ m r ìj (U E 1.25- .*- n 4-J [5 ^c 1.00 ¦ • • *>^^ 2 e • S^* • -• >. 0 0.80-CL • • • ^• • ¦D 0.60- *• • • • • A O Logy = = 1.175 * Log x-0.393 CC • 2 R =0.71 X O 40 1.50- y m. (U • . E 125" • ^^ 3 4-> 5 K100' • • ^^ 2 c J^ O 0.80- • ^^ • » • Q. • -^ 0.60-O CC fldtl. • Logy = 1.190 »Log x-0.424 B • i 2 R =0.72 _____I_______I______I_____i_____ i i X 0.80 1.00 1.20 1.40 Ro de la télinite en % 1.60 1.80 Figure 3.36. Diagramme de variations et équations des droites de régression entre le pouvoir réflecteur moyen aléatoire du "pyrobitume" (regroupement du bitume indéterminé et du pyrobitume) (A) et du pyrobitume (B) en fonction du pouvoir réflecteur moyen aléatoire de la télinite dans les Grès de Gaspé. Dans les séries gréseuses du nord-est de Ia Gaspésie, le protobitume et le bitume indéterminé montrent des distributions de fréquences de pouvoirs réflecteurs bien distinctes dans une gamme de valeurs de réflectance plus large que dans l'île d'Anticosti (Appendice 6D). De plus, les pouvoirs réflecteurs du bitume indéterminé et du pyrobitume augmentent de 301 façon identique en fonction de la maturation thermique, comme le suggère leur relation linéaire avec le pouvoir réflecteur de la télinite (Fig. 3.36). En effet, les paramètres (pente et ordonnée à l'origine) des deux droites de régression (Fig. 3.36) appartiennent à la même population statistique. Dans les Grès de Gaspé, qu'ils soient associés ou non à du protobitume, tous les bitumes solides à pouvoir réflecteur élevé et sans forme définie peuvent être classifies dans le groupe du pyrobitume. Dans l'île d'Anticosti, il faut faire une distinction entre le bitume qui accompagne le protobitume, le bitume indéterminé, et le pyrobitume. 3Q0 I I I I —I--------1-------1-------I--------1----------!----------h I AXES MAJEURS I c-----------1-----------1-----------1-----------)---------1-------1--------1--------1-----------1-----------|J 0.60 0.80 0.90 1.00 1.10 1.20 1.30 1.40 1.60 1.80 Log Ro de la Télinite en % Figure 3.37. Diagramme de variations des valeurs logarithmiques des réflectances moyennes aléatoires du protobitume et du pyrobitume (variables dépendantes) en fonction de Ia réflectance de Ia télinite (variable indépendante), et en fonction de leur présence dans le Groupe des Calcaires Supérieurs de Gaspé ou dans le Groupe des Grès de Gaspé. Les équations des axes majeurs apparaissent dans le tableau 3.7. La principale différence observée entre le pyrobitume d'une série calcaire, du type de celle de l'île d'Anticosti, et le pyrobitume d'une série gréseuse est montrée dans la figure 3.37. 302 Cette figure montre que le pyrobitume des Calcaires Supérieurs de Gaspé évolue suivant une ligne légèrement convergente avec les lignes confondues de la télinite et des chitinozoaires mais toujours sous-jacente à cette ligne droite unique sur la figure 3.37. Même s'il est plus petit, l'écart entre les droites obtenues en Gaspésie reste très similaire à celui observé entre les droites des chitinozoaires et du pyrobitume dans l'île d'Anticosti (Annexe 1: Fig. 5; Bertrand et Héroux, 1987). Dans les Grès de Gaspé, la ligne du pyrobitume est plus inclinée que celle de la télinite. Le pouvoir réflecteur du pyrobitume est d'abord plus bas que celui de la télinite. Puis, les deux droites s'intersectent et le pyrobitume devient plus réfléchissant que la télinite. Jacob (1985) et Jacob et al. (1985) rapportent un phénomène de nature presque identique entre l'évolution du bitume solide et celle de la vitrinite. Le point d'intersection des droites de la figure 3.37 est à peine un peu plus élevé (Ro = 1,16%, d'après l'équation du Tab. 3.7) que celui prévu par l'équation de Jacob et al. (1985): (éq. 3.9) R0 vitrinite = 0-618 X R0 bitume solide + 0'4^ qui est situé à 1,05 pour-cent. Par rapport à l'équation 3.4, obtenue en Gaspésie, la relation linéaire entre la vitrinite et les chitinozoaires dans Bertrand et Héroux (1987) (éq. 3.1) sous-estime le pouvoir réflecteur de la vitrinite parce que la réflectance du pyrobitume de l'île d'Anticosti est un peu plus basse que celle des bitumes solides que Jacob et al. (1985) compare à la réflectance de la vitrinite. Le bitume solide de Jacob et al. (1985) a une nature semblable à celui des Grès de Gaspé. Dans l'île d'Anticosti, la droite de la vitrinite est parallèle à celle des chitinozoaires parce que, fortuitement, la pente (0,707) de la droite du pyrobitume dans l'île d'Anticosti: (éq. 3.10) Log R0 télinite = 0,707 X Log R0 pyr0bUume Ant. + 0,170 ressemble plus à celle trouvée dans les Grès de Gaspé (0,667), dont l'équation est: (éq. 3.11) Log R0 télinite = 0,667 X Log R0 pyrobitume GG + °>021 qu'à celle des Calcaires Supérieurs de Gaspé (0,962), dont l'équation est: (éq. 3.12) Log R0 ^nJ10 = 0,962 X Log Rn pyrobjiumc CSG + 0»057 303 L'équation 3.10 est trouvée en insérant les paramètres statistiques touchant les chitinozoaires et le pyrobitume du tableau 2 de l'Annexe 1 à l'intérieur de l'équation 3.4. Les équations 3.11 et 3.12 expriment sous une autre forme les équations dont les paramètres apparaissent dans le tableau 3.7. 3.3.2.4 Dans tout Ie bassin (les deux régions réunies) Malgré leur abondance dans les deux régions, les bitumes solides ne sont pas utilisés comme outil de comparaison parce que, comme nous venons de le démontrer, ils sont trop variables d'une région à l'autre. La calibration des pouvoirs réflecteurs des organoclastes des régions de l'île d'Anticosti et du nord-est de la Gaspésie est faite à partir de la réflectance des chitinozoaires pour trois raisons principales: a) les échantillons riches en chitinozoaires sont plus abondants que ceux qui sont riches en scolécodontes, principal concurrent des chitinozoaires (voir Appendice 6), b) parmi les zooclastes communs aux deux régions, c'est-à-dire les chitinozoaires, les scolécodontes et les hydroïdes, l'abondance relative des chitinozoaires sur les préparations pétrographiques (Fig. 3.13B, 3.14B, 3.15B et 3.16B) permet généralement de prendre un plus grand nombre de mesures de réflectance sur les chitinozoaires que sur les autres zooclastes (voir Appendice 6), c) dans les puits bien échantillonnés, les valeurs moyennes individuelles des chitinozoaires sont moins dispersées que celles des scolécodontes autour des estimations linéaires calculées en fonction de la profondeur, donc de la maturation thermique, (Annexe 1: Tab. 2). VARIABLES MOYENNES COEF. AXES MAJEURS DEPENDANTES N DE CORR. PENTES INF. SUP. Y X Y R2 K K1 K2 Graptolites 38 -0,0270 -0,0600 0,96 1,015 0,959 1,075 Scolécodontes 94 -0,0610 -0,2586 0,92 1,197 1,135 1,263 Pyrobit. cale. 46 0,0950 -0,0168 0,85 1,134 1,015 1,269 Tableau 3.8. Paramètres des équations des axes majeurs entre le logarithme du pouvoir réflecteur moyen des chitinozoaires (X) et le logarithme du pouvoir réflecteur moyen des graptolites, des scolécodontes et du pyrobitume dans les séries calcaires (Pyrobit. cale.) (Y). Les équations ont Ia forme suivante: (Y - MOY. Y)/ (X - MOY. X) = K Le sens des variables et des paramètres du tableau est expliqué dans le tableau 3.5. Les résultats de la comparaison des pouvoirs réflecteurs des graptolites, des scolécodontes et des pyrobitumes des séries carbonatées sont résumés dans le tableau 3.8. Exprimées sous une forme visant à montrer l'ordonnée à l'origine: (éq. 3.13) Log R0 ^^ = 1,015 X Log R0 chitino. - 0,033 (éq. 3.14) Log R0 scoiécodonte = 1,197 X Log Rocmtino> - 0,186 (éq. 3.15) Log R0 pyrobil. caIc. = 1,134 X Log R0 chitina - 0,124 ces relations montrent peu de différences par rapport à celles observées par Bertrand et Héroux (1987: Tab. 3 et Fig. 6): (éq. 3.16) Log R0 ^^ = 1,004 X Log R0 chiüno. - 0,032 (éq. 3.17) LogRoscoiécodonte = 1,199 X Log Rochitino. * 0,152 (éq. 3.18) Log R0 pyrobiL cale. = UOO X 1^0S Ro chiüno. " °>126 305 Y\X Humiques Zooclastes pyrobit. asphalt. télinitc collorés. semifusin. chitino. (e) graptolite scoléco. cale. grès (t) 23 (t) 80 (t) 32 (l) 38 (e) 94 (e) 46 (e) 66 (t) Forme logarithmique: Logio Y = Aq + A^ * Logjo X A0 0,098 -0,310 0,009 0,042 0,169 0,122 0,020 A1 0,874 1,669 1,031 1,016 0,862 0,909 0,671 Forme exponentielle: V = Aq * Aj A X A0 1,253 0,490 1,021 1,101 1,475 1,324 1,047 A1 0,874 1,669 1,031 1,016 0,862 0,910 0,671 Forme exponentielle: Y' = Bq * B1 A X' B0 0,773 1,534 0,980 0,909 0,637 0,734 0,934 B1 1,145 0,599 0,970 0,984 1,161 1,100 1,490 Tableau 3.9. Paramètres des équations permettant de calculer le pouvoir réflecteur équivalent de la télinite à partir du pouvoir réflecteur d'un organoclaste autre que la télinite. X = pouvoir réflecteur aléatoire moyen d'un organoclaste, Y - pouvoir réflecteur moyen estimé de la télinite, X' = pouvoir réflecteur aléatoire moyen de la télinite, Y' = pouvoir réflecteur estimé d'un organoclaste. A0, A1, B0 et B1 = paramètres des équations. * = multiplié par. A = exposant. Les sous-écritures (t) ou (c), accompagnant les nombres des effectifs des échantillons statistiques servant à obtenir les équations de régressions, indiquent si les paramètres sont calculés directement à partir d'une droite de régression impliquant Ia télinite (t) ou à partir d'un organoclaste intermédiaire, les chitinozoaires (c). Par l'intermédiaire de l'équation 3.4, qui estime le pouvoir réflecteur d'une télinite pour un pouvoir réflecteur d'un chitinozoaire donné, et à partir des paramètres des tableaux 3.5 et 3.8, des équations sont établies pour mettre en relation le pouvoir réflecteur des organoclastes 306 fréquents dans l'une ou l'autre des deux régions étudiées. Ces équations sont exprimées sous une forme logarithmique et sous deux formes exponentielles symétriques (Tab. 3.9). Pour estimer le pouvoir réflecteur d'une téhnite à partir du pouvoir réflecteur d'un autre organoclaste, on applique la forme logarithmique ou la forme exponentielle où les variables sont Y ou X. La variable X est la valeur expérimentale de la réflectance d'un organoclaste. Pour faire l'inverse, on applique la forme exponentielle dans laquelle Y' et X1 sont les variables. La variable X* est la valeur expérimentale du pouvoir réflecteur de la télinite. Plus simplement on se sert de la table en Appendice 8 où toutes les valeurs de pouvoir réflecteur équivalentes de la télinite sont calculées entre 0,5 et 3,0 pour-cent à des intervalles de 0,05 pour-cent. Au-dessus de 2,0 pour-cent, les valeurs équivalentes ne sont toutefois vérifiées expérimentalement qu'avec les zooclastes et le pyrobitume des séries carbonatées. Figure 3.38 308 3.3.3 Zonation des pouvoirs réflecteurs de la matière organique en surface et en subsurface 3.3.3.1 Généralités Les valeurs estimées du pouvoir réflecteur de la télinite, en fonction des pouvoirs réflecteurs des organoclastes présents dans les échantillons, sont tabulées dans l'Appendice 9A et 9B. Une valeur de la télinite est estimée pour chaque type de matière organique dont l'équation de correspondance est connue (Tab. 3.9). Humiques Zooclastes pyrobit. asphalt. télocoll. collorés. semifusin. chitinozo. graptolite scoléco. cale; grès 0,76 0,66 0,55 0,72 0,69 0,66 0,61 0,74 Tableau 3.10. Valeurs des coefficients "R2" employées dans l'équation 3.19, pour le calcul du pouvoir réflecteur estimé moyen de la télinite (Appendice 9A et B). Dans un même échantillon, les valeurs estimées de la télinite sont légèrement différentes d'un organoclaste à l'autre. Pour n'avoir qu'un seul pouvoir réflecteur de la télinite, une valeur pondérée est calculée pour chacun des échantillons. Dans le but de tenir compte de la précision avec laquelle un organoclaste permet d'estimer le pouvoir réflecteur d'une télinite de même rang, des poids inégaux sont associés aux valeurs estimées individuelles dans le calcul de la valeur estimée moyenne de Ia télinite. La formule suivante est appliquée: (éq. 3.19) R0 tól> cst moy> = Z (R2 * R01 estimée(Ro * O)) / ^ (r2 Ro t. estimée * o) où "R2" est le carré du coefficient des tableaux 3.5, 3.6', 3.7 et 3.8, et R0 t estimée(Ro * 0) est la valeur du pouvoir réflecteur estimée de la télinite pour chaque organoclaste présent dans un échantillon. Lorsqu'il n'y a pas d'équation de correspondance directe entre le pouvoir réflecteur d'un organoclaste et la télinite, dans le cas des graptolites, par exemple, la droite de régression chitinozoaires-télinite sert d'intermédiaire. Cette droite de régression sen aussi 309 d'intermédiaire entre les pouvoirs réflecteurs des scolécodontes et de la télinite; la relation directe entre scolécodontes et télinite (Tab. 3.6) n'est pas connue avec assez de précision parce que l'effectif est petit (N = 23). Les coefficients "R2" (Tab. 3.10) de l'équation 3.19 sont alors égaux aux produits des coefficients "R2" des droites de régression impliquées (Tabs 3.5, 3.6, 3.7 et 3.8). 3.3.3.2 Dans l'île d*Anticosti La zonation des pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite pour les échantillons de surface de l'île d'Anticosti est illustrée dans la figure 3.38. Ces valeurs de pouvoir réflecteur sont mises en tableaux dans l'appendice 9A et montrées sur une carte géologique dans l'appendice 7J. Quatre observations sont faites à partir de cette zonation: 1) Ia gamme des pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite est comprise entre 0,64 et 1,04 pour-cent (Appendice 9A), 2) la partie est de l'île d'Anticosti montre des pouvoirs réflecteurs moins élevés que la partie ouest, 3) les valeurs de pouvoir réflecteur ne sont que vaguement reliées à la stratigraphie, 4) certaines zones à pouvoirs réflecteurs élevés sont associées à des événements tectoniques ou ignés. En effet, la partie nord de l'île, où affleure la Formation de Vauréal (base de la série de surface), montre des pouvoirs réflecteurs qui ne sont que faiblement plus élevés que ceux de la partie sud de l'île, où affleurent les formations les plus jeunes. D'autre part, deux points Figure 3.39. Zonation des pouvoirs réflecteurs estimés de Ia télinite sur deux coupes géologiques dans l'île d'Anlicosli. A) Coupe orientée perpendiculairement à la direction des strates et à l'axe du bassin, entre les puits LGCP et ARCO, en passant par le puits NACP. B) Coupe orientée parallèlement à l'axe du bassin ou des strates, entre les puits Sandiop et LGPL, en passant par le puits NACP. in ^r Ki cm — Q) C L. O H CL cn e O ZJ) a> =» i \0> « «D 5 — 3 o c E ^ eo «ï ••- o EEEEE DQIIiI °° CT* CT* C* CT» 2* a> O -^ —'^ °- 'O »«J '(O * 0 ¦£ O O O O **•*•**!• E -^ LO Figure 3.39 311 "chauds" sont observés, celui de la rivière aux Saumons (Fig. 3.38) est situé près d'une faille observée en surface (voir Figs 1.1 et 1.6), et celui situé entre les puits LGCP et NACP (Fig. 3.38) est observé dans le prolongement des dykes observés dans la falaise Puyjalon (Fig. 1.6). La zone à bas pouvoirs réflecteurs observée autour du puits LGCP (Fig. 3.38) est située dans le voisinage d'un horst (Fig. 1.6). Parce qu'ils sont plus complets, les profils des pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite dans les cinq puits étudiés de l'île d'Anticosti (Figs 3.21 à 3.25) permettent de mieux visualiser l'évolution de la maturation thermique en fonction de la profondeur que ne le permettent les profils des matières organiques individuelles. EFF. COEF. DROITES ECARTS TYPES (SD) PUITS C0RR.2 ORIGINE PENTE ORIGINE PENTE N R2 A0 A1 SDA0 SDA1 LGPL 15 0,91 -0,094 0,216 0,017 0,019 NACP 9 0,92 -0,149 0,206 0,022 0,023 ARCO 19 0,98 -0,196 0,224 0,013 0,007 LGCP 11 0,44 -0,140 0,185 0,035 0,070 SANDTOP 7 0,88 -0,129 0,129 0,018 0,021 Tableau 3.11. Paramètres des droites de régression entre Ie logarithme du pouvoir réflecteur eslimé de la télinite et la profondeur des échantillons dans les puits de l'île d'Anticosti. N = effectif des pouvoirs réflecteurs moyens (EFF.). Les paramètres des équations de régression qui mettent en relation les logarithmes des valeurs estimées de la télinite dans les puits de l'île d'Anticosti (Tab. 3.11) montrent que: a) si on tient compte de l'écart type de ces gradients (SD A1), les gradients des logarithmes de pouvoir réflecteur sont statistiquement identiques dans les puits LGPL, NACP, ARCO et apparemment LGCP, 312 b) si on exclut l'intervalle probablement contaminé (Formation de Long Point) dans le puits Sandtop, le gradient des pouvoirs réflecteurs dans ce puits est nettement plus faible que dans les autres sondages, c) si on tient compte des écarts types des ordonnées à l'origine, les pouvoirs réflecteurs au niveau de la surface des puits sont très semblables dans les puits NACP, LGPL et Sandtop (compris entre 0,70 et 0,75 pour-cent en valeurs naturelles), d) le pouvoir réflecteur estimé de la télinite au niveau de la surface du puits ARCO est nettement plus bas (R0 estimé télinite = 0.63% + - 0,01%) que celui du puits LGPL (^o estimé télinite = 0,81% + - 0,01%). Ces résultats coroborent ceux obtenus à partir des échantillons de surface (Fig. 3.38). Les données structurales de la figure 1.6, les données stratigraphiques des figures 3.21 à 3.25, la zonation de surface (Fig. 3.38) et les gradients des pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite en subsurface (Tab. 3.11) permettent de construire des coupes qui tiennent compte à la fois de la géologie et de la maturation thermique de l'île d'Anticosti (Fig. 3.39). Selon la transversale (Fig. 3.39A), cette figure permet d'observer les faits suivants: 1) les courbes d'iso-valeurs des pouvoirs réflecteurs sont sub-parallèles entre elles, essentiellement horizontales mais obliques aux contacts géologiques, 2) la limite de un pour-cent de pouvoir réflecteur (R0 = 1,0%) est partout située à un peu moins d'un kilomètre de profondeur, au sommet de la Formation de Vauréal dans le puits ARCO, mais dans la Formation de Mingan dans le puits LGCP, 3) la limite de deux pour-cent (R0 = 2,0%) n'est atteinte que dans la Formation de Romaine de la partie sud du bassin. Selon la coupe longitudinale, la figure. 3.39B permet d'observer que: 4) les courbes d'iso-valeurs des pouvoirs réflecteurs sont légèrement divergentes en direction du puits Sandtop, 5) les courbes d'iso-valeurs sont obliques par rapport aux contacts géologiques mais elles sont aussi obliques par rapport à la surface d'érosion actuelle de l'île d'Anticosti, 313 6) la limite de un pour-cent (R0 = 1,0%) de pouvoir réflecteur de la télinite est située à environ 750 mètres à l'ouest de l'île d'Anticosti (LGPL) mais à 1500 mètres à l'est (Sandtop); la limite de deux pour-cent (R0 = 2,0%) de pouvoir réflecteur n'est jamais atteinte sur ce profil gélogique, 7) les ondulations des courbes d'iso-valeurs (Fig. 3.39A et B), estimées à partir des variations.de réflectance observées en surface, sont vaguement associées à certaines failles de la subsurface et au prolongement hypothétique d'une zone de dykes observés en surface, située sur la rive nord de l'île d'Anticosti (Fig. 1.6). Les résultats obtenus à partir des données de surface (Fig. 3.38) et de subsurface (Fig. 3.39) permettent de suggérer les conclusions suivantes: 1) vu la gamme des pouvoirs réflecteurs de la surface (Appendices 6A et 7J: 0,64 à 1,04%), toutes les roches de l'île d'Anticosti appartiennent à la fenêtre à huile potentielle (voir Fig. 1.7) sauf peut-être une toute petite région à la pointe ouest de l'île. 2) En surface, la partie est de l'île d'Anticosti est moins mature que la partie ouest; la fenêtre à huile potentielle est aussi plus épaisse à l'est qu'à l'ouest de l'île. 3) Le volume formé par la fenêtre à huile potentielle montre un axe transversal (nord-est sud-ouest) subhorizontal, mais présente un léger basculement (pente maximum de 1/40) suivant un axe nord-est sud-ouest qui a permis l'érosion d'environ 500 mètres de plus de roche à l'ouest qu'à l'est ou qu'au centre de l'île. Ce basculement de toute la série est post-maturation thermique (post Silurien inférieur). 4) La maturation thermique de l'ensemble du bassin est surtout contrôlée par l'enfouissement des séries et, à part le dernier basculement de 500 mètres, les profondeurs relatives actuelles des unités stratigraphiques sont essentiellement les mêmes que lors de l'enfouissement maximum. 5) La maturation thermique a eu lieu après les mouvements tectoniques en horsts et grabens qui ont disséqué les séries déposées par les deux premiers mégacycles sédimentaires de l'Ordovicien inférieur et moyen (Formations de Romaine et de 314 Mingan). La maturation thermique a eu lieu aussi après l'enfoncement général de la plate-forme vers le centre du bassin, centre situé au sud-ouest. L'enfoncement s'est poursuivi jusqu'à la fin de la sédimentation, mais le paroxisme date de la fin du Caradocien ou du début de l'Ashgillien, c'est-à-dire au moment de l'Orogénie taconique dans le nord-est de la Gaspésie. 6) La présence des reliefs du socle précambrien, avant le moment de l'enfouissement maximum, est confirmée par la présence d'une auréole peu mature autour du puits LGCP, située juste au sud d'un hörst (Fig. 1.6), et par le faible gradient des pouvoirs réflecteurs observé dans le puits Sandtop. En effet ce puits est situé sur le toit d'une faille normale au rejet d'environ 600 mètres (Fig. 3.39). Un effet de socle (Gretener, 1981, pp. 96-97) est probablement responsable de ce gradient anormalement bas par rapport à ceux des autres puits de la région. 7) Lors de l'enfouissement maximum, les épaisseurs des séries siluriennes étaient similaires dans le voisinage des puits ARCO et LGPL mais plus minces au niveau du puits LGCP et Sandtop. 8) La maturation thermique a eu lieu après la sédimentation de la série la plus jeune actuellement connue (Silurien inférieur). Ces séries siluriennes étaient d'épaisseurs similaires dans le voisinage des puits ARCO et LGPL mais plus minces au niveau du puits LGCP et Sandtop. 9) Des activités hydrothermales, dans le prolongement vertical des failles du socle, et ignées, plus tardives, ont créé des zones localisées dont la maturation thermique est plus élevée que l'ensemble de la région (Fig. 3.38) 10) Si on considère que le pouvoir réflecteur initial de la télinite est d'environ 0.3 pour- cent, et si on tient compte des droites de régression logarithmiques du tableau 3.11, entre 1.5 et 3 kilomètres de séries post-silurienne inférieur ont été érodées. Cette façon d'estimer l'épaisseur des séries manquantes sous-entend l'hypothèse que la conduction thermique des roches érodées est identique à celle des séries actuelles du puits. < -J antiìlor surface LU UJ 3 O « Figure 3.40 316 3.3.3.3 Dans le nord-est de la Gaspésie La zonation des pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite pour les échantillons de surface du nord-est de la Gaspésie est illustrée dans la figure 3.40. Ces valeurs de pouvoir réflecteur sont trouvées dans l'appendice 9B et montrées sur une carte géologique dans l'appendice 7K (voir Ia Fig. 1.9 pour mieux comprendre la géologie). Douze observations sont faites à partir de cette zonation: Ceinture taconique 1) la Ceinture taconique montre des pouvoirs réflecteurs nettement supérieurs à ceux de Ia série siluro-dévonienne (Appendice 7K). Bloc nord 2) les pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite augmentent en fonction de l'enfouissement des séries, des Calcaires Supérieurs de Gaspé vers le Groupe de Chaleurs. Au-dessus de ce niveau stratigraphique, les pouvoirs réflecteurs augmentent du nord vers le sud et de l'ouest vers l'est (Formation de York River vers la formation de Malbaie), c'est-à-dire dans le sens contraire de l'enfouissement des séries. Il faut toutefois remarquer que le pouvoir réflecteur de la télinite (Appendice 7 J: R0 = 0.84) dans Ie Membre de l'Anse-à-Brillant, à l'embouchure du ruisseau du même nom, fait exception. 3) Les valeurs les plus basses du pouvoir réflecteur estimé de la télinite dans toutes les unités stratigraphiques sont observées dans les environs de la péninsule de Forillon. 4) A niveaux stratigraphiques équivalents, les pouvoirs réflecteurs croissent d'abord d'est en ouest à partir de la péninsule de Forillon. Dans le Groupe de Chaleurs, les valeurs maximum sont atteintes au nord du puits Gaspé Nord, dans la coupe de Rivière au Renard (Appendice 7 K). Elle décroissent à nouveau en direction de la région du puits Blanchet vers l'ouest. 5) La zone aux pouvoirs réflecteurs maxima dans la série siluro-dévonienne correspond à la zone aux pouvoirs réflecteurs minima dans la série taconique 317 Bloc centre 6) La zonation des pouvoirs réflecteurs dans le Bloc centre suit relativement bien les contours structuraux des plissements. La partie centrale, occupée par le synclinal de la rivière York (Fig. 1,9), est moins mature que les zones frontières au nord et au sud du bloc, où affleurent les séries des Calcaires Supérieurs de Gaspé. L'anticlinal du Mont de la Télévision (Appendice 7 K) et son prolongement sous la forme de deux dômes failles, en direction de l'anticlinal de Mississipi (Appendice 7 K), est mis en évidence par les iso-contours des pouvoirs réflecteurs. 7) Il faut toutefois remarquer que la courbe d'iso-valeur de un pour-cent de pouvoir réflecteur coupe le contact Calcaires Supérieurs de Gaspé-Grès de Gaspé dans le prolongement de l'anticlinal de la rivière Saint-Jean. 8) La zonation des pouvoirs réflecteurs reproduit fidèlement la répétition des séries stratigraphiques causées par des failles de chevauchement dans la région du puits Blanchet (Fig. 3.40 et Appendice 7K). 9) Les Grès de Gaspé montrent des pouvoirs réflecteurs plus élevés sur une épaisseur stratigraphique apparemment plus importante dans la partie est que dans la partie ouest de la région. Bloc sud 10) La zonation des pouvoirs réflecteurs dans le Bloc sud suit les contours structuraux des plis aussi bien que le fait la zonation des réflectances dans le Bloc centre. 11) Les séries du Groupe de Chaleurs dans l'anticlinal de la rivière Saint-Jean montrent des pouvoirs réflecteurs plus élevés que ceux des séries du Groupe de Chaleurs dans le Bloc nord. 12) Les Calcaires Supérieurs de Gaspé sur le flanc nord de l'anticlinal de Ia rivière Saint-Jean, en bordure de la faille du Troisième Lac, montrent des pouvoirs réflecteurs plus élevés que les mêmes calcaires à l'ouest de la région, dans les anticlinaux de Mississippi ou du Mont Bald (Appendice 7K). 318 EFF. COEF. DROITES ECARTS TYPES (SD) PUITS CORR.2 ORIGINE PENTE ORIGINE PENTE N R2 A0 A1 SDA0 SDA1 GASPENORD(I) 6 0,63 -0,189 0,216 0,106 0,084 GASPE NORD (2) 5 0,84 -0,395 0,357 0,123 0,089 GASPE NORD (3) 4 0,91 -0,261 0,231 0,062 0,050 DOUGLAS 5 0,81 -0,108 0,098 0,036 0,027 MALBAIE 11 0,60 -0,060 0,091 0,036 0,025 BLANCHET (s) 4 0,98 0,008 0,337 0,010 0,035 BLANCHET (b) 6 0,94 -0,122 0,261 0,030 0,032 GASPE SUD 7 0,94 -0,051 0,093 0,020 0,010 SUNNY BANK 8 0,95 -0,112 0,165 0,039 0,018 YORK 4 0,84 0,211 0,307 0,045 0,094 Tableau 3.12. Paramètres des droites de régression entre le logarithme du pouvoir réflecteur estimé de la télinite et la profondeur des échantillons dans les puits du nord-est de la Gaspésie. N = effectif des pouvoirs réflecteurs moyens (EFF.). Puits Gaspé Nord: (1) = tous les échantillons du puits, (2) = échantillon supérieur anormal exclu, (3) = échantillons supérieur et inférieur exclus. Puits Blanchet: (s) = sommet, de 0 à 480 mètres de profondeur, (b) = base, 500 mètres et plus. Tous les coefficients de corrélation sont significatifs à un niveau de probabilité de 90%. Beaucoup plus complets que les profils des pouvoirs réflecteurs des organoclastes individuels, les profils des pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite dans les huit puits étudiés du nord-est de la Gaspésie (Figs 3.26 à 3.33) permettent de bien visualiser l'évolution de la maturation thermique en fonction de l'enfouissement des séries et de calculer les estimés des gradients de pouvoirs réflecteurs en fonction de la profondeur. 319 Les paramètres des équations de régression du tableau 3.12 sont les expressions de l'évolution des pouvoirs réflecteurs en fonction de l'enfouissement des séries. Ils montrent que: 1) contrairement à l'île d'Anticosti, les gradients des pouvoirs réflecteurs sont très variables dans le nord-est de la Gaspésie, 2) les puits peuvent être divisés en trois catégories en fonction des gradients de pouvoirs réflecteurs: a) faibles (puits Malbaie, Douglas et Gaspé Sud), b) moyens, c'est-à-dire comparables à ceux observés dans l'île d'Anticosti (puits Sunny Bank) et c) forts à très forts (puits Blanchet, York et puits Gaspé Nord dans son ensemble). Les fortes valeurs de gradients observées dans les deux parties du puits Blanchet ne peuvent s'expliquer que partiellement par soustraction tectonique d'une partie des séries par des failles normales. 3) Les gradients d'augmentation des pouvoirs réflecteurs en fonction de la profondeur sont généralement plus faibles dans les séries gréseuses (puits Douglas, Malbaie) que dans les calcaires (puits Blanchet et Sunny Bank). Les puits Gaspé Sud et Gaspé Nord montrent des relations inverses. 4) Le puits Gaspé Nord, surtout gréseux, montre un gradient croissant en fonction de la profondeur et en-dessous de 800 mètres, l'évolution du pouvoir réflecteur estimé de la télinite se prévoit mieux par une équation du second degré: Log R0 télinite est-= 0,56 Prof \m - 1,11 Prof+ ,49 que par l'équation linéaire du tableau 3.12. Mais en moyenne, le gradient de ce puits est le plus élevé de la région. 5) Les trois puits du Bloc nord montrent des gradients inverses de pouvoirs réflecteurs dans la partie supérieure de la série traversée. CLOû-OÛ. « O —l OÙ -C O coin— û:>t!>0Q;-300 — O v-* -—¦ >¦ v-*'~'Vjm —^ > O « O O I > 3 v_ C m O __l E O « i Û. i_ O C CD -*^ •** O L. O CD O _J ill U 03 O O u_ O O O « 'S *5^ a. O ON — M" O* ^" Z. -__:,-: <\i ^- 'CO *» 'CO "O fl> c O O O O O O 5 eo o (M in o m E o „J _',J c\j oj Figure 3.41 321 Cette partie anormale des puits augmente d'épaisseur de l'ouest vers l'est, du puits Gaspé Nord au puits Malbaie. Ces observations corroborent les données de surface (Fig. 3.40). Les pouvoirs réflecteurs projetés au niveau de Ia surface avec les équations linéaires du tableau 3,12, calculées en excluant ces échantillons anomaliques, prévoient des pouvoirs réflecteurs de la télinite plus bas (R0 Gaspé Nord = 0,6% R0 Dougias = 0,8%, R0 Malbaie = °>9%) Que ceux actuellement observés (Appendice 9B: R0 Gaspé Nord = 0,98% R0 Douglas = ! >05%> Ro Malbaie = 1,52%). Avant d'interpréter les résultats de la surface et de la subsurface, il faut d'abord intégrer ces informations sur des coupes géologiques et structurales construites d'après les données de la littérature. Les données structurales trouvées dans la littérature (McGerrigle, 1950; Roksandic et Granger, 1981) et illustrées par la figure 1.9, les données stratigraphiques des figures 3.26 à 3.33, la zonation de surface (Fig. 3.40) et les gradients des pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite en subsurface (Tab. 3.12) permettent de construire des coupes qui tiennent compte à la fois de la géologie et de la maturation thermique du nord-est de la Gaspésie (Fig. 3.41). Dans cette figure, on observe que: 1) en surface, les pouvoirs réflecteurs de la série taconique montrent définitivement un saut des valeurs par rapport aux réflectances de la série siluro-dévonienne au niveau de la discordance taconique (Fig. 3.41). Le saut est toutefois moins marqué dans Ia coupe de la Rivière au Renard (Appendice 7K). Il en va autrement en subsurface. En effet, les bitumes solides observés à la base des puits Blanchet, Gaspé Sud et Douglas Figure 3.41. Zonation des pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite sur deux coupes géologiques dans le nord- est de la Gaspésie. A) Coupe perpendiculaire au grain tectonique (nord-est sud-ouest), entre la Ceinture taconique et anticlinal de Mississippi en passant par le puits Blanchet, B) Coupe composite, perpendiculaire au grain tectonique (nord-est sud-ouest), entre la Ceinture taconique et l'anticlinal de Ia rivière Saint-Jean. 322 affichent des valeurs de pouvoirs réflecteurs qui sont dans la ligne d'évolution ou inférieures aux valeurs de réflectance de la série siluro-dévonienrie (Fig. 3.41B). 2) Bien qu'elles coupent souvent les contacts géologiques, les zones d'intervalles de valeurs de pouvoirs réflecteurs de la série siluro-dévonienne épousent grossièrement la forme des anticlinaux et des synclinaux qui la plissent. 3) La coupe au nord du synclinal de Champoux (Fig. 3.41A) montre, au niveau du puits Blanchet et en amont de ce puits, des répétitions évidentes des intervalles de pouvoirs réflecteurs en fonction de la profondeur, associées à des répétitions des séries stratigraphiques par des chevauchements. 4) Les Calcaires Supérieurs de Gaspé montrent des épaissisements considérables autour de la zone de failles du Bras Nord-Ouest (Fig. 3.41A et B). Paradoxalement, malgré ces changements d'épaisseur, les intervalles de pouvoirs réflecteurs associés à chaque unité stratigraphique restent semblables à cause des changements de gradient de réflectance en fonction de la profondeur (puits Sunny Bank versus puits Blanchet). 5) Malgré un plus fort gradient en fonction de la profondeur et des valeurs de pouvoir réflecteur plus élevées au niveau de la surface, l'équation de régression du puits York (Tab. 3.12) prévoit, à niveau stratigraphique équivalent, des valeurs de pouvoir réflecteur dans des séries dévoniennes qui seraient moins élevées sur l'anticlinal de la rivière Saint-Jean qu'elles ne le sont en subsurface dans le coeur du synclinal de la rivière York (Fig. 3.41B). Vu le nombre de points très réduit servant à estimer ce gradient, cette équation peut être mise en doute. Toutefois, les réflectances observées dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé qui affleurent au niveau de l'anticlinal de Mississippi, plis situés dans le même bloc tectonique mais plus à l'ouest (Fig. 3.41A), et dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé qui prolongent l'anticlinal de la rivière Saint-Jean dans le Bloc centre, confirment cette hypothèse. En effet, les pouvoirs réflecteurs observés dans ces calcaires sont plus bas que ceux observés au même niveau stratigraphique dans le synclinal de York (Fig. 3.41B). SUNNYBANK GASPESUD GASPE NORD RIV. RENARD 2.0 Indian Point ^ -(1P) 1 Roncelles (Ro) EXAGERATION VERTICALE ENVIRON 6 X Cambro-Ordovicien sedimentai re Cambro-Ordovicien sèdi me Mai re R Cambro-Ordovicien sedimentai re Cambro-Ordovicien sedimentai re 324 o -10 -20 -30 -40 0 x 10^ pieds 50 100 30 50 80 m»»»»»»mmm___ • i— * î x 10^ pieds SEDIMENTS + 300F--------^ SEDIMENTS socle |: I - 100F 300F wÉ%Mmm>, Xb = 8x ÎO~3ca1Vcmsec.cC Xs = 4x 10"3cal./cm3ec. 0C C Figure 3.42. Coupe structurale hypothétique, à travers la faille du Bras Nord-Ouest, dans le seuil de Douglas, lors de l'enfouissement maximum des séries. La position relative des séries de part et d'autre de la faille du Bras Nord-Ouest est estimée à partir des équations du tableau 3.12 des puits Sunny Bank et Gaspé Nord et de la zonation de Ia surface (Fig. 3.40), en considérant que la courbe d'iso- réflectance de 0,3 pour-cent est horizontale. A) Courbes d'isovaleurs du pouvoir réflecteur estimé de la télinite en pour-cent. B) A profondeurs égales, les différences en plus ou en moins du pouvoir réflecteur autour du seuil de Douglas, par rapport au pouvoir réflecteur estimé de la télinite dans le puits Sunny Bank. Q Modèle théorique montrant les anomalies de températures associées à un soulèvement de socle therm iquement plus conducteur que les séries sèdi men taires. X = coefficient de conductivité thermique. Modifié de Gretener (1981). 6) Malgré leur proximité relative et une lithostratigraphie très semblable, le puits Gaspé Sud et le puits Sunny Bank montrent des zones de pouvoirs réflecteurs d'épaisseurs très différentes. Les intervalles de réflectances du puits Gaspé Sud sont comme distendus de part et d'autre du contact de la Formation d'Indian Cove avec la Formation de Shiphead, par rapport aux zones de réflectances du puits Sunny Bank. Le pouvoir réflecteur de ce point invariant est d'environ 1,2 pour-cent (1,2%) (Fig. 3.41B). 325 7) Les pouvoirs réflecteurs des matières organiques dans les Calcaires Supérieurs et les Grès de Gaspé augmentent de façon significative au contact de Ia faille du Troisième Lac. Sur le flanc nord de l'anticlinal de la rivière Saint-Jean (Fig. 3.41B), des échantillons à valeurs de pouvoir réflecteur élevées sont associées à une minéralisation de sulfures. Les résultats obtenus à partir des données de surface (Fig. 3.40) et de subsurface (Fig. 3.41) du nord-est de la Gaspésie permettent d'avancer les conclusions suivantes: 1) la gamme des pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite des affleurements de surface (Appendices 7K et 9B: 0,54 à 3,21%) est si large que l'histoire de la maturation thermique du nord-est de la Gaspésie ne peut être que très complexe. 2) Les roches de la série cambro-ordovicienne dans la partie septentrionale du Bloc nord ont subi une "cuisson" plus élevée avant l'Orogénie taconique que lors de leur enfouissement sous les séries siluro-dévoniennes. 3) Dans la partie méridionale du Bloc nord (puits Douglas) et dans le Bloc centre (puits Blanchet et Gaspé Sud), la chose est moins évidente. Les bitumes solides (bitume de réservoir et pyrobitume: Appendice 6E) ne sont pas significativement plus matures dans la série cambro-ordovicienne que ceux des roches siluro-dévoniennes sus- jacentes. De plus, les cokes naturels qui accompagnent ces bitumes solides dans le puits Gaspé Sud n'affichent pas des pouvoirs réflecteurs très élevés. La maturation thermique de la série cambro-ordovicienne aurait été fonction de l'enfouissement sous les séries siluro-dévoniennes ou bien ces bitumes solides résultent de l'altération thermique d'hydrocarbures migres dans les roches du socle cambro-ordovicien à partir d'une roche mère originaire de la série siluro-dévonienne. 4) En effet, la région comprise entre les puits Gaspé Sud et Douglas aurait été un relief tectonique durant la sédimentation siluro-dévonienne (seuil de Douglas dans Roksandic et Granger, 1981). Les roches au-dessus de ce seuil auraient été moins enfouies que celles au nord et au sud du relief. La figure 3.42A est une reconstitution hypothétique, basée sur les enfouissements estimés à partir des gradients de pouvoirs 326 réflecteurs (Tab. 3.11), de la position relative des séries autour de ce seuil lors de l'enfouissement maximum. 5) L'inversion des pouvoirs réflecteurs dans les Grès de Gaspé du Bloc nord, observée tant en surface qu'en subsurface, l'augmentation des valeurs du pouvoir réflecteur en montant dans la stratigraphie (Fig. 3.40), l'épaississement de cette zone vers l'est (du puits Gaspé Nord vers le puits Malbaie), la présence de cokes naturels, que l'on ne retrouve plus que dans les roches de la série cambro-ordovicienne, suggèrent que la matière organique dans les Grès de Gaspé est en partie allochtone. Elle proviendrait d'une source cambro-ordovicienne située plus à l'est (1.3.2.18). Il s'agit donc d'un phénomène de resédimentation. Cette source serait érodée plus profondément au moment de la sédimentation du sommet de la formation de Battery Point qu'au moment du dépôt de la base de la Formation de York River. La faible valeur de pouvoir réflecteur observée dans l'anticlinal de Tar Point (Appendice 7K), dans le Membre de l'Anse-à-Brillant, confirme cette hypothèse et exclut une cause thermique pour expliquer les fortes valeurs de pouvoirs réflecteurs dans les Grès de Gaspé du Bloc nord. 6) Le volume occupé par la fenêtre à huile potentielle (R0 = 0,5 à 1,0%) est limité à la partie supérieure des Grès de Gaspé dans la partie est du Bloc nord (puits Malbaie), mais englobe une partie croissante des Calcaires Supérieurs de Gaspé vers la péninsule de Forillon et l'ouest de la région (anticlinal du Mont Bald). 7) Le chevauchement des séries dans la région du puits Blanchet a eu lieu après la période d'enfouissement maximum. 8) Les minces séries des puits Gaspé Nord et Blanchet, au niveau des Calcaires Supérieurs de Gaspé, reposaient sur des socles cristallins ou métamorphiques plus conducteurs de chaleur que les zones environnantes. 9) D'autre part, Ie socle cambro-ordovicien des puits Douglas et Gaspé Sud, de nature sédimentaire, n'était pas plus conducteur que la série siluro-dévonienne sus-jacente. 327 10) La proximité du puits Gaspé Sud avec la faille du Bras Nord-Ouest, explique le faible gradient des pouvoirs réflecteurs dans ce puits. Une reconstitution structurale hypothétique de cette portion du bassin lors de l'enfouissement maximum (Fig. 3.42) illustre bien les phénomènes thermiques qui se manifestent près d'une faille normale impliquant un socle plus conducteur que la série sédimentaire adjacente (Gretener, 1981, pp. 96-97). 11) Les grandes variations des gradients de pouvoirs réflecteurs en fonction de la profondeur dans les puits sont donc à mettre en rapport avec les reliefs du socle cambro-ordovicien et la nature des roches de ce socle: sédimentaires ou ignées et métamorphiques. 12) Les Calcaires Supérieurs de Gaspé dans le sommet des anticlinaux (Mont de la Télévision, Mont Bald, Mississippi et Ie prolongement de l'anticlinal de la rivière Saint-Jean dans le Bloc centre) montrent des maturations thermiques plus faibles que dans le fond des synclinaux (rivière York, Baie de Gaspé Nord). Ceci suggère que la série siluro-dévonienne a commencé à se plisser avant la période d'enfouissement maximum. 13) Par contre, le centre des anticlinaux est plus mature que l'intérieur des synclinaux. Ceci suggère que le plissement s'est poursuivi après la période de maturation thermique des séries. 14) Le mouvement de décrochement dextre qui s'est produit le long des grandes failles de la région est légèrement perceptible le long de la faille du Troisième Lac, au niveau de l'anticlinal de la rivière Saint-Jean. Mais au niveau des anticlinaux failles des ruisseaux Galt et d'Argent (Appendice 7K), le mouvement n'est plus perceptible car les anomalies thermiques sont situées vis-à-vis, et de part et d'autre de la faille (Fig. 3.40). 15) Le décrochement le long de la faille du Bras Nord-Ouest n'est déduit que par l'absorption du mouvement de translation du Bloc centre par les chevauchements observés au niveau du puits Blanchet. Les Grès de Gaspé du Bloc nord sont très 328 "contaminés" par des bitumes solides allochtones provenant probablement de séries cambro-ordoviciennes en voie d'érosion. Ces matières organiques à pouvoirs réflecteurs élevés masquent les courbes d'iso-valeurs que l'on pourrait hypothétiquement tracer dans le Bloc centre et que l'on pourrait comparer avec celles tracées dans le Bloc centre (Fig. 3.40). 16) Vu l'éventail très large des gradients de pouvoirs réflecteurs (Tab. 3.12), il est très difficile d'estimer l'épaisseur des strates érodées au-dessus des séries connues. Avec un pouvoir réflecteur minimum de la télinite égal à 0,3 pour-cent, si on se sert des valeurs extrêmes du tableau 3.12, il manquerait entre 0,3 et 5 kilomètres de strates (puits Gaspé Nord et Malbaie). Les valeurs de gradients qui sont connues plus précisément (puits Sunny Bank ou base du puits Blanchet) suggèrent plutôt une érosion de 1,5 à 2,7 kilomètres d'épaisseur. L'écart entre ces deux nombres se compare aux différences des puissances des séries entre puits. Les épaisseurs érodées dans le nord-est de la Gaspésie seraient similaires à celles estimées sur l'île d'Anticosti. 4> 3* OC <_> ~3 O OQ __^ LiJ >• 3êEEÉ2Eê •— Li_ U_ U- U_ Q U_ Li- CC \0 LO Tf W CS Figure 3.43 Figure 3.44 l/> \D li « O U in V^ *> 'CO O O nterva pports LOUJ 1 0.5 1.0 «9 HI L. Zf ¦*¦• ID Riv eie LU as CO 93 V^H O CJ ••— r> JZ zi —> Zf Cu UJ 03 >- _ u_ u_ u_ u_ a u_ u_ *•> CC Figure 3.45 Figure 3,46 333 3.4. PYROLYSE EN TEMPERATURE PROGAMMEE TROCK EVAU 3.4.1 Dans l'île d'Anticosti 3.4.1.1 En surface 3.4.1.1.1 Introduction Les données inscrites sur les cartes géologiques en Appendice 1OA à 1OD sont les variables: IH : l'indice d'hydrogène, IO : l'indice d'oxygène, RQ2 : le rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (voir Fig. 2.4) et Tmax : la température de craquage optimal du kérogène, les plus pertinentes de la pyrolyse en température programmée (Rock Eval) (Appendice 4A ) qui peuvent servir à quantifier le niveau de maturation thermique atteint dans les séries de IHe d'Anticosti. Afin de faciliter l'interprétation des résultats, des cartes d'iso-valeurs de ces variables sont dressées en fonction de la géologie (Figs 3.43 à 3.46). 3.4.1.1.2 Observations 1 - Les données du potentiel génétique (PG compris entre 0,04 et 0,74 mg HC/g de roche) de l'appendice 4A indiquent que les séries sont pauvres (PG plus petit que 2,0: Espitalié, 1984). Seulement quatre échantillons, sur un total de quatre-vingt-dix-sept (97), montrent un potentiel roche mère à huile supérieur à la moyenne. De ceux-ci,.les deux meilleurs échantillons (Formation de Vauréal: #15328 et 15329) ne sont toutefois que modérément favorables à une génération d'huile (PG compris entre 2 et 6 mg HC/g roche: Espitalié, 1984). 2 - Vu le pouvoir réflecteur des séries, les valeurs observées de l'indice d'hydrogène (IH compris entre 269 et 882: Appendice 10A et Fig. 3.43) indiquent que la matière organique des séries serait, dans plus de quatre-vingt-dix pour-cent (90%) des cas, un kérogène de Type II (IH compris entre 300 et 600: Espitalié, 1984). Par contre, neuf valeurs sont supérieures à 600. A notre avis, ces valeurs sont anormales. Elles indiquent un kérogène de Type I. Les principaux facteurs explicatifs de ces valeurs 334 anormales sont: que le carbone organique est le dénominateur dans le calcul de l'indice d'hydrogène (IH = Q2/COT: Fig. 2.4), que l'erreur sur le carbone organique est plus élevée lorsque les teneurs sont faibles, ce qui affecte le calcul de l'indice d'hydrogène, et qu'il y a une imprécision sur le facteur de correction de l'effet de matrice. Les valeurs de l'indice d'oxygène (IO compris entre 5 et 76 mg CCtyg roche: Appendice 1OA et Fig. 3.44) suggèrent sensiblement les même types de kérogène. On observe toutefois un enrichissement en oxygène de ces kérogènes. Cet enrichissement cause un décalage des valeurs vers la droite par rapport à la lignée principale d'évolution du kérogène de Type II. Les résultats d'analyses des échantillons de la Formation de Vauréal sur un diagramme d'Espitalié (1977) mettent en évidence ce phénomène et celui des valeurs anormales de l'indice d'hydrogène (Fig. 2.9). .4- .2- 1- .8 eu c 'O) D) O »» W "O «¦¦*» L. CM 3 O U k. o a a. co 10 20 30 40 50 60 70 Indice d'oxygène (10) (mgC02/gC0T) Figure 3.47. Variations des valeurs du rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) e" fonction de l'indice d'oxygòne (IO) dans les échantillons de surface de l'île d'Anticosti. 3 - La zonation des valeurs de l'indice d'hydrogène (Fig. 3.43) présente un aspect similaire à celui du pouvoir réflecteur estimé de la télinite (Fig. 3.38). Certaines zones de faibles valeurs de l'indice d'hydrogène (IH) correspondent aux zones des pouvoirs réflecteurs élevés. 335 Cette relation inverse entre l'indice d'hydrogène et Ia réflectance, donc de l'augmentation de la maturation thermique, est en accord avec les données de la littérature. 4 - La zonation de valeurs de l'indice d'oxygène (IO) (Fig. 3.44) semble intimement liée à la lithologie des séries. Les faibles valeurs de l'indice d'oxygène correspondent aux facies plus argileux de la Formation de Vauréal, de la base de la Formation d'Ellis Bay, de la zone de contact Formations de Becscie-Gun River et du membre 3 de la Formation de Jupiter (1.2.1). 5 - La zonation du rapport des surfaces S21 et S22 du pic P2 du kérogène (RQ2) (Fig. 3.45) montre une relation évidente avec la lithologie. De plus, si quatre valeurs anormalement . élevées du rapport (RQ2 > 1,14, Fig. 3,45) sont exclues, une corrélation positive très significative est observée entre l'indice d'oxygène (IO) et la variable RQ2 (Fig. 3.47: coefficient de corrélation R = 0,59n _ 9^: n = effectif des valeurs). Les échantillons plus riches en bitumes (RQ2 élevés) sont aussi les plus riches en oxygène. o Log RQ2 = 2.237 x IP -.845 r = 0.73 .05 —r-—i-------r .15 .2 —1--------r .25 —T- .3 .35 .4 —1 .45 Indice de production (IP) Figure 3.48. Variations des valeurs du rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) en fonction de l'indice de production (IP) dans les échantillons de surface de nie d'Anticosti. 6 - Etant donné qu'environ la moitié des échantillons montrent des valeurs de la variable RQ2 comprises entre 0,5 et 1 (Fig. 3.45), une part importante de la surface S2 du pic P2 des pyrogrammes résulte du craquage de matières organiques ayant des températures de 336 dissociation inférieures à 385°C (voir Fig. 2.4). D'après les conclusions de Clementz (1979) et vu les valeurs de RQ2, on en déduit que 35 à 50 pour-cent des surfaces totales (S 2) du pic P2 des pyrogrammes de nos échantillons sont faussement attribués au craquage d'un kérogène primaire. Les surfaces S2 résultent, dans une part importante, de la dissociation d'huile ou de bitumes, produits secondaires, c'est-à-dire dérivés d'un kérogène primaire. On qualifie ces produits de kérogène secondaire lorsqu'ils s'altèrent, en partie sur place avec le kérogène primaire, en bitumes solides. 7 - Le rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) est aussi relié à l'indice de production (IP) (Fig. 3.48), lequel, d'après les auteurs antérieurs (Espitalié et al, 1977), est un autre indicateur de maturation. Cette relation de la figure 3.48 indique qu'il y a un lien entre l'abondance des hydrocarbures lourds: décrits par RQ2 = rapport hydrocarbures lourds S2i/hydrocarbures de craquage du kérogène S22 et des hydrocarbures légers: décrits par IP = hydrocarbures légers Sj/hydrocarbures potentiels totaux, S^ + S2- La variable RQ2 est donc aussi due partiellement à la maturation thermique ou, vu l'observation précédente, l'indice de production (IP) est tout aussi fonction de la lithologie que de la diagenèse. 8 - Les valeurs de la température de craquage optimal des kérogènes (Tmax) montrent une zonation anormale. Les valeurs de Tmax sont très faibles (< de 4300C) dans les parties de nie où, d'après le pouvoir réflecteur estimé de la télinite (Fig. 3.38), Ia maturation thermique est plus élevée (Fig. 3.46: régions du puits LGPL et du puits NACP). Considérant le niveau de maturation thermique atteint d'après les pouvoirs réflecteurs de la télinite, plusieurs autres régions de l'île montrent des Tmax trop basses (intervalle 430 à 434°C). 3.4.1.1.3 Conclusions préliminaires Ces résultats permettent de conclure de façon préliminaire que: 337 1) seul l'indice d'hydrogène (IH) semble varier partiellement en fonction inverse de l'augmentation de la maturation thermique. L'ensemble de la surface de l'île d'Anticosti aurait atteint le stade de la formation des huiles. Mais, cet indicateur ne donne pas plus de précisions. Les variations des autres indicateurs potentiels de rang (Tmax: Fig. 3.46; IP: Fig. 3.48) semblent à la fois reliées à des facteurs lithologiques et à des facteurs de maturation thermique. 2) Les matières organiques de ces mauvaises roches mères à huile semblent être en bonne partie formées de bitumes très lourds passablement riches en oxygène et dont la quantité relative est reliée au facies sédimentaire. En effet, d'après les conclusions de Clementz (1979), les valeurs souvent élevées du rapport RQ2 doivent refléter l'abondance d'hydrocarbures lourds. Les résultats de la pétrographie de la matière organique confirment cette conclusion; les bitumes solides sont omniprésents dans ces séries (Fig. 3.13). L'alternance centimétrique et décimétrique de lits de shale et de calcaires non poreux, peu dolomitisés et généralement micritiques (Petryk, 198 Id et Petryk et Bertrand, 1981), la pauvreté de toutes les séries en matière organique et l'association bitumes solides-organoclastes observée en pétrographie, confirmée par le Rock Eval, suggèrent que les bitumes lourds sont dérivés du kérogène in situ. 3) L'abondance de ces bitumes et leur association intime avec la matière organique "primaire", rendent inutilisable la température de craquage optimal du kérogène (Tmax) comme indicateur de maturation thermique. PL Figure 3.49. Profils des résultats de la pyrolyse en température programmée (Rock Eval) dans le puits LGPL, île d'Anticosti (Appendice 4B). Les profils straügraphiques sont modifiés de Clark (1964), Roliff (1968) et Bertrand et al. (1975). Les pointillés sur les barres indiquent que l'on doit lire sur l'échelle inférieure de la cartouche du profil. Les pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite sont tirés de l'appendice 9A. NACP 339 Figure 3.50. Profils des résultats de pyrolyse en température programmée (Rock Eval) dans le puits NACP, île d'Anticosti (Appendice 4B). Les profils stratigraphiques sont de lTNRS~Pétrole (1976). Les pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite sont tirés de l'appendice 9A. Figure 3.51. Profils des résultats de pyrolyse en température programmée (Rock Eval) dans le puits ARCO, île d'Anticosti (Appendice 4B). Les profils stratigraphiques sont de ITNRS-Pétrole (1974). Les pointillés sur les barres indiquent que l'on doit lire sur l'échelle inférieure de la cartouche du profil. Les pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite sont tirés de l'appendice 9A. 340 ARCO STRATlCKA 8 I ^m COT. % RQ, ......* * ' T. MAX •C 430 450 I II I 11 I i IP PG mg HC/j.roche .2 .4 « .e Hill I I t 246810 Dui)! I I 1 I IH Rtg HC/g.C org 100 IbT » < i W i-Li. TELINITE Ro ESTIMÉ "TS—Tb- iillnulmiln i 'l|^| _ ZJ *? a 1 1 1 ^ re i •dB 1 .1 !• I- 2- 3- «10 StO \ Figure 3.51 341 LGCP STlATlCU. ì COT. TZTTTTn Enclin i RO. Mill III I T. MAX. •C 111111111 IP PG mgHC/g.rocht Ì U I MlIMlIl "T u4u> S m 111 IH mg HC /g C org "iw—sn—rar ii 11ilrfI11i TÈLINITE R0 ESTIMÉ B—HT , UàHààààlàààilmik U le la *§ J i- 4M StO 13 14 20 Figure 3.52. Profils des résultats de pyrolyse en température programmée (Rock Eval) dans le puits LGCP, île d'Anticosti (Appendice 4B). Les profils stratigraphiques sont modifiés de Clark (1964), Roliff (1968) et Bertrand et al. (1975) Les pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite sont tirés de l'appendice 9A. 342 SANDTOP Figure 3.53. Profils des résultats de pyrolyse en température programmée (Rock Eval) dans le puits Sandtop, île d'Anticosti (Appendice 4B). Les profils stratigraphiques sont modifiés de Petryk (198Id). Les pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite sont tirés de l'appendice 9A. 3.4.1.2 En subsurface 3.4.1.2.1 Introduction Les résultats de la pyrolyse en température programmée des matières organiques des échantillons de subsurface de l'île d'Anticosti (App. 4B) sont illustrés sous forme de profils barres dans les figures 3.49 à 3.53. Afin de pouvoir suivre l'évolution verticale des indicateurs de la pyrolyse en température programmée (Rock Eval) en fonction de l'augmentation de la maturation thermique, un profil des valeurs du pouvoir réflecteur estimé de la télinite accompagne ceux de la pyrolyse. Afin de suivre le même cheminement qu'avec 343 des données de surface, ces résultats sont discutés par profil, tous les puits considérés simultanément. 3.4.1.2.2 Observations .1 - Les profils du potentiel génétique (PG) indiquent que seule la Formation de Macasty dans les puits LGPL (Fig. 3,49), NACP (Fig. 3.50) et LGCP (Fig. 3.52) est une bonne roche mère potentielle à huile (PG > 6 mg/g de roche ou 6 kg/t: Tissot et Weite, 1978, p. 513). Les valeurs du potentiel génétique (PG) sont comprises entre 5 et 17 avec une moyenne de 11 kg hydrocarbures/tonne de roche. Les roches moyennement propices pour générer de l'huile (PG compris entre 2 et 6 mg hydrocarbures/g de roche) sont trouvées: a) à la base du facies argileux de la Formation de Vauréal dans tous les puits, sauf dans le puits ARCO, b) dans la Formation de Macasty dans les puits ARCO (Fig. 3.51) et Sandtop (Fig. 3.53) et c) dans un échantillon de la Formation de Long Point (puits Sandtop). Comme en surface, tout le reste de la série possède un potentiel très bas. 2 - Dans les Formations d'Ellis Bay à Chicotte des puits ARCO et Sandtop, les valeurs de l'indice d'hydrogène (IH) augmentent en fonction de la profondeur. L'indice d'hydrogène montre toutefois une valeur minimale au niveau de la Formation de Becscie (puits ARCO), une des unités stratigraphiques les plus proximales du point de vue environnements de dépôts. Par la suite, l'indice d'hydrogène diminue assez régulièrement jusqu'à la Formation de Macasty, la formation la plus riche en matière organique. 3 - Les valeurs minimales de l'indice d'hydrogène dans la Formation de Macasty sont observées dans le puits ARCO (Fig. 3.51: IH = 49), où la maturation thermique y est plus avancée que dans les autres puits. Les plus grandes valeurs de l'indice d'hydrogène dans la Formation de Macasty sont observées dans les puits LGCP et Sandtop (Figs 3.52 et 3.53: IH compris entre 328 et 360), où là, Ia Formation de Macasty a été moins enfouie (Fig. 3.39). La 344 Formation de Macasty dans les puits LGPL et NACP, modérément enfouie (Fig. 3.39), montre des valeurs intermédiaires (Figs 3.49 et 3.50; IH compris entre 207 et 249). 4 - A l'exception du puits ARCO, les valeurs de la température de craquage optimal du kérogène (Tmax) au sommet des puits varient autour de 4350C. Cette température correspond au tout début de la fenêtre à huile potentielle (Tissot et Weite, 1978, p. 521). Dans le puits ARCO, la température de craquage optimal du kérogène (Tmax) est dans Ie voisinage de 4250C, ce qui indiquerait que la série est immature. 5 - Dans la Formation de Macasty, les températures de craquage optimal du kérogène (Tmax) dans la plupart des puits (LGPL, NACP, ARCO et LGCP) sont dans le voisinage du 45O0C. Elle donne une réponse équivalente à celle de la réflectance de la télinite (Fig. 1.7) dans le puits LGCP (45O0C ~ 1,0% de R0 viuinite) maîs sous-estime la maturation thermique dans presque tous les autres puits. En effet, dans les puits LGPL et NACP, la Tmax (45O0C) suggère que la fin de la fenêtre à huile potentielle (R0 vitrinite =1%: Fig- 1-7) est tout juste atteinte. Les pouvoirs réflecteurs indiquent plutôt un niveau de maturation thermique ayant atteint la zone à gaz à condensats (R0 vitrinite compris entre 1,2 et 1,4%). Dans le puits Sandtop, la température de craquage optimal du kérogène (Tmax) (44O0C) indique que la Formation de Macasty n'a que légèrement dépassé le début de la fenêtre à huile potentielle. Les pouvoirs réflecteurs indiquent plutôt qu'elle vient d'être traversée (R0 télinite ~ 1,0%). Bien que la valeur du Tmax soit anormalement faible dans la Formation de Macasty du puits ARCO, une valeur de 4890C est observée juste en-dessous, au sommet de la Formation de Mingan. Ceci suggère que la Formation de Macasty est en plein dans la zone à gaz (R0 viuïnite > 1,35%: Espitalié, 1984), comme le suggèrent l'indice d'hydrogène et.la réflectance de la télinite. 6 - Les profils des valeurs du rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2: Fig. 2.4) sont semblables dans tous les puits. Les valeurs sont élevées dans la partie carbonatée des séries et sont minimales dans les shales de Ia Formation de Macasty et dans ceux de la base de la Formation de Vauréal (Figs 3.49 à 3.53). Le rapport varie généralement dans la gamme des valeurs comprises entre 0,5 et 2 dans les calcaires ou les calschistes et les valeurs du rapport 345 tombent à moins de 0,3 dans les shales de ces deux formations. Les valeurs les plus élevées sont observées dans les dolomies de Ia Formation de Romaine. Dans les formations calcaires, les valeurs les plus élevées sont observées dans le puits ARCO (Fig. 3. 49). 0) C O) O L. ,GÏ ^ U X O) O 10.0On 3.00 1.00- 0.30 0.10 0.03 .1 .15 Indice de production (IP) Figure 3.54. Variations du rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (R(^) en fonction de l'indice de production (IP) dans les échantillons de subsurface de l'île d'Anticosti. 7 - La forte relation observée entre l'indice de production (IP) et la variable RQ2 (Fig. 3.54), indicateur de facies d'après l'observation précédente (numéro 6), explique pourquoi cet indicateur potentiel de rang des séries (IP) ne répond pas aux prévisions théoriques suggérées dans la Fig. 2.4. Elle explique comment les variations de l'indice de production (IP) dans tous les puits ne montrent aucun lien avec la maturation thermique, quantifiée par le pouvoir réflecteur estimé de la télinite (Figs 3.49 à 3.53). 3.4.1.2.3 Conclusions préliminaires Les conclusions préliminaires tirées des résultats du Rock Eval dans les séries de subsurface de l'île d'Anticosti et les comparaisons avec les résultats de réflectance sont les suivantes: 1) comme le suggéraient les teneurs en carbone organique (Fig. 3.4) Ia Formation de Macasty est la seule unité stratigraphique qui possède un potentiel roche mère à huile 346 sur une bonne partie de son étendue en subsurface (3.4.1.2.2: Observation 1). Même si elle a déjà produit une partie importante de son potentiel dans le passé, vu les niveaux de maturation thermique'déjà atteints (Fig. 3.39), il lui reste encore une capacité de production moyenne de plus de dix kilogrammes d'hydrocarbures par tonne de roche (3.4.1.2.2: Observation 1). 2) Bien que l'indice d'hydrogène soit un indicateur plus grossier que Ie pouvoir réflecteur de la télinite, et que les valeurs qu'il donne soient plus relatives que celles données par la réflectance, l'indice d'hydrogène semble être le meilleur indicateur de maturation thermique du Rock Eval dans les séries de l'île d'Anticosti (profils IH des Figs 3.49 à 3.53 et 3.4.1.2.2: Observation 3). 900- I- O L) D) U Z O) S 600- 300- ZONES IMMATURE MATURE <>:¦:• LGCPl iïixNACPx^ —Il SUPRAMATURE — 0.5 iso- réflectance 400 430 465 500 Température de craquage optimal du kérogène ( ï max L J Figure 3.55. Niveaux de maturation thermique estimés à partir de l'indice d'hydrogène (IH) et de la température de craquage optimal du kérogène (Tmax) pour la seule roche mère à huile des séries de 111e d'Anticosti, la Formation de Macasty. Diagramme modifié d'Espitatié (1984). D'après le diagramme IH versus Tmax d'Espitalié (1984), pour un kérogène de Type II, la Formation de Macasty dans le puits ARCO est dans Ia zone à gaz sec diagénétique (supramature dans la Fig. 3.55). Dans les puits LGCP et Sandtop, la 347 même formation est située dans la zone à huile (mature dans la Fig. 3.55) et dans les puits LGPL et NACP, la formation est située à la fin de cette zone ou au début de la zone à gaz à condensats (voir Fig. 1.7 et mature dans la Fig. 3.55). Ces conclusions sont essentiellement les mêmes que celles que l'on peut tirer à partir de la zonation des pouvoirs réflecteurs sur une coupe géologique de l'île d'Anticosti (Fig. 3.39). 3) Dans la plupart des cas, les températures de craquage optimal du kérogène (Tmax) suggèrent des niveaux de maturation thermique plus bas que le pouvoir réflecteur des matières organiques. Les faibles valeurs du potentiel génétique (PG) et les valeurs élevées du rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) suggèrent que la pauvreté des séries en matière organique et l'abondance relative des produits dérivés du craquage du kérogène (bitumes solides, asphaltènes) sont probablement les principaux facteurs qui abaissent les résultats de la température de craquage optimal du kérogène (Tmax). En effet, les pyrogrammes ont très généralement la forme amortie illustrée dans la figure 2.4B, entraînant des valeurs élevées de la variable RQ2. Pour avoir des valeurs de Tmax qui reflètent vraiment la température de craquage optimal du kérogène, les pyrogrammes devraient avoir la forme profondément creusée de ceux de la figure 2.4A. Contrairement à celui de la figure 2.4B, les pyrogrammmes de la figure 2.4A ne montrent pas cette population de matière organique qui craque entre 285 et 3850C et qui abaisse la valeur de température de craquage optimal (Tmax) qui devrait être celle du kérogène primaire. De plus, les pyrogrammes obtenus de nos échantillons ne montrent pas toujours une population de kérogène aussi bien individualisée que celle de la figure 2.4B. Les roches étant pauvres en matière organique, le pyrogramme est souvent beaucoup plus bas, irrégulier, plurimodal dans certains cas, et la valeur de Tmax est conséquemment plus imprécise. Ces facteurs sont donc les causes des différences observées entre les interprétations des résultats de la pyrolyse en température programmée et ceux de la réflectance de Ia matière organique. O ""**" Q Li_ Li_ U_ ü_ O (JÌCD (JtD @ BSESH S B Figure 3.56 Figure 3.57 Figure 3.58 eu ¦o +¦> W CD ¦ ¦o L. O Z CD no ace • ^H 'V M L. •0) -*-* to O. 5* 1> W O. s(U ¦o (0 CD $• a o a> F t— a> CT* TJ O V) m > O +-• OT Q Li_ U- Li_ ü_ (JJ UJu Figure 3.59 352 3.4.2 Dans le nord-est de Ia Gaspésie 0 .2 .4 .6 .8 1 1.2 Carbone organique sur la roche totale (COT en %) LEGENDE Groupes de Chaleurs et des Calcaires Sup. Gaspé (1) PG = 5.529 x COT -0.195 R = 0.87 » Groupe des Grès de Gaspé (2) PG = 3.906 x COT -0.032 R = 0.86 Figure 3.60. Potentiel génétique des séries siluro-dévoniennes de surface du nord-est de la Gaspésie en fonction de leurs teneurs en carbone organique. Les paramètres statistiques des droites de régression sont explicités dans la légende. Les lignes pleines représentent ces droites; la ligne pointillée est le prolongement de la ligne pleine en dehors de la gamme de variations des points expérimentaux. 3.4.2.1 En surface 3.4.2.1.1 Introduction Les principales variables tirées des tableaux des données de la pyrolyse en température programmée du nord-est de la Gaspésie (Appendice 4C): a) l'indice d'hydrogène (M), b) l'indice d'oxygène (10), c) le rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) et d) la température de craquage optimal du kérogène (T1113x), 353 permettent, après mises en plan sur des cartes géologiques (Appendice 1OE à 10H), d'obtenir des zonéographies (Figs 3.56 à 3.59) des mêmes indicateurs que dans l'île d'Anticosti. 3.4.2.1.2 Observations. L'examen des cartes de zonation de ces indicateurs (Figs 3.56 à 3.59) et une analyse statistique sommaire des données de l'appendice 4C (Figs 3.60 à 3.63) montrent dix phénomènes. 1 - les données du potentiel génétique (PG) indiquent que la série est pauvre. On ne retrouve que onze échantillons sur cent seize (Fig. 3.60) qui possèdent un potentiel modéré de roche mère à huile (PG > 2,0: Espitalié, 1984). Par rapport au nombre d'échantillons analysés dans chaque groupe, les onze spécimens sont presque également répartis entre les Grès et les Calcaires Supérieurs de Gaspé (Fig. 3.60). Par contre, un petit niveau de charbon alguaire de la Formation de York River, non représenté dans la figure 3.60, montre un potentiel beaucoup plus élevé que la moyenne (#13213: PG = 32 kg hydrocarbures/tonne de roche). Bien que cet échantillon riche en carbone organique (COT = 5,04%) provienne des Grès de Gaspé, Ie potentiel génétique (PG) obtenu par l'analyse est plus comparable avec l'estimé calculé (28 kg HC/g de roche) avec la droite de régression des Calcaires Supérieurs de Gaspé, lorsqu'elle est prolongée (droite # 1 dans la Fig. 3.60), qu'avec la droite des Grès de Gaspé (No 2: 20 kg HC/g de roche). 2 - Si les séries cambro-ordoviciennes sont exclues, le potentiel génétique des roches (PG) est surtout corrélé à la teneur en carbone organique (COT) (Fig. 3.60). De plus, le potentiel génétique des lithologies calcaires ou argileuses croît plus vite en fonction de la teneur en carbone organique que celui des lithologies gréseuses. En effet, la pente de la droite appliquée aux roches des Groupes de Chaleurs et des Calcaires Supérieurs de Gaspé est plus forte que celle trouvée dans les Grès de Gaspé (Fig. 3.60). Le potentiel génétique (PG) des roches des deux premiers groupes n'est que faiblement corrélé à l'indice d'hydrogène (RpG-IH = 0>49) alors qu'aucune corrélation significative de ce type n'est observée dans les Grès de Gaspé (relations non illustrées). 354 3 - Les valeurs les plus élevées de l'indice d'hydrogène sont essentiellement observées dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé et près de la base de la Formation de York River. Toutefois, les Calcaires Supérieurs de Gaspé montrent des valeurs de l'indice d'hydrogène (IH) inégales dans la région (Fig. 3.56). Les valeurs observées dans ces unités stratigraphiques, toujours plus élevées que 300 mg hydrocarbures/g de carbone organique, suggèrent, d'après les données de la littérature (Tissot et Weite, 1978) que le kérogène est de Type II (voir aussi les figures 2.8 et 3.55). 4 - Les Grès de Gaspé affichent des valeurs plus faibles de l'indice d'hydrogène dans le Bloc nord que dans les Blocs centre et sud (Fig. 3.56). Ce phénomène corrobore les observations de la pétrographie qui suggèrent que la matière organique des Grès de Gaspé est en grande partie remaniée dans ce bloc tectonique. Dans l'ensemble de la région, les valeurs de cet indicateur sont très généralement plus petites que 300 mg hydrocarbures/g de carbone organique. Ces valeurs suggèrent que la matière organique est un kérogène de Type II dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé et un kérogène de Type IH dans les Grès de Gaspé. De plus, l'indice d'hydrogène est plus petit dans la Formation de Battery Point que dans la Formation de York River (Fig. 3.56). Cette observation suggère que les milieux de dépôts de la Formation de Battery Point sont plus oxydants que ceux de la Formation de York River ou que les matières organiques autochtones de la Formation de Battery Point sont diluées par de la matière organique remaniée supramature. 5 - Les valeurs de l'indice d'hydrogène (IH) dans la série cambro-ordovicienne de la Ceinture taconique sont comparables aux valeurs trouvées dans les Grès de Gaspé. La zonation des valeurs de l'indice d'hydrogène (IH) dans la zone d'affleurements des roches cambro-ordovicienne s est décroissante du sud vers Ie nord (Fig. 3.56), ce qui suggère un enfouissement grandissant des séries dans ce sens. 6 - La zónation des valeurs de l'indice d'oxygène (IO) montre des valeurs systématiquement élevées dans la Formation de York River, située dans le coeur du synclinal de la rivière York (Fig. 3.57). Cette information confirme les données de l'indice d'hydrogène 355 qui suggèrent que la matière organique de la Formation de York River est un kérogène de Type m, formé dans un milieu de dépôts plus oxydant que celui des Calcaires Supérieurs de Gaspé. Les valeurs très variables de l'indice d'oxygène dans les grès de la Formation de Battery Point supportent l'hypothèse de l'origine remaniée de la matière organique dans cette formation. Les valeurs élevées doivent représenter Ia matière organique autochtone, les valeurs très basses (moins de 5 mg (Xtyg carbone organique), celle qui est transportée. .2 .3 .4 .5 .6 .7 Indice de production (IP) .8 LEGENDE Grs Québec - Chaleurs et Calcaires Sup. Gaspé (l) Log RQ2 =1.662 x IP -1.253 r = 0.41 O Groupe des Grès de Gaspé (2) OO (3) Log RQ2= 1.873 x IP -1.833 r = 0.76 (2) Log RQ2 = 2.323 x IP -1.864 r = 0.67 (3) Figure 3.61. Rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) en fonction de l'indice de production (IP) dans les séries de surface du nord-est de la Gaspésie. Les paramètres statistiques des droites de régression sont explicités dans la légende. Les lignes pleines représentent ces droites. En effet, c'est dans la Ceinture taconique que l'on observe les valeurs les plus basses de cet index. C'est aussi dans ces séries seulement où une corrélation positive entre l'indice d'hydrogène et l'indice d'oxygène est constatée. Ce phénomène confirme l'hypothèse de 356 l'augmentation de la maturation thermique dans ces série en direction du nord. Ailleurs dans la région, l'indice d'oxygène n'est corrélé à aucune autre variable. 7 - La relation entre le rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) et l'indice de production, observée dans les séries de surface et de subsurface de l'île d'Anticosti est retrouvée dans les séries du nord-est de la Gaspésie (Fig. 3.61). Toutefois, deux différences importantes sont observées entre les deux régions: a) les valeurs du rapport RQ2 sont beaucoup plus petites dans les séries de la Gaspésie que dans celles de l'île d'Anticosti, b) l'augmentation de la quantité des hydrocarbures lourds en fonction de l'indice de production est sensiblement plus lente en Gaspésie que dans l'île d'Anticosti (comparez les pentes des Figs 3.48 et 3.54, plus fortes, avec celles de la Fig. 3.61, plus faibles). Si on s'en tient essentiellement aux séries de surface, plus comparables du point de vue maturation thermique, ces observations suggèrent soit: a) que les matières organiques du nord-est de la Gaspésie génèrent une plus grande proportion d'hydrocarbures légers par rapport aux hydrocarbures lourds que dans les séries de l'île d'Anticosti, ou b) que les hydrocarbures générés sont expulsés plus facilement des roches mères de la Gaspésie que des roches mères de l'île d'Anticosti et, conséquemment, qu'ils contaminent moins le pic du kérogène primaire lors de la pyrolyse. Cette question est difficile à trancher. Vu la nature plus humique des matières organiques des Grès de Gaspé (Figs 3.15 et 3.16), les séries les plus pauvres en hydrocarbures lourds (droite la plus basse dans la figure 3.61), la première hypothèse semble favorisée. Il faut toutefois considérer- que des grès sont plus perméables que des calcaires interstratifiés de shales (Calcaires Supérieurs de Gaspé) ou des shales (Groupe de Chaleurs) et que la seconde hypothèse ne peut pas être écartée. En plus du matériel sapropélique, normal pour des séries marines (Fig. 3.15), les roches des deux derniers groupes contiennent aussi une proportion de 357 matériel humique. Ce fait peut expliquer la position intermédiaire occupée par les séries regroupées des Groupes de Chaleurs et des Calcaires Supérieurs de Gaspé (Fig. 3.61 ligne 1), intermédiaire entre les séries des Grès de Gaspé (Fig. 3.61 ligne 2) et les séries de l'île d'Anticosti (Fig. 3.48). Vu leur âge, ces dernières séries sont dépourvues de matériel humique. L'hypothèse d'une différence de nature de la matière organique, l'hypthèse a), est à nouveau favorisée. Cette différence de comportement observée sur la figure 3.61, fonction des lithologies, est aussi mise en évidence par le coefficient de corrélation entre le rapport RQ2 et l'indice de production. Ce coefficient est plus fort dans les échantillons des Grès de Gaspé (Rrq2-d? = 0,67 ouR = 0,76) que dans ceux des séries des Groupes de Québec, Chaleurs ou des Calcaires Supérieurs de Gaspé (Rrq2-ip = 0,41) (Fig. 3.61). Assez bien différenciées, les deux populations de valeurs (RQ2 moy. GG1 = 0.085; RQ2 moy. CSG2 et G.Ch-3 = 0,21) montrent des zones de recouvrement. Dans les Grès de Gaspé, on a plutôt affaire à une deuxième population de valeurs. Cette deuxième population montre des valeurs plus élevées (RQ2 moy. sup. GG - 2*20) que celles observées dans les autres groupes. Le caractère spécifique de cette population et la zonéographie de ces valeurs justifient l'exclusion de ces valeurs dans l'équation (2) de la figure 3.61. 8 - En effet, dans les séries siluro-dévoniennes, tant calcaires que siliciclastiques, les valeurs élevées du rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) sont plus de vingt-cinq fois plus élevées que la moyenne des autres échantillons des Grès de Gaspé (Appendice 4C: #13108, 13120,13126 13302, 13305) et sont observées essentiellement dans le voisinage immédiat des failles et de la discordance taconienne (Fig. 3.58). Ces résultats suggèrent que les failles et les discordances ont été les lieux priviligiés pour la migration des hydrocarbures et que ces derniers s'y sont altérés sous la forme de bitumes solides. En pétrographie, sauf !'échantillons # 13108, on observe des bitumes solides dans tous les échantillons mais dans 1 GG = Grès de Gaspé. 2 CSG = Calcaires Supérieurs de Gaspé. G. Ch. = Groupe de Chaleurs. 358 des proportions plus normales que celles suggérées par la pyrolyse en température programmée. Avec des valeurs de RQ2 pouvant atteindre quatre (Fig. 3.61), la pyrolyse suggère jusqu'à quatre fois plus de bitumes lourds que de kérogène en place. 50-1 F 45 r 40- * 30-1 U 25H n 20- 15- e io- s 5 -Mode ¦Medianne Hl mim T—r 435 465 495 525 555 Température de craquage optimal du kérogène en 0C (Tmax) Figure 3.62. Distribution des fréquences des températures de craquage optimal du kérogène (Tmax) dans !es séries du nord-est de la Gaspésic. 9 - Les températures de craquage optimal du kérogène (Tmax) forment au moins trois populations de valeurs très distinctes et aucune valeur dans les classes intermédiaires (Fig. 3.62). On retrouve les deux populations aux températures élevées essentiellement dans les roches du Groupe de Québec et dans les Grès de Gaspé et les valeurs basses dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé et le Groupe de Chaleurs. La population principale (435 à 4550C) indique que Ia majeure partie des séries de surface du nord-est de la Gaspésie appartient à la zone mature, propice à la formation ou à la conservation des huiles (voir Fig. 3.55). La population intermédiaire, comprise entre 485 et 5050C, est observée dans cinq échantillons des Grès de Gaspé et dans tous les échantillons siliciclastiques fins de la Ceinture taconique, à l'est de la Rivière au Renard. Ces séries sont supramatures. La dernière population (525 à 5550C) est observée dans la Formation de Battery Point et dans deux 359 échantillons de grès et de conglomérats chenalisés, dans la Formation de Cap-des-Rosiers, juste sous la discordance taconique, à la base de la coupe de la rivière Darmouth (#13135- 13136). Ces résultats corroborent ce que suggère la pétrographie de la matière organique: une partie importante de la matière organique trouvée dans la Formation de Battery Point est dérivée de celle observée dans les séries de la Ceinture laconique. 10 - Bien que les valeurs dé la variable Tmax soient très peu corrélées à celles de l'indice d'hydrogène (IH) (R Tmax-IH = 0,11 n - 66)* ^es zonations dans les figures 3.56 et 3.59 suggèrent une corrélation négative entre ces indicateurs. 3.4.2.1.3 Conclusions préliminaires Les phénomènes observés en pyrolyse en température programmée (Rock Eval) permettent de dégager les neuf conclusions suivantes: 1) les séries du nord-est de la Gaspésie ont un potentiel essentiellement gazier (PG généralement plus petit que 2 kg HCA de roche), fonction de la teneur en carbone organique (Fig. 3.60) et de la lithologie. Cette conclusion confirme les résultats d'analyses du carbone organique (Fig. 3.5). Localement, dans les Grès de Gaspé, il peut toutefois exister des niveaux "charbonneux" qui sont d'excellentes roches mères à huile. 2) Vu les valeurs très faibles de l'indice d'hydrogène, le potentiel génétique actuel de la partie sud des séries du cambro-ordovicien est essentiellement gazier et secondaire (RQ2 assez élevé). Ces hydrocarbures ne pourraient être éventuellement produits que par un craquage des hydrocarbures lourds, identifiés comme des bitumes solides en pétrographie de la matière organique, et qui forment une part importante de la matière organique. La partie nord des séries n'a aucun potentiel. 3) Le potentiel génétique des roches (PG) de la série siluro-dévonienne provient d'une matière organique mixte dans les Groupes de Chaleurs et des Calcaires Supérieurs de Gaspé, mais essentiellement primaire dans les Grès de Gaspé. En effet, le rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) est compris entre 0,1 et 0,3 dans les 360 Calcaires Supérieurs de Gaspé mais il est plus souvent inférieur à 0,1 dans les Grès de Gaspé (Fig. 3.61). Ces conclusions partent de l'hypothèse que les hydrocarbures lourds dérivés d'un kérogène ont des températures de craquage inférieures au kérogène primaire. Dans le cas contraire, ce qui est possible d'après Clementz (1979), il est difficile d'avoir une idée de la proportion des bitumes lourds par rapport au kérogène primaire avec le Rock Eval. 4) Le potentiel à huile est pauvre en général. Des horizons dont la répartition stratigraphique semble aléatoire offrent toutefois un potentiel à huile moyen à bon. La matière organique est cependant déjà en panie formée d'hydrocarbures lourds (secondaires), dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé surtout, dérivés d'un kérogène transformé. 5) Dans la série siluro-dévonienne, les indices d'hydrogène (Fig. 3.56) et d'oxygène (Fig. 3.57) affichent un caractère stratigraphique ou sédimentologique dominant. Les niveaux de maturation thermique étant comparables, les valeurs des index indiquent que la matière organique des Grès de Gaspé appartient surtout à la lignée III des kérogènes alors que celle des Calcaires Supérieurs de Gaspé appartient au Type II (Espitalié, 1984). Pour isoler les effets de la maturation thermique des facteurs sédimentologiques, la zonation des valeurs de cet indicateur doit être interprétée à l'intérieur de chaque groupe lithologique pris individuellement. 6) Dans l'anticlinal de la rivière Saint-Jean, les Calcaires Supérieurs de Gaspé sont plus matures que ceux du Bloc nord, et que ceux des autres zones d'affleurements des Blocs centre et sud. En effet, l'indice d'hydrogène est plus bas dans les roches de cet anticlinal que partout ailleurs dans la même formation (Fig. 3.56). Cette conclusion confirme les résultats de la réflectance (Fig. 3.40). 7) La zonéographie de l'indice d'oxygène (Fig. 3.57) corrobore la présence de matière organique plus humique (kérogène de Type III) et plus oxydée dans les Grès de Gaspé que dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé. La pétrographie de la matière organique donne les mêmes résultats (3.2). 361 8) Les valeurs élevées de l'indice d'hydrogène (Fig. 3.56), les valeurs variables de l'indice d'oxygène (Fig. 3.57), la répartition stratigraphique de la température de craquage optimal du kérogène (Fig. 3.59) et leur distribution de fréquences (Fig. 3.62) suggèrent, comme l'a fait l'étude pétrographique de la matière organique, qu'une partie importante de la matière organique est remaniée dans les Grès de Gaspé, dans la Formation de Battery Point surtout. La matière organique provient vraisemblablement de l'érosion de séries dont le niveau de maturation thermique équivaut à celui des roches cambro-ordoviciennes de la Ceinture taconique. 9) Comme dans l'île d'Anticosti, l'indice de production semble être un indicateur de migration des hydrocarbures plutôt qu'un indicateur de maturation thermique, comme le suggère la littérature (Fig. 2.4). En effet, cet indicateur est essentiellement corrélé au rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) (Fig. 3.61). 362 R.RENARD-Rtel32 STRATlCItA COT. % ,,..12345 RO, IMlIlIl T. MAX. 0C IP .2 .4 i .t '''¦¦¦'¦¦ PG mg HC/g.roche I 246IIO I 11 ill I Hl Il I I IH mg HC/q C org IW-----53T iiiiiii TELINITE R0 ESTIMÉ "TB-----TT II» 1T3H a X=E azi E3 ZB'1 Sai ai» IK HUM Figure 3.63. Profils des résultats de pyrolyse en température programmée (Rock Eval) dans les coupes de la route 132 du parc de Forillon et de la Rivière au Renard (Appendice 4E). Les profils stratigraphiques sont modifiés de l'INRS-Géoressources (1983). Les pointillés sur les barres indiquent que l'on doit lire sur l'échelle inférieure de la cartouche du profil. Les pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite sont tirés de l'appendice 9B. 363 GASPË NORD STRATlCU, S tal ! COT. % RO .2UT[J i 11 i I I LL T. MAX. •C up m IP PG mg HC/g.roche TTTT 11111 ; 11 IH mg HC/g.C.org tub—m—w I 11 11 "I I III TfLINITE Ro ESTIMÉ "TS—TT ".......'¦.....'"'¦ Ik ¦ - • I- 1^ n EHI Gì QD Sä S 2- ^J 4)0 510 Figure 3.64. Profils des résultats de pyrolyse en température programmée dans le puits Gaspé Nord (Appendice 4E). Les profils stratigraphiques sont modifiés de Amyot (1984). Les pointillés sur les barres indiquent que l'on doit lire sur l'échelle inférieure de la cartouche du profil. Les pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite sont tirés de l'appendice 9B. 364 DOUGLAS STRATlGRA. Ut S COT. % 1TM11 î Ll RÛ .2.16.11 2"! ¦¦ ¦¦ i i il i T. MAX. 0C 4» <50 ¦ I. i, i. IP TTTT i i 11 Ii 11.. PG m 9 HC/g.roche I MUiN nnli.nl Il H IH mg HC/^.C.org ITO—M—55T iiitiiiiii TÉLINITE Rc ESTIMÉ "TB—TT .......*.......""'i r • • ¦ • » • •• f.P T2= i£ IS* / Figure 3.65. Profils des résultats de pyrolyse en température programmée (Rock Eval) dans le puits Douglas (Appendice 4E). Les profils straligraphiques sont modifiés de Amyoi (1984). Les pouvoirs réflecteurs estimés de la télinile sont tirés de l'appendice 9B. 365 MALBAIE ST ATICRA COT. *****¦'' ' RO ..,,UM» T. MAX •C lib «Jo A4 L* 14 1 * I IP ? 4 6 8 PG mg HC/g.roche I "5545« ¦¦¦¦¦¦ ' " ¦ IH mg HC/g.C.org. TW—m—W ¦ I ¦ I ¦ fr TÉLINITE Ro ESTIME "TJ—TT ¦ ,..!¦¦..1,.i.l..r U »•* I- IUl Figure 3.66. Profils des résultats de pyrolyse en température programmée dans le puits Malbaie (Appendice 4E). Les profils stratigraphiques sont modifiés de Amyot (1984). Les pointillés sur les barres indiquent que l'on doit lire sur l'échelle inférieure de la cartouche du profil. Les pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite sont tirés de l'appendice 9B. 366 GASPE SUD ST ATICRA. PROFONDEUR COT. % RO T. MAX. 0C IP PG mg HC/g.roch< IH mg HC/g. C.org. TELlNITE Ro". ESTIMÉ S OB MM a. fORMATIOI W-I C* S S «?»!!Ml ¦?W!HH Hfl 450 .2 .4 .6 .8 I 246810 ....!....i i i i i 100 300 UO i.a 2jo Tork River _-J I« 1-2-3- 490 SIO 1 ---------- Indian Cove virk Lakt I1J in M M M ¦ 1 1 - - Indian Point Forillon M ¥ ¥ 1 Oi oc to Gr. Québec I i Figure 3.67 367 SUNNY BANK STRATlGRA. B CO. T. % t*.*J TTTÎT 11111 RQ1 246BlHU T. KAX. 0C 430 , 450 III I I 'I IP PG mg HC/g.roche MlIlIlI \ um ¦¦¦¦¦-' ¦ " ¦ IH mg HC /g.C.org "WC—m—SoT ¦ '¦'¦¦'-'¦¦' TELINITE Ro ESTIME ....I1IIiI11MI1IIII1 Ka TJL th 1T1 EH s o 13 2- E EH 5 a M MC 3- i 490 SIO Figure 3.68 368 Figure 3.67. Profils des résultats de pyrolyse en température programmée (Rock Eval) dans le puits Gaspé Sud (Appendice 4E). Les profils stratigraphiqucs sont modifiés de Amyoi (1984). Les pointillés sur les barres indiquent que l'on doit lire sur l'échelle inférieure de la cartouche du profil. Les pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite sont tirés de l'appendice 9B. Figure 3.68. Profils des résultats de pyrolyse en température programmée dans le puits Sunny Bank (Appendice 4E). Les profils stratigraphiques sont modifiés de Amyot (1984). Les pointillés sur les barres indiquent que l'on doit lire sur l'échelle inférieure de Ia cartouche du profil. Les pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite sont tirés de l'appendice 9B. 369 Figure 3.69. Profils des résultais de pyrolyse en température programmée dans le puits Blanchet (Appendice 4E). Les profils strati graphiques sont modifiés de Amyot (1984). Les pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite sont tirés de l'appendice 9B. 370 YORK STRATiCRA COT. % »...12345 RO 24«.S I 2 345 Mil lilll T. MAX 0C "7¾ nr" > 111111 » * IP PG mg HC/g.roche .2 4 .6 8 l I l HI l I I 246810 !¦ninni I I Il IH mg HC /§. C.org "Tbl M. 555" i i ¦ i i i ¦ i » i i TELINITE Ro ESTIMÉ Ï3 2T" IIMllIllIllllIllIlL EU »H 400- 600 4SO 910 Figure 3.70. Profils des résultats de pyrolyse en température programmée dans le puits York (Appendice 4E). Les profils stratigraphiques sont modifiés de Amyot (1984). Les pointillés sur les barres indiquent que l'on doit lire sur l'échelle inférieure de la cartouche du profil. Les pouvoirs réflecteurs estimés de la té uni le sont tirés de l'appendice 9B. 3.4.2.2 En subsurface . 3.4.2.2.1 Introduction Les résultats de la pyrolyse en température programmée des matières organiques des échantillons de subsurface du nord-est de la Gaspésie (Appendice 4D) sont illustrés sous forme de profils barres dans les figures 3.63 à 3.70. Afin de pouvoir suivre l'évolution verticale des indicateurs de la pyrolyse en température programmée en fonction de l'augmentation de la maturation thermique, un profil des valeurs du pouvoir réflecteur estimé de la télinite accompagne ceux de la pyrolyse. Pour suivre le même cheminement qu'avec les données de surface, ces résultats sont discutés par type de profil, tous les puits considérés simultanément. 371 O .2 .4 .6 .8 1 1.2 1.4 Carbone organique sur la roche totale (COT en %) LEGENDE Groupes de Chaleurs et des Calcaires Sup. Gaspé (1 ) PG = 3.315 x COT +0.086 R = 0.92 1 Groupe des Grès de Gâspé (2) PG =2.367 x COT +0.038 R = 0.91 + Groupe de Québec (surface et subsurface) (3) PG = 1.090 x COT +0.131 R = 0.93 Figure 3.71. Potentiel génétique des séries siluro-dévoniennes de subsurface du nord-est de la Gaspésie et des séries cambro-ordoviciennes de surface et de subsurface, en fonction de leur teneur en carbone organique. Les paramètres statistiques des droites de régression sont explicités dans la légende. Les lignes pleines représentent ces droites; la ligne pointillée est le prolongement de la ligne pleine en dehors de la gamme de variations des points expérimentaux. 3.4.2.2.2 Observations. 1 - Les profils du potentiel génétique (PG) indiquent que les séries sont toutes très pauvres. La teneur minimale nécessaire pour avoir un potentiel moyen de roche mère à huile (PG > 2,0: Espitalié, 1984) n'est atteint que dans trois échantillons sur un total de cent quinze. Le premier échantillon (#14569: COT = 2,20%, PG = 3,05 mg HC/g de roche) est situé juste sous la discordance taconique, au sommet de la série cambro-ordovicienne dans la coupe 372 de Forillon (Fig. 3.56). Il n'est pas représenté dans Ia figure 3.71. Le second est situé au sommet de la Formation de Battery Point dans le puits Douglas (Fig. 3.65) et le troisième dans la Formation d'Indian Cove du puits Sunny Bank (Fig. 3.68). De ces deux valeurs, seule celle du Groupe des Grès de Gaspé (COT = 1,32%, PG = 3,49 mg HC/g de roche) est vraiment au-dessus de la moyenne (Fig. 3.71). D'après les auteurs antérieurs (Tissot et Weite, 1978, p. 513), la valeur observée est toutefois insuffisante pour considérer cette roche potentiellement propice à générer de l'huile (PG > 6 kg HC/g de roche). Comme dans les échantillons de surface, les données de subsurface du nord-est de la Gaspésie montrent que le potentiel génétique (PG) des séries calcaires ou gréseuses est fonction de la teneur en carbone organique (Fig. 3.71). Les pentes des droites sont plus faibles qu'avec les données de surface (Fig. 3.60) parce que la maturation thermique des séries de subsurface est en moyenne plus avancée que dans les séries de surface. En effet, avec l'augmentation de la diagenèse, le potentiel génétique (PG) diminue plus rapidement que la teneur en carbone organique (C.O.T). C'est ce que suggère la droite de régression impliquant les séries de surface et de subsurface du Groupe de Québec (Fig. 3.71). 2 - Les quelques valeurs de l'indice d'hydrogène sur lesquelles on peut se fier dans la Formation de Battery Point, celles correspondantes aux valeurs du carbone organique plus élevées que 0,1 pour-cent, suggèrent le plus souvent la présence de kérogènes de Type III (puits Gaspé Nord, Douglas et Malbaie) mais aussi quelques kérogènes de Type II (puits Douglas). En effet, on arrive à ces conclusions si on tient compte du pouvoir réflecteur estimé de la télinite des séries et qu'on rapporte les valeurs de l'indice d'hydrogène sur le diagramme de la figure 3.55, A partir des mêmes considérations (voir Fig. 3.55), les valeurs de l'indice d'hydrogène dans la Formation de York River suggèrent que la base de la formation contient des kérogènes situés à la limite des Types II et III (coupe de Forillon, puits Douglas, Gaspé Sud et Sunny Bank). Les kérogènes du reste de la formation appartiennent au Type III (puits Gaspé Nord et Douglas). 373 Les Calcaires Supérieurs de Gaspé dans Ia coupe de la route 132 à Forillon (Fig. 3.63) et dans le puits Blanchet (Fig. 3.69) montrent les valeurs les plus élevées de l'indice d'hydrogène. Cet index peut afficher des valeurs de plus de 500 dans la coupe de Forillon. Par contre, il ne dépasse pas la valeur de 325 dans les échantillons du puits Blanchet (Appendice 4D) ayant plus de 0,1 pour-cent de carbone organique. Considérant les niveaux de maturation thermique très différents dans les deux séries (R0 téiinite < 0*8% dans Forillon; R0 télinite compris entre 1,0 et 1,5% dans Blanchet), les valeurs de l'indice d'hydrogène suggèrent que les matières organiques dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé sont des kérogène de Type Il (voir Fig. 3.55). Les valeurs de l'indice d'hydrogène obtenues dans la Formation d'Indian Cove du puits Sunny Bank et dans tous les Calcaires Supérieurs de Gaspé des puits Gaspé Nord et Gaspé Sud, suggèrent le même type de kérogène. Considérant le niveau de maturation thermique atteint, les valeurs de l'indice d'hydrogène dans le Groupe de Chaleurs suggèrent un kérogène de Type II dans les puits York et Blanchet mais de Type III dans les puits Sunny Bank et Douglas. 3 - Dans plusieurs sondages, la Formation d'Indian Cove est l'unité stratigraphique qui montre les valeurs de l'indice d'hydrogène les plus élevées. Ce phénomène est surtout observé dans les puits Gaspé Sud (Fig. 3.67) et Sunny Bank (Fig. 3.68). Dans la coupe de Forillon (Fig. 3.63) et dans les puits Gaspé Nord (Fig. 3.64) et Blanchet (Fig. 3.69), où les enfouissements sont semblables, les valeurs de l'indice d'hydrogène (IH) varient peu entre les Formations de Forillon, de Shiphead et le sommet de la Formation d'Indian Point. Ces résultats suggèrent que les diminutions de l'indice d'hydrogène dans les puits Gaspé Sud et Sunny Bank sont reliées à l'augmentation de la maturation thermique, fonction de l'enfouissement des séries. Ce phénomène est identique à celui observé dans Ie puits ARCO sur Hie d'Anticosti (Fig. 3.51). 374 4.00 i .1 .2 .3 .4 .5 .6 .7 .8 Indice de production (IP) LEGENDE Grs Quebec - Chaleurs ei Calcaires Sup. Gaspé (1) Log RQ2 =1.082 x IP -0.737 R = 0.68 O Groupe des Grès de Gaspé (2) Log RQ2= 1 500 x IP -1.103 R = 0.65 Figure 3.72. Rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) en fonction de l'indice de production (IP) dans les séries de subsurface du nord-est de la Gaspésie. Les paramètres statistiques des droites de régression sont explicités dans la légende. Les lignes pleines représentent ces droites. 4 - Comme dans les séries de surface de la Gaspésie (Fig. 3.61) et celles de surface (Fig. 3.48) et de subsurface de l'île d'Anticosti (Fig. 3.54), les valeurs du rapport RQ2 en subsurface sont directement reliées au valeurs de l'indice de production (Fig. 3.72). Les valeurs du rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) sont variables d'une unité stratigraphique à l'autre, et dans une même formation, d'un puits à l'autre. En général, les valeurs du rapport sont deux fois plus élevées dans la subsurface (Fig. 3.72: RQ2 moyen = 0,59n = 113) qu'en surface (Fig. 3.61: RQ2 moyen - 0,24n = ne)- Elles sont sembables aux valeurs trouvées dans les séries de surface de l'île d'Anticosti (Fig. 3.48: RQ2 m0ycn = 0-52n - 95) qui montrent aussi des valeurs du rapport RQ2 deux fois plus petites que celles des séries dans les puits (Fig. 3.54: RQ2 moycn = 0,98n = go)- Ces résultats suggèrent que la proportion 375 d'hydrocarbures lourds dans les séries traversées par les sondages, vraisemblement dérivés d'un kérogène in situ, est deux fois plus élevée dans les séries échantillonnées en subsurface qu'en surface et qu'elle peut être estimée à environ 37 pour-cent de la matière organique totale. Le rapport RQ2 est généralement plus élevé dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé que dans les Grès de Gaspé (Fig. 3.72). Mais, les variations des valeurs du rapport RQ2 dans les puits sont beaucoup moins différenciées en fonction de la lithologie que dans les affleurements (Fig. 3.61). Même si on tient compte de la plus grande proportion des Grès de Gaspé (kérogène de Type III) dans l'échantillonage de surface, on ne peut prétendre que le type de kérogène de la subsurface est très différent de celui de la surface, les formations étant identiques. Il faut donc croire que l'abondance des hydrocarbures lourds dans les échantillons de puits est principalement fonction du niveau de maturation thermique, en moyenne plus élevé dans les séries de subsurface que dans celles de la surface. Les valeurs les plus élevées du rapport RQ2 sont généralement observées près de la base de la série siluro-dévonienne ou dans les roches du Groupe de Québec. A niveaux stratigraphiques équivalents, les Calcaires Supérieurs de Gaspé de la coupe de Forillon (Fig. 3.63) et du puits Blanchet (Fig. 3.69) montrent des valeurs du rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) relativement moins élevées que sur les profils des autres puits. Etant donné que la variable RQ2 est reliée à l'indice de production (Fig. 3.72), on peut suggérer l'hypothèse qu'un rapport RQ2 plus bas signifie un indice de production plus faible et, en partant du modèle tiré de la littérature (Fig. 2.4), un niveau de maturation thermique également plus bas. Le modèle semble fonctionner dans la coupe de Forillon (Fig. 3.63), mais pas dans le puits Blanchet (Fig. 3.69); l'indice de production a plutôt tendance à diminuer en fonction de la maturation thermique. De plus, la série du puits Blanchet est globalement plus mature que les puits Malbaie et Douglas. Or ces puits montrent des indices de production (IP) et des valeurs de RQ2 beaucoup plus élevés (Figs 3.65 et 3.66), ce qui semble aller à rencontre de notre hypothèse. 376 RQ2 = -0.232 x IH x 1O-2 + 1.184 R = 0.61 T-----1-----1----1—I----i-----1-----1-----1----r—j-----1-----1----1-----1—i-----1-----r- 50 100 150 200 250 300 350 400 450 500 550 Indice d'hydrogène (IH) mg HC g/COT Figure 3.73. Variations du rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) en fonction de l'indice d'hydrogène (IH) dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé des séries de subsurface du nord-est de la Gaspésie. 5 - A l'intérieur des Calcaires Supérieurs de Gaspé, le rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) montre une bonne corrélation avec l'indice d'hydrogène (Fig. 3.73). Etant donné les observations précédentes (3 et 4) et étant donné les lithologies très homogènes de ces unités stratigraphiques, où la matière organique appartient essentiellement au kérogène de Type II, cette corrélation (Fig. 3.73) corrobore l'hypothèse de l'influence de la maturation thermique sur la production d'hydrocarbures lourds. Cette relation (Fig. 3.73) suggère aussi que les hydrocarbures produits par Ia maturation thermique lors de l'enfouissement des séries restent emprisonnés avec le kérogène in situ. Ultérieurement, probablement par un craquage thermique plus poussé, ces hydrocarbures s'altèrent en bitumes solides. En effet, d'après les résultats de la pétrographie de la madère organique (Fig. 3.16), ces bitumes solides sont très abondants dans les séries calcaires. 6 - Les valeurs de température de craquage optimal du kérogène (Tmax) dans la nord-est de la Gaspésie sont en général plus élevées que dans l'île d'Anticosti (Fig. 3.74). Toutefois elles montrent aussi des variations plus erratiques en fonction de la profondeur. En effet, contrairement à la distribution des fréquences des Tmax de l'île d'Anticosti, le mode principal 377 Mo,de •Median? Puits de Ile d'Anticosti T = 441 °r max moyen ^^ ¦ ° "T i 1T 465 495 r"i-™r i i i 555 Puits du Nord-est de la Gaspésie -Mo,de ¦Median? T = 4S 1 *r max moyen ^J ¦ ** T—m—r 435 465 495 525 Température de craquage optimal du kérogène en 0C (Tmax) Figure 3.74. Comparaison entre les distributions des fréquences de la température de craquage optimal du kérogène (Tmax) des séries de subsurface du nord-est de la Gaspésie et de IiIe d'Anticosti. pour la Gaspésie (Fig. 3.74) montre une asymétrie négative (vers les petites valeurs) plutôt que positive. On observe toutefois des petits modes isolés aux valeurs de Tmax élevées. Ces valeurs élevées proviennent de la base de certaines séries (coupe de Rivière-au-Renard et puits Gaspé Nord, Gaspé Sud) et du sommet du puits Malbaie (Fig. 3.66). Ces dernières valeurs de températures corroborent l'hypothèse d'un remaniement de la matière organique suggéré par 378 les données de surface (Fig. 3.62 dans 3.4.2.1.2) et par la pétrographie (Figs 3.40 et 3.42 dans 3.3.3.3). Les coefficients de corrélations obtenus dans les coupes de Rivière au Renard (R = 0,89 o,005 435°C), l'évolution des valeurs de la variable Tmax en fonction de la profondeur des échantillons ne semble pas très digne de foi comme indicateur de maturation thermique. 6) Les valeurs de l'indice d'hydrogène dans les séries du nord-est de la Gaspésie sont en général plus faibles que celles observées dans l'île d'Anticosti. Bien que la maturation thermique des séries de subsurface de la Gaspésie (Fig. 3.41) soit un peu plus avancée qu'elle ne l'est dans l'île d'Anticosti (Fig. 3.38), la différence entre les facteurs de correction de l'effet de matrice des deux régions joue peut-être un rôle dans cette différence des valeurs de l'indice d'hydrogène. En effet, bien que des standards et une méthode identique (2.2.2.2.2b) aient été employés dans les deux régions, il ne faut pas oublier que, dans 111e d'Anticosti, les 380 valeurs de l'indice d'hydrogène corrigées pour l'effet de matrice sont souvent deux fois plus grandes que les valeurs non corrigées (correction de 100%). D'autre part, dans là Gaspésie, les valeurs de l'indice d'hydrogène n'augmentent en moyenne que de quinze à vingt pour-cent (15-20%) après correction. Cette comparaison est faite entre unités formées de calcaires ou de terrigènes fins. Les Grès de Gaspé montrent un effet de matrice négligeable (comparer IH versus IHC dans Appendice 4). O ro vu Figure 4,1 lion '5 J5 terr J O. Ui TJ # • O Figure 4.2 Figure 4.3 vr> g C !_ *fl its 1 <> Ü- UJ ¦o O ro vu Figure 4.4 in \o o o B O UJ O O D CT» ÏX5 \D Z LU CL CL O U LU Q LU O < UU E CM • « • • LU "-* 3 < Û. LL. Q < Z O N O C U— fl 4-* C ter CL LU -o 0* ? - • O \£t O O a O in « a> ¦o x» O O a OV O \0 Figure 4,5 386 LGPL STRATlCRA £ 2 * COT. T^TTÏÏT % MINERAUX ARGILEUX FRACTION < 2^m M 002 /H 001 ILLITE H ••¦• G-o Kl 40 -J- H002/H00IW CHLORITE H004/H003(oH I 2 3 1 * ¦ INDICE AIGU ILLITE .25.42 - ¦ ¦ 1.0 TELINITE Ro ESTIMÉ .¾,..,...¾?...! K» S W CI Ä IS ci 5 o • \ Ol :l 0» : \ o • \ \ à \ I o • / O • : J O • O • 0» d/ ¦-/ o> : \ o« : l O • a n O* • I o» Ol ,/ o» N.. / LEGENDE Mute I I Interstratifiés illite-smectite I I I I Smectite ^| IiINERALOGIQUE chlorite WZ\ Interstrstifiés chlorite-smectite E^ Gorrensite V7À Figure 4.6. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction inférieure à 2 [im, dans le puits LGPL, île d'Anticosti (Appendice 1 IB), Les profils siratigraphiques sont modifiés de Clark (1964), Roliff (1968) et Bertrand et al. (1975). Les pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite sont tirés de l'appendice 9A. 387 LGPL STRATI CRA e 2 r C.O.T. % nana % MINERAUX ARGILEUX FRACTION M6 -m 20 _1_ 75-----W H002/H001 ILLITE J___L ^L H0Û2/H00H») CHLORITE H004/H003(o) T-TT INDICE AIGU ILLITE I- • C — o "'¦¦' ¦ '¦¦¦ TELINtTE Ro ESTIMÉ I1O , 2,Q "i...........'" U in & O a x: a ? a \ l 'O •' \ O • \ LEGENDE MlHe I I Interstrâtifiés iìlite-smectite MINERALOGIQUE Chlorite p^vi interstratifié*chlorite-smectite Smectite m Corrensite[23 Figure 4.7. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction comprise entre 2 et 16 ujn, dans le puits LGPL, île d'Anticosti (Appendice IIB). Les profils strati graphiques sont modifiés de Clark (1964), Roliff (1968) et Bertrand et al. (1975). Les pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite sont tirés de l'appendice 9A. 388 NACP ATC(IA S C.O.T. % .«„IH4S TTiri[ 1111 % MINERAUX ARGILEUX FRACTION ^ 2^m 20 40 IO 10 H 002/HOOI ILLITE J_J___L .5 HOO2/HO0K«) CHLORITE H004/H00ï(o) I 2 3 ¦ , ¦ ' INDICE AIGU ILLITE N-• 6 —o .25 42 t.0 TELINITE Ro ESTIMÉ 1.0 2.0 ........'!'¦¦¦ '-* ¦ K» g IHI O 5 Ol o« t\ O • y •0 \ Ol O •' / O • : / m o» o* W o* ; i o« I m o* :/ O« \ LEGENDE Mute MINERALOGIQUE ChlorHe Interstratifiés iHite-smectite Interstratifiés chi ori te -smectite Smectite m Corrensite V/A Figure 4.8. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction inférieure à 2 (im, dans le puits NACP, île d'Anticosti (Appendice 1 IB). Les profils strati graphiques sont de l'INRS- Pétrole (1976). Les pouvoirs réflecteurs estimés de Ia télinite sont tirés de l'appendice 9A. 389 NAC P ST RATIGRA. UJ Ë Ck. COT. % % MINERAUX ARGILEUX FRACTIOK 2-16^m HOO?/H 001 ILLITE ¦ »•• C-o H0027HOOK») CHLORITE K004/HOOSto) INDICE AIGU ILLITE H- • C-o TÉLINITE Ro ESTIMÉ IM I oc UJ Ck. CK UJ 3 •?•?¦?•¦ 11111 ZO 40 «0 M .1 S I 2 3 i i i .5 1.0 IO ?0 kW ¦fi U4 <-> c» oc O O (D m 3 1- / I mm I (III \ • / • • o • , \ 9 • ; / O • • o \ cm \ o • • O • \ • • • — ] T UJ • * a *¦ m O •» IS e e> C -M % -M > i I LEGENDE IHHe I I Interstratifiés illite-smectite | | ] | Smectite H MINERALOGIQUE chlorite [:;:;:;:;:;i Interstratifiés chlorite-smectite \=\ Correrete V7À Figure 4.9. Profils des résultais de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction comprise entre 2 et 16 um, dans le puits NACP, île d'Anticosti (Appendice 11B). Les profils strati graphiques sont de ÎTNRS-Pétrole (1976). Les pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite sont tirés de l'appendice 9A. Figure 4.10. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction inférieure à 2 Jim, dans le puits ARCO, île d'Anticosti (Appendice IIB). Les profils stratigraphiques sont de ÎTNRS-Pétrole (1974). Figure 4.11. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction comprise entre 2 et 16 (im, dans le puits ARCO, île d'Anticosti (Appendice IIB). Les profils stratigraphiques sont del'INRS-Pélrole(1974). ARCO STRATIC(EA. C.O.T. % !.«A4 J 22 %• MINERAUX ARGILEUX FRACTION < 2/Am 20 40 -L- IO IO H 002 /HOO ILLITE «¦¦•• G — o H002/H00H» CHLORITE H004/H003(o t 2 S * ¦ ¦ INDUE AIGU ILLITE «¦••• 6 —o .25.42 IjO 390 TÉLINITE Ro ESTIME 1.0 1.5 ZO 25 ..... ¦ ¦ ' KRt a ä fi Sb SS a tS1 t=i ? 2 s 13 13 T-- re iti O m s & Ei F EI SE I- 2- 3- 1\ V :*IIIIE o« o* O* W \ Z/ W O* // 0» 1 ;\ o • / • O \ o« A o» O • O • ; l o • o» .7 o« 1\ o» o • // O • ¦/ D • • \ O I / .1 O* / / / O* O* O* W o» M O • O* A O • :7 a» I \ o • \ O* Figure 4.10 ARCO STKATlCtA. I I Suffi coi % MINERAUX ARGILEUX FRACTION 2-ie^m H002/H00I LLITE 20 H002/HOOU«) CHLORITE H004/H0034O) I 2 3 IHDICf AIGU ILLITE N-* C — o J 1.0 ¦ '.....¦.....' 391 TÉLINITE Ro ESTIMÉ 1.0 1.5 2.0 2.5 "¦ ¦- J -¦_ & la Ä m RfH *s a *? *? a r*r Ei ii xà S1 S1 ^: rx hi o 2 1 H2: I- Z- 3- ^:>:1 \ o • !/ O* 9 /; •o O* •\ ;\ o • ô • U il il j\ O » 1 Figure 4.11 392 LGCP 2Ï4T % MINERAUX ARGILEUX FRACTIOK < 2^m 20 40 H 002 /H 001 ILLITE N • G-o .S ¦ ' ¦ ' H002/H00II« CHLORITE H004/H0Q3N I Z S J__i__u INDICE AIGU ILLITE N- •C—o .25.42 1.0 l i i TELINITE Ro ESTIMÉ 10 15 2.0 ntl I I S •o 9f \ o • O • o N« ?\ o », ,y LGCP STIATICIA e m S i C.O.T. % ^u Tnn MINERAUX ARGILEUX FRACTION 2-16^m 10 «L. 40 -L. 60 IO H002/HOOI ILLITE N-¦• C-t I I I H0Û2/HQGH« CHLORITE H004/H0031O) TTT INDICE AIGU ILLITE L=A N- 111 il 111 ¦'¦' " TELINITE Ro ESTIMÉ 1.0 2D UiUUilUULUU ÎI U ; 0 I ïfi rollili m III i I- LEGENDE lllite I I Interstratifiés illite-smectite I I I I Smectite |H MINERALOGIQUE chlorite [^ Interstratifiés chlorite-smectite [=¾ Corrensite £23 Figures 4.12 et 4.13. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction inférieure à 2 (im (Fig. 4.12) et comprise entre 2 et 16 ^m (Fig. 4.13), dans le puits LGCP, île d'Anticosti. Sources des profils stratigraphique et du Ro estime explicitées dans la Figure 4.6. 393 SANDTOP STRATlCRA. S s COT. % J4JJIH« % MINERAUX ARCILEUX FRACTION -c 2^m H 002 /H 001 ILLITE C—o H002/N00K») CHLORITE H004/K00)(o I 2 3 INDICE AICU ILLITF »¦••• e —o .25.42 1.0 ...J-L.......-I._ TELINITE Ro ESTIMÉ 2.0 nul i I £ Ka 5 t*C 7T^ r^ 33 O a 2ZI ^=3 O • é / •O \ : •O / I • O / ; • O O • / / \ O I / O • ;/ i\ . \ o» N _ LEGENDE Mlite |___) Interstratifiés illite-smectite MINERALOGIQUE Chlorite RTx^i interstratifiés chlorite-smectite Smectite H Corrensite V/A Figure 4.14. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction inférieure à 2 fini, dans le puits Sandtop, île d'Anticosti (Appendice IIB). Les profils strati graphiques sont modifiés de Petryk (198Id). Les pouvoirs réflecteurs estimés de la téliniie sont tirés de l'appendice 9A. 394 SANDTOP STitT eat S COT. % ^ïïïïffl % MINERAUX ARGILEUX FRACTION 2-16^m TS—îô—R—TT 111 ¦ HOO?/«001 ILLITE I • fi-o 1^-J MOO?/HOOK«) CHLORITE H004/H003(o) 1 M INDICE AICU ILLITE «¦•¦ • C- e .S 1.0 "¦'....."¦' TÉLINITE Ro ESTIMÉ LO 2fl ¦ ¦"¦¦¦¦¦'¦¦¦¦'¦ Ul Ä ta 3 3= ai 1P I-- 1P" a A / i r •o /. • O Yb O \ O P. •o \ O • LEGENDE Hüte MINERALOGIQUE Chloritef^ :nterstratifiés illite-smectite I I I I Smectite |B ^ Corrensite V/A Wï$i Interstratifiés chlorite-smectite Figure 4.15. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction comprise entre 2 et 16 Jim, dans Ie puits Sandtop, île d'Anticosti (Appendice 1 IB). Les profils stratigraphiques sont modifiés de Petryk (198Id). Les pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite sont tirés de l'appendice 9A. 4. GEOLOGIE DES ARGILES 395 4.1 DANS L'ILE D'ANTICOSTI 4.1.1 Introduction La minéralogie des argiles de la fraction inférieure à 2 p.m des échantillons de surface de l'île d'Anticosti est illustrée à partir de cinq indicateurs dont les valeurs analytiques sont cartographiées en appendice 12A à 12E: IAN : l'indice d'aigu de l'illite sur préparation naturelle, IAG : l'indice d'aigu de l'illite sur préparation glycolée, %IS : le pourcentage des interstratifiés illite-smectite, %Ch : le pourcentage de la chlorite et %Cor : le pourcentage de la corrensite. Ces variables sont celles qui sont les plus sensibles face aux variations diagénétiques et sédimentologiques dans les séries de surface de l'île d'Anticosti. Pour interpréter les variations de ces indicateurs, on a dressé des cartes d'isovaleurs (Figs 4.1 à 4.5) à partir des appendices 12A à 12E. Afin d'interpréter plus facilement les résultats, les données de la subsurface (Figs 4.6 à 4.15) sont simultanément invoquées avec celles de la surface. Les tableaux de compilations de l'ensemble des résultats analytiques sont rassemblés dans l'appendice 11. Afin de comparer l'évolution des minéraux argileux avec l'augmentation de la maturation thermique, un profil des valeurs du pouvoir réflecteur estimé de la télinite accompagne les profils des argiles. Les influences de la diagenèse thermique et les néoformations d'argiles sont normalement plus évidentes dans la fraction inférieure à 2 |im. D'autre part, dans les séries relativement peu évoluées, l'influence du détritisme se fait normalement sentir sur la fraction plus grossière des argiles (2 à 16 ^m dans les figures). Les résultats obtenus dans les deux fractions sont donc illustrés et interprétés en fonction de ces deux postulats. Les rapports de hauteur des pics de la chlorite (H002/H001 et H003/H004), illustrés dans les figures 4.6 à 4.15, sont ceux des 396 préparations glycolées pour la fraction inférieure à 2 |im, et des préparations naturelles pour la fraction comprise entre 2 et 16 |im. 4.1.2 Observations 4.1.2.1 Le groupe des micas et des interstratifiés illite-smectite Dans la partie de la discussion traitant de l'étude de ce groupe des minéraux argileux, les variations: A) de l'indice d'aigu de l'illite sur préparations naturelles et du pourcentage des interstratifiés illite-smectite, B) de l'indice d'aigu de l'illite sur préparations glycolées et C) du rapport des hauteurs de pics H002/H001 de l'illite, sont successivement abordées. A - L'indice d'aigu de l'illite sur préparations naturelles et le pourcentage des interstratifiés illite-smectite D'après la littérature, l'indice d'aigu de l'illite est un important indicateur de diagenèse (Kubier, 1968). La carte de l'indice d'aigu de l'illite sur préparations naturelles (Appendice 12A) montre une étendue de valeurs (0,44 à 1,85°26) qui implique, d'après la figure 1.7, toute Ia catagenèse, la limite de l'anchizone étant fixée à O,42°20. A l'ouest des rivières aux Saumons et Chaloupe, les valeurs de l'indice d'aigu de l'illite augmentent régulièrement de la Formation de Vauréal à la Formation de Jupiter (Appendice 12A) et les lignes d'isovaleurs sont subparallèles aux contacts lithologiques (Fig. 4.1). Cette zonéographie des valeurs suggère deux conclusions: a) les Formations d'EUis Bay à Jupiter (Fig. 4.1: IAN > ,.8) appartiennent à la partie supérieure de la catagenèse (Fig. 1.7: zones 3 et 4) alors que la Formation de Vauréal (Fig. 4.1: IAN < 0,8) fait partie de la zone inférieure de la catagenèse (Fig. 1.7: zone à gaz sec diagénétique ou zone 5), 397 b) les séries de l'île d'Amicosti, subhorizontales lors de l'enfouissement maximum, ont basculé dans leur position actuelle après la maturation thermique. Ce basculement tectonique post-maturation (diagenèse pré-tectonique) permet de cartographier la zonation croissante de la maturation thermique du sud vers Ie nord de HIe d'Anticosti. Ces conclusions contredisent celles de la pétrographie de la matière organique (Chapitre 3) qui suggèrent que l'ensemble de la surface de l'île d'Anticosti appartient à la fenêtre à huile potentielle (Fig. 1.6: zone 3) et que la maturation thermique est post-tectonique. L'examen des cartes de zonations des valeurs des indicateurs (Figs 4.1 et 4.3) et des profils des puits (Figs 4.6 et 4.15) apporte des éléments de réponse à cette impasse en suggérant que les variations de l'indice d'aigu de l'illite sur préparations naturelles sont surtout fonction de l'héritage ou des modifications dans les milieux de dépôts. En effet: a) à l'exception du puits ARCO (Fig. 4.10), les valeurs de l'indice d'aigu de l'illite dans les séries de subsurface ne montrent aucune corrélation négative avec l'enfouissement. Dans la fraction inférieure à 2 |im, les valeurs élevées de l'indice d'aigu de l'illite, suggérant un niveau de maturation thermique ne dépassant pas le début de la catagenèse, sont observées dans les formations siluriennes (NACP, ARCO et Sandtop), tout en haut des puits, et dans la Formation de Macasty (LGPL, NACP, LGCP et Sandtop), près de la base. Entre ces deux portions de séries (Formation de Vauréal), l'indice d'aigu de l'illite frôle souvent la limite de l'anchizone (IA = 0,42°29). Dans le puits Sandtop (Fig. 4.14), on observe le même phénomène dans la Formation de Long Point, un équivalent latéral de la Formation de Vauréal. b) En surface comme en subsurface, les unités stratigraphiques montrant des valeurs élevées de l'indice d'aigu de l'illite sont aussi les plus riches en interstratifiés illite- smectite (Figs 4.1, 4.3 et 4.6 à 4.15). c) Contrairement à la zonation du pouvoir réflecteur estimé de la télinite (Fig. 3.38), la zonation de l'indice d'aigu de l'illite et du pourcentage d'interstratifiés illite-smectite montre des courbes d'isovaleurs parallèles aux contacts lithostratigraphiques (Figs 4.1, 4.3). 398 Frac- Minéralogie, Formations lions rapp. de pics 10 20 30 40 b 40 s 45 50. 60 70 80 90 illite 64 68 50 59 59 33 49 49 55 52 64 chlorite 8 11 12 23 17 42 25 16 14 7 U corrensite 0 0 0 0 9 0 4 1 0 0 0 interstratifiés I/S 20 20 35 16 13 10 19 33 30 33 22 H002/H001Ì11.N 0.32 0,34 0,29 0,41 0,46 0.44 0,56 ,37 0,45 0,40 0,32 indice d'aigu Ul. N 0,63 0.92 0.99 0.71 0,68 0,64 0.89 1,04 0,98 1,41 0,86 indice d'aigu ill. G 0,46 0,72 0,56 0,52 0,51 0,45 0,55 0,48 0.60 0,58 0,53 H002/H001 ch. N 1.27 1,94 2,01 2,08 1.34 1,12 1,40 1,30 1,43 2,06 1,32 H002/H001 ch. G ¦ 1,44 2,23 1.87 2.37 1,70 1.22 1,59 1,46 1,53 2,33 1,70 H0O4/H003 ch. N 1,46 1,47 1,47 1,73 1,61 1,50 1,47 1.31 1.41 1,70 1.70 î illite 64 49 53 57 47 50 63 54 56 68 chlorite 18 19 32 31 48 35 26 21 20 22 corrensite 0 0 0 7 0 4 0 0 0 0 interstratifiés I/S 15 26 17 4 5 11 11 " 24 24 9 H002/H001 illite N - 0,38 0,45 0,40 0,40 0,43 0,44 0,36 0,42 0,41 0,33 indice d'aigu illite N - 0,41 0,32 0,33 0,27 0,27 0,29 0,22 0,30 0,26 0.25 H002/H001 chlo. N - 3,23 3,05 2,76 2,25 1,78 2,12 2,42 2.37 2,87 2,28 H004/H003 chlo. N - 2,44 2.18 2,17 2,18 1.96 1,96 1,97 1,97 2.70 1,48 Tableau 4.1. Valeurs moyennes par formation des variables des argiles de surface et de subsurface de l'île d'Anticosti. Les valeurs sont calculées à partir des données des Appendices 1IA et B. Les codes des formations sont explicités dans l'Appendice IA (40: b = base argileuse, s = sommet calcaire). Chlo. - chlorite. I/S = interstratifiés illite-smectite. N = préparations naturelles. G = préparations glycolées. 399 SURFACE .75' r* 7' • * .A CN g 0 5.65 • • • igu en liées ( Ul . ut o\ • **JtT%9^— • ¢0 ° ¦o =r> -5 2 *>.45- >;. *. • ¦5 °- 4. £ *2J * iag= .143 x IAN + .406 " Q -35 • • R = 0.44 .3- • T---------1---------1----------1----------1---------1---------1----------1----------1----------1---------- i----------1----------1----------1----------1---------1 M ID e < ^^m C •w 0> W 3 a CD sQi CI O • U 1D O r—^ 0) CO U I^ ¦ ¦o a C «0) L- Q. .9- .8 .7 .6 .4 ,3- .4 .6 .8 1 1.2 1.4 1.6 1.8 Indice d'aigu de rilute en °2 8 préparations naturelles (IAN) SUBSURFACE IAG =251 x IAN + ,345 m R = 0.57 B .4 .6 .8 1 1.2 1.4 1.6 Indice d'aigu de rilute en °28 préparations naturelles (IAN) ure 4.16. Variations des valeurs de l'indice d'aigu de l'illile sur préparations glycolées, fraction inférieure à 2 fim, en fonction des valeurs sur préparations naturelles des données de surface (A) et de subsurface (B) de nie d'Anticosti. 400 Ai IA SURFACE 5 *H'A16 • . • iE 2 .35] IA16= .259 x IAG + .126 • ••• • • A •• R = 0.43 .55 .6 .65 .7 .75 .8 .85 Indice d'aigu de l'ilìite en °28, fraction < 2]irx\ préparations glycolées Figure 4.17. Variations des valeurs de l'indice d'aigu de l'illile entre la fraction granuloméixique inférieure à deux micromètres (< 2u,m) et la fraction comprise entre deux et seize micromètres (2 - 16 u.m) pour les échantillons de surface (A) et de subsurface (B) de l'île d'Anticosti. B - L'indice d'aigu de l'illite sur préparations glycolées Tant dans les données de la surface que de Ia subsurface, les valeurs de l'indice d'aigu de l'illite sur préparations glycolées sont toujours inférieures à celles sur préparations naturelles (Fig. 4.16 et Tab. 4.1). 401 Dans les échantillons de surface, la zonation de l'indice d'aigu de l'illite sur lames glycolées (IAG: Fig. 4.2) montre une alternance de bandes parallèles aux unités stratigraphiques, semblable à la zonation sur préparations naturelles (IAN: Fig. 4.1). Bien qu'elle soit moins évidente que sur les préparations naturelles, la zonation sur préparations glycolées montre des valeurs plus grandes dans les séries siluriennes que dans les séries ordoviciennes. C'est aussi ce que suggère la pente positive de la droite de régression entres IAG et IAN pour les données de la surface (Fig. 4.16A). Sur les profils des puits, les valeurs de l'indice d'aigu de l'illite sur lames glycolées (IAG) ne montrent aucune tendance, croissante ou décroissante, en fonction de la profondeur des échantillons (Figs 4.6, 4.8, 4.10, 4.12 et 4.14). Toutefois, des variations locales importantes de l'IAG apparaissent sur tous les profils, sauf dans le puits ARCO. Les variations maximales des valeurs de l'IAG sont observées dans la Formation de Mingan (IAG compris entre 0,2 et 0,9), qui montre aussi la valeur moyenne la plus élevée pour cette variable (Tab. 4.1). Les profils de l'IAG épousent alors grossièrement ceux de TIAN comme le confirme la corrélation entre ces deux indicateurs (Fig. 4.16B). L'indice d'aigu de l'illite sur lames glycolées étant surtout le reflet du matériel hérité, les corrélations illustrées sur les figures 4.16A et 4.16B suggèrent que les caractères de l'ensemble de ces minéraux micacés sont essentiellement le reflet de leur héritage et que la maturation thermique des séries n'est pas assez poussée pour avoir effacé ces caractères. Toutefois, la valeur du coefficient de corrélation calculée à partir des données de la subsurface (Fig. 4.16B: R = 0,57) est plus grande que celle des séries de la surface (Fig. 4.16A: R = 0,44). Ce phénomène est indicateur d'une homogénéisation plus poussée du matériel illitique et suggère que la maturation thermique est un peu plus élevée en subsurface qu'en surface, et plus grande dans le puits ARCO que dans les autres puits. En surface comme en subsurface, les valeurs de l'indice d'aigu de l'illite de la fraction fine (< 2|im) des préparations glycolées sont positivement corrélées à celles de la fraction grossière (2 - 16 firn) (Fig. 4.17A et B). La valeur du coefficient de corrélation entre les deux variables est toutefois plus élevée dans les séries de la subsurface que de Ia surface, ce qui indique que le 402 g 0.8 t CS v 0.7 + C O U (D L. Q) O O 0.6 ¦ 0.5 ¦ 0.4 ¦ 0.3 - CS O O X 0.2 Préparations naturelles ¦ o 4 44 44 4 O D O O OO 4 0O D O O <4 4 v B 4 4 S« 4 . ¦ 4B BD LEGENDE 4 Fm Vauréal O Fm Ellis Bay B Fm Becscie a Fm Gun River A Fm Jupiter A Fm Chicotte . D4 S * ? 4B* 4 O CATA.INF. ----------1 Dt4BD CATAGENESESUPERIEURE ----------1----------------1----------------1— A £ es V 0.4 0.7 t 0.6 0.5 + 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1..8 2.0 CS 0.2 + O O 0.1 Préparations glycolées B ^ 0.4 + o 0.3 J-- -.--S-«8- ANCHIZONE ——t----------------h 40 8c ° 40 4. A (4 0 44# 4 <>B «A * DvO 4** B4 B4S .4.B . . .4." ¦ B *-? °. ¦¦¦?¦.IIA...!.. P Ä D n Z CATAGENESE INFERIEURE H--------------1---------------1--------------1— 0.30 0.35 0.40 0.45 0.50 0.55 0.60 0.65 Indice d'aigu de lîllite en °29 0.70 0.75 Figure 4.18. Variations des valeurs du rapport H002/H001 en fonction de l'indice d'aigu de l'illite dans la fraction fine (< 2 jim), dans les échantillons de surface de nie d'Anticosti. Préparations naturelles (A) et glycolées (B). 403 p 0.60 T N 0.55 + C 0.50 ¦ ¦ O t) 0.45 ¦ (D L. *- 0.40 + ZL 0.35 + ^ 0.30 ¦¦• O X 0.25 + CS O O X 0.20 + 0.15 0.2 g 0.55 T 5 0.50 + C ° 0.45 ¦ +¦> u £ 0.40 •¦ s- « 0.35 ¦ Z 0.30 •¦ § 0.25 • ¦ CM 0.20 + S O O x 0.15 5 A rsi o s: Préparations naturelles : o ° : A O : o° : ° OO O ¦ ? O O ¦ «> O ° ° ¦ : °o °- a ° : a0 0A ° : °o ¦ 0 ? : - *°i •: u D ? G ¦ r > *° n ; n D ¦ : CATAGENESEINF. : ¦ CATAGEN. SUP. 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 Préparations glycolées 1.6 ANCHIZONE ------1-------------------t- OD 0 ? 0^ r-,^ ° oo o o O OO 0< O O* * ? 0!0 0,42 °26), bien que dans les Formations de Vauréal à Chicotte, les valeurs de l'indice d'aigu de l'illite suggèrent que le niveau de maturation thermique est anchizonal à épizonal (Tab. 4.1: IA- 0,25 °26) (voir Fig. 1.7). C - Le rapport des hauteurs de pics H002/H001 de l'illite Les valeurs du rapport H002/H001 de l'illite varient en fonction de la teneur en fer par rapport à la teneur en aluminium dans la couche octaédrique des feuillets (Brindley et Brown, 1980). La valeur du rapport est d'environ 0,5 dans la muscovite (le pôle alumineux) et de 0,2 dans la biotite (le pôle ferreux). Dans les figures 4.18 et 4.19, qui sont des diagrammes modifiés d'Esquevin (1969), la limite du rapport H002/H001 de l'illite égale à 0,3 sert à séparer grossièrement les micas trioctaédriques, magnésiens ou ferrifères, des micas dioctaédriques et alumineux. Un diagramme montrant les valeurs du rapport H002/H001 de l'illite en fonction de l'indice d'aigu de l'illite sur préparations naturelles (Fig. 4.18A), prouve que les formations occupent des champs de variations différents: 405 a) la Formation de Vauréal occupe presque tout le champ de variations du rapport H002/H001 de l'illite mais montre les valeurs de l'indice d'aigu de l'illite les plus basses, b) la Formation de Jupiter montre, en moyenne, les valeurs les plus élevées de l'indice d'aigu de l'illite et les valeurs du rapport H002/H001 de l'illite à la limite des illites alumineuses et ferrifères ou magnésiennes, c) la Formation d'Ellis Bay contient les micas les plus alumineux, d) les Formations de Chicotte et de Becscie, formées dans les environnements de dépôts les plus agités des séries de la surface, contiennent les micas les plus ferrifères, e) la Formation de Gun River est intermédiaire entre les Formations de Jupiter et de Becscie. Ces résultats suggèrent que les formations ordoviciennes sont plus matures que les formations siluriennes mais montrent aussi que les apports en minéraux argileux évoluent au cours du Silurien et que les milieux de dépôts les plus carbonates (Formations de Becscie, Chicotte et Gun River) favorisent la présence de minéraux argileux plus ferrifères. En diminuant considérablement, les valeurs observées de l'indice d'aigu de l'illite des préparations glycolées suggèrent que la fenêtre à huile potentielle est partout dépassée (Fig. 1.7) et que l'ordre des formations sur l'abscisse de la figure 4.18B ne concorde pas du tout avec l'ordre d'enfouissement des formations. Plus basses que sur les préparations naturelles (Fig. 4.18A), les valeurs du rapport H002/H001 sur préparations glycolées (Fig. 4.18B) indiquent toujours que les illites des séries siluriennes et carbonatées sont aussi plus ferrifères ou magnésiennes que celles des Formations plus terrigènes d'Ellis Bay et de Vauréal. Ces observations mettent en évidence l'importance de l'héritage sur la minéralogie des argiles des séries de surface de l'île d'Anticosti. La figure 4.19, construite à partir des données de la subsurface, montre que chaque unité strati graphique a un champ de variations caractéristique. Aucune relation évidente avec la maturation thermique des séries n'est observée (Fig. 4.19A). D'après la réflectance de la 406 ILLlTE (Fe= .1 ; K = .98) =50« INTER. ILLITE-SMECTITE (ill. 85;sm.15; f. portée = 0.5 ) = 30 % CHLORITE (Tri-Tri; Fec sil = .7, Fec hyd= .75) = 20 « 001 ill. 002 ch. COMPOSITION DU MELANGE 003 (ill.+ IS r.) H001/H002 illite = 0.47 H001/H002 illite = 0.70 002 (ilì.+ ISr.) 5.0 A/J 003 ch. 003 (ill.+ISr.) 004 ch. J___i___L J__.___I___.___L 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 Angles du goniomètre en ° 2 6 Figure 4.20. DiffractOgramme théorique d'un échantillon contenant des interstratifiés illite-smectite longs, partiellement réguliers (facteur de portée = 0.5). A) Deux couches d'éthylène glycol dans la smectite, B) deux couches d'eau dans la smectite. Le patron du diffractogramme est calculé avec le programmme de Reynolds (1985). 111. = illite, ch. = chlorite, IS r. = interstratifiós illite- smectite réguliers, sm. = smectite. C. sii. = couche silicatée, c.hyd. = couche hydroxyde, f. portée = facteur de portée (Reichweite). Fe = fer, K = potassium. matière organique (Fig. 3.39), les niveaux de maturation thermique de ces séries couvrent pourtant un large spectre de valeurs. Dans les Formations de Macasty et de Mingan, les argiles suggèrent même des niveaux de maturation thermique inférieurs à ceux de la matière 407 organique. Ce dernier résultat suggère qu'il y a des néoformations tardives de minéraux illitiques ou un retard considérable de l'évolution des argiles dans ces formations. Lé traitement au glycol d'éthylène des préparations d'argiles des échantillons de subsurface ne diminue pas, comme il le fait avec ceux de la surface (Fig. 4.19A), les valeurs du rapport H002 / HOOl de l'illite (Fig. 4.19B). Les champs de variations des variables, illustrées en fonction des unités stratigraphiques, restent quand même très individualisés. Si on exclut les données des Formations de Romaine et de Macasty, lithologiquement très spéciales, on observe la corrélation négative suggérée par Esquevin (1969) entre ces deux variables. II semble toutefois évident, d'après le secteur du diagramme occupé par la Formation de Mingan, que les variations observées sont indépendantes du niveau de la maturation thermique des séries (Fig. 4.19B). Les valeurs élevées du rapport H002/H001 de l'illite avant la saturation au glycol d'éthylène et la diminution importante des valeurs après la saturation suggèrent que la fraction argileuse fine des échantillons de surface contient des interstratifiés illite-smectite partiellement réguliers. La figure 4.20 illustre un exemple théorique, qui simule un échantillon montrant ces variations du rapport H002/H001 de l'illite. Dans la préparation naturelle, le pic 002 des micas est élevé parce qu'il y a interférence entre le pic 002 de l'illite et le pic 003 de Ia smectite. La saturation au glycol d'éthylène déplace la raie de la smectite et fait disparaître cette interférence, d'où la diminution de la hauteur du pic. Une explication en terme de maturation thermique n'est pas impossible pour expliquer la présence, en surface seulement, de ces interstratifiés illite-smectite. Toutefois, là distribution lithostratigraphique des valeurs élevées (Tab. 4.1) suggère un contrôle lithologique ou sédimentologique dont la nature reste à préciser. En effet, 95 pour-cent des préparations dans la Formation d'Ellis Bay, 25 pour-cent de celles de la Formation de Vauréal mais seulement un autre échantillon de Ia Formation de Gun River montrent des valeurs du rapport H002/H001 de l'illite supérieures à 0,50 (Appendice 1 IA). 408 A l'autre pôle des variations, caractérisé par Ia présence d'interstratifiés probablement glauconieux et riches en fer, la Formation de Macasty montre la valeur moyenne du rapport H002/H001 de l'fflite Ia plus faible (Tab. 4.1: égale à 0,29 dans sa fraction inférieure à 2 |im). 4.1.2.2 Le groupe de la chlorite Dans Ia partie de la discussion traitant de l'étude de ce groupe de phyllosilicates, sont successivement abordées les variations: A) du pourcentage de la chlorite, en fonction de la paléogéographie et des fractions granulométriques des préparations, B) des rapports des hauteurs de pics H002/H001 et H004/H003, en fonction des fractions granulométriques et C) des corrélations entre rapports des hauteurs de pics H002/H001 et H004/H003 en fonction des environnements de dépôts. -640OO O O O OOOOOOOOOO 0^0 O 0000000000 Oj^a oooooooo "". OdOOOOOOOOOOOOO ooooooooooooooooo oooooooooooooooo OOOOOO0OO0OOOOO O O O O O O SJ O O O O O O O %fV O O O O O O O O O t^J OOOOOOOOO OOOOOOOOO O O O O O O O O O O O O Direction des paléocourants O O O 0 0 0 FACIES Calcaires-shales-grès Calcaires-calcschistes Calcaires O O O O O O O O O O O O O O O O O , O O O O O * O O QjfÔ O O .OKO O O O O 0 0 0 0 0 O O O O O 25 km Figure 4.21. Palcogéographic de la platc-formc de Hic d'Anticosti entre l'Ordovicicn supérieur cl le Silurien moyen. Modifié de Pclryk (19810- 409 A - Le pourcentage de la chlorite, en fonction de la paléogéographie et des fractions granulométriques La zonation du pourcentage de la chlorite de la fraction 2 à 16 \im sur la surface de l'île d'Anticosti montre que l'abondance de la chlorite caractérise la Formation d'Ellis Bay (Fig. 4.4). Dans les formations adjacentes, le pourcentage de chlorite diminue de part et d'autre de la zone d'affleurement de la Formation d'Ellis Bay, c'est-à-dire en fonction de l'éloignement stratigraphique de cette formation. A l'intérieur de la Formation d'Ellis Bay, le pourcentage de chlorite augmente de façon très significative de l'ouest vers l'est. Le même phénomène est perceptible dans les autres formations à l'extrémité est de la région étudiée. La paléogéographie de Hle d'Anticosti pour la période comprise entre l'Ordovicien et le Silurien (Fig. 4.21) permet d'expliquer cette distribution particulière de la chlorite. En effet, d'après Petryk (198If), un littoral se trouvait au nord-est de l'île, et des sédiments siliciclastiques étaient apportés sur la plate-forme carbonatée par des courants venant de cette direction. Une gamme de faciès, carbonates à terrigènes, suivaient les contours de ce littoral selon la paléogéographie illustrée dans la figure 4.21. Or, la zone actuelle des affleurements de la Formation d'Ellis Bay coupe très obliquement les courbes d'isofacies. La diminution du pourcentage de la chlorite, de l'est vers l'ouest de l'île d'Anticosti, est donc le reflet de l'éloignement de la plate-forme carbonatée de la source des sédiments terrigènes et de son influence sur la minéralogie des argiles des sédiments. En subsurface, c'est le membre I de la Formation de Vauréal, le plus terrigene des membres (Fig. 1.4), qui est caractérisé par la plus grande abondance de la chlorite. Le niveau repère riche en chlorite, que constitue la Formation d'Ellis Bay en surface, n'est pas observé dans les sondages qui traversent cette formation (NACP et ARCO). Cette absence du pic de la chlorite, au niveau de la Formation d'Ellis Bay, s'explique par la paléogéographie de la région dans la période de passage de l'Ordovicien au Silurien (Fig. 4.21) qui suggère que les puits ARCO et NACP sont implantés à l'extérieur de la limite d'influence des courants qui apportent des sédiments terrigènes dans la plate-forme carbonatée. 410 50n 45 E vo — 35-1 «¦301 C 2 25H O £ 2OH X de chlorite A Ct6 = 0.927xC2 + 14.3 R = 0.66 C16= 1.146 x C2 + 7.2 R = 0.84 Subsurface 20 30 Fraction < 2jim —r- 40 2 —i 60 Figure 4.22. Variations des pourcentages relatifs en chlorite de Ia fraction argileuse des échantillons de la surface (A) et de la subsurface (B) de nie d'Anticosti. Les points vides appartiennent à la Formation d'Elus Bay (A) ou à la Formation de Long Point (B). La ligne pointillée prolonge la droite de régression au delà des points expérimentaux. En surface comme en subsurface (Fig. 4.22A et 4.22B), des relations statistiques fortes et similaires sont observées entre le pourcentage de chlorite dans la fraction inférieure à 2 (im et dans la fraction grossière des argiles (2 - 16 |im): 411 a) les deux fractions granulométriques répondent dans la même proportion à une augmentation du pourcentage de chlorite (pentes autour de 1), 4^(H16C) T------¦-------1------>------r 1.25 1.5 1.75 a> Z E O ^ 3.5H 45I(H16O 4- H16C = 923 x H2C +954 R = 0.82 Subsurface (H2C) -i—i—i—i—i—i i i— .75 1 1.25 1.5 1.75 —i—i—i—i—i—i—i— 2 2.25 2.5 2.75 3.25 H002/H001 chlorite, fraction < 2jim Figure 4.23. Variations des valeurs du rapport H002/H001 de Ia fraction fine (<-2 um) de la chlorite en fonction du rapport H002/H001 de Ia fraction grossière (comprise entre 2 et 16 um) des échantillons de surface et de subsurface de l'île d'Anticosti. Les points vides représentent les échantillons contenant de la corrensite (A) ou ceux qui sont exclus du calcul de la droite de régression (B). 412 b) sous le seuil de 33 ou 35 pour-cent, la chlorite est significativement plus abondante dans la fraction grossière (comprise entre 2 et 16 Jim) que dans la fraction fine (< 2 ^m), c) mais au-dessus de cette limite, la teneur en chlorite dans la fraction fine égale, et peut même dépasser, la teneur incluse dans la fraction grossière. Les seuls échantillons montrant des teneurs en chlorite dans la fraction fine qui sont plus grandes que 33 ou 35 pour-cent proviennent de la Formation d'Ellis Bay, en surface (Fig. 4.22A), et de la Formation de Long Point (Fig. 4.14 et 4.15), en subsurface (Fig. 4.22B). Dans le puits Sandtop, la chlorite observée dans la Formation de Long Point masque vraisemblablement la zone d'acmé de la chlorite que l'on devrait observer dans la Formation d'Ellis Bay, sous-jacente et biostratigraphiquement équivalente à la Formation de Long Point, mais dont les limites lithostratigraphiques sont très approximatives. En effet, la Formation de Long Point est caractérisée par deux maxima sur les profils du pourcentage de Ia chlorite (Figs 4.14 et 4.15) pouvant correspondre respectivement aux Formations de Vauréal et d'Ellis Bay. Ces observations sur la distribution de la chlorite, suggèrent que les variations de la minéralogie des argiles des séries de l'île d'Anticosti sont les reflets de changements d'apports détritiques plutôt que de l'enfouissement des séries et que les sédiments terrigènes des Formations de Long Point et d'Ellis Bay ont une origine commune. B) Us rapport des hauteurs de pics H002/H001 et H004/H003, en fonction des fractions granulométriques Les valeurs des rapports H002/H001 et H004/H003 de la chlorite reflètent la composition chimique en métaux lourds, le chrome mais surtout le fer, par rapport au magnésium dans les couches octaédriques si la chlorite est trioctaédrique, mais par rapport à l'aluminium dans les couches octaédriques si la chlorite est dioctaédrique (Oinuma et al., 1972; Brindley et Brown, 1980). Les valeurs élevées des rapports reflètent la présence de chlorite riche en fer. Dans les chlorites trioctaédriques, le rapport H002/H001 est surtout influencé par la teneur en fer dans la couche interfolière ou hydroxyde alors que le rapport H004/H003 est surtout influencé par la 413 'E O U Ki O O X s O O 3.4- ^ J up 1 75] fraction < 2jim 0) 1.7 U 1.65 O !c 1.6- O 1 SS. ï"> O O 1.Ò Z ^ 1.45 ^r O 1 4- O T 1.4b • 1.3 2.8 2.4 fraction 2-16 jim B t~ 1I------1------1------r 1.6 1.8 2 2.2 2.4 2.6 2.8 H002/H001 chlorite 3.2 3.4 Figure 4.25. Valeurs moyennes par formation du rapport H0O4/H003 de la chlorite en fonction du rapport H002/H001 (préparations glycolées lorsque < 2 um): A) de la fraction fine des argiles (< 2 um) et B) de la fraclion grossière (2 - 16 um). Les lignes épaisses sont les lieux des chlorites symétriques (Reynolds, 1985), tri-tri ou di-di (couche silicatée - couche hydroxyde). Les flèches montrent l'ordre stratigraphique des formations. Hyd. = couche hydroxyde. Sil. = couche silicatée; tri = trioctaédrique, di = dioctaédrique. Diagramme adapté de Chagnon (1987). 416 magnésienne que la fraction grossière des argiles, qui conséquemment est toujours plus ferrifere. Si la chlorite est essentiellement détritique, ce sont les conditions physico-chimiques des milieux de dépôts de cette plate-forme, restreints à des degrés divers, qui produisent une altération préférentielle de la chlorite lorsque sa granulometrie est fine, extraient le fer pour le remplacer par du magnésium et formeraient ultimement, lorsque les conditions diagénétiques sont favorables, de la corrensite. C) Les corrélations entre rapports des hauteurs de pics H002/H001 et H004/H003, en fonction des environnements de dépôts La caractérisation des formations en fonction du type de chlorite présent est mise en évidence dans la figure 4.25, où les valeurs moyennes du rapport H004/H003 de la chlorite sont mises en relation avec les valeurs moyennes du rapport H002/H001 (Tab. 4.1). Les valeurs du rapport H004/H003 de la chlorite montrent, en fonction de la granulometrie des fractions, des gammes de valeurs différentes de celles du rapport H002/H001 de la chlorite (Tab. 4.1). L'étendue des valeurs du rapport H004/H003 de la chlorite dans la fraction grossière (2-16 Jim) des argiles est beaucoup plus grande que l'étendue des valeurs dans la fraction fine (< 2 |im). A l'intérieur d'une fraction, les formations n'ont pas le même ordre sur l'axe du rapport H002/H001 de la chlorite que sur l'axe du rapport H004/H003 (Fig. 4.25). Dans la fraction fine (Fig. 4.25A), la chlorite des Formations d'Elus Bay, de Becscie et de Gun River est peu ferrifere et le fer est presque symétriquement distribué entre la couche hydroxyde et la couche octaédrique du feuillet silicate. La chlorite des Formations de Romaine et de Long Point est encore plus pauvre en fer, mais de façon asymétrique, le fer étant plus abondant dans la couche silicatée. D'autre part, la chlorite de la Formation de Macasty, légèrement magnésienne, montre une très légère asymétrie en fer dans la couche hydroxyde. La chlorite de la Formation de Mingan montre une asymétrie en fer beaucoup plus forte dans la couche hydroxyde. Les Formations de Vauréal (partie argileuse) et de Jupiter sont les plus ferriferes. La distribution du fer est légèrement asymétrique en faveur de la couche hydroxyde. 417 Les Formations de Vauréal (partie carbonatée) et de Chicotte sont aussi asymétriques. Mais cette fois-ci, c'est le magnésium qui est plus abondant dans la couche hydroxyde. D'après les Valeurs des rapports H002/H001 et H004/H003, la fraction grossière de la chlorite semble toujours plus ferrifere que la fraction fine (Fig. 4.25B). De plus, les formations qui contiennent de la chlorite fine (< 2 |0.m) et asymétrique montrent généralement le même genre de chlorite asymétrique dans la fraction grossière (2-16 |im). En effet, à l'exception des Formations de Mingan, Jupiter et Chicotte, la différence entre les valeurs des rapports de la fraction fine et de la fraction grossière résulte d'une simple translation des points vers la droite, translation subparallèle à la droite des chlorites symétriques sur les figures 4.25A et B. Comme dans les autres formations, la chlorite des Formations de Chicotte, de Jupiter et de Mingan est plus ferrifere dans la fraction grossière que dans la fraction fine. Toutefois, l'asymétrie du fer change en faveur de la couche octaédrique du feuillet silicate dans la fraction grossière. Dans la Formation de Chicotte, c'est exactement le contraire qui se passe du point de vue de l'asymétrie du fer; le fer, plus abondant dans la couche octaédrique du feuillet silicate que dans le feuillet hydroxyde dans la fraction fine, devient plus abondant dans la couche hydroxyde de la fraction grossière des argiles (Fig. 4.25A et B). Ces variations dans les valeurs des rapports des pics pair/impair dans la chlorite suggèrent que la composition chimique en fer et en magnésium de ces argiles s'interprète en termes d'héritage et d'environnements de dépôts de sédimentation. En effet, d'après la figure 4.25, les argiles sont d'autant plus pauvres en fer que les milieux de dépôts sont proximaux (voir Fig. 1.4). La flèche indiquant la succession des formations montre un patron très évident dans la fraction grossière (Fig. 4.25A), Le patron observé dans la fraction fine des argiles (Fig. 4.25A) est un peu plus complexe, mais il reste très convaincant. Ce sont les valeurs du puits ARCO (Appendice IIB), le plus évolué thermiquement parlant, qui déforment l'évolution des points moyens de la fraction fine. L'influence des milieux de dépôts sur la composition de la chlorite est confirmée par deux autres faits. Tout d'abord, c'est toujours la fraction fine avec sa surface spécifique plus grande, donc plus sensible à l'environnement chimique, qui montre un appauvrissement en 418 fer. Enfin, l'excès simultané de fer dans la couche octaédrique du feuillet silicate et l'enrichissement probable de la structure en magnésium (Fig. 4.25), suggèrent que l'asymétrie de la structure résulte de l'absorbtion de ce magnésium dans la couche hydroxyde. Cette panie de l'argile est la plus sensible à l'environnement chimique et à des déplacement ioniques. De plus, il est bien connu que les environnements de dépôts restreints de plate-forme sont généralement plus riches en magnésium. Avec ce modèle, la Formation de Long Point, la plus proximale des lithologies (Fig. 4.21), est aussi celle qui serait la plus enrichie en magnésium. D'autre part, la chlorite apportée dans le bassin était vraisemblablement riche en fer. En effet, c'est ce que suggèrent les valeurs des rapports H002/H001 et H004/H003 moyens de la chlorite, qui sont plus grands dans la fraction grossière que dans la fraction fine (Figs 4.25A et 4.25B). D'après le programme de Reynold (1985), la chlorite la plus ferrifere de la fraction fine (Fig. 4.25A: Formation de Vauréal, partie basale) contient, en moyenne, environ 0,7 cation de fer par couche octaédrique (structure symétrique). Dans la fraction grossière, à l'exclusion de la Formation de Long Point, la chlorite des autres formations ne contient, en moyenne, pas moins de 0,6 cation de fer par couche octaédrique. Cette valeur équivaut à un rapport H002/H001 environ égal à 1,98 dans une chlorite symétrique. Le fait que les formations les plus terrigènes, les Formations de Vauréal (partie basale), de Macasty et de Jupiter, sont aussi les plus riches en fer (Figs 4.25A et 4.25B), confirme l'hypothèse de la nature ferrifere de la chlorite héritée. Les valeurs du rapport H002/H001 moyen dans ces formations terrigènes, suggèrent la présence de chlorite ayant en moyenne plus de 1,0 mais toujours moins de 1,5 cation de fer dans les deux couches octaédriques. 4.1.2.3 Lacorrensite La corrensite est surtout limitée à la Formation de Vauréal dans l'ouest de l'île d'Anticosti (Fig. 4.5). Toutefois, on trouve aussi la corrensite dans le centre de l'île, entre les puits LGCP et NACP. Le pourcentage de la corrensite montre alors une zonation des teneurs (Fig. 4.5) qui traverse les contacts stratigraphiques et qui rappelle la zonation des pouvoirs réflecteurs des chitinozoaires (Fig. 3.17), des scolécodontes (Fig. 3.18) ou du pouvoir réflecteur estimé de la 419 télinite (Fig. 3.38). Cependant, le nombre de points appuyant cet hypothèse est très réduit. Pour être solidement établie, cette hypothèse nécessiterait un échantillonnage plus serré dans cette partie de Tue d'Anticosti. H2/H1 = 1.50- .03 x«cor. + 0.000187 x «cor/ % de corrensite (X Cor.) Figure 4.26. Variations des valeurs du rapport H002/H001 de la chlorite en fonction des teneurs en corrensite dans les échantillons de surface de nie d'Anticosti. Un diagramme de variations, mettant en relation les valeurs du rapport H002/H001 de la chlorite, confirme que les valeurs de ce rapport dans la fraction fine des argiles sont en partie fonction de la teneur en corrensite des échantillons (Fig. 4.26). Bien que Ia fraction grossière des argiles contienne autant de corrensite, les valeurs du rapport H002/H001 de la chlorite ne semblent pas très affectées. 4.1.3 Conclusions préliminaires Les conclusions tirées des observations sur les zonations des principaux indicateurs des minéraux des argiles sont les suivantes: 1) Pour les séries essentiellement carbonatées de l'île d'Anticosti, à l'exception de la Formation de Macasty, (un shale très riche en matière organique) et de la base de la Formation de Vauréal (une arguite), l'indice d'aigu de l'illite suggère que les séries de surface (Figs 4.1 et 4.2) et de subsurface (Figs 4.6 à 4.15) de Hie n'ont pas dépassé la 420 zone à interstratifiés illite-smectite et à illite diagénétique de la catagenèse (Fig. 1.7). Même à la base du puits ARCO (Figs 4.10 et 4.11), la Formation de Romaine n'aurait apparemment pas encore atteint l'anchizone (Fig. 1.7). Les variations de cet indicateur, tant sur préparations naturelles que glycolées, sont essentiellement le reflet de l'héritage de l'apport et des milieux de dépôts. Les valeurs des indices dans les fractions fine (< 2 (im) et grossière (2-16 (im) des argiles sont indépendantes de l'enfouissement des séries et spécifiques à chaque formation ou groupe de formations (Tab. 4.1). Des diagrammes d'Esquevin (1969), mettant en relation le rapport H002/H001 de l'illite avec l'indice d'aigu, suggèrent les mêmes conclusions (Figs 4.18 et 4.19). 2) Les proportions des interstratifiés illite-smectite, de la chlorite et de la corrensite dans les séries de l'île d'Anticosti semblent surtout être liées à des facteurs d'héritage, de lithologie et de sedimentologie. La plupart des indicateurs montrent des zonéographies peu influencées par l'enfouissement des séries (Figs 4.6 à 4.15) et des courbes d'isovaleurs sont subparallèles aux contacts géologiques (Figs 4.1 à 4.5). 3) En surface, la teneur en chlorite est fonction de la proximité d'un paléolittoral (Fig. 4.21). Tant en surface qu'en subsurface, la teneur en chlorite de la fraction fine (2 (im) est intimement liée à la teneur en chlorite de la fraction grossière (comprise entre 2 et 16 \xm), un indicateur du détritisme. D'autre part, les interstratifiés illite-smectite caractérisent les formations de plate-forme, carbonatées et pauvres en siliciclastiques du Silurien inférieur et de l'Ordovicien moyen. Les interstratifiés illite-smectite de type glauconieux, caractérisent la Formation de Macasty, une série condensée de milieux de dépôts profonds (Fig. 1.4). 4) La minéralogie du puits NACP (Figs 4.8 et 4.9) est aussi chloriteuse que celle des autres puits de l'île d'Anticosti. Les données de la littérature (INRS-Pérrole, 1976) suggéraient que les roches de la Formation de Vauréal contenaient peu de ce. minéral. Une décarbonatation trop poussée fut probablement la cause de ce problème. 421 5) Le rapport H002/H001 de l'illite et les rapports H002/H001 et H004/H003 de la chlorite montrent une corrélation générale avec la lithostratigraphie (Tab. 4.1), l'héritage des formations et probablement les environnements de dépôts. L'évolution des valeurs des rapports de la chlorite (Fig. 4.25), montre des appauvrisssements en fer de la couche hydroxyde qui sont fonction de l'éloignement des environnements de dépôts. En effet, ce sont les Formations de Romaine, de Long Point et d'Ellis Bay, les unités stratigraphiques les plus proximales, qui montrent les plus forts enrichissements relatifs en magnésium dans la couche hydroxyde de la chlorite. Des interstratifiés chlorite- smectite et de la corrensite ne sont aussi localement abondants que dans les Formations de Long Point et d'Ellis Bay. Vu les teneurs élevées en magnésium, ces enrichissements suggèrent que les environnements de dépôts littoraux de l'île d'Anticosti sont restreints, mais qu'ils deviennent plus ouverts avec l'éloignement du rivage. L'influence des milieu de dépôts sur la composition de la chlorite est confirmée par le fait que le magnésium est surtout localisé dans la couche hydroxyde, là où les échanges cationiques sont les plus faciles. 6) La présence de corrensite dans la Formation de Vauréal confirme que les environnements de dépôts du sommet de cette formation ont un caractère restreint, plus riche en magnésium (Kubier, 1973; voir Fig. 4.24). Mais ce minéral a aussi un rôle d'indicateur diagénétique. En effet, la relation entre l'anomalie située dans le voisinage des puits LGCP et NACP (Fig. 4.4) et les zonations des valeurs de pouvoir réflecteur (Fig. 3.38) et de l'indice d'hydrogène (Fig. 3.43), suggèrent une influence thermique sur la distribution de la corrensite. Sa présence indique alors que les températures atteintes lors de l'enfouissement maximum, estimé à environ 3 km dans cette partie de l'île d'Anticosti (conclusions 4 et 10 dans 3.3.3.2) sont comprises entre 100 et 15O0C (Kubier, 1973). Cette gamme de températures est compatible avec les résultats de la réflectance de la matière organique (Roestimé télinitc compris entre 0,70 et 0,95%: Fig. 3.38) qui situent ces séries dans la zone de formation de l'huile (Fig. 1.7). Une origine 422 hydrothermale est aussi possible (Kubier, 1973). En effet, les teneurs les plus élevées en corrensite sont observées près de la zone de dykes de la falaise Puyjalon (Fig. 3.38). 7) Les autres indicateurs de la minéralogie des argiles donnent très peu d'indications sur l'évolution de la maturation thermique si ce n'est dans le puits ARCO (Fig. 4.10). Dans ce puits, on observe une forte diminution de la proportion des interstratifiés illite-smectite dans la Formation de Macasty. En effet, la proportion de ce minéral est beaucoup plus élevée dans les autres puits de l'ouest de l'île d'Anticosti (Figs 4.6, 4.8, 4.12). La disparition des interstratifiés illite-smectite à la base de la Formation de Romaine dans Ie puits ARCO est peut-être aussi le reflet des effets produits par la diagenèse d'enfouissement, beaucoup plus intense dans ce puits (Fig. 3.39: R0 estimé telinitc > 2,0%) que dans les autres sondages. 8) Le fait que les argiles suivent les limites des unités lithologiques homogènes de ce bassin, suggère que la diagenèse n'a pas effacé les différences de minéralogie entre les formations; ces différences étant liées à des facteurs qui sont: a) les sources d'apports. C'est ce facteur qui a surtout joué sur l'abondance relative de la chlorite et des interstratifiés illite-smectite et chlorite-smectite; la Formation de Long Point mise à part, la teneur en illite varie peu d'une formation à l'autre. b) Les environnements de dépôts. En effet, ceux-ci exercent très probablement une influence indirecte sur l'abondance de la chlorite (Formation d'Ellis Bay) et des interstratifiés illite-smectite (Formation de Macasty), mais ils sont certainement des facteurs plus déterminant sur la formation de minéraux comme la corrensite à partir de la chlorite et sur la composition chimique de la chlorite (Fig. 4.25). c) La diagenèse en tant que fonction des deux premiers facteurs et de l'enfouissement des strates. En effet, la préservation de Ia corrensite dans la Formation de Vauréal (Fig. 4.5), la diminution de l'indice d'aigu de l'illite et la proportion des interstratifiés illite-smectite dans les formations de l'Ordovicien moyen et inférieur du puits ARCO (Fig. 4.10), par rapport aux séries siluriennes d'environnements de dépôts similaires, sont des phénomènes sans doute liés à la diagenèse. 423 R.RENARD-Rtel32 STRATlGRA COJ. % t4..12345 % MINERAUX ARGILEUX FRACTION -c 2^m TT J__L TO J- HÛÛ2/H00I ILLITE «-••• fi—o T MUMMt H002/H00H*) CHLORITE H004/HOQMo) TTT '..... INOICE AICU ILLITE *•¦¦• 6—o —5—IT" TÉLINITE Ro ESTIMÉ TU—il" lüiiuimilim U ^T33I nn x"ï a Z=E EI ZZZj nri -m -B IK H3I___L ïtffi IUII i.o W///////////A ' *0 4'" V. W o* 1 o • oO x, o • 'o K t. Ot LEGENDE IHUe MINERALOGIE CM ite Interstratifiés illite-smectite I I | | Smectite H Interstretifiéschlorite-smectite j=| CorrensiteK^i Figure 4.27. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction inférieure à 2 ujTi, dans les coupes de la route 132 du parc de Forillon et de Rivière au Renard (Appendice 1 IC). Les profils strati graphiques sont modifiés de l'INRS-Géoressources (1983). Les pouvoirs réflecteurs estimés de Ia télinite sont tirés de l'appendice 9B. 424 R.RENARD-Rtel32 STRATlGRA. COI % ... .12345 % MINÉRAUX ARGILEUX FRACTION 2-16^m 20 40 «T j___i i i i i "TB— J-J___L HCW/H GOI ILLITE 1 T^ tlilihh H002/H00U«) CHLORITE H004/H003lo) I 2 l i I M M l INDICE AICU ILLITE —5-----IT- I HlIlI 111 UlJ TÉLINITE Ro ESTIMÉ inlimliniliin U 1T31T Si E3 ^n S CI Ol M IK K--.-.V-.1MIIII \ «¦£ >. 4 >° UL } \ V V LEGENDE 111 ite |____| Interstratifiés illite-smectite MINERALOGIQUE Chlorite vgm Interstretifiéschîorite-smectite Smectite m Corrensite \///\ Figure 4.28. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction 2 - 16 ^m, dans les coupes de la route 132 du parc de Forillon et de Rivière au Renard (Appendice 1 IC). Les profils stratigraphiques sont modifiés de l'INRS-Géoressources (1983). Les pouvoirs réflecteurs estimés de la télinitc sont tirés de l'appendice 9B. 425 GASPE NORD STUTlCItA. % tu 1 COI % m* ¦ " ¦¦ % MINERAUX ARGILEUX FRACTION -=2^n» 20 40 SO -1____I_____Itili To" HO02/K0OI ILLITE N • «-0 I J-LU-L .5 H002/H00H*) CHLORITE H 004/HOOJlo) 144 INDICE AIGU ILLITE M- • 6 —o 5 LT" nuli iuli il TELINITE Ro ESTIME 1.6 , U m e • o '••f. • • '« ' t ¦'¦'». * T m qn 8 2- a. 1 5 I T \ o • \\ O i // O • '¦•¦ N • O • O i \ O • \ O • / m A O • LEGENDE Hüte 1 I Interstratifiés illite-smedite I I I I Smectite MINERAL0G,QUE Chlorite pUftì Interstratifiés chlorite-smectite EE3 Corrensite Figure 4.29. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction inférieure à 2 Hm, dans le puits Gaspé Nord (Appendice HC). Les profils stratigraphiques sont modifiés de Amyot (1984). Les pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite sont tirés de l'appendice 9B. 426 GASPE NORD STlATtCIlA. 3 i Ë COT. % M.J»« % MINÉRAUX ARGILEUX FRACTION 2-16^1, . y ¦ ¥ . y . v ¦ HO02/ HOOI ILLITE !¦¦¦• C-o '•'-'¦' ¦ ^ ¦ H002/H00IW CHLORITE H004/H003IO) TTT 4-J ¦ I ¦ I ¦ IMDICE AICU ILLITE ¦•• C —o ~~5 To nkilliiiUlU TELlNiTE R0 ESTIME iimÌiii.Ih.X.m la • _ ¦. «,'¦'•¦ ó • '. ' UJ £ CtI a 2- S S \ / \ ! ; / O • \ \ O • •o \ m : I 9* l\ 7 O • W \ \ LEGENDE Mute I I integrati fiés illite-smectite MINERALOGIQUE ChlorHe fx^x) |nter»tratifiéschlorite-smcctite Smectite — Correnaite V/A Figure 4.30. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction 2 - 16 um, dans le puits Gaspé Nord (Appendice 11C). Les profils stratigraphiques sont modifiés de Amyot (1984). Les pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite sont tirés de l'appendice 9B. 427 DOUGLAS STRATlGRA COT. % !mum % MINERAUX ARGILEUX FRACTION *= Z^m »002/HOOl LLITE H002/hook«! INDICE AIGU CHLORITE H004/H003to TT 'IM' LLITE i • c 1------[T ¦ "'_'_¦ 111Jj"1 * il * TEIlNlTE Ro ESTIME lit 21 "¦¦..........''¦¦¦ la I.P. m w 2&A W% • o •o o« o« •o .O .• , 0S V, o • "¦! i / ft. Sv! O ^ Q • O' .O / \ LEGENDE IUite I I Interstratifiés illite-smectite I I I I Smectite H MINERALOGIQUE chlorite Isffffl Interstratifiés chlorite-smectite |=g CorrensitegSÎ Figure 4.31. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction inférieure à 2 |im, dans le puits Douglas (Appendice HC). Les profils stratigraphiques sont modifiés de Amyot (1984). Les pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite sont tirés de l'appendice 9B. 428 LEGENDE IHite I 1 Inte rat rati fi es illite-smectite I 1 H Smectite ^| MINERALOGIQUE chlorite [M] Interstratifiéschlorite-smectite ^¾ Correrete WA Figure 4.32. Profils des résultats de l'analyse des argiles par diffraction des rayons-X, fraction 2-16 ^m, dans le puits Douglas (Appendice HC). Les profils stratigraphiques sont modifiés de Amyot (1984). Les pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite sont tirés de l'appendice 9B. 429 GASPE SUD STRATlGRA. C.O.T. % MINÉRAUX ARGILEUX FRACTION -= 2/aw ¦ \ ¦ ' ' ' I ' ' H 002/H OOI LLITE «-• 6— o .1 .5 l i l i HO02/HQ0IW CHLORITE H004/H0Q3(o I 2 I i i i INDICE AIGU ILLITE h-- • e — o .25.42 1.0 +¦ TELINITE Ro ESTIMÉ 1.0 2.0 il I I Km I-JS I?? 5 S £ 2: IE 13 a 2- I h i 1 1 3- 2.0 2.5 W y o« W \ ©• •o n V W / ©• à m W Figure 4.33 430 GASPE SUD STRATlGRA. o O OC COT. % III? 11111 % MINÉRAUX ARGILEUX FRACTION 2-16^m 20 40 60 60 ¦ ¦ ' * H002/H00I ILLITE K-* 6 —o I .5 _J__I I I H002/H00II«) CHLORITE H 004/HOOMo) TTT INDICE AIGU ILLITE *¦¦•• e — o TELINITE Ro ESTIMÉ .5 1.0 ¦ limit 1.0 2.0 In iti s a § S £3 i 1- 2 e s *§ m 1 1 3- \ / * \ O i £ •O \ M ¦ \ O* / Figure 4.34 431 SUNNY BANK STRATlCRA. C.O.T. % »«„I2H5 % MINERAUX ARGILEUX FRACTION -= 2/ 5 ° s » Q. c ,0) a 1.S1 S 1.4 < ^ 1.2 W a) .8 .6 .4 IAG . ... A • 4 • • o _^----------- • o • ^^^ ~~*-^^T V "-¾- .. .-¦' m • • IAG= .377 x IAN + .355 T ' -1T ¦ l ~» "I---------1----------1 I R = 0.51 IAN -------1 I I "1I----------1 -1T I .2 1.6i =11.4-1 .4 .6 .8 1.2 1.4 1.6 1.8 IA 16 IA16= .534 x IA2 + .069 R = 0.57 .2 .4 .6 .8 1 Indice d'aigu de l'illite en °28, fraction < 2 um préparations naturelles Indice d'aigu de rilute de la fraction inférieure à 2 ^m (< 2 Jim) sur préparations glycolées (A) et indice d'aigu de l'illite de la fraction comprise entre 2 et 16 [im (2 - 16 [ini) sur préparations naturelles (B), toutes les deux en fonction de l'indice d'aigu de l'illite de la fraction inférieure à 2 (Xm sur préparations naturelles du nord-est de la Gaspésie. Les lignes pointillées sont les bissectrices des diagrammes; les lignes pleines représentent les droites de régression dont les équations sont explicitées. R = valeur des coefficients de corrélation. 440 Dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé, Ia quantité très variable de l'illite dans les deux fractions et l'absence de corrélation entre le pourcentage d'illite dans la fraction fine et dans la fraction grossière du matériel argileux (Fig. 4.39A), suggèrent que l'illite des roches de ce groupe est en partie néoformée ou résulte de Ia destruction partielle des argiles lors de la silicification généralisée des calcaires. B) L'indice d'aigu de l'illite sur préparations naturelles et glycolées Les valeurs de l'indice d'aigu de l'illite sur préparations naturelles et glycolées ne montrent aucune diminution en fonction de l'enfouissement des séries (Figs 4.27 à 4.38). Les valeurs les plus élevées de l'indice d'aigu de l'illite sur préparations naturelles sont observées dans lés roches sédimentaires du Groupe de Québec, presque à la base des séries, et dans la Formation de Shiphead, beaucoup plus haut, où on retrouve la concentration maximale des interstratifiés illite-smectite (Tab. 4.2). Les plus basses valeurs de l'indice d'aigu de l'illite sont observées dans les roches métamorphiques du Groupe de Québec. Dans les autres formations les valeurs de l'indice d'aigu de l'illite sur préparations naturelles varient entre 0,7 et 0,85 (Tab. 4.2). Ces valeurs suggèrent que les séries sédimentaires du nord-est de la Gaspésie n'ont jamais dépassé le niveau de la fenêtre à huile potentielle (Fig. 1.7). Cette conclusion est tout à fait contradictoire avec celles qui sont suggérées par l'analyse des résultats de l'étude de Ia matière organique (Chapitre 3). Contrairement à ce qui est observé dans l'île d'Anticosti (Fig. 4.16A), les valeurs de l'indice d'aigu de l'illite sur lames glycolées ne montrent pas des valeurs systématiquement plus basses que les valeurs de l'indice d'aigu de l'illite sur préparations naturelles. Dix pour- cent des valeurs sur des préparations glycolées sont égales ou plus élevées que celles sur préparations naturelles (Fig. 4.40A). Ces valeurs anormales sont presque également distribuées entre les Groupes de Chaleurs (5 sur 14) et des Calcaires Supérieurs de Gaspé (7 sur 14) (Appendice 1 IC). Comme Ie suggère l'équation de la droite de régression, Ia situation la plus normale, c'est-à-dire une diminution de l'indice d'aigu de l'illite par lu saturation avec du glycol d'éthylène, reste tout de même le cas le plus courant. Les écarts les plus grands, 441 entre les valeurs de l'indice d'aigu de l'illite sur les deux préparations, sont observés dans le Groupe de Québec, à la base du puits Douglas (Fig. 4.40A). L'augmentation de l'indice d'aigu de l'illite lors de la saturation suggère que la fraction fine de l'illite de la partie supérieure des Groupes de Chaleurs et des Calcaires Supérieurs de Gaspé, doit contenir une proportion insuffisante de smectite pour isoler la phase gonflante de la phase bien cristallisée de l'illite, lorsqu'elle est saturée. Les auteurs antérieurs suggèrent que ce phénomène se produit dans la zone mature, entre 0,5 et 1,3 pour-cent de pouvoir réflecteur de la vitrinite (Héroux et al., 1979) (voir Fig. 1.7). Bien corrélées aux valeurs de l'indice d'aigu de l'illite de la fraction fine, les valeurs de l'indice dans la fraction grossière restent généralement plus petites que celles de la fraction fine (Fig. 4.40B). Elles deviennent semblables lorsque les valeurs de l'indicateur montrent un niveau de maturation anchimétamorphique (IAN < 0,42° 2 0) dans les roches métamorphiques et riches en chlorite (Fig. 4.39B) de la base du puits Gaspé Nord (Figs 4.29 et 4.30). Mis à part un échantillon de la Formation de Shiphead (IAN = 1,3, IAG = 1,44: Fig. 4.40A), trois autres échantillons, provenant du Groupe de Québec à Ia base du puits Douglas (Figs 4.31 et 4.32), forment un groupe isolé de points situés à droite dans les figures 4.40A et 4.40B. D'après la structure et la zonéographie de la maturation thermique de la subsurface (Fig. 3.41), ces trois points représentent des échantillons situés sur le bord d'une faille normale, limitant le seuil de Douglas, qui sont en contact avec les roches de la Formation de York River, un grès perméable contenant localement des horizons roches mères (3.4.2.1.3: conclusion 1) et qui aurait généré la majeure partie de son potentiel en hydrocarbures (Fig. 3.41: R0 compris entre 1,20 et 1,49%). Dans ces trois échantillons, on observe simultanément: a) des valeurs très élevées de l'indice d'aigu de l'illite dans les fractions fine et grossière, b) une quantité importante d'interstratifiés illite-smectite, c) une forte diminution de l'indice d'aigu de l'illite sur lames glycolées par rapport à l'indice d'aigu de l'illite sur préparations naturelles et 442 d) la présence ubiquiste de bitumes solides, aux pouvoirs réflecteurs anormalement bas dans le contexte régional (Fig. 3.41). La coincidence de ces phénomènes simultanés dans ces trois échantillons suggère que l'illite est néoformée et qu'elle a colmaté un réservoir déjà partiellement rempli d'hydrocarbures. Ce colmatage aurait eu lieu après la période d'enfouissement maximum au Dévonien moyen, mais avant l'altération des hydrocarbures liquides en bitume solide, dont le pouvoir réflecteur (R0 télinite = 0>96%) esttoujours compatible avec la conservation des huiles (Fig. 1.7: R0 vitrìnite = 1%). Cette altération doit vraisemblablement être reliée à une circulation d'eaux météoritiques qui a entraîné une biodégradation ou un désasphaltage des hydrocarbures (Tissot et Weite, 1978). 0.8 0.7 E a 0.6 UO I 0.5 M O 0.4 racti 0.3 0.2 0.1 (H16I) C) Le rapport des hauteurs de pics H002/H001 de l'illite H002/H001 de l'illîte H16I = 0.28 x H2I +0.32 R = 0.32 * Fm Battery Point O Fm York River ¦ Gr. Cale. Sup. Gaspé LEGENDE a Groupe Chaleurs A Gr. Que. puits Dq et GS A Groupe Québec ind.[T^ D 0.10 0.15 0.20 0.25 0.30 0.35 0.40 0.45 0.50 0.55 0.60 fraction < 2 jim Figure 4.41. Variations des valeurs du rapport H002/H001de la fraction grossière ¢2 - 16 um) de l'illite en fonction du rapport H002/H001 de la fraction fine (< 2 \im) pour les préparations naturelles des échantillons de subsurface du nord-est de la Gaspésie. La ligne continue représente la droite de régression dont l'équation est explicitée. R = valeur du coefficient de corrélation. 443 Les valeurs du rapport H002/H001 de l'illite montrent souvent une tendance inverse avec le pourcentage d'illite (Figs 4.27 à 4.32). De plus, bien que la corrélation soit statistiquement très significative, les valeurs du rapport H002/H001 de l'illite dans la fraction grossière (2 - 16 fim) se prévoient mal à partir des valeurs dans la fraction fine (< 2 |im) et de la droite de régression illustrée dans la figure 4,41. Les gammes des valeurs du rapport H002/H001 de l'illite, comprises entre 0,1 à 0,7, suggèrent que la composition de l'illite couvre une bonne partie du spectre des micas dioctaédriques alumineux (H002/H001 muScovite Ä 0.5) aux micas dioctaédriques ferrifères ou magnésiens (H002/H001 bj0üte Ä ^ ) (Brindley, 1981) et que la fraction grossière (Tab. 4.2: H002/H001moyen > 0,35) est plus alumineuse que la fraction fine (H002/H001moyen < 0,35). Les micas les plus ferrifères sont observés dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé, surtout dans les Formations de Forillon et de Shiphead (Tab. 4.2: H002/H001moyen < 0,15) et dans la majorité des échantillons du Groupe de Québec des puits Douglas et Gaspé Sud (Fig. 4.41: H002/H001 < 0,20). Dans le puits Douglas ces micas sont accompagnés d'une quantité importante, à très importante, d'interstratifîés illite-smectite. Ces observations suggèrent que la majeure partie des micas dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé sont glauconieux. Ils seraient Ie produit de l'altération d'une biotite, mais plus vraisemblablement de l'altération de la chlorite, car: a) la chlorite est présente dans toutes les séries, alors que la biotite n'est observée nulle part, b) la présence de glauconie est associée à une grande pauvreté en minéraux argileux et à la quasi-absence de la chlorite (Tab. 4.2) c) les Calcaires Supérieurs de Gaspé sont intensément silicifiés. Ils pourraient aussi être néoformés (Millot, 1964, pp. 238, 241) dans les milieux de dépôts marins relativement profonds de ces calcaires. Les observations sur les roches cambro-ordoviciennes du puits Douglas corroborent l'hypothèse d'un colmatage de réservoir par de l'argile néoformée, tel que suggéré par les variations de l'indice d'aigu de l'illite et l'abondance des interstratifiés (Fig. 4.40). Cette 444 présence de micas trioctaédriques glauconieux suggère aussi qu'il pourrait y avoir une parenté entre les fluides qui ont produit des altérations de la chlorite dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé et Ia néoformation dans le Groupe de Québec, même si ces roches sont de type lithologique et d'âge différents. 4.2.2.3 Le groupe de la chlorite Dans la partie de la discussion traitant de l'étude du groupe de la chlorite, sont successivement abordées les variations: A) du pourcentage de la chlorite, en fonction de la lithostratigraphie et des fractions granulométriques des préparations, B) des rapports des hauteurs de pics H002/H001 et H004/H003, en fonction des fractions granulométriques et de la saturation au glycol d'éthylène, et C) des corrélations entre les rapports des hauteurs de pics H002/H001 et H004/H003 en fonction des environnements de dépôts. A) Le pourcentage de la chlorite, en fonction de la lithostratigraphie et des fractions granulométriques des préparations Parce qu'elles sont plus terrigènes, les séries du nord-est de la Gaspésie sont en général beaucoup plus chloriteuses que celles de l'île d'Anticosti. C'est ce que démontrent les tableaux 4.1 et 4.2 et les figures 4.22B et 4.39B. La chlorite est abondante dans presque toutes les unités stratigraphiques de la Gaspésie, sauf dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé, qui en sont presque dépourvus (Tab. 4.2). A l'exclusion des séries métamorphiques du Groupe de Québec, les Grès de Gaspé contiennent les teneurs en chlorite les plus élevées dans les séries du nord-est de la Gaspésie. D'après le tableau 4.2 et la figure 4.39B, l'unité stratigraphique de ce groupe qui est la plus riche en chlorite est la Formation de Battery Point. Toutefois, les données des puits Gaspé Nord (Figs 4.29 et 4.30) et Douglas (Figs 4.31 et 4.32) montrent que cette relation d'abondance relative en chlorite n'est pas toujours la même entre les Formations de York River et de Battery Point. 445 La relation observée entre le pourcentage de la chlorite dans la fraction fine (< 2 fini) et dans la fraction grossière (2 -16 Jim) du nord-est de la Gaspésie (Fig. 4.39B) reste essentiellement la même que la relation observée dans l'île d'Anticosti (Fig. 4.22B): a) les paramètres des équations des droites de régression sont très semblables, et leurs coefficients de corrélation sont presque identiques, b) généralement, le pourcentage de chlorite dans la fraction inférieure à 2 ^m est légèrement inférieur à celui de la fraction 2-16 firn, c) le pourcentage de chlorite dans la fraction fine (< 2 \xm) au-delà duquel les teneurs en chlorite sont similaires dans les deux fractions granulométriques (< 2 Jim et 2 - 16 Hm) est situé autour de 35 pour-cent (35%) (Figs 4.22B et 4.39B). Comme dans l'île d'Anticosti, la chlorite du nord-est de la Gaspésie est vraisemblablement héritée. Les relations similaires entres les deux fractions granulométriques (Figs 4.22B et 4.39B) suggèrent que les arrière-pays qui alimentent les deux parties de ce bassin paléozoïque sont de composition similaire. 446 B) Les rapports des hauteurs de pics H002/H001 et H004/H003, en fonction des fractions granulométriques et de la saturation au glycol d'éthylène prép. < 2 pm naturelles /^ 1 1.5-2 2.5 3 3.5 4 4.5 5 5.5 H002/H001 chlorite, fraction <2jim Figure 4.42. Variations des valeurs du rapport H002/H001 de la fraction grossière (2-16 jxm) de la chlorite en fonction de celles du rapport H002/H001 de la fraction fine (< 2 jim), sur des préparations naturelles (A) ou glycolées (B), des échantillons de subsurface du nord-est de la Gaspésie. Les points marqués représentent les échantillons qui sont exclus du calcul de la droite de régression (A). 447 prép. < 2 um naturelles (5.53,4.0) 2.5 3 3.5 4 4.5 H004/H003 chlorite, fraction < 2 um Figure 4.43. Variations des valeurs du rapport H004/H003 de la fraction grossière (2 -16 ^m) de la chlorite en fonction de celles du rapport HO04/H0O3 de la fraction fine (< 2 um), sur des préparations naturelles (A) ou glycolées (B), des échantillons de subsurface du nord-est de Ia Gaspésie. Les points marqués représentent les échantillons qui sont exclus du calcul de la droite de régression. Les valeurs des rapports H002/H001 et H004/H003 de la chlorite semblent surtout changer au niveau des contacts géologiques (Figs 4.27 à 4.32, 4.37 et 4.38). Les valeurs du rapport H002/H001 de la chlorite dans les roches sédimentaires du nord-est de la Gaspésie (Tab. 4.2) sont légèrement supérieures et plus variables, d'une unité stratigraphique à l'autre, que les 448 valeurs observées dans l'île d'Anticosti (Tab. 4.1). En effet, malgré que les valeurs inférieures du rapport H002/H001 soient similaires (= 1), ces valeurs du rapport peuvent légèrement dépasser le nombre 5,0 dans les séries du nord-est de Ia Gaspésie (Fig. 4.42) alors qu'elles n'atteignent pas la valeur de 3,25 dans la fraction fine des strates de l'île d'Anticosti (Fig. 4.23). Ces résultats suggèrent que la chlorite de la fraction fine des séries du nord-est de la Gaspésie est plus riche en fer que la chlorite de Ia même fraction de l'île d'Anticosti. Dans la fraction grossière, les gammes de valeurs individuelles du rapport H002/H001 de la chlorite, et en conséquence les proportions de fer dans la structure, sont plus similaires entre les deux régions que dans la fraction fine. D'après le programme de simulation de Reynolds (1985), pour une chlorite simulée symétrique, le nombre de cations de fer est généralement inférieur à 1 (maximum de 3 possibles par demi-maille) dans la majorité des échantillons du nord-est de la Gaspésie (Fig. 4.42: rapport H002/H001 < 3,0). Toutefois, les échantillons montrant des valeurs du rapport plus grandes que 4,0 (Appendice 1IC: Formation de York River) suggèrent que la chlorite contient plus de 1,5 cation de fer par demi-maille, ce qui laisse soupçonner la présence d'une néoformation argileuse. Lorsque les préparations de la fraction fine sont glycolées (Fig. 4.42B), le rapport H002/H001 de la chlorite de la fraction grossière (2-16 firn) reste aussi bien corrélé à celui de la fraction fine que sur les préparations naturelles (Fig. 4.42A), mais les valeurs du rapport ont tendance à augmenter (Fig. 4.42B). Trois hypothèses peuvent expliquer ce phénomène: a) la couche hydroxyde de la chlorite est incomplète et la saturation au glycol d'éthylène a pour effet de régulariser le réseau de la chlorite et d'augmenter les valeurs des rapports de hauteur des pics pair/impair, b) un petit pic de smectite est caché sous le pic à 14  de la chlorite et y ajoute de l'intensité, puis est confondu avec le bruit de fond du diffractogramme, donc non- comptabilisé dans les pourcentages relatifs des minéraux, lorsque la préparation glycolée le déplace, c) le glycol d'éthylène absorbe une partie des rayons-X. 449 En effet d'après Reynolds (1980), le glycol d'éthylène absorbe de façon non linéaire, en fonction de l'angle d'incidence sur la préparation* une partie du rayonnement des rayons-X. De plus, nos travaux ont montré que Ia fraction argileuse dans plusieurs puits (puits Gaspé Sud, Gaspé Nord et Douglas) pouvait être contaminée par de la boue de forage riche en smectite. Les deux dernières hypothèses sont donc tout aussi probables, ce qui conduit à une indétermination. A l'exclusion de quelques valeurs anormalement élevées dans la fraction grossière des grès de la Formation de York River, et d'une valeur anormalement basse dans la Formarion d'Indian Cove, les valeurs du rapport H004/H003 de la chlorite dans la fraction grossière (2 - 16 (im) sont bien corrélées aux valeurs du rapport H004/H003 de la chlorite dans la fraction fine des argiles (< 2 ^m) (Fig. 4.43). Ce résultat suggère une origine commune et probablement détritique pour Ia chlorite dont les variations des valeurs du rapport H004/H003 de la chlorite résulteraient de changement dans les apports. De la même façon que le démontre Ia comparaison des valeurs du rapport H002/H001 de la chlorite (Fig. 4.42), la saturation au glycol d'éthylène produit une augmentation des valeurs du rapport H004/H003 et de leur coefficient de corrélation entre fractions (Fig. 4.43B), même si le nombre des points exclus du calcul de la droite de régression est moindre qu'avec les préparations naturelles (Fig. 4.43A). Le rapport H004/H003 de la chlorite est surtout influencé par Ie fer dans la couche silicatée. De plus, la smectite ne montre pas de réflexions aux angles correspondant aux pics 003 et 004 de la chlorite qui peuvent influencer son rapport H004/H003. L'absorption différentielle d'une partie des rayons-X en fonction de l'angle de diffraction (Reynolds, 1980) devient donc l'hypothèse Ia plus probable pour expliquer l'augmentation des valeurs du rapport H004/H003 produit par la saturation au glycol d'éthylène. 450 C) Corrélations entre les valeurs du rapport des hauteurs de pics H002/H001 et H004/H003 en fonction des unités stratigraphiques 4.0 y 3.5 ¦¦ 3.0 •¦ 2.5 ¦ 2.0 •¦ 1.5 ¦¦ 1.0 0.5 fraction < 2jim (naturelles) o tri-di Fe sii. > Fe hyd. o n /n V* A ¦ h Ä A D V Fe sii. di-tri LEGENDE * Fm Battery Point o Fm York River ¦ Cr. Cale. Sup. Caspe Q Groupe Chaleurs A Croupe Québec ind. 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 H002/H00! chlorite 4.5 5.0 5.5 Figure 4.45. Valeurs individuelles du rapport H004/H003 de la chlorite en fonction du rapport H002/H001 sur préparations saturées au glycol d'éthylène, pour la fraction fine des argiles {< 2 um). Mêmes abréviations que la figure 4.25. Diagramme adapté de Chagnon (1987). Sans les valeurs élevées du rapport H004/H003 de la chlorite de la fraction inférieure à 2 |im (7 points dans la Fig. 4.44A), ce rapport ne montrerait aucune corrélation avec le rapport H002/H001 des préparations naturelles. Dans la fraction grossière (2 - 16 |im), aucune relation n'est observée (Fig. 4.44B). Cette répartition des valeurs des rapports suggère donc, surtout pour la fraction fine, que deux populations de chlorite sont présentes dans nos échantillons. Dans la petite population aux valeurs de rapport élevées, l'échantillon du Groupe de Chaleurs est situé dans la Formation de Burnt Jam Brook (Figs 4.37 et 4.38: puits York). Ceux du Groupe de Québec sédimentaire sont tous situés près de la discordance taconique et ils proviennent soit de la coupe de Cap-des-Rosiers ou de celle de Rivière-au-Renard (Figs 4.27 et 4.28). Dans la fraction grossière (Fig. 4.44B), des roches métamorphiques sont trouvées à la base du puits Gaspé Nord (Fig. 4.20). Les échantillons de la Formation de York River proviennent de la base de la formation, généralement le Membre de l'Anse-à-BrilIant, des puits Gaspé Nord, Gaspé Sud et Douglas (Figs 4.29 à 4.34). 452 La chlorite de la fraction grossière est légèrement plus riche en fer que la chlorite dans la fraction fine, fer dont Ia distribution est aussi plus symétrique entre la couche silicatée et la couche hydroxyde. En effet, les rapports sur les deux axes sont plus grands dans la fraction grossière (Fig. 4.44B) que dans la fraction fine (Fig. 4.44A) dans toutes les formations. Les valeurs moyennes du tableau 4.2 suggéraient la même conclusion. L'écart absolu entre le nombre de cations de fer dans les deux couches n'est toutefois pas nécesssairement différent en fonction des deux fractions, car la fraction fine est globalement plus pauvre en fer que la fraction grossière de la chlorite. Une saturation au glycol d'éthylène de la fraction fine des argiles a pour effet de rendre Ia chlorite de la majorité des unités stratigraphiques beaucoup plus symétrique (Fig. 4.45). Les améliorations les plus marquées de Ia symétrie (entre la couche hydroxyde et la couche silicatée) sont observées dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé, dans les échantillons à chlorite très ferrifères des Grès de Gaspé et dans la chlorite associée au bitume de réservoir de la base du puits Gaspé Sud, dans le Groupe de Québec (Fig. 4.45). La distribution des points dans les figures 4.44 et 4.45 suggère, qu'à l'exception des quelques échantillons à valeurs élevées des rapports, la chlorite des séries siluro-dévoniennes, vraisemblablement détritique, est surtout héritée des séries cambro-ordoviciennes sédimentaires. D'autre part, la similarité des rapports H002/H001 et H004/H003 de la chlorite entre les roches vertes cambro-ordoviciennes et les roches à valeurs élevées des Formations de York River et de Burnt Jam Brook suggère que ces niveaux détritiques pourraient être hérités d'un arrière-pays de nature volcanique ou mafique (Figs 4.44A et 4.45). Toutefois: a) Ia similitude des valeurs des rapports H002/H001 et H004/H003 de la chlorite dans les deux fractions granulométriques et b) l'occurrence du même type de chlorite dans les échantillons du Groupe de Québec, prélevés au niveau de la discordance taconienne et associés à des bitumes de réservoir tardifs, favorisent plutôt l'hypothèse de phénomènes de néoformation lors de la diagenèse. 453 3.4 ¦¦ 3.2 ¦ .2 3.0-. 2.8 2.6 •¦ 1.4 LEGENDE / PREPARATIONS ? Naturelles (2-16 Um) o Naturelles (< 2 Um) A Glycolées (< 2 Um) tri-di Fe Sil. > Fe Hyd. O..YRY IPaIP ¦ A^O.6 IP Ch *> Qs ¦ ¦ YR AQs A Ch Sicqfcro <2) .Ro°>^rô 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 H002/H001 chlorite Figure 4.46. Valeurs moyennes par formation du rapport H004/H003 de la chlorite en fonction du rapport H002/H001. Les lignes épaisses sont les lieux des chlorites symétriques, tri-tri ou di-di, et asymétriques, tri-di (abréviations dans la Fig. 4.25). Les lignes pointillées montrent l'évolution des rapports entre les fractions fine et grossière ou entre les préparations naturelles et glycolées des mêmes unités stratigraphiques. Abréviations des unités stratigraphiques, voir Tab. 4.2: Q1 = 1Oi, Qs = 10s, Ch = 24 à 28, Fo = 31, IC = 33, YR = 50, YRV = 50 , BP = 60; v = composition de roches vertes. Les chiffres entre parenthèses donnent le nombre d'analyses lorsqu'il est inférieur à 5. Diagramme adapté de Chagnon (1987). La figure 4.46 compare les valeurs moyennes du rapport H002/H001 et H004/H003 de Ia chlorite par unité, stratigraphique, plutôt qu'entre valeurs individuelles (Figs 4.44 et 4.45). La figure 4.46 met surtout en évidence: a) que Ia fraction grossière (2 à 16 |im) de la chlorite est généralement plus riche en fer que la fraction fine (< 2 ^m), b) que les proportions de fer dans les couches octaédriques restent approximativement constantes dans les deux fractions d'une même unité stratigraphique et 454 c) que les Formations de Forillon et d'Indian Cove, les plus distales dans le milieu marin, contiennent la chlorite la plus pauvre en fer dans la couche hydroxyde. En effet, les segments de droite reliant les points symbolisant les valeurs moyennes des rapports pair/impair des fractions fine et grossière de la chlorite sont, par unité stratigraphique, grossièrement parallèles à la droite des chlorites symétriques (Fig. 4.46), un phénomène identique à celui qui est observé dans l'île d'Anticosti (Fig. 4.25). Les valeurs du rapport H002/H001 de la chlorite des formations siluro-dévoniennes suggèrent, pour des chlorites symétriques, entre 0,3 et 0,6 cation de fer dans la fraction fine et entre 0,6 et 0,8 cation de fer par demi-maille dans la fraction grossière. Bien que la Formation de York River soit un peu plus riche en fer, entre 0,8 et 1,0 cation de fer, la même évolution des rapports est observée entre les fractions granulométriques (Fig. 4.46). Seuls les échantillons anormalement riches en fer de la Formation de York River font carrément exception à cette règle (Fig. 4.46). En effet, ces chlorites contiennent environ 1,5 cation de fer par demi-maille, sur un total de 3 cations dans la couche octaédrique d'une chlorite trioctaédrique symétrique. Or, contrairement à toutes les autres formations, lorsque Ie rapport H002/H001 augmente légèrement de la fraction fine à la fraction grossière, le rapport H004/H003 de la chlorite diminue considérablement. L'évolution de la composition de Ia chlorite en fonction des environnements de dépôts dans le nord-est de la Gaspésie est très différente de l'évolution observée dans l'île d'Anticosti (Fig. 4.25). En effet, dans l'île d'Anticosti (Fig. 1.4), la chlorite devient moins ferrifere lorsque les milieux de dépôts sont plus proximaux (Fig. 4.25). Ce phénomène ne se produit pas dans la Gaspésie (Fig. 4.46). En effet, dans les environnements de dépôts proximaux ou littoraux (Formation de York River), la chlorite est plus ferrifere que dans les milieux marins (Groupe de Chaleurs indifférentié, Formations de Roncelles, d'Indian Point et Calcaires Supérieurs de Gaspé: Fig. 4.46). La chlorite s'altère même au point d'être en grande partie dissoute dans ces milieux marins distaux, car malgré un échantillonnage abondant il ne reste que quelques échantillons qui contiennent encore de la chlorite dans les Formations de Forillon et d'Indian Cove (Fig. 4.46). Les environnements de bordure de la plate-forme gaspésiennes ne sont pas 455 assez dégradants pour transformer les chlorites ferrifères en chlorites plus magnésiennes, comme elles semblent s'être transformées en grande quantité dans les environnements de dépôts littoraux de l'île d'Anticosti. En utilisant les préparations saturées au glycol d'éthylène, la fraction inférieure à 2 jam montre des déplacements des valeurs moyennes du rapport H002/H001 parallèles à l'abscisse, en direction des chlorites plus riches en fer. Ce phénomène suggérerait que les chlorites sont généralement plus symétriques (Fig. 4.46). Or, il n'en est rien. En effet, Reynold (1980, Fig. 4.1), montre que la saturation au glycol d'éthylène d'une préparation n'a pas un effet constant pour tous les angles de diffraction des rayons-X. Ce phénomène a réellement pour effet d'augmenter le rapport H002/H001 de la chlorite. 4.2.2.4 Lacorrensite Dans le nord-est de la Gaspésie, la corrensite n'est observée que dans le puits Douglas. Dans cet échantillon de la Formation de Griffon Cove River, qui est un grès de base à fragments volcaniques au-dessus de la discordance taconienne, la corrensite forme une part importante de la phase argileuse (Figs 4.31 et 4.32). D'après les interprétations faites à partir de la minéralogie des argiles et de la matière organique (3.3.3.3: conclusion 3), cette corrensite est observée juste au-dessus des roches du Groupe de Québec qui furent le lieu d'une néoformation de micas glauconieux très mal cristallisés, dans un réservoir d'hydrocarbures maintenant altérés en bitumes solides. La corrensite est très probablement d'origine néoformée et les mécanismes pouvant expliquer sa présence corroborent ces interprétations. 4.2.3 Conclusions préliminaires 1 - D'après les données de la littérature, la smectite caractérisait les Grès de Gaspé et les Calcaires Supérieurs de Gaspé dans plusieurs puits (Tab. 1.3C1 1.3D et 1.3E). Cette smectite montrait systématiquement une distance interfoliaire de 12 Â. Ce résultat est un artefact sans doute causé par la présence de smectite dans la boue de forage. La smectite est si indurée dans les échantillons séchés, que seul un lavage très vigoureux a pu éliminer. 456 Les niveaux de maturation thermique atteints dans les séries des puits du nord-est de la Gaspésie sont conséquemment, en terme de minéralogie des argiles, beaucoup plus semblables entre eux que le suggéraient les résultats des tableaux 3A à 3E. 2 - A l'exclusion de celui des Calcaires Supérieurs de Gaspé, le matériel illitique des séries siluro-dévoniennes semble fortement influencé par l'héritage et peu touché par la diagenèse d'enfouissement (Fig. 4.39A). Dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé, les valeurs du rapport H002/H001 du rare matériel présent (fig. 4.41) suggèrent que l'illite et les interstratifiés illite- smectite sont de type glauconieux, c'est-à-dire beaucoup plus riches en fer qu'une illite normale, et qu'ils sont néoformés ou qu'ils dérivent de l'altération de la chlorite (Tab. 4.2). D'autre part, l'illite des séries de la Ceinture taconique montre des évidences d'une altération thermique avancée (Fig. 4.39A). 3 - Dans certains cas toutefois, on observe des évidences de rétromorphisme, phénomène vraisemblablement causé par des fluides tardifs. Ceux-ci ont apparemment diminué le degré de maturation original des séries en formant de micas nouveaux (Fig. 4.40). Dans les séries du Groupe de Québec, à la base du puits Douglas, la minéralogie des argiles et les valeurs de l'indice d'aigu de l'illite (Tab. 4.2 et Fig. 4.40) confirment l'hypothèse de la présence d'un réservoir d'hydrocarbures altérés en bitumes solides (3.3.3.3: conclusion 3), réservoir colmaté par du matériel illitique, après la migration qui y a introduit les hydrocarbures. Ce colmatage est probablement associé avec l'altération des hydrocarbures in situ, et la formation de corrensite dans les roches couvertures de ce réservoir (Figs 4.31 et 4.32). 4 - Les valeurs de l'indice d'aigu de l'illite suggèrent que la diagenèse d'enfouissement n'a dépassé dans aucun des puits le stage de la catagenèse (Tab. 4.2). La Formation de Shiphead, du milieu des Calcaires Supérieurs de Gaspé, n'aurait pas traversé la limite inférieure de la fenêtre à huile potentielle. Ces résultats sont similaires à ceux des auteurs antérieurs (Tab. 1.3). 5 - Les courbes d'évolution qui sont similaires entre les teneurs en chlorite dans la fraction fine et dans Ia fraction grossière (Fig. 4.39B), la composition en fer de la chlorite, telle que 457 vue par les rapports pair/impair des raies de la chlorite dans les deux fractions granulométriques (Figs 4.42 à 4.46) suggèrent que la chlorite des séries siluro-dévoniennes, à l'exception peut-être de celle des Calcaires Supérieurs de Gaspé, est héritée de la chlorite des séries cambro-ordoviciennes du Groupe de Québec. 6 - Par contre, la comparaison des rapports pair/impair de la chlorite (Figs 4.44 à 4.46) montre que l'influence des environnements de dépôts sur la composition de-la chlorite n'est pas la même dans les séries gaspésiennes que dans les séries de l'île d'Anticosti. En effet, nos résultats suggèrent que les environnements de dépôts littoraux (Grès de Gaspé) ou peu profonds (Groupe de Chaleurs) de la Gaspésie sont moyennement riches en fer et probablement plus ouverts que les environnements équivalents de l'île d'Anticosti. La composition de la chlorite de ces séries siluro-dévoniennes se compare à celle des séries cambro-ordoviciennes sédimentaires (Fig. 4.46), formées sur une marge continentale passive de type Atlantique (Fig. LIB). D'autre part, dans des milieux de dépôts éloignés des côtes et vraisemblablement saturés en silice des Calcaires Supérieurs de Gaspé (Fig. LlO), la composition de la chlorite et la minéralogie des argiles suggèrent un chimisme dans les réactions qui favorise la dissolution de la chlorite ferrifere au profit d'une chlorite pauvre en fer (Fig. 4.46) et la néoformation de micas ferrifères glauconieux, riches en fer et mal cristallisés (Fig. 4.41). Dans les formations siluro-dévoniennes de milieux de dépôts marins proximaux, la composition de la chlorite dans la fraction fine est intermédiaire entre la chlorite héritée et la chlorite très altérée des Calcaires Supérieurs de Gaspé (Fig. 4.46). 7 - Les variations de la composition minéralogique de la phase argileuse et des rapports de pics de diffraction des rayons X sur l'illite et la chlorite sont donc surtout le reflet de changements d'apports dans les milieux de sédimentation, de la proximité des arrière-pays et des conditions physico-chimiques dans les environnements de dépôts et les milieux diagénétiques. Elles ne sont que faiblement reliées à des phénomènes de diagenèse d'enfouissement. 458 5. CORRELATION ENTRE LES INDICATEURS THERMIQUES 5.1 INTRODUCTION Les indicateurs géochimiques du kéïogène et de la minéralogie des argiles confirment-ils le niveau du rang des séries, déduit à partir de la réflectance de la matière organique (1.2.5.5 et 1.3.5.5)? Voilà Tune des questions importantes posées dans les conclusions des travaux antérieurs. L'étalonnage des indicateurs de rang est une condition préalable à une vérification mutuelle (1.1.1). La réflectance de la vitrinite étant le standard des échelles de rang, le pouvoir réflecteur de la télinite, le type de vitrinite employée dans nos travaux, sert de référence pour tenter d'étalonner les indicateurs de la pyrolyse et ceux de la minéralogie des argiles. 5.2 LA PYROLYSE EN TEMPERATURE PROGRAMMEE 1 1.5 2 2.5 3 Ro estimé de la télinite (%) 3.5 Figure 5.1. Température de craquage optimal du kérogcne (Tmax) en fonction du pouvoir réflecteur estimé de la télinite (R0). Echantillons de surface et de subsurface de l'île d'Anticosti et du nord-est de la Gaspésie. Les échantillons des Grès de Gaspé dont la matière organique est remaniée (Tmax > 4650C), et quelques échantillons anormaux des Formations de Romaine, de Mingan et de Vauréal sont exclus. (1) Droite de régression de Tmax en fonction de R0. (2) Droite de régression de R0 en fonction de Tmax. Effectif total des échantillons mis en plan (n) = 266. 459 La figure 1.7 montre les corrélations entre deux indicateurs de la pyrolyse en température programmée: la température de craquage optimal du kérogène (Tmax) et l'indice de production (IP). Dans les paragraphes qui suivent, les données relatives à ces indicateurs sont examinées en vue d'un éventuel étalonnage avec la réflectance. L'indice d'hydrogène y est également évalué en tant qu'indicateur valable dans nos régions. Finalement, la signification du rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) est étudiée par rapport au rang des séries. 5.2.1 La température de craquage optimal du kérogène (Tmax) Bien que la température de craquage optimal du kérogène (Tmax) soit un indicateur de qualité médiocre, elle donne des résultats utiles dans les séries de subsurface de l'île d'Anticosti (3.4.1.2.2: observations 4 et 5; 3.4.1.2.3: conclusions 2 et 3; Fig. 3.55). Elle suggère toutefois des niveaux de maturation inférieurs à la réflectance de la matière organique. Si quelques valeurs anormalement basses observées dans les niveaux réservoirs (Formations de Mingan et de Romaine) et quelques autres résultats d'analyses aberrants sont exclus, une corrélation très significative est observée entre le pouvoir réflecteur estimé de la télinite (R0) et la température de craquage optimal du kérogène (Tmax): (éq.5.1) Tmax = 21,2R0 + 418; R = 0,70. Dans les échantillons de la surface de la Gaspésie, la température de craquage optimal du kérogène (Tmax) permet de distinguer les séries matures siluro-dévoniennes des séries supramatures du Groupe de Québec (3.4.2.1.2: observations 9 et 10; Figs 3.59 et 3.62). En subsurface, la valeur de Tmax semble tantôt reliée, tantôt indépendante de la maturation thermique. Si les échantillons des Grès de Gaspé contenant de la matière organique remaniée sont exclus, une corrélation très significative est observée entre le pouvoir réflecteur (R0) et la température de craquage optimal du kérogène (Tmax). L'équation de régression: (éq.5.2) Tmax = 25,4 R0 + 420; R = 0,82 est alors très similaire à celle obtenue avec les données provenant de l'île d'Anticosti (éq. 5.1). Les deux équations n'étant pas statistiquement différentes, les données des deux régions sont 460 regroupées (Fig. 5.1). Bien que la corrélation entre ces deux variables soit très significative, la grande dispersion des valeurs individuelles autour des droites de régression et l'écartement de ces deux droites corroborent les conclusions du chapitre 3.4. Dans ce bassin, la température de craquage optimal du kérogène (Tmax) est un indicateur assez grossier de maturation thermique. Dans la gamme des valeurs du pouvoir réflecteur équivalente à la zone mature, seulement deux valeurs de Tmax sont plus grandes que 4600C (< de 1% des échantillons). Par contre, dans la gamme des valeurs équivalentes à la zone supramature, 40 pour-cent des valeurs de Tmax sont inférieures à 46O0C (10 points sur 25), Dans les deux cas, ces valeurs sont anormales. La figure 5.1 montre que l'orientation des droites sur le diagramme est essentiellement contrôlée par les quinze autres points. Comme nous l'avons mentionné dans le chapitre précédent (3.4.1.2.3: conclusion 3), l'omniprésence de bitume solide dans les échantillons est probablement la cause de ce phénomène. Si tous les échantillons contenant des bitumes étaient exclus, le diagramme serait réduit à quelques échantillons du début de la zone mature. Ces résultats soulignent l'impossibilité de corroborer les valeurs de la réflectance avec celles de la température de craquage optimal du kérogène, sauf d'une façon générale. Toutefois, même si les valeurs individuelles sont très dispersées, les valeurs estimées de TmaXi du début et de la fin de la zone mature (sur les droites de régression de la Fig, 5.1), ne sont que légèrement plus basses (419 à 4640C), que celles suggérées dans la littérature (Fig. 1.7: 435 à 465°C). 461 5.2.2 Le rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) <» .¦ • / & 3 * O L. ¦ *û) rs 2-5 ¦ J* J? » ^S 2 * CO OC ¦ ?~,5 " 3 * • * »... •2 1 ¦./ • ¦ i -5 0 fer»-'.» ••¦••.. ¦: ¦•/ '."•--, , .5 1 1.5 2 2.5 3 Ro estimé de la télinite {%) 3.5 Figure 5.2. Rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) en fonction du pouvoir réflecteur estimé de la télinite (R0). Echantillons de surface et de subsurface de l'île d'Anticosti et du nord-est de la Gaspésie(n = 317). Trois échantillons de la Formation de Romaine du puits ARCO sont exclus. Les résultats obtenus avec les données de surface de l'île d'Anticosti suggèrent l'hypothèse que le rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) est à Ia fois relié à la lithologie, parce que corrélé à l'indice d'oxygène (Fig. 3.47), et à la maturation thermique, parce que corrélé à l'indice de production (Fig. 3.48) (3.4.1.2.2: observations 5 à 7). En couvrant une gamme de pouvoirs réflecteurs plus large, les données de subsurface suggèrent de rejeter cette hypothèse (3.4.1.2.2: observations 6 et 7). Les résultats de la surface de la Gaspésie vont dans le même sens (3.4,2.1.2: observations 7 et 8; 3.4.2.1.3: conclusion 9; Figs 3.58 et 3.61) alors que ceux de la subsurface suggèrent à nouveau que RQ2 est en partie un indicateur de rang (3.4.2.2.2: observations 4 et 5; 3.4.2.2.3: conclusions 4; Figs 3.72 et 3.73). Un diagramme de variations du rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) en fonction du pouvoir réflecteur estimé de la télinite permet d'expliquer la divergence de ces résultats (Fig. 5.2). Bien qu'elles soient très variables à tous les niveaux de maturation thermique, les valeurs de RQ2 sont plus grandes pour les valeurs de pouvoir réflecteur comprises entre 0,75 et 1,5 pour-cent. La variable RQ2 indique qu'il y a ou qu'il n'y a pas de relation avec l'enfouissement des séries en fonction de la gamme des valeurs de la réflectance d'une série ou d'un puits. Cette distribution des valeurs de RQ2, en fonction du pouvoir réflecteur, n'est pas sans rappeler la distribution classique des extraits organiques, en fonction de l'enfouissement ou de la maturation thermique, suggérée dans la littérature (Tissot et Weite, 1978, pp. 180 -183). Ces résultats suggèrent que c'est probablement la forme du profil du rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) qui est un indicateur grossier de la maturation thermique. Les valeurs de ce rapport ne sont donc pas des indicateurs univoques du rang des séries, comme l'est théoriquement la température de craquage optimal du kérogène (Espitalié et al., 1977). .5 .75 1 1.25 1.5 1.75 2 2.25 2.5 2.75 Ro estimé de Ia télinite {%) Figure 5.3. Indice de production (IP) en fonction du pouvoir réflecteur estimé de la télinite CR0)- Echantillons de surface et de subsurface du nord-est de la Gaspésie. Les échantillons remaniés des Grès de Gaspé et ceux du Groupe de Québec sont exclus du diagramme. Les échantillons pointés (9/119 analyses) sont exclus des calculs des droites de régression (Groupe de Chaleurs de la base des puits SunnyBank, Gaspé Nord et York et 3 échantillons de surface des Grès de Gaspé). Droite de régression de IP en fonction de R0 (1) et de R0 en fonction de IP (2). 463 Dans les séries de l'île d'Anticosti, l'indice de production n'est pas du tout corrélé au pouvoir réflecteur estimé de la télinite. Une corrélation entre ces deux variables n'est observée que dans le nord-est de la Gaspésie si, et seulement si, les analyses portant sur les échantillons du Groupe de Québec sont exclues (Fig. 5.3). Bien que statistiquement très significatif (pR = 0 < 0,0001 '), le coefficient de corrélation est beaucoup trop bas pour faire de la droite de régression de la figure 5.3 une base robuste d'équivalence entre l'indice de production et le pouvoir réflecteur estimé de la télinite. Le hasard de l'échantillonnage explique l'occurrence de l'intersection des deux droites de régression au niveau du seuil supérieur de la fenêtre à huile potentielle (Fig. 5.3: IP = 0,30 pour R0 = 1,0%). Lorsque les valeurs de l'indice de production estimées avec une réflectance de la vitrinite de 1,35 pour-cent sont comparées avec celle prévue par Espitalié (1984: IP = 0,4 pour R0 = 1,35%; voir Fig. 1.7), elles s'avèrent supérieures à celle-ci et très variables (IP compris entre 0,45 et 0,82). L'imprécision des estimés de l'indice de production est encore plus grande à la limite inférieure et supérieure de la zone mature (Fig. 5.3). D'après Tissot et Weite (1978), cet indicateur ne s'interprète que s'il est utilisé dans un puits, sur un profil de valeurs établi en fonction de la profondeur. Ces valeurs résultent de l'effet combiné de la production d'hydrocarbures par le kérogène en place, de leur migration, de leur expulsion et de la production qui résulte du craquage des hydrocarbures lourds (Fig. 5.2). probabilité (P) que le coefficient de corrélation (R) soil égal à 0 csl inférieure ou égale à 0.(KM) I. 464 5.2.4 L'indice d'hydrogène (IH) 9001 (Î) IH = -135xRo -»478 (2) IH = -361 xRo + 729 R = 0.61 1 1.5 2 2.5 3 Ro estimé de la télinite (%) Figure 5.4 Indice d'hydrogène (IH), cn mg hydrocarburcs/g de carbone organique, en fone lion du pouvoir réflecteur estimé de la lclinitc (R0). Echantillons de surface et de subsurface de IHc d'Anticosli et du nord-est de la Gaspésic (n = 219). Les échantillons des Grès de Gaspé sont exclus. Les points blancs sont exclus du calcul des droites de régression (IH > 650). (1) Estimé de IH cn fonction de R0. (2) Estimé de R0 en fonction de IH. Les analyses des échantillons de la surface (3.4.1.1,2: observation 3; 3.4.1.1.3: conclusion 1; Fig. 3.43) et celles de certains puits de l'île d'Anticosti (3.4.1.2.2: observations 2 et 3; Figs 3.50, 3.51, 3.53; 3.4.1.2.3: conclusion 2; Fig. 3.55) indiquent que les variations de l'indice d'hydrogène sont en partie fonction de la maturation thermique des séries. En effet, bien que statistiquement très significative, l'équation suivante: (éq. 5.3) IH = -154 x R0+ 498; R = 0.,7 montre un coefficient de corrélation assez bas. Les valeurs de l'indice d'hydrogène dans les échantillons de surface de la Gaspésie sont à la fois reliées aux faciès lithologiques et à la maturation thermique des séries (3.4.2.1.2: observations 3 à 5; Fig. 3.56; 3.4.2.1.3: conclusions 5 et 6). Les Grès de Gaspé montrent en général des valeurs plus faibles de l'indice d'hydrogène que les autres groupes des séries 465 siluro-dévoniennes. Les données de subsurface corroborent les conclusions tirées des données de la surface (3.4.2.2.2: observations 2 et 3). Les équations suivantes, vu leur coefficient de corrélation respectif assez bas: (éq. 5.4) IH = -121 x R0 + 457; R = 0,65 (éq. 5.5) IH = -167 x R0+ 507; R = 0,63 sont l'expression de la relation imparfaite qui existe entre la maturation thermique et l'indice d'hydrogène. L'équation 5.4 inclut le Groupe de Québec et les séries siluro-dévoniennes, l'équation 5.5 exclut le Groupe de Québec. Aucune corrélation significative n'est observée entre l'indice d'hydrogène et la réflectance dans les échantillons de kérogène de Type m des Grès de Gaspé. Comme avec la température de craquage optimal du kérogène (Tmax), des analyses de régression de l'indice d'hydrogène, pour les kérogènes de Type II, en fonction du pouvoir réflecteur estimé de la télinite, donnent dans les deux régions des équations très similaires. La figure 5.4 ne regroupe donc que les données portant sur les séries carbonatées et siliciclastiques fines des deux régions. Les deux droites de régression calculées montrent bien la diminution de l'indice d'hydrogène en fonction de l'augmentation de la réflectance, donc du rang atteint par les séries, comme le prévoient les données de la littérature (Tissot et Weite, 1978). Toutefois, la dispersion des valeurs individuelles et l'écartement des deux droites de régression montrent aussi que la prévision d'une variable par l'autre n'est pas très précise. A titre d'exemple, une valeur estimée de l'indice d'hydrogène à la fin de la zone mature (R0 - 1,5%) est comprise entre 187 et 275, une variation de près de 50 pour-cent. De plus, pour un rapport atomique O/C moyen dans un kérogène de Type II (O/C = 0,1), les valeurs équivalentes du rapport atomique H/C, comprises entre 0,75 et 0,85 (éq. 2.3), sont un peu trop élevées. En effet, les valeurs proposées dans Héroux et al. (1979, Fig. I) et Tissot et Weite (1978, Fig. n.5.1) sont comprises entre 0,45 et 0,7. Comme tous les indicateurs de la pyrolyse en température programmée (Rock Eval) précédemment discutés, l'indice d'hydrogène ne permet que de corroborer grossièrement les résultats de la réflectance. 5.3 LA MINERALOGIE DES ARGILES a 1 ¦p 1 * m1 ¦?c CO O 1D (D O 1D = .2 KAN. (1) IAN = -0.156 x Ro +0.979 \ (2) IAN = -2.39 x Ro +3.17 V R = 0.25 C • •• • —'ai?*** •• • .»?'&• • • .• • • • —¦—,___________________________________________ m \ • # :—•— \(2) ------1-------1-------1-------1------1------i------1-------1------ Ro 1-------1------1-------1-------«-------1-----T.....1------1-------1-------1—I------1-------1 .5 .75 1 1.25 1.5 1.75 2 2.25 2.5 2.75 3 3.25 Ro estimé de la télinite (¾) Figure 5.5 Indice d'aigu de l'illite sur préparations naturelles en ° 29 (IAN), en fonction du pouvoir réflecteur estimé de la télinite (R0) pour les échantillons de surface et de subsurface de HIe d'Anticosti et de subsurface du nord-est de Ia Gaspésie (n = 168). Quatres valeurs prises sur des zones réservoirs sont exclues. (1) Droite de régression de l'estimé de IAN en fonction de R0. (2) Droite de régression de l'estimé du R0 en fonction de IAN. Le chapitre 4, sur Ia minéralogie des argiles a clairement démontré que la diagenèse n'a que peu affecté les différences minéralogiques entre les unités stratigraphiques des deux régions. La minéralogie des argiles semble surtout fonction de l'héritage et des environnements de dépôts (4.1.3 et 4.2.3). Les effets de la diagenèse d'enfouissement ne sont discernables que dans le puits ARCO (Figs 4.10, 4.11), dans lequel la réflectance atteint les valeurs les plus élevées. En conséquence, aucun étalonnage entre les indicateurs de maturation thermique de la minéralogie des argiles (indice d'aigu de l'illite, pourcentage d'interstratifiés illite-smectite), et le pouvoir réflecteur estimé de la télinite n'avait une chance de succès. La figure 5.5 suffit à démontrer cette assertion. On y compare le pouvoir réflecteur estimé de la télinite et l'indice d'aigu de l'illite sur préparations naturelles, l'indicateur potentiel le plus couramment utilisé 467 dans la littérature. En effet, bien que l'indice d'aigu de l'illite montre une corrélation négative très significative (p r = o compris entre 0,005 et 0,000I1), comme le propose son auteur, Kubier (1968), les droites de régressions illustrées dans la figure 5.5 sont inutilisables pour prévoir un pouvoir réflecteur à partir d'une valeur donnée de l'indice d'aigu de l'illite ou vice- versa. Dans les séries de l'île d'Anticosti. et de la Gaspésie, l'héritage et les milieux de dépôts sont des facteurs beaucoup plus importantit que la diagenèse d'enfouissement, pour expliquer les variations observées dans les minéraux argileux. 5.4 CONCLUSIONS PRELIMINAIRES SUR L'ETALONNAGE DES INDICATEURS DE MATURATION DU ROCK EVAL ET DES ARGILES AVEC LA REFLECTANCE Ces tentatives d'étalonnage des valeurs de quatre indicateurs de la pyrolyse en température programmée (Rock Eval) et de la minéralogie des argiles permettent de déduire les conclusions préliminaires suivantes: 1) La température de craquage optimal du kérogène (Tmax) et l'indice d'hydrogène (IH) sont les indicateurs du Rock Eval qui semblent être les mieux corrélés au pouvoir réflecteur estimé de la télinite. Bien que les coefficients de corrélation entre ces deux index et la réflectance soient très significatifs, ces deux variables ne sont que des indicateurs grossiers de la maturation thermique. Ils ne peuvent corroborer les résultats de la réflectance que de façon très générale. 2) Le rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) est relié au pouvoir réflecteur de la télinite d'une façon semblable à celle des extraits organiques, en fonction de l'augmentation de la maturation thermique. Nos résultats suggèrent que les valeurs du rapport sont faibles lorsque la matière organique est immature, élevées lorsque que cette matière organique est dans la zone mature, fenêtre à huile potentielle et zone à gaz à condensats supérieure, et que les valeurs baissent considérablement dans la zone supramarure. p = la probabilité que Ic coefficient de corrélation soit égal à 0 est comprise entre 0,005 et 0,0001. 468 3) Nos résultats montrent que l'indice de production (IP) est très grossièrement relié à la réflectance estimée de la télinite dans la zone mature, mais qu'il ne change plus au-dessus de ce seuil de maturation thermique. Dans les régions étudiées, les valeurs de cet indicateur sont conséquemment inutilisables pour corroborer les résultats de la réflectance. 4) A l'exception de l'indice d'aigu de l'illite sur préparations naturelles, aucune variable de la minéralogie des argiles ne montre une corrélation significative avec Ia réflectance estimée de la télinite. De plus, la relation observée avec l'indice d'aigu de l'illite est inutilisable pour servir à corroborer, sinon de façon très grossière, les résultats de la réflectance. 5) En conclusion, les valeurs des indicateurs potentiels de la maturation thermique du Rock Eval et des minéraux argileux sont soit entachées de sources d'erreurs, ou bien elles varient en fonction de plusieurs autres facteurs, sans qu'il soit possible d'isoler leurs effets respectifs. 469 6. HISTOIRE GEOLOGIQUE ET POTENTIEL EN HYDROCARBURES DE L'ILE D'ANTICOSTI ET DU NORD-EST DE LA GASPESIE 6.1 INTRODUCTION Les zonations des valeurs de pouvoir réflecteur estimé de la télinite dans l'île d'Anticostî et dans le nord-est de Ia Gaspésie (Figs 3.38 à 3.41) permettent de faire la zonéographie de la maturation thermique et des hydrocarbures. En effet, la télinite est une variété de vitrinite dont la réflectance n'est que légèrement supérieure à la vitrinite utilisée dans l'échelle standard illustrée dans la figure 1.7 (Alpern et Lemos de Sousa, 1970). Or, cette échelle est corrélée aux zones de formation des hydrocarbures. Dans le chapitre 3, on a donc pratiquement répondu à la première question posée dans la problématique de l'île d'Anticosti et du nord-est de la Gaspésie (1.2.5.5 et 1.3.5.5): Quels sont les niveaux de maturation thermique atteints par ces séries, tant en surface qu'en subsurface? Il s'agira donc, dans les paragraphes qui suivent, de traduire la zonation des valeurs de réflectance de la télinite en terme d'hydrocarbures potentiels dans chaque volume de strates. Les résultats de la pyrolyse en température programmée (Rock Eval) permettent d'estimer le potentiel actuel en hydrocarbures des séries étudiées (3.4). Si nous y ajoutons les connaissances acquises sur la maturation thermique et les données de l'histoire géologique des séries sédimentaires des deux régions du bassin, on peut aussi répondre à la dernière question à multiples volets de cette problématique: a) Quel est le potentiel initial des séries en hydrocarbures? b) Quelle est la nature et la quantité des hydrocarbures générés? c) Quelle est Ia nature et la quantité des hydrocarbures expulsés de la roche mère? d) Où est la localisation probable des gisements? e) Quel est le ou les moments de ces phénomènes dans l'histoire géologique? 6.2 LA ZONEOGRAPHÎE DES HYDROCARBURES 470 6.2.1 Dans l'île d'Anticosti L'ensemble de la surface de l'île d'Anticosti a atteint Ie stade de la formation des huiles. En effet, Ia zonatiòn des pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite ne montre pas de valeurs inférieures à 0,5 pour-cent (Fig. 3.38). La fenêtre à huile potentielle est à peine dépassée à l'extrémité ouest de l'île d'Anticosti (Anse au Fraises: R0 = 1,04% dans l'Appendice 7J). En intégrant la zonéographie de la surface (Fig. 3.38) avec celle de Ia subsurface (Fig. 3.39), on peut évaluer que près des trois-quarts du volume total du bassin, à l'aplomb de l'île, est dans la zone mature. Dans ce volume, Ie niveau de la maturation thermique est donc propice à la conservation des hydrocarbures liquides (R0 ViU compris entre 0,5 et 1,5% dans la Fig. 1.7). Ce volume correspond à une épaisseur à peu près uniforme d'environ 1.7 km de profondeur entre les puits LGCP et ARCO, au centre de l'île, mais croissante de 700 m (puits LGPL) à 1.8 km (puits Sandtop) de l'ouest vers l'est de l'île d'Anticosti (Fig. 3.39). Le quart du volume du bassin est dans la fenêtre à huile potentielle. Cela représente un volume dont la dimension verticale oscille entre 500 et 900 m dans la direction nord-sud, au niveau du puits NACP (Fig. 3.39), mais qui est croissante du puits LGPL vers le puits Sandtop, avec des valeurs comprises entre environ 100 m et plus de 1 km. D'après Kubier (1973), Ia présence de la corrensite, dans la partie supérieure de la Formation de Vauréal, suppose un enfouissement d'importance similaire à celui établi à partir de la réflectance. La corrensite indique aussi que les températures maximales atteintes par les roches du sommet de la Formation de Vauréal dans le nord de l'île sont comprises entre 100 et 1500C 6.2.2 Dans Ie nord-est de la Gaspésie La zonéographie des hydrocarbures de la surface du nord-est de la Gaspésie est beaucoup plus complexe que celle de l'île d'Anticosti (Fig. 3.40). En effet, la tectonique de la Gaspésie joue un grand rôle sur la distribution en surface des zones de maturation thermique. Contrairement à la zonéographie de l'île d'Anticosti, les lignes de contour des isovaleurs de 471 pouvoir réflecteur de la Gaspésie suivent approximativement les contacts géologiques (Fig. 3.40). Les séries qui affleurent dans le centre des anticlinaux sont plus matures que celles trouvées dans les synclinaux (Fig. 3.40). De plus, lorsqu'il y a répétitions des séries stratigraphiques par des chevauchements, les zones d'isomaturation se répètent également. A - Bloc nord En surface, les strates de l'intérieur du synclinal faille du Bloc nord, en partant des Grès de Gaspé jusqu'au milieu des Calcaires Supérieurs de Gaspé, mais jusqu'à la discordance laconique dans la région de la péninsule de Forillon, appartiennent à la fenêtre à huile potentielle (R0 compris entre 0,5 et 1,0%). Les séries de la base des Calcaires Supérieurs de Gaspé et du Groupe de Chaleurs appartiennent généralement à la zone à gaz à condensats. Enfin, les séries cambro-ordoviciennes du Groupe de Québec sont supramatures et appartiennent à la zone à gaz sec. Abstraction faite de la zone chaude autour du puits Gaspé Nord, Ia fenêtre à huile potentielle forme un prisme triangulaire, limité au sud par la faille du Bras Nord-Ouest, et dont la limite nord du prisme descend dans la stratigraphie et se rapproche de la discordance taconique en direction de l'est (Fig. 3.41). Son épaisseur croît à partir d'environ 700 m, dans la région du puits Blanchet, à 1700 m dans la région du puits Douglas et de la péninsule de Forillon. A l'est du puits Douglas, la limite inférieure de Ia fenêtre à huile potentielle remonte à l'intérieur de la Formation de Battery Point (environ 600 m de profondeur dans le puits Malbaie). Dans les séries siluro-dévoniennes du Bloc nord, la zone à gaz à condensats (R0 ~ compris entre 1,0 et 2,0%) n'est dépassée qu'à la base du puits Gaspé Nord. B - Bloc centre En surface, à l'exception de zones étroites le long des failles du Bras Nord-Ouest et du Troisième Lac, les strates du Bloc centre appartiennent entièrement à la fenêtre à huile potentielle. Toutefois, cette zone est mince. Estimée à environ 1 km d'épaisseur dans le synclinal de Champoux, elle totalise un peu plus de 600 m dans le puits Sunny Bank. Au sud- est de ce puits, la zonation des valeurs du pouvoir réflecteur estimé de Ia télinite (Fig. 3.40) 472 démontre que l'épaisseur de la fenêtre à huile potentielle augmente. En effet, la coupe de la figure 3.41A indique que la limite inférieure de la zone à huile descend progressivement dans la stratigraphie lorsque l'on traverse la faille du Troisième Lac qui limite le Bloc sud. La limite inférieure de la zone à gaz à condensats (R0 = 2,0%) est située un peu plus bas que le contact entre les Calcaires Supérieurs de Gaspé et la Formation d'Indian Point. La base de cette zone est donc comprise entre 1.5 km (puits Blanchet) et 3 km (puits Sunny Bank) de profondeur (Fig. 3.41). Vu la zonéographie de réflectance en surface (Fig. 3.40), cette zone devrait s'approfondir en direction du sud-est. Toutefois, l'absence de sondages dans ce secteur du bloc ne permet pas de vérifier cette hypothèse et de nous faire une idée précise des volumes appartenant respectivement à la zone à huile et à la zone à gaz à condensats. # B - Bloc sud En raison des grands plis présents dans le Bloc sud et du fait qu'il n'y a qu'un seul sondage pétrolier étudié dans ce secteur de la région, il est impossible d'évaluer la forme des volumes de strates appartenant à la fenêtre à huile potentielle et à la zone à gaz à condensats. 6.3 POTENTIEL EN HYDROCARBURES DE L'ILE D'ANTICOSTi ET DU NORD-EST DE LA GASPESIE 6.3.1 Dans l'île d'Anticosti D'après la pétrographie de la matière organique, le kérogène de la majorité des formations de l'île d'Anticosti est formé de zooclastes, d'acritarches et d'autre fragments algaires (3.2.3.2) et de bitumes solides. La composition de la matière organique dans les unités stratigraphiques est fonction de l'âge, des environnements de dépôts (Figs 3.13 et 3.14), du niveau de maturation thermique et des mécanismes d'altération ultérieurs (3.3.3.2). La matière organique totale montre une teneur moyenne en hydrogène (Tab. 2.2: IHm 0/c = 0 > 300) typique d'un kérogène de Type II (Tissot et Weite, 1978) et est favorable à la génération d'huile. Toutefois, parce que les roches sont trop pauvres en matière organique, la majorité de 473 ces formations, la Formation de Macasty étant exclue, ont un potentiel essentiellement gazier. En effet, les valeurs du potentiel génétique (PG) y sont généralement inférieures à 2 mg hydrocarbures/g de roche (Figs 3.21 à 3.25 et Appendices 4A et 4B). D'après les conclusions de Ia pyrolyse en température programmée (3.4.1.1.3 et 3.4.1.2.3), les matières organiques de ces roches mères sont en bonne partie formées d'hydrocarbures très lourds et de bitumes solides dérivés par craquage du kérogène in situ. Puits épais. surf. vol. COT R0 IP PG HCk HCh HCt m km2 km3 % % kg/t 106t 106t 106t LGPL 87 1400 122 3,5 1,31 0,32 12,87 2825 1329 4154 NACP 25 1400 35 4,11 1,26 0,12 9,69 791 108 899 NACP 25 1400 35 4,05 1,34 0,16 12,50 974 186 1159 ARCO 175 825 144 2,74 2,24 0,38 2,18 517 317 834 LGCP 42 1400 59 4,05 0,87 0,16 17,31 2266 432 2697 Sandtop 105 1560 164 1,24 0,94 0,26 5,55 1784 627 2411 Tableau 6.1. Capacité totale actuelle en hydrocarbures de la Formation de Macasty. Epais. = épaisseur de la Formation de Macasty dans le puits; surf. = estimé de la surface de l'île d'Anticosti où on applique cette épaisseur; vol. = volume de la. formation; COT = teneur en carbone organique; R0 = pouvoir réflecteur estimé de télinite; PG = potentiel génétique observé; IP = l'indice de production observé; HC^ = quantité potentielle des hydrocarbures dérivés du kérogène; HCj1 = quantité des hydrocarbures emprisonnés dans la roche mère; HCt = quantité totale des hydrocarbures (HC1 = HCk + HCh). La seule unité stratigraphique ayant un potentiel roche mère à huile est la Formation.de Macasty (Tab. 6.1: COTmoycn = 3,3 % et 3.4.1.2.3: conclusion 1). Le tableau 6.1 résume les caractéristiques utiles à l'évaluation approximative du potentiel en hydrocarbures de la formation. La quantité totale des hydrocarbures présents dans la formation (HC1), la quantité 474 potentielle dans le kérogène (H(\) et la quantité emprisonnée (HCh) avec le kérogène quantifient numériquement le potentiel en hydrocarbures de cette formation. Les données géologiques de base qui servent à calculer le volume de la Formation de Macasty sont les suivantes: a) la surface de l'île d'Anticosti est d'environ 8000 km2, b) la Formation de Macasty est traversée dans tous les puits, c) sa puissance est variable d'un puits à l'autre (Tab. 6.1). Ces données nous assurent que la formation est omniprésente en subsurface. Toutefois, elles nous donnent les contraintes suivantes: l'île d'Anticosti doit être divisée en secteurs en fonction de la position géographique-des puits. Les caractéristiques géologiques, géochimiques et le rang des séries dans chaque puits doivent être attribués à tout le secteur correspondant, D'après les données de la géologie, on fait les hypothèses suivantes: a) les caractéristiques de la Formation de Macasty dans le puits Sandtop s'appliquent à tout le secteur est de l'île d'Anticosti. La surface ainsi délimitée couvre 1560 km2. b) La Formation de Macasty actuellement enfouie à plus de 1700 m, c'est-à-dire située au sud de l'île d'Anticosti, (Fig. 1.6B), possède les caractéristiques du puits ARCO (825 km2). c) Tout le volume de la Formation de Macasty situé dans la partie centrale de l'île d'Anticosti possède les caractéristiques des deux échantillons du puits NACP (2800 km2). d) Le reste de la surface de l'île d'Anticosti est divisé en deux parts égales entre les puits LGCP et LGPL (1400 km2 chacun). 475 __________LEGENDE_______ O0 PG des hydrocarbures (HC) légers • 9 PG du kérogène et d&s HC lourds PUITS ARCO : 3 LGPL : 1 LGCP : 4 NACP : 2 S-andtop: 5 PG =-9.20 x Ro+ 21.6 R =0.97 C O^ O L. ¦ö .C U t5 C 350- IH ^•4 5 IH =-219 x Ro + 534 R =-0.97 B 300 250 r ¦5? 200 • 2 150 100 50 O- .8 1 1.2 1.4 1.6 1.8 2 2.2 Ro estimé de la télinite en % 2.4 Figure 6.1. Variations du potentiel génétique, en kg hydrocarbures par tonne de roche, (A) et de l'indice d'hydrogène, en mg hydrocarbures par gramme de carbone organique, (B) en fonction du pouvoir réflecteur estimé de la télinite dans la Formation de Macasty. A) Le puits Sandtop est exclu du calcul de la droite de régression. La figure 6.1 montre les relations entre le pouvoir réflecteur estimé de la télinite et la quantité générée et potentielle en hydrocarbures des roches de la Formation de Macasty (Fig. 6.1A) ainsi que le contenu du kérogène en hydrogène par rapport à son contenu en carbone (l'indice d'hydrogène) (Fig. 6.1B). 476 Le potentiel génétique initial du kérogène de la Formation de Macasty est calculé à partir de l'équation illustrée dans le figure 6.1 A: (éq. 6.1) PGk = - 9,20 x R0 lélinilc + 21,6; R = 0,97, pour un pouvoir réflecteur estimé de la télinite égal à 0.4 pour-cent. Ce pouvoir réflecteur est choisi parce que la littérature suggère que la génération d'hydrocarbures ne débute pas en- dessous de ce seuil minimum de la réflectance de la vitrinite. L'indice d'hydrogène initial du kérogène est calculé de la même façon, mais à partir de l'équation: (éq. 6.2) IH = - 219 x R0 téliflite + 534; R = 0,97. Par différence entre le potentiel génétique initial (PGj) et le potentiel génétique actuel de la formation (PG = PGj1 + PGhc légers)' *a quantité des hydrocarbures qui ont été expulsés de la roche mère est calculée. La présence de bitumes lourds pourrait rendre suspecte cette relation, en faisant surestimer la proportion réelle des hydrocarbures potentiels dans le kérogène. La proportion de ces bitumes peut être estimée approximativement à partir du rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2). Contrairement aux autres formations de l'île d'Anticosti, la Formation de Macasty montre des valeurs relativement petites du rapport RQ2- A l'exception de celles du puits LGPL, ces valeurs sont comprises entre 0,2 et 0,3 (Figs 3.49 à 3.53). A moins que, contrairement aux autres formations, les hydrocarbures lourds de la Formation de Macasty aient des températures de craquage identiques à celles du kérogène, ces produits secondaires sont donc quantitativement peu importants par rapport au kérogène in situ. De toute façon, le potentiel génétique initial (PGj) de la Formation Macasty, un shale riche en matière organique, ne peut résulter d'une migration d'hydrocarbures de la formation sus-jacente, la Formation de Mingan, un calcaire pauvre en matière organique (Figs 3.49 à 3.53). De plus, le potentiel génétique initial estimé (PGj) de la Formation de Macasty n'est que légèrement supérieur au potentiel génétique observé (PG) dans le puits thermiquement le moins évolué (LGCP). Les figures 6.1 A et 6.1B montrent: 477 a) que la Formation de Macasty contient un kérogène de composition homogène. En effet, malgré un nombre très restreint de valeurs, le coefficient de corrélation calculé entre la réflectance et l'indice d'hydrogène, variable qui caractérise la composition du kérogène, est très significatif (p compris entre 0,005 et 0,001) et les points du diagramme s'écartent peu de la droite de régresssion (Fig. 6. IB). D'après la droite de régression de cette figure (éq. 6.2: IHRo _ q,4 = 446), la matière organique de la Formation de Macasty est un kérogène de Type II car l'indice d'hydrogène initial de la matière organique est compris entre 300 et 600 (Tissot et Weite, 1978). b) Que la matière organique dans la Formation de Macasty du puits Sandtop ne diffère que quantitativement de celle des autres puits, la nature du kérogène étant identique (Fig. 6.1A). c) Qu'il reste encore une capacité de production moyenne de plus de dix kilogrammes d'hydrocarbures par tonne de roche (moyenne des valeurs de PG dans le Tab. 6.1) à la Formation de Macasty. d) Que la formation a déjà généré une partie importante de son potentiel en hydrocarbures. Si on suppose que le pouvoir réflecteur qui marque le seuil de la formation des hydrocarbures est d'environ 0,4%, le potentiel génétique initial du kérogène (PG;) des shales de la Formation de Macasty est estimé à environ 18 kg hydrocarbures/t roche (Fig. 6.1 A: PGj = 18 kg HC/t). Cette valeur est approximativement le potentiel total actuellement observé dans le puits LGCP (Tab. 6,1: PG = 17,3 kg HC/t). Malgré un rang qui n'est que légèrement supérieur à celui du puits LGCP, la Formation de Macasty, dans le puits Sandtop, montre un potentiel génétique actuel (PG) beaucoup plus bas que dans les autres puits (Tab. 6.1). La nature de la matière organique étant constante, le potentiel initial du kérogène (PGj) du puits Sandtop est alors évalué proportionnellement au potentiel initial du kérogène (PGj) déterminé dans les autres puits (PGj = 18 kg HC/t de roche), en tenant compte de la réflectance estimée de la télinite de la Formation de Macasty dans ce puits. Comme dans le puits LGCP, la valeur calculée du potentiel génétique initial du 478 kérogène dans le puits Sandtop (PGi = 5,68 kg HCA de roche) ne diffère pas significativement du potentiel génétique total actuel (Tab. 5.1: PG = 5,55 kg HCA de roche). Ce résultat, et celui obtenu dans le puits LGCP, indiquent que les hydrocarbures générés dans la Formation de Macasty des puits LGCP et Sandtop n'ont presque pas été expulsés de leur roche mère. Puits épais. surf. COT R0 HCj HCm HCm IP1 IM HCm m km2 % % 106t 106t % 103t/km2 LGPL 87 1400 122 1,31 5800 1646 18 0,51 0,28 1176 NACP 25 1400 35 1,26 1667 768 9 0,53 0,46 549 NACP 25 1400 35 1,34 1667 507 6 0,41 0,30 362 ARCO 175 825 144 2,24 6875 6041 67 0,92 0,88 7323 LGCP 42 1400 59 0,87 2800 103 1 0,19 0,04 73 Sandtop 105 1560 164 0,94 2467 56 1 0,28 0,02 36 Tableau 6.2. Quantité potentielle initiale et totale en hydrocarbures de Ia Formation de Macasty et autres variables sur les quantités produites par la roche mère ou expulsées de celle-ci. HCj = quantité potentielle initiale des hydrocarbures dans le kérogène; HCm = quantité d'hydrocarbures expulsés de la roche mère; IP1= indice de production totale; IM = indice de migration, HCm/HCj. Les significations des autres abréviations apparaissent dans le tableau 6.1. Si le potentiel génétique observé (PG) est réparti, d'après l'indice de production (IP), entre les hydrocarbures potentiels dans le kérogène (PG]J et les hydrocarbures déjà produits, mais toujours in situ dans la roche mère (PGn), et que ces deux variables (PG^ et PGn) sont appliquées au volume total de la Formation de Macasty, dans toute l'île d'Anticosti, les quantités totales d'hydrocarbures obtenues sont les suivantes: 3,0 X 109 tonnes d'hydrocarbures (HC) légers, 9,2 X 109 tonnes HC potentiels dans le kérogène et les bitumes lourds 479 ce qui donne un total de 12,2 X 109 tonnes hydrocarbures. Les valeurs, réparties par secteur dans l'île d'Anticosti, sont montrées dans le Tableau 6.1 en fonction des puits.Si les potentiels génétiques (PG) initiaux ci-haut calculés (18 et 5,68 kg HC/t de roche) sont appliqués au volume total de la Formation de Macasty, les valeurs du potentiel génétique initial du kérogène de chaque secteur de IHe d'Anticosti (PGj = 5,68 et 18 kg HCA roche) permettent de calculer les valeurs suivantes: a) la quantité initiale des hydrocarbures dans le kérogène (HC,) dans un secteur de la formation (PGj x volume de la formation), b) la quantité des hydrocarbures expulsés de la roche mère (HCm) dans un secteur de la formation ((PGj - PG) x volume de la formation), c) l'indice de production totale (IPt), incluant les hydrocarbures restés en place dans la roche mère et expulsés de celle-ci (IP1 = (IP x PG + (PGj - PG)VPGj), d) un indice de migration ou d'expulsion des hydrocarbures de la roche mère (IM = HCm/HCi ou (PGi - PGyPG1), e) le pourcentage d'hydrocarbures expulsés de chaque secteur par rapport à l'ensemble de la formation dans l'île d'Anticosti (% HCm = (HCyX HCm) x 100), et f) la quantité d'hydrocarbures migres ou expulsés de la roche mère par km2 de la surface de l'île d'Anticosti. (HCm en 103 tonnes/km2 = HCm/surface du secteur) (Tab. 6.2). Ces résultats permettent de suggérer que: 1) Ia Formation de Macasty, pour l'ensemble de l'île d'Anticosti, pouvait originellement générer l'équivalent d'environ 178 milliards de barils d'hydrocarbures (21,3 X 109 kg HC, incluant huile et gaz, d'après le Tab. 6.2), 2) la production des hydrocarbures à partir du craquage du kérogène est presque terminée dans le sud de l'île d'Anticosti, au niveau du puits ARCO (IPt = 92%) mais qu'elle est à demi complétée dans les parties centre et ouest de l'île d'Anticosti. En effet, l'indice de production total (IP1) de la Formation de Macasty dans les puits NACP et LGPL est compris entre 0,42 et 0,53 (Tab. 6.2). Mais, c'est au nord-est et à l'est de l'île d'Anticosti que la production des 480 hydrocarbures est la moins avancée (IPt compris entre 0,19 et 0,28). Cette région de l'île d'Anticosti est en effet celle qui a été la moins enfouie (Fig. 3.40). 3) La quantité totale d'hydrocarbures expulsés de la roche mère, et qui a conséquemment pu migrer vers des réservoirs, est évaluée à l'équivalent de près de 75 milliards de barils (9,0 X 109 kg HC d'après le Tab. 6.2). Us deux tiers de ces hydrocarbures (Tab. 6.2: 67%) proviennent de la partie sud-est de l'île d'Anticosti, dans la région du puits ARCO, là où la Formation de Macasty est actuellement enfouie à plus de 1,5 km (Fig. 1.6). .1 I —i—i—i— i ¦¦-*——i—i------------1—i—i—i-----------1—i------------1—i—i .8 1 1.2 1.4 1.6 1.8 2 2.2 2.4 R0 estimé de la télinite en % Figure 6.2. Variations de l'indice de production total en hydrocarbures (IPt) en fonction du pouvoir réflecteur estimé de Ia télinite (R0) dans la Formation de Macasty. 4) La droite de régression entre l'indice de production total (IPt) et le pouvoir, réflecteur estimé de la télinite (Fig. 6.2): (éq. 6.3) IPt = 0,507 x R0 lélinite - 0,198; R = 0,97 indique que la génération des hydrocarbures par la matière organique de la Formation de Macasty est compatible avec des niveaux de maturation thermique beaucoup plus élevés que ceux suggérés dans la littérature au sujet de la génération des huiles. En effet, Waples (1981, p. 74) montre qu'un pouvoir réflecteur de la vitrinite d'environ 1,1 pour-cent (1,13%) suffit pour produire 90 pour-cent du potentiel en huile d'un kerogene. 481 L'équation de la droite dans la figure 6.2 indique qu'il faut atteindre une réflectance de la vitrinite de 2.2 pour-cent pour rejoindre ce niveau de production (90%) en hydrocarbures totaux. Au seuil suggéré par Waples (1981), un peu plus de 37 pour-cent des hydrocarbures sont générés. Ces résultats corroborent ceux de Price (1983), qui propose que des pouvoirs réflecteurs de la vitrinite compris entre 1,30 et 2,35 pour-cent sont très compatibles avec des kérogènes qui montrent des potentiels génétiques élevés (Price, 1982, Fig. 19 et p. 31 ). Ces écarts apparents reflètent probablement le fait que les hydrocarbures considérés par Waples sont les extraits organiques alors que la pyrolyse considère théoriquement tous les hydrocarbures, y compris les gaz. Il est aussi probable qu'une évacuation difficile des hydrocarbures, de la roche mère, vu l'absence de niveaux perméables à proximité de la Formation de Macasty, cause un retard apparent de la production. Malgré les valeurs plutôt faibles du rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) dans la Formation de Macasty, une bonne part du pic identifié en pyrolyse comme étant du kérogène résulterait du craquage d'un bitume dont le poids moléculaire est élevé, plus ou moins solide, et dont la température de craquage en hydrocarbures légers est semblable à celle du véritable kérogène. .y- IM IM = .623 x Ro - .497 C .8- R = 0.96 O .7- +-* «0 L- .6 e» •^ .5- E • 2 a> A- ¦0 0) Z- /V* PUITS ARCO : 3 U S1^ 1 LGPL : 1 LGCP : 4 ¦5 .2- NACP : 2 Sandtop : 5 C .1-0- 4 S^ c---------1-----------1 1 ----------1-----------1-----------1— -l----------r——1----------1— 1 Ro —1------------1—;—1—1 .8 1 1.2 1.4 1.6 1.8 2 2.2 R0 estimé de la télinite en % IA Figure 6.3. Variations de l'indice de migration (IM), ou expulsion de Ia roche mère, en fonction du pouvoir réflecteur estimé de la télinite (R0) dans la Formation de Macasty. 482 5) Les valeurs de l'indice de migration (IM), en fonction du pouvoir réflecteur (Fig. 6.3), indiquent que l'essentiel des hydrocarbures expulsés de la Formation de Macasty sont des gaz à condensais (62%). En effet, l'équation de la droite de régression qui met ces deux variables en relation: (éq. 6.4) IM = 0,623 x Rotate-0,497; R = 0,96 montre qu'à peine un peu plus de 10 pour-cent (11% d'après éq. 6.4) des hydrocarbures sont exclus de la roche mère avant la fin de la fenêtre à huile potentielle (Fig. 1.7: R0 fm fhp = 1,0%). Ce sont alors des huiles. Mais, ce n'est qu'à la fin de la zone à gaz à condensais (Fig. 1.7: R0 fin ce = 2,0%) que la majeure partie des hydrocarbures (73%) est expulsée de la roche mère. Ce résultat corrobore l'hypothèse que le "kérogène" de la Formation Macasty est en bonne partie un bitume à poids moléculaire très élevé. 6) L'absence de toute expulsion significative de la Formation de Macasty dans les puits Sandtop et LGCP (Tab. 6.2: 1% chacun), la nature des hydrocarbures produits en fonction des niveaux de maturation thermique de cette formation dans les puits, la profondeur du toît de la Formation de Mingan, sous-jacente à la Formation de Macasty (Fig. 1.4), permettent de localiser les secteurs où il y aurait des gisements. Ces données permettent aussi de préciser le type d'hydrocarbures présents dans ces gisements. Si les migrations verticales des hydrocarbures dominent sur les migrations latérales, les gisements hypothétiques juste au nord du puits ARCO, montrant des profondeurs du toît de la Formation de Mingan comprises entre 1500 et 2000 m (Fig. 1.6), seront surtout remplis par des gaz à condensats. Vu le pouvoir réflecteur atteint (Tab. 3.11: Ro compris entre 1,4 et 1,8% d'après le puits ARCO), la Formation de Macasty (profondeur moyenne comprise entre 1410 et 1910 m d'après Ie Tab. 6.1 et la Fig. 1.6) aura expulsé entre 38 et 69 pour-cent des hydrocarbures produits (éq. 6.4), dont seulement 18 à 33 pour-cent seront de l'huile, car expulsés avant la fin de la fenêtre à huile potentielle (IMRo= ^ q% = 13% dans éq. 6.4). Les gisements hypothétiques situés en amont de ce secteur, mais en aval de la ligne de 1000 m (Fig. 1.6), devraient contenir des huiles et des gaz à condensats. Vu le pouvoir réflecteur atteint dans le puits NACP (Tab. 3.11: j 483 Ro compris entre 1,15 et 1,45%), la Formation de Macasty (profondeur moyenne comprise entre 1191 et 1216 m d'après le Tab. 6.1 et la Fig. 1.6) aura expulsé entre 21 et 41 pour-cent des hydrocarbures produits (éq. 6.4), dont 32 à 62 pour-cent seront de l'huile, car expulsés avant la fin de la fenêtre à huile potentielle. 6.3.2 Dans le nord-est de la Gaspésie La pétrographie des matières organiques du nord-est de la Gaspésie est intimement liée aux facies sédimentaires (3.2.3.3). Les facies gréseux des Grès de Gaspé sont caractérisés par des restes de végétaux "supérieurs" d'origine continentale ou paralique, appelés phytoclastes, alors que les sédiments marins des Groupes de Chaleurs et des Calcaires Supérieurs de Gaspé, carbonates ou siliciclastiques, sont typiquement riches en phyto-organismes et en zooclastes (Figs 3.15 et 3.16). Lorsque les environnements de dépôts sont plus proxima (Fig. 1.10), on observe de façon très évidente que les facies marins renferment des phytoclastes continentaux (3.2.3.3.1). Par contre, les facies continentaux sont pour leur part contaminés par de la matière organique remaniée et diagénétiquement plus avancée que la matière organique in situ (3.2.3.3.1). Ce phénomène de contamination des Grès de Gaspé est très évident dans le Bloc nord (Figs 3.40 et 3.41). Les résultats de la pyrolyse en température programmée (Rock Eval) confirment que la matière organique des Grès de Gaspé est surtout un kérogène de Type III (humique) (3.4.2.2.3: conclusion 2) et qu'elle est en partie d'origine remaniée, en provenance de séquences supramatures (3.4.2.2.2: observation 6). La matière organique des Calcaires Supérieurs de Gaspé serait surtout de Type II (sapropélique-mixte) (3.4.2.2.3: conclusion 2). Le Rock Evàl suggère aussi que la matière organique est en partie formée d'hydrocarbures lourds (secondaires). Ces hydrocarbures sont surtout produits lors de la catagenèse par l'enfouissement des séquences calcaires (3.4.2.2.3: conclusion 2). Ces hydrocarbures restent emprisonnés avec le kérogène in situ et s'altèrent ultérieurement, probablement par un craquage thermique plus poussé, pour donner du bitume solide identifié en pétrographie 484 (3.4.2.2.3: conclusion 2). Le bitume solide prédomine sur les autres organoclastes dans les facies marins (Figs 3.15 et 3.16). Les séries du nord-est de la Gaspésie ont un potentiel génétique à huile nettement moins bon que celui de l'île d'Anticosti. Les intervalles les plus prometteurs ne dépassent pas le seuil de 2 à 6 kg hydrocarbures/tonne de roche. Ces horizons sont localement observés dans les Formations d'Indian Cove et de Shiphead (Fig. 3.68 et Appendice 4C: # 13164, 13222, 13231, 13132). Ils sont plus fréquents dans les Grès de Gaspé (Fig. 3.65 et Appendice 4C: 7 échantillons). La majorité des séries siluro-dévoniennes de la Gaspésie ont un potentiel essentiellement gazier (PG < 2 mg HC/g de roche). Localement, dans les Grès de Gaspé, il peut toutefois exister des niveaux "algaires" qui sont d'excellentes roches mères à huile (Appendice 4C: # 13213, 32 kg HC/t de roche). Contrairement à ce que nous connaissons de l'extension latérale de la Formation de Macasty dans l'île d'Anticosti, notre ignorance de l'extension latérale de ces niveaux prometteurs, tant dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé que dans les Grès de Gaspé, rend difficile l'évaluation du potentiel pétroligène de la Gaspésie. Dans le nord-est de la Gaspésie, les roches du Groupe de Québec montrent souvent des teneurs en carbone organique au-dessus de la moyenne (Fig. 3.8). En effet, les valeurs observées dans un puits (Fig. 3.67) et dans deux coupes de terrain (Fig. 3.63), dépassent quelquefois le seuil des roches mères potentielles, fixé à environ 1,0 pour-cent de carbone organique pour un shale (Fig. 3.8). Bien qu'elles soient les plus riches en carbone organique, le potentiel génétique à hydrocarbures des séries cambro-ordoviciennes de la Gaspésie est surtout gazier (PG < 2 mg HC/g de roche); leur rang est trop élevé pour que ces séries puissent générer des huiles. De plus, la matière organique étant déjà contituée essentiellement de pyrobitumes (Figs 3.15 et 3.16), ce potentiel gazier devrait être qualifié de secondaire, c'est-à-dire qu'il résulterait, si ces séries étaient de nouveau enfouies, du craquage de ces bitumes lourds et solidifiés. Les conclusions de la pétrographie et de la réflectance de la matière organique (3.3.3.3: Fig. 3.41 et conclusions 3 et 4), combinées à celles de la minéralogie des argiles (4.2.3: 485 conclusion 3), supposent fortement que le bitume solide observé dans le puits Douglas, sous la discordance taconique, résulte de l'altération in situ d'hydrocarbures emprisonnés dans un réservoir qui a été colmaté par de l'illite néoformée. L'analyse en pyrolyse en température programmée de l'échantillon de la Formation de Cap- des-Rosiers, sous la discordance taconique dans la coupe de Forillon (Fig. 3.63 et Appendice 4D: # 14569), semble anormale. En effet, l'équation entre le potentiel génétique (PG) (éq. 6.1) ou l'indice d'hydrogène (éq. 6.2) et la réflectance estimée de la télinite observée dans ce secteur des séries de la Ceinture taconique (Fig. 3.40: R0 ~ 2,9%), indiquent un potentiel génétique (PG) nul pour cet échantillon. Or, la valeur observée du potentiel génétique (PG = 3,0 mg HC/g de roche), et le pouvoir réflecteur du bitume qui y est observé (INRS- Géoressources, 1983), sont compatibles avec la génération d'une petite quantité d'huile (Tissot et Weite, 1978). La proximité relative du puits Douglas avec la coupe de Forillon et leur contexte paléotectonique similaire, près du seuil de Douglas (Fig. 1.9), l'amincissement très significatif des séries siluro-dévoniennes dans la péninsule de Forillon (Lespérance, 1980), suggèrent que la matière organique de la Formation de Cap-des-Rosiers à Forillon est un bitume de réservoir migré tardivement, comme dans le puits Douglas, et altéré ultérieurement en bitume solide. L'enfouissement des séries après l'introduction des hydrocarbures n'a pas été suffisant pour permettre au pouvoir réflecteur du bitume solide de rejoindre le pouvoir réflecteur de la matière organique autochtone des séries du Groupe de Québec. Les évidences de migrations secondaires d'hydrocarbures dans les séries cambro- ordoviciennes des puits Gaspé Sud et Blanchet sont moins claires. En effet, dans le puits Gaspé Sud, du coke naturel accompagne le bitume solide (Fig. 3.30: R0 estimé tél. - 1,8%). Ce coke naturel est indicateur d'une hausse subite de la température dans une matière organique cokéfïable (R0 compris entre 1 et 2% selon Robert, 1985). Dans le puits Blanchet, aucun coke naturel n'est observé et le pouvoir réflecteur estimé de la télinite est un peu plus bas (Fig. 3.32: R0 estjme- tél. = 1,6%). De plus, dans les deux puits, il n'y à pas de discontinuité 486 évidente entre l'évolution des valeurs de réflectance dans les séries siluro-dévoniennes et celles du Groupe de Québec (Figs 3.30, 3.32 et 3.41). Ces observations montrent suffisamment de points de concordance pour démontrer qu'une bonne partie des bitumes solides trouvés dans les séries du Groupe de Québec, lorsqu'ils ne sont pas supramatures, résultent de migrations secondaires d'hydrocarbures, synchrones ou tardives par rapport à l'enfouissement maximum des séries siluro-dévoniennes, en provenance des roches mères hypothétiques de ces séries siluro-dévoniennes. D'après la variable du rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) du Rock Eval, le potentiel génétique des roches siluro-dévoniennes du nord-est de la Gaspésie est surtout de nature primaire (3.4.2.1.3: conclusion 3, et 3.4.2.2.3: conclusion 2). En moyenne, la proportion de bitume lourds serait d'un peu moins de 40 pour-cent dans les échantillons de la subsurface mais de moins de 20 pour-cent dans les échantillons de la surface. En surface, cette proportion est plus grande dans les Calcaires Supérieurs de Gaspé (30%) que dans les Grès de Gaspé (10%). Toutefois, ces conclusions sur les proportions de kérogène primaire et secondaire des séries siluro-dévoniennes de la Gaspésie sont erronnées si le bitume solide montre des températures de craquage optimal identiques à celles du kérogène primaire (3.4.2.1.3: conclusion 3). Or, les résultats de Ia pétrographie (Figs 3.15 et 3.16) montrent que ce postulat pourrait être faux, et que la proportion de bitumes lourds est beaucoup plus importante que le laisse croire le rapport hydrocarbures lourds sur kérogène. 487 6.4 HISTOIRE DE LA MATURATION THERMIQUE 6.4.1 Dans l'île d'Anticosti 6.4.1.1 Histoire géologique du bassin L'histoire géologique de la plate-forme de l'île d'Anticosti se résume ainsi: 1) Il y a d'abord une sédimentation de deux grandes séries transgressées carbonatées de plate-forme relativement peu profonde durant l'Ordovicien inférieur et moyen (Formations de Romaine et de Mingan). Cette plate-forme s'enfonce plus rapidement au sud qu'au nord de l'île. Des mouvements tectoniques, liés à des failles normales qui dissèquent la plate-forme en escalier, sont la cause de cet enfoncement différentiel. Une période d'érosion sépare les deux périodes de sédimentation. 2) Au moment de l'Orogénie taconique, il y a enfoncement rapide de la plate-forme. Cet enfoncement est probablement de nature isostasique. Il serait vraisemblablement dû à la surcharge causée par des nappes et des chevauchements taconiques sur la bordure de la croûte continentale, face à l'océan Iapetus (Fig. 1.1B). 3) Après la sédimentation d'environnements de dépôts profonds et anoxiques des séries condensées de la Formation de Macasty, (Figs 1.4 et 1.5), un remplissage siliciclastique et turbiditique de quelques centaines de mètres (membre I de la Formation de Vauréal) est rapidement suivi par une sédimentation de plus en plus carbonatée qui dure depuis la fin du Caradocien, ou depuis le début de l'Ashgillien, jusqu'au début du Silurien (Fig. 1.4). 4) Après cette période, une sédimentation carbonatée sur une plate-forme très stable s'établit. Elle dure depuis l'Ashgillien très supérieur pour se terminer, hypothétiquement, au Dévonien. Cette hypothèse s'appuie sur l'histoire géologique des autres bassins des Basses- Terres du Saint-Laurent et des Appalaches (Fig. 1.3). Cette hypothèse tient aussi compte de l'épaisseur érodée des strates d'âge post-Silurien inférieur, comprise entre 1,45 km (ARCO) et 3,0 km (Sandtop). Les droites de régression du tableau 3.11 permettent de faire ces estimations d'épaisseurs (3.3.3.2), car dans l'île d'Anticosti, aucune trace de sédimentation post-Silurien inférieur n'est observée à ce jour. 488 4) La stratigraphie des puits LGPL, NACP et LGCP (Figs 3.21, 3.22 et 3.24), permet aussi de conclure, qu'à l'exception du secteur du puits Sandtop, l'épaisseur des strates siluro- dévoniennes était similaire dans tous les autres secteurs de l'île d'Anticosti, lors de l'enfouissement maximum des séries. 5) Cet enfouissement maximum a lieu après la sédimentation des séries les plus jeunes actuellement connues (Silurien inférieur). Seul un léger basculement post-maturation thermique (post Silurien inférieur) a permis l'érosion d'environ 500 mètres supplémentaires de roches à l'ouest de l'île (Fig. 3.39). 6.4.1.2 Histoire de la production et de la migration des hydrocarbures Etant donné que la seule roche mère identifiée dans cette plate-forme est la Formation de Macasty, et que la plus grande partie des hydrocarbures de ce bassin proviennent du secteur du puits ARCO (Tab. 6.2: HCm =67%), l'histoire de la génération et de la migration des hydrocarbures n'est étudiée que dans le puits ARCO. Deux approches principales peuvent être employées pour situer le moment de la production des hydrocarbures dans les temps géologiques. La première utilise le profil d'évolution du pouvoir réflecteur de la télinite, comme cela a été fait pour évaluer l'épaisseur des séries érodées. Intrinsèquement, cette approche postule que le temps a une influence négligeable sur l'évolution de la réflectance. Le pouvoir réflecteur de la vitrinite est un peu, comme le suggère Price (1982), un paléogéothermomètre absolu. La seconde méthode postule que la réflectance de la matière organique résulte de l'influence combinée de la température et du temps de "cuisson". C'est une approche plus complexe, mais plus établie dans la littérature (Tissot et Weite, 1978; Gretener, 1981; Waples, 1981). Pour appliquer cette méthode à une roche mère dans des séries anciennes, comme le sont celles de notre bassin, il faut connaître ou faire des hypothèses sur l'histoire détaillée, depuis son début jusqu'à nos jours: a) de l'enfouissement de cette formation roche mère, b) du gradient paléogéolhermique et c) de la température de la surface des sédiments, marins ou contincnlaux. 489 A) Le modèle réflectance sans intervention du temps Stratigraphie (Age Ma) zones Ro Prof. ARCO m Enf. Sandtop Mty rc Price 1982 re Héroux 1979 Gédinnien (401) 0,30 -1,46 -3,05 3,90 29 Sil.-Dév. (408) 0,34 -1,20 -2,60 3,64 47 0,40 -0,90 -2,08 3,34 67 déb. FHP 0,50 -0,47 -1,33 2,91 96 65 Sil.m-Sil.s. (421) 0,51 -0,42 -1,25 -0,52 2,86 99 Sil.i.-Sil.m. (428) 0,64 0,00 2,44 128 0,80 0,44 0,25 2,00 158 Sil.-Ord. (438) 0,87 0,60 0,53 1,84 169 fin FHP 1,00 0,88 1,00 1,57 187 1,30 1,38 1,06 222 120 fin GC 2,00 2,22 0,22 279 FmMty (448-53) 2,24 2,44 0,00 293 2,50 2,65 308 200 fin GS 3,00 3,01 332 250 Gradients °C/km (68) (39) 68 30-63 Tableau 6.3. Profondeur d'enfouissement et estimation de la température atteinte dans la Formation de Macasty du puits ARCO. La stratigraphie ne s'applique qu'au puits ARCO. La ligne poinlillee sépare les séries observées dans le puits ARCO des strates hypothétiques aujourd'hui érodées. Prof. = profondeur, Enf. = enfouissement, Mty = Formation de Macasty, Sil. = Silurien, Ord. = Ordovicien, i. = inférieur m. = moyen, s. = supérieur, déb. = début, FHP = fenêtre à huile potentielle, GC = zone à gaz à condensais, GS = zone à gaz sec. 490 Les éléments essentiels du premier type de solution apparaissent dans le tableau 6.3. Les âges, suggérés à côté des épaisseurs érodées, sont estimés à partir de l'hypothèse que la vitesse de sédimentation, dans ces séries érodées du puits ARCO (Fig. 3.32), est la même que dans les séries actuelles d'âge Llandovery, c'est-à-dire environ 600 m par 10 Ma. On indique aussi sur ce tableau les estimations des épaisseurs érodées dans le puits Sandtop. En effet, ce puits montre la valeur du gradient de réflectance la plus basse de l'île d'Anticosti. Il est aussi, avec le puits LGCP, le puits le moins avancé du point de vue de la maturation thermique (Fig. 3.39). Pour des fins de comparaison, deux échelles de températures sont indiquées: celle de Price (1982) et celle de Héroux et al. (1979). Ces échelles permettent d'avoir une idée approximative des paléogradients géothermiques et de juger si les gradients estimés sont raisonnables. Elles permettent aussi de faire des hypothèses sur les paléogradients géothermiques à employer avec la seconde approche d'évaluation de l'âge de la production et de l'expulsion des hydrocarbures de la Formation de Macasty. Les valeurs de la réflectance (R0) du tableau 6.3 suggèrent que la fenêtre à huile potentielle serait située entre 0,47 km (Prof.) au-dessus de la surface d'érosion actuelle et 0,88 km en- dessous de la même surface. Vu l'épaisseur totale des séries érodées (1,46 km), la génération de l'huile aurait débuté après que l'enfouissement ait atteint 1 km (Tab. 6.3: -0,47 + 1,46 km) et se serait terminée après une accumulation de 2,34 km de sédiments (Tab. 6.3: 0,88 + 1,46 km). Ces estimations sont vraiment très peu probables, sinon invraisemblables, même si on considère que le gradient paléogéothermique est d'environ 70°C/km (Tab. 6.3). En effet, si on rattache ces épaisseurs d'enfouissement à la lithostratigraphie (Fig. 3.23) et aux âges géologiques (Tab. 6.3), Ia Formation de Macasty aurait atteint la fenêtre à huile potentielle dès le milieu de l'Ashgillien (Tab. 6.3: 1 km est ~ 1,06 dans la colonne Enf. Mty), après une période d'environ 5 Ma depuis sa sédimentation. La température ne dépasserait pas 9O0C. La zone à gaz à condensais prendrait le relais à partir de 2 km jusqu'à 3,68 km (Tab. 6.3: 2,22 + 1,46 km), et aujourd'hui, la Formation de Macasty aurait légèrement dépassé la zone à gaz à 491 condensats. L'enfouissement maximum de la Formation de Macasty est ainsi estimé à environ 3,9 km (Tab. 6.3: 2,44 + 1,46 km). Avec un gradient de réflectance presque deux fois plus petit, les enfouissements nécessaires dans le puits Sahdtop sont environ deux fois plus grands. Par exemple, la fin de la fenêtre à huile potentielle dans le puits Sandtop nécessite 4,05 km (Tab. 6.3: 1,00 + 3,05 km) d'enfouissement au lieu des 2,34 km nécessaires dans le puits ARCO. Pour un puits situé sur une plate-forme, l'échelle de Price suggère un gradient anormalement élevé dans le cas du puits ARCO (Tab. 63: 68°C/km). La valeur du gradient dans le puits Sandtop est plus normale dans le contexte tectonique de l'île d'Anticosti (Tab. 6.3: 39°C/km). D'autre part, en fonction de la section du puits, au-dessus de 1,38 km de profondeur ou en-dessous de 1,38 km (équivalent à un R0 = 1,3%), l'échelle de Héroux et al. (1979) donne deux gradients très différents: un gradient que l'on peut qualifier de normal (Tab. 6.3: 29°C/km) et un gradient très fort (Tab. 6.3: 63°C/km). Tous ces résultats nous semblent peu satisfaisants. Ils suggèrent d'appliquer un modèle qui fait intervenir le temps en plus de la température (Gretener, 1981; Waples, 1981). 492 B) Le modèle températures-temps AGE EN MILLIONS D'ANNEES 400 375 350 325 300 200 2 km ¦ 3 km 4 km Figure 6.4. Histoire de l'enfouissement et de la maturation thermique de la Formation de Macasty. Calculs faits à partir des modèles de Gretener (1981) et de Waplcs (1981). Les lignes épaisses représentent les contacts lithologiques. La ligne pointillée sépare la période tee toni quement active du bassin appalachien (gradient 40°C/km) de la période actuelle d'érosion passive de la plate-forme (gradient 33°C/km). ïmm = immature; Spm = supramature; GSP = zone à gaz sec précoce; FHP = fenôtre à huile potentielle; GC = zone à gaz à condensats; GSD = zone à gaz sec diagénétique. Les résultats peu convaincants obtenus avec le modèle ne faisant pas intervenir le temps (Tab. 6.3) suggèrent que le temps joue un rôle important sur la valeur de la pente du profil de la réflectance en fonction de la profondeur. Pour arriver à situer dans le temps les moments de la formation des hydrocarbures, des modèles thermo-temporels simples de l'histoire de la maturation thermique sont construits à partir des méthodes proposées par Waples (1980) et Gretener (1981). 493 Les hypothèses ajoutées aux données: a) de l'histoire géologique de la plate-forme de l'île d'Anticosti (Fig. 1.5) et de la partie distale de la plate-forme en Gaspésie (Fig. 1.10), qui se poursuit jusqu'au carbonifere, b) du profil de la réflectance estimée de la télinite dans le puits ARCO et c) du paléogradient géothermique, dans lequel l'effet du temps est minimisé (gradient 39°C/km) sont: a) la température moyenne de la surface au cours de l'histoire géologique, estimée ici à 2O0C, b) la simultanéité des événements tectoniques entre l'île d'Anticosti et la Gaspésie, dans la période s'étendant du Silurien moyen au Carbonifère, même s'il n'en reste plus de trace sur l'île d'Anticosti, c) le taux de sédimentation des strates érodées, estimé être à peu près le même que celui de la plate-forme Uandovérienne inférieure, et d) une baisse de paléogradient géothermique durant la période d'érosion passive de la plate-forme par rapport à la période se terminant par l'Orogénie acadienne. Le tableau des résultats et des calculs intermédiaires obtenus à partir du modèle privilégié est montré, à titre d'exemple, dans l'appendice 13A. Ce n'est qu'en utilisant ce modèle, que Ie pouvoir réflecteur équivalent de la vitrinite de la Formation de Macasty, obtenu à partir de la relation établie par Waples (1980) entre le TTl et Ia réflectance, est conforme à la valeur de la réflectance observée aujourd'hui (R0 est. télinite = 2,24%). Plusieurs autres modèles ont-toutefois été vérifiés. Sans un enfouissement supplémentaire des séries actuelles, estimé à 1,45 km (Tab. 6.3), un gradient de 70°C/km produit un pouvoir réflecteur "épizonal" dans la Formation de Macasty (R0 tti = 4,65%). Si l'hypothèse d'un gradient de 40°C/km est retenue, mais que l'érosion est graduelle depuis l'en fou isssement maximum, le pouvoir réflecteur estimé dans la Formation de Macasty est beaucoup trop élevé (R0 fri = 3,45%). Si l'érosion des séries maintenant disparues est surtout pré-Carbonifère, 494 mais que le paléogradient géothermique ne diminue pas à ce moment de l'histoire géologique de la plate-forme de 40°C/km à environ 33°C/km jusqu'à aujourd'hui, le pouvoir réflecteur estimé de la vitrinite dans la Formation de Macasty est toujours trop élevé (R0 jn - 2,93%). Les résultats de cette simulation de l'histoire de la maturation thermique de Ia Formation de Macasty, qui donnent un pouvoir réflecteur évalué à partir du TTI très semblable à celui de la réflectance estimée en pétrographie (R0 m = 2,29% au lieu de R0 est> télinite = 2,24%), sont illustrés dans la figure 6.4. Ils démontrent que la Formation de Macasty est entrée dans la fenêtre à huile potentielle au tout début de l'époque Llandovery (Silurien inférieur) (Fig. 6.4 et Appendice 13A). Elle a traversé ce stade de formation des huiles entre 22 et 30 millions d'années plus tard, avant la fin de l'époque Pridoli (Silurien très supérieur). Au Dévonien inférieur (fin de l'âge Gédinnien), elle traverse la limite inférieure de la zone mature (Ro = 1,3%). D'après les figures 6.2 et 6.3, près de 50 pour-cent (50%) des hydrocarbures potentiels du départ sont déjà produits; de ceux-ci, les deux-tiers (67%) ont déjà été expulsés de leur roche mère et ont probablement migré vers des réservoirs hypothétiques. Cinquante et un millions d'années (51 Ma) après avoir franchi la limite supérieure de la fenêtre à huile potentielle, c'est-à-dire à la limite Dévonien inférieur - Dévonien moyen (Fig. 6.4), la Formation de Macasty pénètre dans Ia zone à gaz sec (Ro > 2,0%). Plus de 80 pour-cent des hydrocarbures potentiels du départ sont produits (éq. 6.3: IP1 = 82%), et 75 pour-cent ont déjà été expulsés de la roche mère (éq. 6.4: IM = 75%). L'histoire géologique de la plate- forme de l'île d'Anticosti au cours des 380 Ma qui nous séparent de cette époque, n'a que t légèrement modifié le degré de maturation de la matière organique de la Formation de Macasty. La partie la plus importante des hydrocarbures générés par la Formation de Macasty au cours de son histoire géologique (environ 5 x 109 t), a donc migré avant l'Orogénie acadienne. S'ils n'ont pas trouvé de réservoir sur leur chemin, les hydrocarbures se sont dispersés dans les séries sus-jacentes. Il n'y a pas de formation réservoir potentiel au-dessus de la Formation de Macasty. La partie inférieure de la Formation de Vauréal montre plutôt toutes les caractéristiques d'une bonne roche couverture. C'est un shnle très argileux (Fig. 1.4). Les facies réservoirs potentiels actuellement connus: les faciès gréseux et carbonatoclasliques de la 495 partie basale de la Formation de Mingan et les dolomies de la Formation de Romaine, sont sous-jacents à la Formation de Macasty (Fig. 1.4). Toutefois, la plate-forme est disséquée en escalier par des failles normales, pré-taconiques, qui ont été réactivées à l'Acadien. Ces failles ont pu permettre le passage d'une partie des hydrocarbures en migration, avec les séries potentiellement réservoirs de l'Ordovicien inférieur et moyen. La possibilité de la présence de facies littoraux détritiques ou régressifs puis transgressifs, formés lors de la destruction des reliefs laconiques durant l'Ashgillien, facies équivalents à ceux de la Formation de Lorraine dans les Basses-Terres du Saint-Laurent (Fig. 1.3), ouvre des perspectives plus intéressantes. En effet, ces facies seraient des équivalents latéraux granulométriquement grossiers de la base de la Formation de Vauréal. Les faciès de cette formation fourniraient des roches réservoirs et une ou plusieurs roches couvertures pour former des pièges stratigraphiques éventuels. Si elles existent, ces séries hypothétiques devraient se trouver en mer, entre l'île d'Anticosti et le nord-est de la Gaspésie. Malgré l'échec du puits Sandtop, les facies littoraux des Formations de Long Point et d'Ellis Bay, situés à l'est et au sud-est de l'île d'Anticosti, pourraient aussi contenir des roches réservoirs. Considérant la situation de ce secteur par rapport au puits ARCO, la Formation de Macasty devrait avoir subi, dans cette région du bassin, une maturation thermique suffisante pour expulser les hydrocarbures générés. Des sondages implantés au niveau de ces faciès littoraux pourraient intercepter des gisements. 6.4.2. Dans le nord-est de la Gaspésie. L'histoire géologique de la maturation thermique et des hydrocarbures du nord-est de la Gaspésie est beaucoup plus complexe que celle de l'île d'Anticosti. 1) La Gaspésie a d'abord été une bordure océanique profonde, subséquemment détruite par l'Orogénie taconique. Les roches de la Ceinture taconique, situées dans la partie septentrionale du Bloc nord, montrent partout un saut des valeurs de pouvoir réflecteur par rapport aux roches du synclinorium de Gaspé - Vallée du Connecticut (Fig. 3.40). Ces résultats signifient que les séries cambro-ordoviciennes ont subi une "cuisson" plus élevée durant l'enfouissement 496 qui a précédé l'Orogénie taconique que lors du second enfouissement, sous les séries siluro- dévoniennes. Les séries qui affleurent dans la Ceinture taconique sont les racines de la chaîne taconienne. Il serait difficile, sinon téméraire, de chercher à estimer le relief tectonique érodé d'après les valeurs minimum du pouvoir réflecteur de ces séries. L'épaisseur nécessaire pour atteindre les réflectances observées est une approche approximative pour répondre à cette question. En effet, des chevauchements des unités stratigraphiques plus vieilles sur des unités stratigraphiques plus jeunes sont des phénomènes courants dans les séries du Groupe de Québec qui peuvent singulièrement compliquer le problème (Ogunyomi et al., 1980). Si la période effective d'enfouissement est aussi courte que l'indiquent Islam et al. (1981), soit environ 35 Ma, les valeurs minimales de la réflectance (Fig. 3.40: environ 2,0%) évoquent, d'après l'équation de Price (1982), une température maximum de 3320C. Cette température se traduit par des épaisseurs comprises entre 6,9 km, si le paléogradient géothermique est de 40°C/km, et 4,0 km, si le paléogradient géothermique est de 70°C/km. Toutefois, la Formation de Cap-des-Rosiers étant cambrienne, la période d'enfouissement est vraisemblablement plus longue que 35 millions d'années, telle que proposée pour la Formation de Tourelle, de l'Ordovicien inférieur (Islam et al.,1981). L'épaisseur érodée des séries taconiennes reste donc très incertaine. 2) Comme le démontrent les auteurs antérieurs, la sédimentation post-taconique débute à l'Ashgillien inférieur. Mais, elle n'a pleinement recouvert les reliefs laconiques qu'à partir du Silurien supérieur (Fig. 1.10). Ce n'est qu'après le nivellement des reliefs taconiques et formation d'une plate-forme, qu'une sédimentation marine prévaut jusqu'à l'Emsien inférieur. Mais, cette plate-forme est tectoniquement instable. Elle est disséquée en zones hautes et basses qui bougent sporadiquement tout au cours de la sédimentation, depuis l'Ashgillien jusqu'à la dernière phase orogénique majeure du Dévonien moyen, l'Orogénie acadienne (1.3.1, 1.3.3 et Fig. 1.10). De l'Emsien jusqu'au début du Dévonien moyen (Eifelien), Ia sédimentation devient de plus en plus continentale. Des sédiments siliciclastiques sont apportés des reliefs acadiens, tectoniquement actifs à l'est de notre région. La diminution des valeurs 497 du pouvoir réflecteur de matière organique remaniée dans ces sédiments (3.3.1.2.2.2A), signifie que l'arrière-pays s'erode de plus en plus profondément parallèlement à la sédimentation de la Formation de Battery Point. D'après Poole et al. (1970, pp. 272, 275), cet arrière-pays est actuellement situé dans le Nouveau-Brunswick, au sud de notre région, à l'intérieur de Ia chaîne appalachienne (géanticlinal de Miramichi). Depuis le début du Dévonien, cette partie de la chaîne est dans une phase initiale de soulèvement orogénique, précédant l'Orogénie acadienne proprement dite (Poole et al., 1970). A l'époque, cet arrière-pays était vraisemblablement situé beaucoup plus à l'est de sa position actuelle (Bourque, 1985). En effet, un mouvement dextre le long d'une seule faille à décrochement horizontal du sud de la Gaspésie, a produit un déplacement d'une magnitude d'environ 250 km (Bourque, 1985). Un seul déplacement de cet ordre de grandeur est suffisant pour aligner cet arrière-pays avec les paléocourants, déduits des structures sédimentaires, observés dans les Grès de Gaspé (1.3.2.17 et 1.3.2.18). 3) Après Ia période de chevauchement, un relâchement des efforts de compression et l'apparition d'efforts de distension sur le volume sedimentale produisent des failles normales. Ce changement dans la direction des contraintes est révélé par la présence de failles dans le puits Blanchet, qui dissèquent les plans de chevauchement (Fig. 3.41A). Simultanément, le Bloc nord bascule vers le sud pour lui donner sa position actuelle. Ces mouvements locaux dans le puits Blanchet sont peut-être synchrones avec le grand basculement du Bloc nord qui a exposé les séries cambro-ordoviciennes de la Ceinture taconique et protégé de l'érosion une partie plus grande de la Formation de Battery Point dans le Bloc nord que dans les Blocs centre et sud (Fig. 1.9). Ce mouvement tectonique est peut-être aussi relié au léger et dernier basculement vers le sud, observé dans l'ouest de l'île d'Anticosti (Fig. 3.39; 3.3.3.2: conclusion 4). 4) D'après la réflectance de la matière organique, la maturation thermique de la Gaspésie est en grande partie pré-tectonique (3.3.3.3). Une simulation de l'évolution du pouvoir réflecteur estimé de la télinite dans le puits Sunny Bank au cours des temps géologiques (Appendice 498 13B), suggère que la proportion de l'évolution de la matière organique pré-tectonique diminue en montant dans la stratigraphie. Au niveau de la frontière siluro-dévonienne, c'est-à-dire à la base de la Formation de Roncelles, la fenêtre à huile potentielle est atteinte au tout début de la sédimentation des Grès de Gaspé (Membre de I'Anse-à-BrilIant). La fenêtre à huile potentielle est traversée après moins de 1 km de la Formation de Battery Point. La fin de la zone à gaz à condensats (R0 yy\ compris entre 2,0 et 2,2%) est atteinte au moment ou débute l'Orogénie acadienne, c'est-à- dire, entre 386 et 380 Ma (Appendice 13B). Or, la maturation thermique se poursuit après cette période, mais elle est à toute fin pratique terminée lorsque les reliefs acadiens sont érodés, et que la sédimentation reprend au Viséen (Carbonifère), il y a 352 Ma. En effet, le pouvoir réflecteur estimé aurait atteint une valeur d'environ 2,95% (Appendice 13B), valeur très similaire à celle actuellement estimée à ce niveau stratigraphique (R0 cst t^linîte = 3,20%). Cette valeur est observée actuellement à environ 3,8 km de profondeur (équation du puits Sunny Bank dans le Tab. 3.12: R0 est télinite = 3,20%). Au niveau stratigraphique de la frontière siluro-dévonienne (base de la Formation de Roncelles), l'évolution de la réflectance de la télinite, comprise entre 0,3 et 2,0 pour-cent, est pré-acadienne. L'évolution entre 2,0 et 3,0 pour-cent est syn et post-orogénique, mais essentiellement pré-Carbonifère (Appendice 13B). Au sommet des Calcaires Supérieurs de Gaspé, la situation est très différente. En effet, d'après les résultats de la simulation de l'évolution des valeurs du pouvoir réflecteur estimé de la télinite en fonction des temps géologiques, la fenêtre à huile potentielle est tout juste amorcée (Appendice 13B: Róm = 0,66%) lorsque l'Orogénie acadienne est terminée. Par la suite, la progression du pouvoir réflecteur de vitrinite vers la limite inférieure de la fenêtre à huile potentielle est aussi importante du Carbonifère à nos jours (Appendice 13B: A Ro = 0,11%) que du Dévonien moyen au Carbonifère (Appendice 13B: A Ro = 0,12%). C'est ainsi qu'au sommet des Calcaires Supérieurs de Gaspé, la génération des huiles est en bonne partie post- orogénique. Si la matière organique des Calcaires Supérieurs de Gaspé ne produit plus d'hydrocarbures actuellement, l'arrêt de la production d'huile doit être, géologiquement, assez 499 récent. Cette chronologie des phénomènes générateurs d'hydrocarbures explique, vraisemblablement, la présence des nombreux suintements actuels, observés dans la partie centrale du synclinal de la rivière York (Sikander, 1975 et 1976). 5) L'évolution de la réflectance dans le puits Sunny Bank raconte une histoire de la maturation thermique qui ne s'applique pas nécessairement à toute la région étudiée. En effet, les grandes différences de gradients d'évolution de la matière organique entre les zones synclinales et les zones hautes, situées sur des seuils tectoniques et montrant tout aussi bien des gradients de réflectance élevés (puits Blanchet et puits Gaspé Nord) que des gradients faibles (puits Douglas), indiquent que chaque secteur de la région possède une évolution thermo-temporelle qui lui est propre. 6) Les écarts importants entre les puissances, la nature et les âges probables des sédiments qui ont enfoui les séries actuelles de la Gaspésie supportent la même hypothèse. A titre d'exemple, la maturation thermique des séries du puits Sunny Bank nécessite une épaisseur de sédiments d'environ 2,5 km. Vu les épaisseurs estimées des Formation de York River et de Battery Point (Fig. 1.10), un empilement restreint à ces deux formations est suffisant pour expliquer l'évolution des valeurs de réflectance dans le centre ouest du synclinal de la rivière York (puits Sunny Bank). D'autre part, près de 5,0 km de strates sont nécessaires pour donner au profil d'évolution du pouvoir réflecteur estimé de la télinite du puits Malbaie son aspect actuel (valeur calculée d'après les paramètres du Tab. 3.12). Vu une épaisseur de plus de 2,1 km de strates de la Formation de Battery Point et la proximité du contact de la Formation de Battery Point avec la Formation de Malbaie, la maturation thermique de la matière organique dans le puits Malbaie doit essentiellement être due à l'enfouissement de la Formation de Battery Point par la Formation de Malbaie, et peut-être même par la Formation Cannes-de-Roches d'âge Carbonifère et plus jeune encore (Fig. 1.10). 7) D'un puits à l'autre, les variations des valeurs de pouvoir réflecteur mesurées sur les bitumes de réservoir ou indéterminés, localisés au sommet des séries cambro-ordoviciennes au niveau de la discordance taconienne (puits Douglas, Gaspé Sud et Blanchet: Figs 3.28, 3.30 et 3.32), sont vraisemblablement fonction de l'époque géologique au cours de laquelle la 500 production et la migration des hydrocarbures ont eu lieu. Tel que précédemment démontré, ces moments cruciaux de l'histoire d'une roche mère sont fonction de sa position stratigraphique dans les séries et de sa localisation géographique dans le bassin. Le bitume supramature trouvé à la base des puits Blanchet et Gaspé Sud est vraisemblablement ancien et pré- tectonique, car son pouvoir réflecteur est élevé et il est similaire à celui des séries siluro- dévoniennes sus-jacentes. D'autre part, le bitume solide observé dans les séries cambro- ordoviciennes du puits Douglas est vraisemblablement post-tectonique, car il est moins "cuit" que la matière organique des séries siluro-dévoniennes sus-jacentes (Fig. 3.41), et il est présumément emprisonné sur place par un colmatage argileux plus tardif du réservoir (4.2.3: conclusion 3). C'est cet ensemble varié d'événements tectoniques qui est responsable de la complexité de la stratigraphie (Fig. 1.10), de la sedimentologie (1.3.2 et 4.2), de la structure (1.3.1 et Fig. 3.41), de la zonéographie de la maturation thermique (Figs 3,40 et 3.41), de l'histoire des hydrocarbures et des phénomènes diagénétiques plus tardifs (4.2) qui ont modelé la géologie de la région. 501 7. DISCUSSIONS ET CONCLUSIONS 7.1 INTRODUCTION Cette étude systémique consiste à intégrer la géologie de la matière organique et des argiles ainsi que leur maturation thermique dans la stratigraphie, la sedimentologie et la tectonique du bassin appalachien formé par l'île d'Anticosti et le nord-est de la Gaspésie (1.1.1). Elle permet une meilleure compréhension de l'évolution de la diagenèse thermique dans ces empilements sédimentaires et conduit à un modèle de l'histoire thermique susceptible de contribuer à l'évaluation du potentiel en hydrocarbures du bassin. La contribution à l'histoire géologique régionale réside dans l'étude de la chronologie des enfouissements maxima, des mouvements tectoniques, des migrations et de l'altération des hydrocarbures, et des effets de la tectonique sur les gradients du pouvoir réflecteur et conséquemment, des paléogradients géothermiques. Bien que les données disponibles aient pu être suffisantes pour construire un modèle mathématique de l'évolution de la température, cette facette de l'étude est à peine amorcée. A notre point de vue, elle reste néanmoins un objet d'étude intéressant pour des travaux futurs. Pour atteindre ces objectifs dans le bassin appalachien, il fallait au préalable améliorer les techniques d'analyse et étalonner de nouveaux indicateurs qui soient adaptés à ces roches du Paléozoïque inférieur. De façon plus spécifique, ces travaux ont contribué à: a) améliorer les techniques d'analyses en pyrolyse en température programmée (Rock Eval) en pétrographie et en réflectance de la matière organique, b) à étalonner la réflectance de nouveaux indicateurs organiques de maturation thermique, indicateurs utiles tant dans les séries anté-dévoniennes dépourvues de vitrinite, que dans les séries dévoniennes contenant ce macérai standard. L'amélioration des techniques d'analyses porte sur la création d'une nouvelle méthode de préparation pour l'étude pétrographique de la matière organique ainsi que sur l'identification et la correction d'erreurs des résultats de la pyrolyse en température programmée (Rock Eval). 502 La préparation employée pour l'examen pétrographique des matières organiques permet de combiner aux observations en lumière réfléchie (structures internes, teinte de gris, anisotropie, bourrelets et autres traces d'oxydation) et en autofluorescence, les observations en lumière transmise (couleurs, forme et structure externe des organoclastes). Bien que l'étalonnage réciproque du pouvoir réflecteur des organoclastes avec la vitrinite fut un succès, l'étalonnage entre la réflectance et les indicateurs de la pyrolyse en température programmée de Ia matière organique ou de Ia minéralogie des argiles n'a pu être réalisé tel que souhaité. En effet, dans les régions étudiées, les valeurs des indicateurs thermiques obtenues de la pyrolyse et des minéraux argileux par diffraction des rayons X, sont trop affectées par des facteurs autres que la maturation thermique, pour qu'un étalonnage avec la réflectance des organoclastes soit possible. 503 7.2 CONCLUSIONS SUR L'AMELIORATION DES TECHNIQUES D'ANALYSES 7.2.1 La pétrographie de la matière organique La méthode de préparation pétrographique de la matière organique proposée par Bertrand et al. (1985) rend presque négligeable les pertes lors du polissage. A partir de petits concentrés de matières organiques dispersées dans des roches (carbone organique moins de 0,05%), un échantillon de moins de 50 grammes permet généralement d'obtenir une centaine de mesures de pouvoirs réflecteurs. La méthode rend aussi possible le polissage de la grande majorité des particules de la matière organique, minimise les arrachements et le relief et. sur la même préparation, permet d'observer les organoclastes en lumière transmise, en lumière réfléchie et sous excitation pour l'autofluorescence. Il est donc possible d'identifier avec des critères palynologiques, en plus des critères de la pétrographie organique classique des charbons, une grande variété de fragments d'organoclastes. La méthode proposée s'avère particulièrement indispensable dans les séries du Paléozoïque inférieur, dépourvues de végétaux supérieurs. Sans cette méthode, il serait beaucoup plus difficile d'identifier et conséquemment de corréler le pouvoir réflecteur des divers organoclastes et bitumes solides, avec celui du standard international, la vitrinite. L'établissement d'une table d'équivalences entre ces pouvoirs réflecteurs a ainsi été rendu possible (Appendice 8). 7.2.2 La pyrolyse en température programmée (Rock Eva!) Après environ dix ans d'usage, les auteurs et les nombreux utilisateurs de la méthode ont observé et démontré que la pyrolyse en température programmée montrait plusieurs limitations (2.2.2.2). Cette étude confirme les résultats de ces travaux antérieurs et démontre que la méthode de caractérisation des roches mères par pyrolyse en température programmée est lourdement hypothéquée lorsqu'elle est employée dans des roches carbonatées, pauvres en matière 504 organique. Cinq types d'erreurs sont reconnus et des solutions plus ou moins générales sont proposées. 1) L'appareillage ne répond pas de façon linéaire à la quantité de kérogène pyrolyse. Ainsi, les rapports de proportion de la surface des pics P2 et P3 changent en fonction de la quantité de matière organique pyrolysée (2.2.2.2.1). Observé lors des analyses des échantillons de l'île d'Anticosti (mars 1984), ce phénomène, également rapporté par Katz (1984), n'est toujours pas vraiment reconnu dans la littérature. Cet effet est corrigé avec des courbes de calibration (éq. 2.1 ou Fig. 2.5 et éq. 2.2). Les courbes de calibration sont différentes lorsque les facteurs de multiplication changent. 2) Les carbonates produisent un surdosage du CO2 lorsque Ton analyse des calcaires (2.2.2.2.2a). Ce phénomène n'est soulevé dans la littérature que par Katz (1984). Notre découverte de l'effet des carbonates date du moment de la vérification des analyses des travaux antérieurs dans le nord-est de la Gaspésie (juillet 1982). Ce problème est corrigé en effectuant la pyrolyse en température programmée (Rock Eval) sur le résidu insoluble des échantillons plutôt que sur la roche brute (Fig. 2.6). 3) La matrice minérale absorbe une partie des pyrolysats (2.2.2.2.2b), ce qui produit un sous-dosage des hydrocarbures lorsque la roche est pauvre en matière organique. Les effets de la matrice minérale sont autant fonction de la nature des kérogènes et de la maturation thermique, à cause des hydrocarbures produits, que de la lithologie des roches (Espitalié et al., 1980). Les variations de l'effet de matrice en fonction de ces facteurs sont mises en évidence dans les figures 2.7 à 2.9. Ce problème a été étudié pas Espitalié et al. (1980). Dans nos travaux, l'effet de la matrice minérale est corrigé: a) en pyrolysant une quantité connue d'un standard, mélangée avec le résidu de la pyrolyse de l'échantillon et b) en corrigeant proportionnellement les résultats de la pyrolyse de l'échantillon, à partir de l'écart entre les valeurs prévues et observées du standard. 505 Cette méthode èst une version légèrement modifiée de celle suggérée par Espitalié (1984). Les corrections que l'on peut faire pour corriger ce type d'erreur restent toutefois très approximatives (2.2.2.2.2b). 4) La présence d'oxygène dans la matière organique diminue la réponse de l'appareil à la quantité d'hydrocarbures présents dans l'échantillon (2.2.2.2.2c). Ce problème est brièvement soulevé dans la littérature par Teichmüller et Durand (1983). Bien que ce phénomène fut observé et sa solution envisagée dès le début de nos travaux (octobre 1983), ce n'est qu'après avoir pris connaissance des travaux de Crossey et al. (1986), que la solution fut concrètement appliquée. L'effet de l'oxygène peut être corrigé à l'aide d'équations empiriques (Tab. 2.1 et éq. 2.3), qui rectifent l'indice d'hydrogène (la quantité d'hydrocarbures) en fonction de l'indice d'oxygène (le CO2) (Fig. 2.11); cette dernière variable, d'après nos travaux, n'étant pas influencée par la quantité d'hydrocarbures (éq. 2.6). 5) Les bitumes, liquides lourds et solubles dans les solvants organiques ou solides et insolubles, sont confondus avec le kérogène sur un pyrogramme. Ce phénomène est discuté dans la littérature dès 1979 par Clementz. Il peut modifier profondément les valeurs des principaux index de maturation thermique du Rock Eval: Ia température de craquage optimal du kérogène ,Tmax, et, indirectement, l'indice de production, IP (2.2.2.2.2d). Aucune solution concrète ne peut éliminer ce problème. En effet, bien qu'une partie des bitumes puisse être extraite du résidu insoluble à l'aide de solvants organiques, préalablement à la pyrolyse (Clementz, 1979), les bitumes solides ne peuvent être isolés de ce résidu insoluble et le problème reste entier. Même si aucune solution à ce problème n'est vraiment proposée, deux méthodes permettent d'en quantifier l'importance. La première est la création d'une variable (RQ2: Fig. 2.4). Etant fonction de la forme du pyrogramme, elle permet de quantifier l'importance des bitumes lourds par rapport au kérogène in situ. La pétrographie de la matière organique est la seconde méthode quantitative proposée. Elle permet de juger si les bitumes solides sont assez abondants pour modifier les index du Rock Eval. 506 7.3 ETALONNAGE DES INDICATEURS DE MATURATION THERMIQUE 7.3.1 La réflectivité de la matière organique 7.3.1.1 Revue de la problématique Après avoir mis au point une méthode d'analyse pétrographique de la matière organique en laquelle on peut avoir confiance pour de juger de la validité des résultats obtenus, il restait à étalonner les indicateurs de maturation thermique. Dans les séries du Paléozoïque inférieur, le manque de particules de vitrinite ajoute une difficulté au problème de l'étalonnage. En effet, ces séries sont souvent pauvres en matière organique et cette dernière se compose essentiellement de bitumes solides, de zooclastes, d'algues et de leurs dérivés (Figs 3.13 et 3.14). Même sans vitrinite, l'étalonnage des pouvoirs réflecteurs des organoclastes reste possible. En effet, Robert (1973, 1980), et plus récemment Jacob et al. (1985) ont établi une relation linéaire entre Ie pouvoir réflecteur de la vitrinite et celui des bitumes solides (Annexe 1): Rv = 0,618 Rb +0,40. 7.3.1.2 Résultats nouveaux Les séries de l'île d'Anticosti, très peu tectonisées, ne contiennent pas de vitrinite. Par contre, elles renferment beaucoup de bitumes solides et plusieurs types de zooclastes (chitinozoaires, graptolites, scolécodontes et hydroïdes) qui peuvent servir de substituts à la vitrinite comme indicateur de maturation thermique. Cette comparaison de la vitrinite avec les zooclastes, en se servant du bitume solide comme interface, a permis de conclure que c'était le pouvoir réflecteur des scolécodontes qui s'approchait le plus de celui de la vitrinite (Annexe 1 : Bertrand et Héroux, 1987). Le pouvoir réflecteur des chitinozoaires et des graptolites s'apparentait plutôt à celui de la semifusinite: 507 Ko vi Ko bit. Ko chi. Ko sco. 0,5 0,16 0,72 0,46 1,0 0,97 1,41 1,0 1,5 1,78 2,09 1,58 2,0 2,59 2,76 2,2 Tableau 7.1. Table de corrélation entre le pouvoir réflecteur estimé d'une vitrinite, à partir de l'équation de Jacob et al. (1985), et Ie pouvoir réflecteur des principaux zooclastes observés dans l'île d'Anticosti. Ces relations doivent être corroborées par des comparaisons directes avec le pouvoir réflecteur de la vitrinite dans des séries privilégiées où la vitrinite et ces organoclastes sont simultanément présents (Annexe 1). Bien que plus tectonisées que celles de l'île d'Anticosti, les séries du Dévonien inférieur du nord-est de la Gaspésie renferment simultanément des phytoclastes du groupe de la vitrinite et des zooclastes. Toutefois, les chitinozoaires et les scolécodontes constituent l'essentiel de ces zooclastes (Figs 3.15 et 3.16). En effet, des graptolites ne sont observés que dans les séries dépourvues de vitrinite du Groupe de Québec, d'âge Ordovicien moyen (Fig. 3.15). Ces travaux montrent que dans la gamme des valeurs du pouvoir réflecteur comprises entre 0.5 et 2.0%. les chitinozoaires de la Gaspésie ont une réflectivité très semblable à celle de la vitrinite (Fig. 3.35). D'autre part, les scolécodontes ont un pouvoir réflecteur qui les associe avec le groupe des exinites plutôt qu'avec celui des vitrinites, comme le suggérait la comparaison préliminaire faite avec les données de 111e d'Anticosti (Annexe 1: Fig. 5). Cette apparente contradiction entre les conclusions tirées de l'île d'Anticosti et de la Gaspésie porte à s'interroger sur deux hypothèses: a) La vitrinite observée dans les séries du nord-est de la Gaspésie est différente de celle qui est comparée au bitume solide dans Jacob et al. (1985). 508 b) Les bitumes solides ayant servi à faire Ia corrélation avec la vitrinite dans l'île d'Anticosti ne sont pas comparables à ceux utilisés par Jacob et al. (1985). Les variétés de vitrinite des séries du nord-est de Ia Gaspésie (Pl. 3) montrent tous les caractères morphologiques de la définition de ce macérai. De plus, malgré l'âge des séries du nord-est de la Gaspésie, l'hypothèse d'une différence de composition entre la vitrinite identifiée par Jacob et al. (1985) et la vitrinite gaspésienne ne peut être soutenue: a) les séries échantillonnées par Jacob et al. (1985) sont paléozoïques et mésozoïques, les plus vieilles étant siluriennes et b) les échantillons proviennent de plusieurs continents (Europe, Amériques et Afrique). Cette hypothèse est donc éliminée. Comme dernière hypothèse, il reste la possibilité que les bitumes solides de l'île d'Anticosti soient différents de ceux étudiés par Jacob et al. (1985). En effet, la relation entre le pouvoir réflecteur du pyrobitume et celui de la télinite dans les séries calcaires s'est avérée différente dans les séries gréseuses (Fig. 3.37 et éqs 3.11 et 3.12), De plus, la relation vitrinite-bitume (éq. 3.9) de Jacob et al. (1985) est très similaire à la relation télinite-pyrobirume observée dans les séries gréseuses (éq. 3.11). Elle est aussi sensiblement différente de la relation télinite- pyrobitume observée dans les séries calcaires (éq. 3.12). Une différence de nature entre les bitumes solides présents dans nie d'Anticosti et ceux utilisés par Jacob et al. (1985) explique donc Ia contradiction apparente des relations obtenues entre la réflectance de la vitrinite et le pouvoir réflecteur des zooclastes en Gaspésie de celles obtenues dans l'île d'Anticosti. Les différences lithologiques entre ces deux séries du nord-est de la Gaspésie reflètent des environnements de dépôts qui sont très différents, continentaux et paraliques versus marins. Les comportements différents entre bitumes solides dans ces deux types de facies doivent dépendre de la nature des matières organiques d'origine et des processus d'altération en bitume. En effet, la pétrographie de la matière organique des séries calcaires montre que du bitume solide peut être généré directement à partir d'un tissu algaire apparemment très peu altéré, amorphe et non réfléchissant (PL 3.3, dans Bertrand cl al., 1985 et PL 6.1, dans le 509 présent ouvrage). Dans les séries gréseuses, les produits bitumineux semblent surtout dérivés de l'altération d'un tissu cellulaire (Pis 4.1, 4.2 et 4.7), de type "herbacé", ayant un aspect résineux à minéralisé lorsqu'il n'est pas altéré. L'altération d'exsudats intergranulaires (Pl. 5.1) et la formation de gouttelettes de bitume à partir d'organoclastes indéterminés (Pl. 4.5) sont également présentes. D'autre part, en fonction de l'enfouissement des séries, le pyrobitume montre de beaux profils d'évolution de leur pouvoir réflecteur, surtout dans les séries marines. Par contre, dans ces séries, on observe plusieurs types de bitumes solides, lesquels n'évoluent pas tous en fonction de l'enfouissement des séries (Figs 3.21, 3.23, 3.30 à 3.33). Quant aux divers types de bitumes solides des séries paraliques et continentales, ils ont des comportements plus similaires en fonction de la maturation thermique (Fig. 3.36). ^o vi Rq bite ° o bit.g °o chi. ^o grap. ^o sco. 0,5 0,34 0,33 0,50 0,46 0,28 1,0 0,73 0,93 0,98 0,91 0,64 1,5 1,15 1,71 1,45 1,36 1,02 2,0 1,57 2,62 1,92 1,80 1,42 Tableau 7.2. Table de corrélation entre le pouvoir réflecteur de la télinite et le pouvoir réflecteur de deux types de pyrobitume et des principaux zooclastes observés dans nie d'Anticosti et dans la Gaspésie. Cette complexité des facteurs qui affectent les comportements des bitumes solides, nous incite à n'utiliser que le pouvoir réflecteur des zooclastes pour établir une table de correspondance entre les réflectances des organoclastes. Moins variable que celui des scolécodontes, le pouvoir réflecteur des chitinozoaires est préférentiellement désigné comme intermédiaire entre les pouvoirs réflecteurs des zooclastes, des bitumes solides et de la vitrinite lorsque les occurrences de ces organoclastes ne sont pas congruentes (3.3.2.3). L'évolution du pouvoir réflecteur des chitinozoaires est aussi plus documentée que celle des scolécodontes. La table 510 des équivalences entre les réflectances des divers organoclastes, détaillée dans l'appendice 8, est résumée dans le tableau 7.2. Ce tableau montre des différences importantes entre les résultats obtenus à partir d'une comparaison directe avec la télinite, dans les séries gaspésiennes, et les résultats obtenus avec la régression de Jacob et al. (1985), dans les séries calcaires de HIe d'Anticosti (Bertrand et Héroux, 1987: Annexe 1). En conclusion, ce tableau montre que la réflectance de tous les zooclastes étudiés. chitinozoaires. graptolites ou scolécodontes. peut servir d'indicateur de maturation thermique. Il n'est donc plus nécessaire d'avoir de la vitrinite dans la matière organique dispersée d'une roche pour quantifier le niveau de maturation thermique atteint par des séries. Il montre aussi qu'il faut être très prudent lorsque l'on tente de quantifier la maturation thermique d'une série, en terme de rang de la vitrinite, à partir du pouvoir réflecteur des bitumes solides qui y sont observés. Ces conclusions répondent à la première question des conclusions sur la problématique dans l'île d'Anticosti (1.2.5.5) et aux trois premières conclusions de la problématique dans la Gaspésie (1.3.5.5). En effet: 1) dans les séries d'environnements de dépôts marins, dépourvues en vitrinite. les chitinozoaires. les graptolites et les scolécodontes peuvent indifféremment servir d'indicateurs fidèles de Ia maturation thermique. Toutefois, c'est le pouvoir réflecteur des chitinozoaires qui semble être le meilleur indicateur. 2) Les chitinozoaires et les scolécodontes sont les deux zooclastes qui peuvent servir indifféremment dans les deux régions du bassin. Mais, encore une fois, ce sont les chitinozoaires qui sont préférentiellement utilisés. 3) Les relations entre le pouvoir réflecteur de ces organoclastes et celui de la vitrinite sont maintenant bien connues (Tab. 7.2 et Appendice 81. 511 7.3.2 Le Rock Eval et les minéraux argileux L'étalonnage de: a) la température de craquage optimal du kérogène (Tmax), b) l'indice d'hydrogène (IH), c) le rapport hydrocarbures lourds sur kérogène (RQ2) et c) l'indice de production (IP), a montré que les indicateurs de la pyrolyse en température programmée (Rock Eval) ne sont que des indicateurs grossiers de la maturation thermique. Ils ne peuvent corroborer les résultats de la réflectance de la matière organique que de façon très générale. L'indice d'aigu de l'illite sur préparations naturelles, est le seul indicateur des minéraux argileux qui montre une vague diminution de ces valeurs avec celle du pouvoir réflecteur estimé de la télinite (Fig. 5.5). Cette pauvre relation de l'indice d'aigu de l'illite avec notre principal indicateur de la maturation thermique, la réflectance de la télinite, et les conclusions préliminaires du chapitre 4 sur les causes des variations des quantités relatives de la composition des minéraux argileux permettent de conclure que dans les séries étudiées de l'île d'Anticosti et du nord-est de la Gaspésie, les indicateurs des minéraux des argiles sont inutilisables pour servir à corroborer, sinon de façon très générale, les résultats de la réflectance. Les valeurs des indicateurs potentiels de la maturation thermique du Rock Eval et des minéraux argileux sont soit entachées de sources d'erreurs, ou bien elles varient en fonction de plusieurs autres facteurs, sans qu'il soit possible d'isoler leurs effets respectifs. Ces indicateurs apportent toutefois des éléments nouveaux d'informations sur les environnements de dépôts (3.1.2; 3.1.3; 3.2.3.2; 3.2.3.3; 4.1.3: conclusions 2, 3 et 5; 4.2.3: conclusion 6), le potentiel roche mère à hydrocarbures des séries (3.1.2.2; 3.1.3.2; 3.4.1.1.3; 3.4.1.2.3; 3.4.2.1.3; 3.4.2.2.3) et le colmatage de paléoréservoir et l'âge des migrations (4.2.3: conclusion 3). 512 7.4 INTEGRATION DES RESULTATS DE LA MATURATION THERMIQUE 7.4.1 La zonéographie de la maturation thermique 7.4.1.1 Dans l'île d'Anticosti L'ensemble de la surface de 111e d'Anticosti a atteint le stade de la formation des huiles (Fig. 3.38). Cette zonéographie du pouvoir réflecteur, équivalent à celui de la vitrinite, permet de conclure qu'une partie importante des séries de l'île d'Anticosti sont érodées après l'enfouissement maximum. En moyenne, l'enfouissement maximum post-Silurien inférieur, au-dessus des strates actuelles, est estimé à environ 2,0 km (3.3.3.2). En subsurface, les courbes d'isoréflectance coupent tous les contacts lithologiques. De plus, en fonction de la profondeur, les gradients de réflectance varient peu d'un secteur à l'autre de l'île d'Anticosti (Fig, 3.39). Le dernier grand mouvement tectonique perceptible dans Hie d'Anticosti est un basculement d'une amplitude d'environ 500 m, dont la charnière est approximativement orientée dans la direction nord-ouest sud-est. Celui-ci a eu lieu après l'enfouissement maximum des séries. Tous les autres mouvements ont eu lieu avant cet événement, La maturation thermique dans l'île d'Anticosti est essentiellement post-tectonique. Le quart du volume du bassin est dans la fenêtre à huile potentielle mais les trois-quarts sont propices à la conservation des hydrocarbures liquides (Figs 3.38 et 3.39). La présence de la corrensite indique que les températures maximales atteintes par les roches de la surface de l'île sont comprises entre 100 et 1500C. 7.4.1.2 Dans le nord-est de la Gaspésie La zonéographie de la maturation thermique de la surface du nord-est de la Gaspésie est beaucoup plus complexe que celle de l'île d'Anticosti. Les roches de la surface du nord-est de la Gaspésie ont partout atteint la zone mature (Fig. 3.40). Celles du Groupe de Québec sont toujours supramatures et elles appartiennent majoritairement à la zone à gaz sec diagénétique (Fig. 3.40). 513 A l'exception d'une partie du Bloc nord, les roches du Groupe de Chaleurs ont partout dépassé la fenêtre à huile potentielle. En subsurface, elles sont généralement supramatures. Les affleurements des Calcaires Supérieurs de Gaspé appartiennent généralement à la fin de la fenêtre à huile potentielle (Fig. 3.40). Mais, dans l'anticlinal de la rivière Saint-Jean et en subsurface, dans le fond des grands synclinaux, les Calcaires Supérieurs de Gaspé font surtout partie de la zone à gaz à condensats (Fig. 3.41). En surface, la maturation thermique des Grès de Gaspé couvre toute l'étendue de la fenêtre à huile potentielle. Toutefois, le rang des Grès de Gaspé croît de l'ouest vers l'est de la région. Dans l'ouest du Bloc centre, la base de la Formation de York River a tout juste pénétré le début de la fenêtre à huile potentielle. A l'est du même bloc, la limite de ce stade de formation des hydrocarbures est située bien à l'intérieur de la Formation de York River (Fig. 3.40). Dans le Bloc nord, il y a une progression rapide de la maturation thermique entre le puits Douglas et le puits Malbaie, où la limite supérieure de la zone à gaz à condensats monte très haut dans la Formation de Battery Point (Fig. 3.41). La maturation thermique au nord de la faille de la Pointe Saint-Pierre (Fig. 1.9A), dans l'anticlinal de Tar Point (Appendice 7K), ne montre pas cette progression rapide (Fig. 3.40). La zonéographie des hydrocarbures est comparable à celle observée dans le Bloc centre, au sud de la faille du Troisième Lac. Contrairement à ce qui est observé dans l'île d'Anticosti (Tab. 3.11), les pouvoirs réflecteurs de la télinite dans les puits du nord-est de la Gaspésie montrent de grandes variations des gradients en fonction de la profondeur (Tab. 3.12). Les variations d'épaisseur des zones d'hydrocarbures qui en résultent (Fig. 3.41) sont présumément reliées à des variations locales des paléogradients géothermiques, variations causées par la présence de hauts structuraux, formés de roches ignées ou métamorphiques d'âge Ordovicien. plus caloporteuses que les séries sédimentaires siluro-dévoniennes et cambro-ordoviciennes qui les environnent (Fig. 3.42). La zonéographie de la maturation thermique de la subsurface de la Gaspésie (Fig. 3.41) démontre que la maturation thermique dans le nord-est de Ia Gaspésie est en grande partie pré- tectonique mais qu'une partie de la maturation est aussi post-tectonique (3.3.3.3). 514 7.4.2 Potentiel et histoire des hydrocarbures de l'île d'Anticosti et du nord-est de la Gaspésie 7.4,2.1 Dans l'île d'Anticosti Bien que Ia nature de la matière organique de la majorité des formations de l'île d'Anticosti soit favorable à la genèse d'huiles, les teneurs en kérogène sont si faibles que le potentiel génétique des séries est essentiellement gazier. Cette matière organique est surtout formée d'organismes autonomes (zooclastes, acritarches et autres algues) et de bitumes solides, dont la proportion varie en fonction des environnements de dépôts et du niveau de maturation thermique atteint par les séries (Figs 3.13 et 3.14). Avec un kérogène riche en hydrogène (éq. 6.2: IH jnjtjai = 446) et des teneurs en matière organique supérieures à 5 pour-cent, la Formation de Macastv est la seule unité stratigraphique avant un potentiel génétique de roche mère à huile dans l'île d'Anticosti. A l'exception de la région du puits Sandtop, située à l'est, la teneur en matière organique de cette formation est uniforme dans toute l'île d'Anticosti. De plus, la nature de cette matière organique sapropélique, essentiellement amorphe lorsque vue en lumière transmise, est très homogène dans tous les secteurs de l'île. Son potentiel initial est estimé à environ 18 kg hydrocarbures/tonne de roche, mais il lui reste encore une capacité de production moyenne de plus de 10 kg d'hydrocarbures par tonne de roche. Dans la partie du bassin occupée seulement par l'île d'Anticosti actuelle, la quantité d'hydrocarbures (HC) emprisonnés dans le lithotope de Ia Formation de Macasty est estimée à: 3,0 X 109 tonnes en hydrocarbures (HC) légers, plus 9,2 X 109 tonnes HC potentiels dans le kérogène, soit un total de 12,2 X 109 tonnes hydrocarbures (équivalent à 102 milliards de barils) (Tab. 6.1). A l'origine, peu après sa sédimentation, la Formation de Macastv contenait l'équivalent d'environ 178 milliards de barils d'hydrocarbures potentiels (Tab. 6.2: 21,3 X IO9 kg HC). Enfouie par presque 4 km de sédiments dans le sud-ouest de l'île d'Anticosti, au niveau du 515 puits ARCO, cette formation a produit la majeure partie de son potentiel en hydrocarbures (IPt = 92%). La production n'est pas à demi complétée dans les parties centre et ouest de l'île d'Anticosti. La quantité totale d'hydrocarbures expulsés de la roche mère est évaluée à l'équivalent de près de 75 milliards de barils (Tab. 6.2: 9,0 X IO9 kg HC). Les deux-tiers de ces hydrocarbures (Tab. 6.2: 67%) proviennent toujours de la partie sud-est de l'île d'Anticosti. Les hydrocarbures générés dans la Formation de Macasty des puits LGCP et Sandtop n'ont presque pas été expulsés de leur roche mère. L'essentiel des hydrocarbures expulsés de la Formation de Macastv sont des gaz à condensats (62%). Les gisements potentiels, remplis avec ce type d'hydrocarbures, devraient être situés au sud du puits NACP. Ceux de la partie centrale et nord de l'île d'Anticosti devraient contenir plus riches d'huile que de gaz à condensats. Le temps a une grande influence sur la maturation thermique des séries et sur la pente des profils de réflectance. Les résultats d'une simulation thermo-temporelle de la maturation thermique d'après le modèle de Waples (1980) et Gretener (1981), suggèrent que la Formation de Macastv est entrée dans la fenêtre à huile potentielle au tout début du Silurien inférieur. £e_ stade de formation des hydrocarbures est traversé à la fin du Silurien (22 et 30 Ma plus tard). Celui de la zone mature l'est au Dévonien inférieur. Près de 50 pour-cent des hydrocarbures potentiels initiaux sont alors produits, dont les deux-tiers ont déjà été expulsés de la roche mère. La Formation de Macastv pénètre dans la zone à gaz sec à la fin du Dévonien inférieur. Près de 75 pour-cent des hydrocarbures ont déjà été expulsés de la roche mère et ont donc migré avant !'Progènie acadienne (6.4.1.2). Les Formations de Romaine et de Mingan sont les seuls réservoirs protentiels sous la surface de l'île d'Anticosti. Bien que la plate-forme soit disséquée par des failles normales qui peuvent les mettre en contact avec la Formation de Macasty, la recherche de facies littoraux détritiques est une avenue d'exploration plus intéressante. Ces facies seraient équivalents à ceux du Groupe de Oueenston dans les Basses-Terres du Saint-Laurent. Ils devraient surtout être situés entre l'île d'Anticosti et Ie nord-est de la Gaspésie. mais aussi dans le prolongement 516 sud-sud-est du facies de la Formation de Long Point du puits Sandtop. Ces facies fourniraient les roches réservoirs qui manquent dans les facies marins des séries de l'île d'Anticosti. 7.4.2.2 Dans le nord-est de la Gaspésie La nature des matières organiques en Gaspésie est fonction des facies sédimentaires (3.2.3.3). Les environnements de dépôts continentaux ou paraliques contiennent surtout des restes de végétaux "supérieurs" et de la matière organique supramature remaniée. Les formations de milieux de dépôts marins, carbonates ou siliciclastiques, sont riches en phyto- organismes et en zooclastes (Figs 3.15 et 3.16). Le bitume solide est omniprésent dans ces séries. Mais, il est plus abondant dans les facies marins (Figs 3.15 et 3.16). La pyrolyse en température programmée confirme que la matière organique des Grès de Gaspé est un kérogène de Type III (humique) (3.4.2.1.3: conclusion 5; 3.4.2.2.3: conclusion 2) et qu'elle est en partie d'origine remaniée (3.4.2.2.2: observation 6), Celle des Calcaires Supérieurs de Gaspé est surtout de Type II (sapropélique-mixte) (3.4.2.1.3: conclusion 5; 3.4.2.2.3: conclusion 2). Le potentiel génétique à hydrocarbures des séries cambro-ordoviciennes les plus riches en carbone organique est surtout gazier (PG < que 2 mg HC/g de roche) et secondaire (3.4.2.1.3: conclusion 2), car leur matière organique est essentiellement contituée de pyrobitumes. Malgré la nature pétroligène des matières organiques de la Gaspésie, la majorité des séries siluro-dévoniennes généreront essentiellement des gaz (PG < 2 mg HC/g de roche), car les teneurs sont trop faibles (3.4.2.1.3: conclusion 1). Toutefois, les Grès de Gaspé peuvent parfois contenir des niveaux "algaires" qui sont d'excellentes roches mères à huile. Ils sont alors deux fois plus riches que Ia Formation de Macasty ( 32 kg HC/t de roche). Cependant, nous en ignorons l'extension latérale, et leur extension verticale est toujours très réduite. Ce manque de données rend difficile l'évaluation du potentiel pétroligène de la Gaspésie. Malgré l'omniprésence des bitumes solides, le potentiel génétique des roches siluro- dévoniennes du nord-est de la Gaspésie est surtout de nature primaire. En moyenne, la proportion du potentiel en hydrocarbures dus au craquage des bitumes solides est estimée à 20 517 pour-cent dans les séries observées en surface et à 40 pour-cent dans les séries de la subsurface (3.4.2.1.3: conclusion 3, et 3.4.2.2.3: conclusion 2). L'épaisseur érodée des séries taconiennes est très incertaine et elle ne peut être estimée avec une grande précision. Une épaisseur comprise entre 4 et 7 km est suggérée (6.4.2). Lorsqu'ils ne sont pas supramatures, les bitumes solides trouvés dans le Groupe de Québec (puits Douglas, Gaspé Sud et Blanche!: Figs 3.28, 3.30 et 3.32) sont les produits de migrations tardives et successives d'hydrocarbures, reliées à l'enfouissement des séries siluro- dévoniennes (6.4.2: 7). Lorsqu'elles servent de réservoirs d'hydrocarbures, les roches du Groupe de Québec sont localement colmatées par des micas néoformés (4.2.3: conclusion 3). En effet, la zonéographie de la maturation thermique de la Gaspésie et la production des hydrocarbures sont en grande partie pré-tectoniques, mais elle sont aussi post-tectoniques (3.3.3.3 et 6.3.2). La partie de l'évolution de la matière organique qui est pré-tectonique diminue en montant dans la stratigraphie (6.4.2: 4). Au niveau stratigraphique de la frontière siluro-dévonienne. l'évolution de la réflectance de Ia télinite dans les zones immature et mature (R0 < 2%) est pré-acadienne. Son évolution dans la zone supramature. (R0 compris entre 2 et 3%) est svn et post-orogénique, mais essentiellement pré-Carbonifère (6,4,2: 4 et Appendice 13B). Au sommet des Calcaires Supérieurs de Gaspé. la génération des huiles est essentiellement post-orogénique. Même si les Calcaires Supérieurs de Gaspé ayant un potentiel génétique encore suffisant pour produire des hydrocarbures, ne sont plus aujourd'hui assez enfouis (Fig. 3.68: ~ 1 km dans le puits Sunny Bank), l'arrêt de la production d'huile doit être géologiquement assez récent (6.4.2: 4). Les grandes différences de gradients d'évolution de la matière organique entre les zones synclinales et les zones hautes, signifient que chaque secteur de la région possède une évolution thermo-temporelle qui lui est propre (6.4.2: 5 et 6). Pour vraiment comprendre le détail de l'évolution de la production et de la migration des hydrocarbures dans ce bassin, des simulations différentes devraient être appliquées dans chaque puits. A notre avis, une telle étude pourrait être un prolongement plus spécialisé des présents travaux. 518 REFERENCES CITEES. Achab, A. 1977a. Les chitinozoaires de la Zone à Dicellograptus complanatus Formation de Vauréal, Ordovicien supérieur, Ile d'Anticosti, Québec. 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CODES DES UNITES STRATTGRAPfflQUES - Ile d'Anticosti: 90 = Formation de Chicotte 80 = Formation de Jupiter 70 = Formation de Gun River 60 = Formation de Becscie 50 = Formation Ellis Bay 45 = Formation de Long Point 40 = Formation de Vauréal 30 = Formation de Macasty 20 = Formation de Mingan 10 = Formation de Romaine 549 Appendice 1 B. CODES DES UNITES STRATIGRAPHIQUES - Nord-est de la Gaspésie: 62 = Membre de Cap-aux-Os, Formation de Battery Point 61 = Membre de Petit-Gaspé, Formation de Battery Point 60 = Formation de Battery Point 50 = Formation de York River 51 = Membre de l'Anse-à-Brillant, Formation de York River 40 = Formation de York Lake 33 = Formation d'indian Cove 32 = Formation de Shiphead 31 = Formation de Forillon 30 = Groupe des Calcaires Supérieurs de Gaspé 28 = Formation d'indian Point 27 = Formation de Roncelles 26 = Formation de West Point 25 = Formation de Gascons 24 = Formation de Griffon Cove River 23 = Formation de Laforce 22 = Formation de Burnt Jam Brook 20 = Groupe de Chaleurs 10 = Groupe de Québec 550 Appendice 2. Tableau des résultats analytiques servant à déterminer l'effet d'échelle de l'appareil "Rock Eval" sur la surface des pics P2 et P3 du pyrogramme. Q*2 = quantité d'hydrocarbures en millièmes de mg, 52 - surface du pic P2 en unités arbitraires, Q'3 = quantité de CO2 en millièmes de mg, 53 = surface du pic P3 en unités arbitraires. APPENDICE 2 Analyse Q'2 S2 Q'3 S3 No 1 0 0 229.5 188.86 2 0 0 170.9 150.8 3 0 0 152.9 145.46 4 0 0 188 177.83 5 0 0 195.8 176.01 6 38.7 42.5 31.9 8.25 7 46.4 60.5 25.6 9.89 8 66.4 60.4 41.5 14.16 9 107.6 130 55.9 22.94 10 124.3 181.2 56.4 26.51 11 199.8 265.4 77.9 42.62 12 220.2 348.7 86.2 46.98 13 229.4 301.7 102.5 49.11 14 253.3 338.2 80 54.03 15 278.7 415.1 93.8 59.44 16 291.4 432.1 95.5 62.16 17 365.2 565.6 113 77.88 18 385.6 644.7 108.6 82.23 19 459.8 801.5 124.3 .98.05 20 502.9 1023.4 118.5 107.26 21 514.7 958.5 177.2 . 109.76 22 516.2 916.8 151.7 110.68 23 624.9 1265.6 178.3 133.27 552 Appendice 3. Comparaison des résultats de pyrolyse programmée entre les analyses faites sur les échantillons de roche brutes et les résidus insolubles (échantillons decarbonates) des même échantillons. Noms des puits: SB = Sunny Bank, Dg = Douglas et GS.= Gaspé Sud (voir Fig. 13). NO = numéro d'échantillon INRS. Prof. = profondeur supérieure (s) et inférieure (i) de !'échantillons en m dans le puits. FM = codes des unités stratigraphiques (Appendice 1 B). Carb. = pourcentage de carbonate dans l'échantillon (100 - pourcentage de résidu insoluble). COT = pourcentage de carbone organique sur la roche totale. R. C. = indicateur de Ia quantité de carbonate dans l'échantillon à COT constant (rapport Carb. sur COT divisé par dix). IH b. = l'indice d'hydrogène pour la roche brute. IO b. = l'indice d'oxygène pour la roche brute. IH d. = l'indice d'hydrogène pour l'échantillon decarbonate. IO d. = l'indice d'oxygène pour l'échantillon decarbonate. IH e. = l'indice d'hydrogène pour l'échantillon decarbonate et dont l'effet d'échelle est corrigé. IH = l'indice d'hydrogène pour l'échantillon decarbonate, effet d'échelle et de matrice corrigé. IO = l'indice d'oxygène pour l'échantillon decarbonate, effet d'échelle et de matrice corrigé. APPENDICE 3 PUITS NO. Prof S. Prof i. FM Carb. 0OT RC. IHb. IO b. IHd. IO d. IHe. IH IO cd INRS m m cd % % /10 mq/q mq/q mq/q mq/q mq/q mq/q mq/q SB 13077 308 309 50 14 0.36 4 145 57 165 9 186 186 7 SB 13089 607 610 50 29 0.57 5 126 98 225 8 219 219 7 SB 13093 688 693 33 62 0.24 26 209 234 176 13 205 219 8 SB 14001 846 853 33 22 0.40 5 361 92 242 16 282 301 10 SB 14006 919 925 33 44 0.25 17 367 152 224 18 266 303 12 SB 14022 1148 1151 33 51 0.18 28 233 139 196 19 244 278 12 SB 14037 1376 1377 33 45 0.35 13 191 124 136 12 169 180 7 SB 14047 1544 1547 32 41 0.26 16 170 260 66 15 98 119 9 SB 14049 1604 1607 32 17 0.47 4 211 80 76 22 107 118 18 SB 14053 1672 1675 32 24 0.41 6 231 66 94 10 124 137 5 SB 14072 1933 1936 31 41 0.56 7 128 49 55 10 76 85 6 SB 14079 2041 2045 31 13 0.18 7 157 111 33 8 62 77 2 SB 14086 2143 2146 31 66 0.64 10 83 59 36 8 47 47 7 SB 14094 2258 2280 31 32 0.38 8 149 91 56 7 82 92 3 SB 14099 2340 2373 31 98 0.10 98 163 228 115 13 134 134 11 SB 14121 2771 2775 28 52 0.40 13 73 111 17 6 29 36 2 SB 14128 2989 2993 28 24 0.46 5 32 78 0 7 0 0 2 SB 14130 3047 3049 28 44 0.29 15 61 102 0 . 5 0 0 1 SB 14133 3138 3141 28 38 0.23 17 74 159 4 8 11 17 3 SB 14141 3367 3370 10 48 0.27 18 40 98 0 6 0 0 2 SB 14143 3446 3449 10 45 0.15 30 71 314 0 4 0 0 0 Dq 14202 55 60 14 0.11 12 71 119 54 17 96 96 6 Dq 14203 100 60 12 1.32 1 407 14 227 19 248 248 16 Dq 14204 305 60 8 0.15 5 223 85 225 21 294 294 10 Dq 14205 520 60 14 0.13 11 147 171 155 18 223 223 7 Dfl 14206 780 50 15 0.13 11 0 50 31 10 61 61 2 Dq 14207 940 50 11 0.08 14 0 41 37 9 77 77 1 Dq 14208 1125 50 12 0.12 10 181 85 38 8 72 72 2 Dq 14210 1320 50 9 0.09 9 110 128 174 19 244 244 10 Dq 14211 1370 50 11 0.16 7 36 54 72 11 109 109 5 Dq 14214 1475 50 13 0.31 4 165 41 158 14 188 188 9 Dq 14217 1575 27 44 0.16 27 238 191 87 14 114 152 11 GS 14231 150 160 51 13 0.18 7 173 85 161 14 199 199 10 GS 14235 300 310 51 15 0.22 7 124 191 10 6 22 22 1 GS 14237 380 390 51 16 0.19 8 126 178 10 7 23 23 1 GS 14241 530 540 33 62 0.18 34 184 144 128 14 167 190 9 GS 14245 680 690 33 40 0.16 25 295 224 140 25 197 224 15 GS 14249 835 845 33 54 0.15 36 331 153 124 20 178 202 1 1 GS 14253 990 995 33 53 0.16 34 310 203 232 13 259 295 9 GS 14258 1190 1205 33 58 0.32 18 166 71 227 11 224 239 12 GS 14260 1290 1300 33 51 0.16 32 225 161 -¦ 131 14 171 194 8 GS 14263 1445 '1450 33 45 0.16 28 201 151 104 15 146 166 8 GS 14267 1600 1610 32 27 0.25 11 152 162 111 7 137 167 4 GS 14271 1755 1765 32 26 0.34 8 168 98 91 8 121 147 3 GS 14279 2060 2070 31 68 0.10 67 194 375 75 36 109 136 34 GS 14283 2215 2225 31 56 0.15 38 226 278 139 10 171 213 6 GS 14287 2370 2380 31 53 0.14 38 162 237 95 12 137 171 5 GS 14295 2670 2680 31 33 0.38 9 209 102 80 4 97 10.9 2 GS 14304 3055 3065 10 22 0.65 3 65 36 50 4 63 72 3 GS 14308 3225 3235 10 17 1.16 2 73 23 70 3 77 77 2 GS 14312 3350 3354 10 19 1.12 2 70 26 53 4 60 60 3 554 Appendice 4. Résultats de la pyrolyse en programmation de température pour les échantillons: A - de surface de l'île d'Anticosti, B - de subsurface de Hie d'Anticosti, C - de surface du nord-est de la Gaspésie et D - de subsurface du nord-est de la Gaspésie. NO. INRS = numéros d'identification des échantillons. LONG. LAT. DMS = longitude, latitude, degrés, minutes et secondes. PROF. SUP. = profondeur supérieure en mètres de l'intervalle du puits échantillonné. PROF. INF. = profondeur inférieure en mètres de l'intervalle du puits échantillonné. FM = codes des unités stratigraphiques: groupes, formations ou membre (Appendices 1 A et B). RI % = résidu insoluble à l'acide chlorhydrique en pour-cent. COT % = carbone organique sur la roche totale en pour-cent. Q2RI mg/g = quantité d'hydrocarbures générés par le kérogène en mg / g de résidu insoluble (P2). RQ2 = rapport bitume sur kérogène. Tmax°C = température de pyrolyse optimale en degrés Celcius. IP = indice de production. PG mg/g = potentiel génétique total en hydrocarbures en mg/g de roche (Pi + IH mg/g = indice d'hydrogène, effet de matrice non corrigé, en mg d'hydrocarbures/g de carbone organique. IHC mg/g = indice d'hydrogène, effet de matrice corrigé, en mg d'hydrocarbures/g de carbone organique. IO mg/g = indice d'oxygène en mg de CO^g de carbone organique. APPENDICE 4 A NO. LONG. LAT. FM RI COT Q2RI RQ2 Tmax IP PG IH IHC D INRS DMS DMS % % mq/q 0C mq/q mq/fl mq/q mq/q 15193 621414 492506 40 23.12 0.12 1.24 0.82 428 0.35 0.66 233 350 22 15194 621414 492506 40 24.53 0.09 0.72 0.5 436 0.27 0.48 199 399 24 15222 623547 493649 40 22.92 0.09 1.38 0.39 443 0.18 0.78 374 751 24 15223 623547 493649 40 34.41 0.11 0.83 0.32 444 0.2 0.72 262 526 11 15225 624134 493553 40 16.16 0.10 1.48 0.38 436 0.19 0.45 249 374 17 15226 624134 493553 40 20.07 0.11 1.95 0.24 431 0.1 0.65 367 552 12 15228 624953 493625 40 10.22 0.06 1.32 0.55 436 0.2 0.26 221 332 25 15229 624953 493625 40 13.23 0.07 1.39 0.35 431 0.15 0.33 262 394 21 15231 625221 493653 40 12.77 0.06 1.72 0.34 436 0.14 0.52 347 697 20 15232 625221 493653 40 11.34 0.07 1.11 0.63 419 0.22 0.24 190 285 13 15234 625613 494030 40 13.65 0.08 1.31 0.41 431 0.2 0.33 235 353 12 15235 625613 494030 40 17.9 0.10 1.25 0.33 436 0.19 0.41 222 334 14 15237 625609 494316 40 17.05 0.10 1.32 0.39 436 0.2 0.42 225 338 1 1 15238 625609 494316 40 16.89 0.10 1.64 0.31 436 0.13 0.48 275 413 12 15240 630353 494525 40 16.25 0.08 1.33 0.33 436 0.18 0.54 258 518 14 15241 630353 494525 40 12.19 0.07 1.41 0.41 436 0.22 0.33 250 376 7 15243 642945 495342 40 5.33 0.03 1.58 1.16 419 0.38 0.2 265 398 29 15244 642945 495342 40 6.07 0.03 1.52 0.97 431 0.35 0.28 283 568 39 15246 643131 495150 40 8.73 0.07 1.56 0.63 428 0.26 0.27 184 276 20 15247 643131 495150 40 6.9 0.06 1.95 0.54 428 0.22 0.26 224 337 23 15249 642648 494943 40 47.85 0.08 0.45 0.25 428 0.21 0.54 252 506 18 15250 642648 494943 40 35.85 0.09 0.49 0.36 436 0.23 0.46 193 387 11 15255 642142 495524 40 20.11 0.09 1.5 0.34 436 0.15 0.72 333 669 12 15256 642142 495524 40 21.76 0.10 1.2 0.4 436 0.2 0.66 263 528 12 15285 640157 494922 40 9.93 0.07 1.88 0.53 428 0.18 0.35 260 391 22 15286 640157 494922 40 12.57 0.10 1.56 0.59 431 0.24 0.39 195 293 10 15288 641152 495204 40 5.8 0.04 1.43 0.7 431 0.26 0.17 203 305 22 15289 641152 495204 40 7.38 0.04 0.95 0.67 428 0.25 0.14 179 269 24 15294 631137 494144 40 7.24 0.05 1.86 0.31 431 0.16 0.24 274 412 14 15295 631137 494144 40 9.72 0.07 2.15 0.3 431 0.15 0.38 320 481 27 15297 631431 494400 40 9.82 0.05 1.7 0.3 438 0.16 0.3 332 499 21 15298 631431 494400 40 9.52 0.05 1.13 0.61 436 0.26 0.23 200 300 33 15300 631845 494408 40 10.39 0.05 1.52 0.32 438 0.18 0.38 295 592 25 15301 631845 494408 40 9.83 0.05 1.61 0.33 438 0.22 0.3 291 437 20 15307 632519 494504 40 9.19 0.06 1.85 0.68 444 0.27 0.35 296 445 27 15311 633424 494804 40 13.08 0.05 1.65 0.35 436 0.26 0.58 405 814 25 15313 633424 494804 40 21.7 0.11 1.62 0.32 444 0.21 0.66 306 460 26 15315 634200 494814 40 9.13 0.06 1.88 0.53 436 0.3 0.38 286 430 22 15316 634200 494814 40 10.81 0.06 1.3 0.37 436 0.25 0.29 221 332 18 15317 635022 494922 40 7.53 0.05 1.24 0.72 431 0.26 0.2 195 293 28 15318 635022 494922 40 7.51 0.05 2.31 0.34 436 0.23 0.33 327 492 22 15320 635255 495254 40 15.27 0.08 1.7 0.25 444 0.22 0.5 339 510 20 15321 635255 495254 40 23.33 0.11 1.5 0.27 436 0.19 0.86 335 673 21 15328 640528 495520 40 28.85 0.32 5.95 1.7 436 0.3 2.45 542 542 10 15329 640528 495520 40 35.22 0.28 3.08 1.15 444 0.39 2.69 391 588 5 15333 640905 495704 40 11.25 0.05 1.11 0.39 444 0.34 0.38 253 508 9 15334 640905 495704 40 7.5 0.03 | 0.92 0.56 441 0.32 0.2 205 412 22 APPENDICE 4 A NO. LONG. LAT. FM RI cor Q2RI RQ2 Tmax IP PG IH IHC IO INRS DMS DMS % % mq/q 0C mq/q mq/q mq/q mq/q 15257 632346 492510 90 3.3 0.01 0.86 1.21 561 0.34 0.09 257 591 76 15263 633236 492303 90 1 0.01 2.73 0.63 436 0.3 0.04 407 407 37 15264 633236 492303 90 8.13 0.03 1.02 0.55 436 0.24 0.25 313 719 23 15260 632448 492741 80 5.42 0.09 4.74 0.35 436 0.2 0.32 297 297 22 15261 632448 492741 80 5.91 0.08 4.32 0.3 436 0.16 0.31 309 309 18 15266 633652 492806 80 17.7 0.15 2.51 0.32 441 0.18 0.74 295 404 19 15267 633652 492806 80 18.58 0.14 2.1 0.27 436 0.15 0.63 279 382 8 15208 622745 491538 70 6.5 0.07 3.09 0.42 444 0.24 0.27 288 288 34 15209 622745 491538 70 6.88 0.08 3.88 0.8 436 0.24 0.35 319 319 24 15210 622552 491821 70 4.2 0.07 8.14 0.35 444 0.17 0.41 502 502 21 15211 622552 491821 70 4.13 0.08 7.11 0.45 453 0.17 0.35 393 393 33 15213 622639 492119 70 8.48 0.11 3.88 0.38 448 0.16 0.39 289 289 18 15214 622639 492119 70 12.78 0.13 2.68 0.41 441 0.19 0.42 266 266 19 15269 633130 493040 70 12.01 0.06 1.1 0.53 436 0.26 0.37 207 424 15 15270 633130 493040 70 14.71 0.07 1.04 0.63 436 0.31 0.45 218 446 24 15271 633231 493318 70 7.24 0.06 1.83 0.46 436 0.19 0.24 233 355 24 15199 622429 492316 60 7.49 0.08 2.96 0.54 434 0.18 0.27 271 271 20 15200 622429 492316 60 6.15 0.08 3.53 0.44 434 0.16 0.26 274 274 19 15202 623151 492442 60 6.53 0.05 1.69 0.67 436 0.24 0.24 231 369 25 15203 623151 492442 60 7.65 0.03 1.22 0.74 433 0.28 0.29 273 600 45 15205 623909 492829 60 6.57 0.08 4.11 0.68 439 0.19 0.33 338 338 24 15206 623909 492829 30 6.04 0.07 5.45 1.33 431 0.33 0.49 502 502 15 15273 632201 493614 60 9.45 0.06 1.72 0.55 436 0.26 0.35 262 419 21 15274 632201 493614 60 10.73 0.05 1.19 0.68 436 0.26 0.37 245 538 14 15276 632630 493702 60 6.23 0.06 2.57 0.52 436 0.18 0.3 275 439 17 15277 632630 493702 60 6.25 0.06 2.25 0.74 428 0.29 0.32 238 380 21 15279 640326 494256 60 4.11 0.03 2.08 0.76 436 0.31 0.19 304 486 35 15280 640326 494256 60 3.43 0.03 2.46 0.8 436 0.31 0.19 281 449 40 15303 632616 494135 60 4.39 0.05 3.73 0.49 438 0.23 0.21 336 336 22 15304 632616 494135 60 6.53 0.03 2.07 0.62 436 0.3 0.42 401 882 18 15309 634221 493919 60 5.57 0.08 4.68 0.63 436 0.24 0.34 345 345 15 15326 635451 494102 60 9.67 0.05 2.03 0.45 441 0.2 0.38 388 620 16 15327 635451 494102 60 6.95 0.04 1.2 0.74 436 0.35 0.21 228 364 16 15196 621711 492428 50 47.19 0.07 0.32 0.78 439 0.43 0.5 206 381 51 15197 621711 492428 50 50.28 0.07 0.25 0.32 441 0.3 0.33 172 318 26 15216 623944 493209 50 9.09 0.10 3.04 0.52 444 0.19 0.34 280 280 8 15217 623944 493209 50 20.13 0.11 1.58 0.42 431 0.16 0.54 284 404 9 15219 624150 493329 50 13.25 0.06 0.91 0.69 438 0.26 0.3 209 386 32 15220 624150 493329 50 15.52 0.07 0.89 0.48 438 0.24 0.33 192 355 15 15252 642053 494843 50 39.71 0.11 0.56 0.27 436 0.21 0.52 202 373 12 15253 642053 494843 50 46.17 0.36 2.72 0.07 436 0.07 1.92 345 491 10 15282 640141 494534 50 9.26 0.08 2.38 0.5 436 0.18 0.38 294 418 20 15283 640141 494534 50 10.99 0.07 1.48 0.66 428 0.24 0.3 ¦ 220 313 21 15291 631055 494024 50 49.84 0.09 0.38 0.46 428 0.28 0.48 221 408 17 15292 631055 494024 50 47.1 0.07 0.36 0.44 431 0.26 0.43 237 438 13 15310 633840 494622 50 19.66 0.08 1.7 0.3 436 0.19 0.76 403 745 22 15323 635356 494422 50 27.57 0.09 1.5 0.25 444 0.24 1.02 445 823 31 15324 635356 494422 50 25.61 0.09 1.08 0.21 441 0.16 0.61 313 579 20 APPENDICE 4 B PUITS LGPL 3 NQ. PROF. PROF. FM RI cor Q2RI RQ2 Tmax IP P3 IH IHC IO INRS SUP. INF. % % mq/q 0C mq/q mq/q mq/q mq/q 15335 81 88 40 35.59 0.15 0.62 1 435 0.29 0.62 144 289 9 15336 166 181 40 38.04 0.17 1.93 0.13 439 0.16 1.75 440 884 6 15338 353 367 40 46.32 0.16 0.75 0.47 435 0.3 0.98 217 436 1 4 15340 535 549 40 48.51 0.21 1.59 0.05 444 0.21 1.95 377 757 3 15342 716 729 40 51.97 0.24 0.88 0.11 447 0.21 1.17 190 381 1 15343 792 823 40 42.31 0.21 1.3 0.06 455 0.11 1.25 258 518 0 15344 884 91 1 40 59.84 0.71 2.51 0.31 445 0.31 2.18 211 211 4 15345 948 975 30 73.31 3.50 11.71 0.43 450 0.32 12.87 249 249 7 15346 1114 1128 20 26.37 0.63 0.85 0.33 440 0.26 0.3 35 35 0 15348 1448 1463 10 36.1 0.36 0.79 0.49 447 0.26 0.49 78 101 3 15349 1632 1646 10 26.23 0.10 1.56 0.13 435 0.11 0.73 427 678 3 15350 1719 1740 10 29.23 0.08 0.21 6 435 0.56 0.24 81 128 1 6 PUITS NACP NO. PROF. PROF. FM RI cor Q2RI RQ2 Tmax IP PG IH IHC D INRS SUP. INF. % % mq/q 0C mq/q mq/q mq/q mq/q 15351 30 53 60 8.63 0.08 2.04 0.7 439 0.2 0.35 228 364 19 15352 130 152 50 23.4 0.14 0.68 0.33 439 0.21 0.29 1 1 1 158 35 15353 236 267 40 15.81 0.08 1.52 0.17 430 0.14 0.42 305 459 25 9144 457 40 21.2 0.12 1.19 1.25 434 0.39 0.62 216 325 67 9146 472 40 33.2 0.14 0.58 1 439 0.32 0.58 142 285 85 9148 488 40 28.2 0.12 0.94 1.41 434 0.45 0.96 218 438 104 9150 503 40 39.1 0.13 0.59 0.9 434 0.32 0.68 173 347 48 8475 610 40 42.1 0.15 0.67 0.97 437 0.35 0.86 189 379 49 9543 853 40 44.9 0.16 0.49 0.75 439 0.29 0.62 140 281 47 6062 975 40 55.5 0.35 0.64 1.46 439 0.31 0.77 101 152 33 6507 1067 40 84.2 1.21 2.41 0.6 452 0.2 2.52 166 166 1 5 6511 1097 40 67.5 0.83 3.31 0.79 432 0.36 3.49 268 268 27 6525 1204 30 87.6 4.11 9.71 0.3 440 0.12 9.69 207 207 1 0 15354 1200 1216 30 76.75 4.05 13.65 0.21 450 0.16 12.5 259 259 4 8421 1341 20 32.5 0.18 0.61 0.85 432 0.34 0.45 1 10 158 75 APPENDICE 4 B PUITS fiPOD NO. PROF. PROF. FM RI OCT Q2RI RQ2 Tmax IP P3 IH IHC D INRS SUP. INF. % % mq/q 0C mq/q mq/q mq/q mq/q 153S5 91 119 80 11.27 0.11 2.47 0.66 425 0.27 0.52 246 337 23 15356 183 210 80 20.69 0.15 1.28 0.28 425 0.22 0.47 175 239 31 15357 274 302 70 15.22 0.10 1.11 0.46 430 0.3 0.33 172 235 31 15358 427 457 60 16.58 0.09 0.85 0.89 434 0.35 0.3 160 219 28 15359 582 610 50 13.33 0.11 2.04 1.24 432 0.26 0.56 242 369 16 15360 732 759 50 20.98 0.10 1.05 0.81 414 0.37 0.77 222 488 33 15361 884 91 1 40 17.96 0.10 1.29 2.91 430 0.39 0.61 240 383 1 4 15362 1036 1064 40 18.79 0.09 0.84 1.33 434 0.28 0.48 178 391 1 5 15363 1192 1219 40 22.54 0.09 0.84 2.5 430 0.33 0.52 205 379 16 15364 1338 1366 40 28.8 0.10 0.55 2.06 439 0.38 0.52 162 325 43 15365 1494 1521 40 19.05 0.13 1.63 2.26 430 0.32 0.69 243 365 9 15366 1652 1679 40 34.6 0.13 0.48 2.69 434 0.43 0.58 130 261 1 4 15367 1798 1826 40 37.65 0.10 0.41 0.46 397 0.31 0.44 151 303 13 15368 1951 1978 40 46.59 0.12 0.28 0.47 0.34 0.4 1 11 223 23 15369 2103 2131 40 37.57 0.23 0.57 1.11 435 0.23 0.42 93 139 64 15370 2259 2289 40 35.26 0.11 0.3 0.88 0.32 0.32 95 190 1 0 15371 2399 2435 30 76.42 2.74 1.77 0.25 447 0.38 2.18 49 49 2 15372 2560 2588 20 34.04 0.13 0.28 0.27 489 0.25 0.25 71 134 18 15373 2713 2740 20 31.38 0.14 0.2 0.67 0.38 0.19 46 86 16 15374 2865 2893 20 15.81 0.09 0.37 2.08 482 0.42 0.14 68 98 23 15375 3018 3045 20 23.93 0.05 0.22 1 0.38 0.15 101 190 1 6 15376 3173 3206 1 0 19.88 0.11 0.52 1.08 522 0.39 0.22 92 119 12 15377 3362 3389 10 12.8 0.12 1.18 0.97 474 0.38 0.31 122 157 9 15378 3475 3505 10 11.18 0.06 0.47 1.61 514 0.43 0.12 86 1 11 11 15379 3627 3658 10 16.28 0.06 0.35 1.19 509 0.34 0.14 96 152 14 15380 3776 3804 10 27.17 0.05 0.19 5.33 0.42 0.14 103 163 14 PUITS LQCP NO. PROF. PROF. FM RI CCT Q2RI RQ2 Tmax IP PG IH IHC D INRS SUP. INF. % % mq/q 0C mq/q mq/q mq/q mq/q 15381 79 92 40 53.28 0.18 0.49 0.26 435 0.24 0.68 144 289 3 15382 138 152 40 61.22 0.17 0.3 0.36 432 0.25 0.48 108 217 4 15383 198 21 1 40 58.19 0.17 0.49 0.02 435 0.31 0.82 165 331 6 15384 262 275 40 69.47 0.23 0.61 0.09 437 0.21 1.07 182 365 6 15385 321 339 40 79.1 0.68 2.39 0.21 437 0.15 3.34 279 419 7 15386 367 380 30 78.88 1.19 5.18 0.2 442 0.2 5.12 343 343 8 15387 402 430 30 75.63 4.05 19.34 0.21 447 ^0.16 17.31 360 360 7 15388 490 504 20 57.12 0.09 0.14 0.75 447 0.53 0.32 88 166 18 15389 582 595 20 58.42 0.16 0.23 0.44 435 0.6 0.64 88 166 4 15390 673 686 20 40.41 0.50 2.84 0.41 447 0.21 1.45 231 231 1 1 15391 764 778 10 15.94 0.03 0.74 0.21 440 0.26 0.25 359 570 1 0 15392 869 883 10 18.12 0.11 1.05 0.42 444 0.24 0.32 176 227 6 15393 947 961 10 33.67 0.10 0.47 1.76 439 0.47 0.48 1 55 246 3 APPENDICE 4 B PUITS SANDTOP NO. PROF. PROF. FM RI 0OT Q2RI RQ2 Tmax IP P3 IH IHC IO INRS SUP. INF. % % mq/q 0C mq/q mq/q mq/q mq/q 15394 1 5 43 70 18.95 0.11 1.01 0.44 430 0.26 0.4 170 259 24 15395 79 107 70 42.32 0.11 0.4 0.74 434 0.31 0.51 1 53 313 51 15396 171 198 50 38.69 0.07 0.4 0.54 430 0.31 0.41 220 406 32 15397 296 323 45 65.38 0.14 0.2 2.33 432 0.58 0.62 90 180 9 15399 457 488 45 44.23 0.26 1.66 2.02 435 0.49 2.17 281 422 1 0 15400 552 579 45 55.29 0.12 0.42 1.1 439 0.39 0.74 188 377 13 15401 643 674 45 72.84 0.16 0.4 0.54 435 0.26 0.8 184 369 13 15402 765 792 30 77.92 1.24 5.29 0.08 439 0.26 5.55 332 332 1 1 15403 899 930 30 65.19 0.48 1.82 0.33 439 0.23 2.07 246 328 12 15404 963 9910 20 32.7 0.08 0.34 0.55 432 0.35 0.32 141 266 21 15405 1052 1082 20 32.86 0.06 0.08 1 439 0.67 0.15 46 86 20 15406 1100 1128 20 19.06 0.12 0.78 0.77 432 0.31 0.3 126 182 18 15407 1192 1222 10 7.75 0.04 1.09 2.41 435 0.45 0,19 223 288 29 15408 1283 1311 10 23.24 0.03 0.24 3.8 422 0.58 0.21 214 340 19 APPENDICE 4 C NO. LONG LAT. FM RI COT Q2RI RQ2 Tmax IP FG IH IHC D INRS DMS DMS % % mq/q 0C mq/q mq/q mq/q mq/q 13262 642049 484742 62 88.93 0.37 0.44 0.00 555 0.15 0.45 91 151 20 13279 642609 485147 62 84.47 0.03 0.16 0.07 555 0.41 0.24 459 592 35 13261 641731 484923 61 88.6 0.04 0.13 0.08 0.47 0.2 298 350 78 13102 643029 485057 60 91.13 0.06 0.23 0.05 438 0.36 0.34 299 348 29 13108 643034 485021 60 91.98 0.41 3.47 0.89 435 0.24 4.19 702 702 28 13117 643738 485454 60 90.22 0.04 0.1 0.11 0.53 0.2 238 359 28 13123 643650 485548 60 89.87 0.11 0.1 0.11 522 0.57 0.21 75 84 6 13153 642241 484740 60 87.45 0.03 0.06 0.20 0.69 0.18 136 140 28 13155 642241 484740 60 88.28 0.04 0.13 0.18 0.53 0.25 294 309 1 1 13160 641925 484313 60 62.57 0.02 0.17 0.31 0.41 0.18 406 465 1 3 13280 642845 485013 60 83.46 0.18 0.46 0.02 522 0.2 0.48 181 250 3 13281 642845 485013 60 83.11 0.06 0.31 0.07 555 0.35 0.4 396 479 22 13294 642543 483903 60 89.84 0.04 0.23 0.10 555 0.39 0.33 435 489 33 13296 642454 483846 60 94.13 0.04 0.15 0.15 522 0.46 0.27 380 435 41 13297 642326 483830 60 87.63 0.04 0.25 0.04 522 0.41 0.36 394 445 34 13302 642234 483934 60 86.26 0.18 0.28 3.00 455 0.33 0.36 111 127 84 13305 642142 483756 60 53.06 0.02 0.05 4.00 0.72 0.1 71 86 20 13306 642116 484312 60 92.7 0.04 0.11 0.00 555 0.52 0.21 265 272 35 13308 642108 484312 60 83.31 0.09 0.19 0.06 547 0.43 0.28 142 182 62 13309 642244 484319 60 77.92 0.02 0.1 1 0.38 505 0.61 0.23 349 377 12 13105 643036 484959 51 89.91 0.11 0.27 0.35 442 0.48 0.48 214 214 39 131 1 1 643657 485322 51 88.25 0.19 0.41 0.08 457 0.27 0.49 160 169 3 13126 644212 485756 51 95.07 0.04 0.05 4.00 0.76 0.22 136 136 15 13157 641729 484317 51 89.97 0.32 0.55 0.10 438 0.17 0.6 136 174 5 13158 641729 484317 51 83.59 0.07 0.15 0.25 505 0.41 0.21 143 197 22 13179 644903 485007 51 87.69 0.18 0.45 0.07 447 0.2 0.49 194 205 4 13182 644840 484926 51 86.78 0.33 0.6 0.02 452 0.17 0.63 138 147 3 13186 644840 484926 51 87.4 0.31 0.69 0.01 452 0.18 0.73 166 172 2 13226 645644 485447 51 88.57 1.05 4.58 0.03 442 0.06 4.33 340 340 64 13237 645111 485025 51 83.56 0.06 0.28 0.04 530 0.27 0.32 351 394 13 13244 643858 484607 51 90.69 0.04 0.4 0.03 488 0.18 0.44 945 1269 4 13255 643231 484541 51 87.1 0.27 0.77 0.01 447 0.19 0.83 216 229 7 13288 642738 484356 51 88.85 0.05 0.32 0.03 505 0.21 0.35 483 530 23 13298 642159 483960 51 92.26 0.03 0.31 0.07 538 0.27 0.38 863 911 39 13301 642219 483940 51 90.5 0.03 0.28 0.04 497 0.25 0.34 899 1023 1 7 13114 643811 485244 50 84.91 0.07 0.23 0.05 497 0.36 0.31 257 297 26 13119 643815 485460 50 87.7 0.32 1.8 0.50 438 0.31 2.29 422 422 19 13120 643815 485460 50 90.75 0.32 1.63 0.83 447 0.39 2.43 418 418 1 4 13151 643030 485446 50 89.17 0.49 0.55 0.10 447 0.11 0.55 89 128 8 13161 643006 484852 50 89.74 0.06 0.09 0.13 438 0.54 0.17 1 12 121 31 13163 643006 484852 50 89.79 0.08 0.18 0.20 438 0.51 0.31 172 173 47 13167 644845 485148 50 88.78 0.12 0.39 0.15 447 0.36 0.54 271 284 13 13173 644130 485011 50 86.02 0.25 0.42 0.00 447 0.24 0.48 124 144 53 13175 644247 485118 50 89.59 0.15 0.59 0.02 447 0.14 0.61 304 315 46 13176 644851 485016 50 83.42 0.04 0.25 0.09 0.36 0.32 374 407 1 1 13188 644515 484922 50 88.48 0.06 0.26 0.08 442 0.35 0.34 317 330 1 1 13189 644603 485026 50 88.59 0.06 0.2 0.05 505 0.37 0.28 266 298 5 13199 645009 485548 50 89.11 0.19 0.69 0.01 447 0.15 0.73 289 289 48 13213 645029 485753 50 96.77 4.88 32.85 0.01 447 0.02 32.58 630 630 19 13215 645051 455741 50 91.88 0.61 2.05 0.03 447 0.06 1.99 283 283 38 13218 644552 485422 50 86.03 0.74 2.49 0.06 440 0.09 2.35 250 250 59 13219 645608 485621 50 87.17 0.04 0.26 0.04 538 0.4 0.39 465 510 24 APPENDICE 4 C NOl LONG. LAT. FM RI cor Q2RI RQ2 Tmax IP PG IH IHC IO INRS DMS DMS % % mq/g 0C mq/q mq/q mq/q mq/q 13221 645607 485609 50 87.03 0.10 0.22 0.05 547 0.42 0.33 172 201 23 13228 645307 485511 50 91.14 0.98 5.64 0.01 442 0.05 5.39 479 621 1 7 13229 645450 485503 50 87.82 0.19 0.34 0.06 522 0.31 0.43 136 170 28 13245 643822 484627 50 86.79 0.05 0.19 0.06 530 0.36 0.25 285 300 5 13251 643449 484629 50 83.56 0.28 0.72 0.01 447 0.19 0.74 182 204 2 13252 643449 484629 50 88.79 0.83 5.49 0.01 447 0.05 5.13 526 526 1 4 13259 641712 484946 50 85.79 0.21 0.43 0.05 447 0.21 0.47 156 172 2 13289 642723 484454 50 89.8 0.04 0.27 0.04 555 0.31 0.34 501 522 39 13290 642840 484757 50 88.78 0.05 0.24 0.04 555 0.33 0.32 340 358 26 13293 642738 483915 50 91.1 0.03 0.18 0.13 555 0.43 0.28 510 565 67 13299 642116 484013 50 65.31 0.06 0.23 0.10 505 0.5 0.31 164 187 8 13129 644209 485755 40 53.49 0.11 0.82 0.19 443 0.25 0.58 217 242 7 13192 644552 485051 40 28.14 0.03 1.07 0.29 447 0.23 0.39 285 306 5 13208 644754 485919 40 87.28 0.11 0.6 0.02 447 0.2 0.65 387 412 20 13287 642817 484339 40 57 0.14 1.4 0.09 447 0.13 0.91 332 390 9 13240 644036 484507 33 67.31 0.16 0.63 0.19 447 0.33 0.63 172 209 6 13145 643031 485529 33 39.75 0.05 1.33 0.12 447 0.19 0.65 415 480 12 13164 644847 485138 33 78.24 0.45 2.72 0.49 442 0.39 3.5 371 413 8 13165 644903 485136 33 40.3 0.08 2.15 0.32 435 0.25 1.16 428 449 5 13169 644919 485125 33 45.84 0.06 0.95 0.32 447 0.29 0.61 353 401 1 1 13170 644901 485052 33 35.47 0.04 1.18 0.13 447 0.23 0.54 342 362 5 13211 644859 485841 33 37.84 0.09 1.08 0.29 442 0.2 0.51 166 274 8 13212 645004 485806 33 33.26 0.07 2.32 0.16 443 0.16 0.91 377 410 7 13222 645640 485551 33 62.41 0.35 4.55 0.86 438 0.41 4.83 504 538 5 13224 645702 485527 33 27.96 0.04 1.5 0.22 442 0.27 0.58 328 355 6 13231 645545 485417 33 77.29 0.23 1.61 0.79 442 0.42 2.17 419 439 1 4 13234 645509 485310 33 44.89 0.21 3.25 0.10 450 0.14 1.7 318 335 3 13236 645208 485155 33 22.08 0.02 1.73 0.17 440 0.19 0.47 391 512 5 13242 643954 484553 33 62.89 0.09 0.69 0.01 447 0.18 0.53 296 324 3 13243 643902 484604 33 31.43 0.04 1.27 0.10 447 0.16 0.47 327 348 2 13246 643721 484518 33 55.19 0.07 0.58 0.21 447 0.34 0.48 266 315 2 13248 643657 484536 33 59.64 0.07 0.74 0.04 448 0.21 0.55 362 451 2 13282 642945 484227 33 52.89 0.07 0.91 0.12 448 0.26 0.64 332 332 14 13283 642940 484304 33 26.85 0.02 0.73 0.11 447 0.23 0.25 288 354 9 13284 642922 484329 33 57.27 0.09 0.89 0.10 447 0.16 0.61 349 396 7 13291 643101 485011 33 54.24 0.11 1.21 0.12 442 0.16 0.78 321 41 1 5 13292 643108 485099 33 54.64 0.07 0.86 0.13 448 0.17 0.56 382 416 5 13206 644736 485931 32 19.73 0.04 2.78 0.19 438 0.15 0.65 312 418 9 13210 644841 485854 32 25.68 0.06 2.6 0.14 447 0.15 0.78 303 325 1 0 13235 645408 485248 32 33.7 0.04 1.4 0.16 443 0.2 0.59 368 394 5 13132 644154 485846 31 67.68 0.33 2.61 0.13 443 0.16 2.1 ¦ 360 360 9 13204 644720 485945 31 69.72 0.13 0.53 0.02 438 0.2 0,46 202 251 8 13205 644719 485940 31 54.79 0.16 2.21 0.09 447 0.12 1,37 400 559 5 13209 644829 485858 31 70.89 0.39 2.16 0.12 438 0.16 1.82 276 302 2 13232 645520 485327 31 40.24 0.05 1.18 0.10 447 0.23 0.62 367 428 6 13271 642249 485216 31 64.99 0.16 1.36 0.12 440 0.15 1.04 352 468 7 13268 642247 485241 28 32.63 0.05 0.92 0.28 438 0.23 0.39 189 268 7 13147 643005 485640 28 36.83 0.06 1.04 0.30 438 0.22 0.5 239 380 22 13148 643005 485640 28 36.83 0.06 1.14 0.34 437 0.22 0.54 261 406 1 2 13140 643650 485757 28 77.02 0.05 0.19 0.12 0.42 0.25 261 386 20 13142 643650 485757 28 75.8 0.05 0.14 0.08 0.52 0.21 163 247 68 13203 644708 490000 27 56.76 0.02 0.35 0.17 0.32 0.29 491 578 7 APPENDICE 4 C NO. LONG LAT. FM RI OCST Q2RI RQ2 Tmax IP PG IH IHC D INRS DMS DMS % % mq/q 0C mq/q mq/q mq/q mq/q 13267 642158 485309 27 39.02 0.04 0.42 0.31 447 0.28 0.23 1 90 287 1 5 13201 644711 490002 26 6.03 0.00 1.86 0.54 430 0.33 0.17 220 336 20 13238 644307 484415 20 10.79 0.00 0.85 0.29 448 0.29 0.13 237 237 1 1 13135 644145 485924 10 78.53 0.09 0.21 0.24 530 0.38 0.27 143 156 3 13136 644145 485924 10 76.85 0.09 0.32 0.10 535 0.33 0.36 200 228 9 13272 642859 485721 10 48.42 0.03 0.45 0.15 488 0.28 0.3 333 437 14 13273 642555 485859 10 87.1 0.18 0.4 0.03 505 0.24 0.45 159 199 10 13274 642201 485859 10 52.28 0.65 1.96 0.04 492 0.23 1.33 82 85 1 13275 641805 485559 10 62.37 0.53 1.05 0.04 485 0.16 0.77 76 96 0 13276 641600 485508 10 55.34 0.42 0.99 0.08 497 0.19 0.68 72 104 3 13277 641359 485328 10 82.55 0.27 0.33 0.00 497 0.19 0.34 82 100 8 13278 641217 485119 10 84.43 0.25 0.38 0.15 502 0.28 0.45 109 150 17 APPENDICE 4 D PUITS BLANCHET NO. PROF. PROF. FM Rl GOT Q2RI RQ2 Tmax IP PG IH IHC !O INRS SUP. INF. % % mq/q 0C mq/q mq/q mq/q mq/q 13310 35 80 33 36.14 0.32 1.99 0.28 442 0.28 1.06 227 242 12 13311 105 150 33 22.33 0.26 2.2 0.5 442 0.26 0.66 186 186 2 13312 195 240 32 66.86 0.46 1.42 0.23 442 0.27 1.43 205 227 3 13313 305 350 31 40.14 0.36 2.14 0.33 442 0.27 1.33 239 268 2 13314 435 480 31 35.83 0.27 1.97 0.29 447 0.23 1.02 262 294 13 13315 550 600 28 65.28 0.48 1.41 0.27 447 0.29 1.64 192 244 2 13316 675 720 28 67.54 0.42 1.27 0.21 447 0.25 1.47 205 261 2 13317 795 840 28 65.71 0.21 0.67 0.26 442 0.28 0.95 209 323 16 13318 915 940 27 53.95 0.39 1.32 0.63 442 0.43 1.45 184 215 1 13319 1035 1080 27 54.12 0.48 1.75 0.59 447 0.43 1.93 196 229 1 13320 1190 1235 10 83.76 0.10 0.36 0.8 450 0.29 0.55 294 379 12 13321 1285 1330 10 91.73 0.02 0.13 1.17 0.3 0.23 568 732 1 PUITS MALBAIE NO. PROF. PROF. FM Rl COT Q2RI RQ2 Tmax IP PG IH IHC IO INRS SUP. INF. % % mq/q 0C mq/q mq/q mq/q mq/q 13322 20 65 60 83.34 0.03 0.01 0.37 485 0.28 0.43 921 921 23 13323 105 150 60 82.38 0.03 0.05 0.36 485 0.2 0.42 919 919 2 13324 250 300 60 83.25 0.03 0.08 0.14 0.45 0.11 208 208 27 13325 405 450 60 84.27 0.03 0.07 0.17 0.61 0.16 202 202 2 13326 555 600 60 91.23 0.03 0.09 0.13 0.6 0.2 307 307 3 13327 705 750 60 92.08 0.05 0.08 0.14 505 0.55 0.15 142 142 0 13328 855 900 60 93.43 0.04 0.08 1 0.7 0.24 169 169 40 13329 1005 1050 60 93.97 0.06 0.17 1.83 0.64 0.45 264 264 9 13330 1155 1200 60 94.09 0.06 0.08 1.67 0.71 0.27 141 141 6 13331 1305 1350 60 90.05 0.08 0.11 0.22 0.55 0.21 1 15 115 8 13332 1455 1500 60 90.98 0.08 0.07 0.4 0.58 0.16 79 79 4 13333 1605 1650 60 88.41 0.15 0.27 0.17 455 0.48 0.45 153 153 1 13334 1755 1800 60 90.52 0.07 0.15 0.5 452 0.51 0.27 199 199 1 13335 1905 1950 60 93.24 0.07 0.1 0.43 0.64 0.25 134 134 12 13336 2075 2125 60 92 0.05 0.1 1.5 0.71 0.31 177 177 3 PUITS SUNNY BANK NO. PROF. PROF. FM Rl OOT Q2RI RQ2 Tmax IP PG IH IHC IO INRS SUP. INF. % % mq/q 0C mq/q mq/q mq/q mq/q 13077 308 309 51 86.09 0.36 0.78 0.11 453 0.17 0.81 186 186 7 13089 607 610 51 70.58 0.57 1.77 0.1 457 0.1 1.38 219 219 7 13093 688 693 33 38.49 0.24 1.26 0.88 432 0.5 1.04 205 219 8 14001 846 853 33 78.39 0.40 1.44 1.03 448 0.53 2.55 282 301 10 14006 919 925 33 55.97 0.25 1.2 0.94 442 0.49 1.48 266 303 12 14022 1148 1151 33 48.84 0.18 0.88 0.73 442 0.44 0.88 244 278 12 14037 1376 1377 33 55.27 0.35 1.07 0.73 442 0.33 0.94 169 180 7 14047 1544 1547 32 59.38 0.26 0.42 1.33 442 0.55 0.67 98 119 9 14049 1604 1607 32 83.35 0.47 0.6 0.71 445 0.47 1.05 107 118 18 14053 1672 1675 32 76.35 0.41 0.65 0.63 443 0.49 1.1 124 137 5 14072 1933 1936 31 59.2 0.56 0.72 0.71 448 0.46 0.89 76 85 6 14079 2041 2045 31 86.73 0.18 0.13 0.63 447 0.53 0.3 62 77 2 APPENDICE 4 D PUITS SUNNY BANK (suite) NO. PROF. PROF. FM Rl 0OT 02RI RQ2 Tmax IP PG IH IHC IO INRS SUP. INF. % % mq/q 0C 0C mq/q mq/q mq/q mq/q 14086 2143 2146 31 34.11 0.64 0.89 1.07 442 0.45 0.55 47 47 7 14094 2258 2280 31 68.35 0.38 0.46 1.71 430 0.6 0.88 82 92 3 14099 2340 2373 31 2.32 0.10 5.86 3.61 428 0.41 0.23 134 134 11 14121 2771 2775 28 47.54 0.40 0.25 1.08 432 0.55 0.33 29 36 2 14128 2989 2993 28 75.97 0.46 0 1 0.08 0 0 2 14130 3047 3049 28 55.65 0.29 0 1 0.05 0 0 1 14133 3138 3141 28 61.93 0.23 0.04 0.76 0.17 11 17 3 14141 3367 3370 27 51.72 0.27 0 1 0.02 0 0 2 14143 3446 3449 27 54.87 0.15 0 1 0.04 0 0 0 PUITS YORK NO. PROF. PROF. FM Rl COT Q2RI RQ2 Tmax IP PG IH IHC IO INRS SUP. INF. % % mq/q 0C 0C mq/q mq/q mq/q mq/q 14169 521 523 25 64.67 0.07 0.22 0.16 520 0.15 0.16 214 214 7 14176 637 25 72.81 0.04 0.1 0.67 0.33 0.1 192 192 0 PUITS DOUGLAS NO. PROF. PROF. FM Rl COT Q2RI RQ2 Tmax IP PG IH IHC IO INRS SUP. INF. % % mq/q 0C 0C mq/q mq/q mq/q mq/q 14202 55 60 86.07 0.11 0.12 0.2 442 0.35 0.17 96 96 6 14203 100 60 88.44 1.32 3.71 0.06 423 0.06 3.49 248 248 16 14204 305 60 92.12 0.15 0.47 1.24 437 0.5 0.87 294 294 10 14205 520 60 85.85 0.13 0.34 1.13 437 0.54 0.62 223 223 7 14206 780 50 85.45 0.13 0.09 1.25 442 0.4 0.13 61 61 2 14207 940 50 88.61 0.08 0.07 0.4 0.44 0.11 77 77 1 14208 1 125 50 87.98 0.12 0.1 0.67 0.45 0.16 72 72 2 14210 1320 50 91.35 0.09 0.25 1.78 428 0.56 0.51 244 244 10 14211 1370 50 88.69 0.16 0.2 0.82 453 0.52 0.37. 109 109 5 14214 1475 50 86.64 0.31 0.68 0.11 447 0.31 0.85 188 188 9 14217 1575 27 55.67 0.16 0.32 1 440 0.47 0.46 114 152 11 APPENDICE 4 D PUITS GASPE SUD ! NO. PROF. PROF. FM RI COT Q2RI RQ2 I Tmax IP PG IH IHC IO INRS SUP. INF. % % mq/q °c 0C mq/q mq/q mq/q mq/q 14231 150 160 51 87.32 0.18 0.42 0.5 450 0.51 0.75 199 199 10 14235 300 310 51 84.66 0.22 0.06 0 445 0.69 0.16 22 22 1 14237 380 390 51 83.96 0.19 0.05 0 447 0.66 0.13 23 23 1 14241 530 540 33 37.67 0.18 0.8 0.51 442 0.45 0.63 167 190 9 14245 680 690 33 59.7 0.16 0.51 0.55 447 0.5 0.7 197 224 15 14249 835 845 33 46.32 0.15 0.57 0.68 440 0.51 0.62 178 202 11 14253 990 995 33 46.72 0.16 0.88 0.91 445 0.39 0.76 259 295 9 14258 1190 1205 33 42.25 0.32 1.68 0.46 412 0.29 1.07 224 239 12 14260 1290 1300 33 48.9 0.16 0.55 0.83 447 0.5 0.62 171 194 8 14263 1445 1450 33 54.76 0.16 0.44 0.63 447 0.56 0.62 146 166 8 14267 1600 1610 32 72.55 0.25 0.47 0.57 447 0.34 0.62 137 167 4 14271 1755 1765 32 74.19 0.34 0.56 0.51 445 0.55 1.12 121 147 3 14279 2060 2070 31 31.66 0.10 0.33 1.75 437 0.65 0.38 109 136 34 14283 2215 2225 31 43.95 0.15 0.58 1.64 437 0.43 0.56 171 213 6 14287 2370 2380 31 46.99 0.14 0.42 1 442 0.59 0.59 137 171 5 14295 2670 2680 31 66.95 0.38 0.56 0.87 447 0.49 0.83. 97 109 2 14304 3055 3065 10 78 0.65 0.53 0.66 487 0.46 '. 0.86 63 72 3 14308 3225 3235 10 82.61 1.16 1.09 0.28 457 0.31 1.31 77 77 2 14312 3350 3354 10 81.12 1.12 0.83 0.17 457 0.19 0.83 60 60 3 PUITS GASPE NORD NO. PROF. PROF. FM RI cor Q2RI RQ2 Tmax IP PG IH IHC IO INRS SUP. INF. % % mq/q 0C 0C mq/q mq/q mq/q mq/q 14347 255 60 83.64 0.13 0.13 0 457 0.12 0.13 82 82 10 14348 400 60 88.69 0.20 0.09 0.5 442 0.21 0.1 40 40 10 14349 640 60 86.71 0.24 0.16 0.07 457 0.18 0.17 56 56 3 14350 830 50 90.62 0.22 0.26 0.08 453 0.09 0.26 107 107 6 14351 1050 50 85.59 0.38 0.41 0.32 445 0.25 0.46 91 91 7 14352 1200 33 44.41 0.17 0.88 0.29 445 0.22 0.58 232 264 5 14353 1400 31 32.28 0.15 0.72 0.71 447 0.29 0.41 160 200 6 14354 1600 28 64.72 0.31 0.72 0.57 437 0.25 0.96 150 232 5 14355 1800 28 70.52 0.06 0.14 0.4 445 0.22 0.2 171 265 10 14356 1885 27 58.47 0.06 0.15 0.88 553 0.45 0.21 140 187 7 COUPE RIVIERE RENARD NO. COTE FM RI COT Q2RI RQ2 Tmax IP PG IH IHC IO INRS STRATI. % % mq/q 0C 0C mq/q mq/q mq/q mq/q 14539 1850 26 59.5 1.11 0.73 0.16 500 0.17 0.52 39 39 119 14539 1850 26 59.5 0.66 0.1 0.63 500 0.17 0.52 39 39 119 14544 1800 27 64.77 0.14 0.26 0.44 478 0.34 0.34 123 164 9 14544 1800 27 64.77 0.09 0.08 0.18 478 0.34 0.34 123 164 9 14547 1740 27 64.39 0.30 0.54 0.2 487 0.28 0.64 114 152 6 14547 1740 27 64.39 0.19 0.09 0.45 487 0.28 0.64 114 152 6 14553 1570 28 77.35 0.05 0.06 0.2 0.43 0.12 82 127 21 14568 940 31 41.89 0.30 2.09 0.19 447 0.22 1.26 294 330 17 APPENDICE 4 D OOUPE RTE 132 FORILLON NO. COTE FM RI oor Q2RI RQ2 Tmax IP PG IH IHC IO INRS STRATI. % % mq/q 0C 0C mq/q mq/q mq/q mq/q 14569 2010 10 89.04 2.20 2.67 0.2 470 0.22 3.05 108 108 1 14571 2012 10 81.26 0.62 0.87 0.26 448 0.23 1.05 114 130 5 14572 2013 10 43.89 0.02 0.03 0 0.28 0.03 81 102 13 14573 1080 28 80.38 0.03 0.04 0.33 0.52 0.09 91 141 14 14576 990 31 78.51 0.13 0.41 0.21 442 0.19 0.5 255 318 32 14579 860 31 60.85 0.18 0.76 0.13 442 0.14 0.66 259 323 13 14582 795 31 77.25 0.23 1.28 0.12 442 0.13 1.43 427 533 20 14586 655 31 63.33 0.08 0.41 0.17 442 0.17 0.4 319 398 19 14587 625 31 39.76 0.08 0.61 0.24 458 0.15 0.36 319 398 24 14589 390 32 75.8 0.30 1.25 0.13 433 0.11 1.29 319 389 30 14596 300 33 72.85 0.18 1.09 0.18 442 0.19 1.12 454 517 45 14600 210 33 22.4 0.09 1.22 0.26 437 0.23 0.4 320 364 24 14601 180 33 8.77 0.07 2.54 0.35 442 0.3 0.34 313 334 25 14605 140 33 6.25 0.10 4.75 0.16 445 0.15 0.35 306 306 13 14606 55 50 95.82 0.22 0.56 0.1 442 0.13 0.62 246 246 75 567 Appendice 5. Comparaison des résultats de la pyrolyse programmée avec les données d'analyses élémentaires (CHON). Dans les échantillons analysés (échant.), on compte: deux kérogènes étalons (B et 34), une anthraxolite (A), du bois, plus ou moins mature artificiellement (4 et bois), deux matières organiques actuelles (tournesol et blé) et des mélanges de ces matières organiques. Ql = mg d'hydrocarbures, correspondant à la surface du pic Pj par g de matière organique. Q2 = mg d'hydrocarbures, correspondant à la surface du pic P2 par g de matière organique. Q3 = mg de CO2, correspondant à la surface du pic P3, par g de matière organique. C = pourcentage de carbone dans la matière organique. IH = indice d'hydrogène en mg d'hydrocarbures par g de carbone dans la matière organique. IO = indice d'oxygène en mg de CO2 par g de carbone dans la matière organique. H/C et 0/C = rapports atomiques hydrogène ou oxygène sur le carbone dans la matière organique. APPENDICE 5 échant. Q1 Q2 Q3 C IH IO H/C O/C B.A 1.88 72.72 32.28 85.28 85 6 0.461 0.0343 B 7.38 485.17 104.73 66.79 726 24 1.45 0.0879 B-34 5.97 456.43 78.76 68.59 665 17 1.307 0.099 B-34 6.87 369.37 71.32 69.53 531 16 1.236 0.105 B-34 6.08 335.82 94.19 71.92 467 20 1.061 0.118 B-34 4.75 271.80 99.98 72.92 373 21 0.992 0.124 B-34 2.63 133.51 104.87 75.31 177 21 0.834 0.136 34 0.29 58.43 124.23 77.51 75 24 0.697 0.147 4-34 1.03 63.18 220.66 73.31 86 46 0.77 0.197 34-B-4 3.02 225.23 152.92 66.19 340 35 1.073 0.238 34-B-4 3.71 223.05 195.93 64.85 344 46 1.114 0.256 34-B-4 2.57 135.69 221.93 66.06 205 51 0.992 0.271 34-B-4 4.50 298.51 222.73 60.84 491 55 1.304 0.292 34-B-4 4.70 284.36 215.27 61.28 464 53 1.267 0.293 4-34 0.63 77.56 392.63 63.95 121 93 0.968 0.331 34-B-4 3.33 165.72 246.98 61.58 269 61 1.115 0.34 34-B-4 3.59 238.81 211.28 58.75 406 55 1.28 0.361 4-29 1.07 123.85 321.56 60.16 206 81 1.124 0.389 4-34 1.00 103.45 366.03 60.19 172 92 1.064 0.397 34-B-4 3.83 247.99 200.88 54.27 457 56 1.42 0.456 B-4 2.67 302.91 240.76 52.92 572 69 1.542 0.46 B-4 1.33 206.48 344.18 51.38 402 102 1.556 0.513 4-34 0.62 135.63 377.58 53.4 254 107 1.273 0.539 4-34 0.45 105.63 501.15 52.95 199 143 1.289 0.55 4-34 0.73 119.04 492.55 51.23 232 146 1.352 0.593 tournesol 5.91 67.73 643.09 46.76 145 208 1.435 0.609 bois 1.70 129.74 437.22 48.89 265 135 1.525 0.664 bois 4.53 118.93 480.11 48.89 243 149 1.525 0.664 blé 2.96 85.64 561.07 44.23 194 192 1.55 0.69 4 0.51 127.96 597.82 44.97 285 201 1.621 0.776 569 Appendice 6. Réflectance de la matière organique. Localisation des échantillons, et paramètres statistiques des valeurs de réflectance pour tous les types de matières organiques observés dans: A - les échantillons de surface de l'île d'Anticosti, B - les échantillons de subsurface de l'île d'Anticosti, C - les échantillons et les spécimens de surface du nord-est de la Gaspésie, Groupes des Calcaires Supérieurs de Gaspé, de Chaleurs et de Québec. D - les échantillons et les spécimens de surface du nord-est de la Gaspésie, Groupes des Grès de Gaspé. E - les échantillons de subsurface du nord-est de la Gaspésie. 570 NoINRS LONG. LAT. FM STAT CARTOUCHES DE L'APPENDICE 6 identification des échantillons. localisation des échantillons et des spécimens de surface en degrés (2 chiffres de gauche), minutes (2 chiffres du centre) et secondes (2 chiffres de droite) de longitude ouest. localisation des échantillons et des spécimens de surface en degrés (2 chiffres de gauche), minutes (2 chiffres du centre) et secondes (2 chiffres de droite) de latitude ouest codes des unités stratigraphiques (voir Appendice 1). paramètre statistiques: n = nombre de mesures de réflectance., moy = pouvoir réflecteur moyen X 100, Sx = écart type des valeurs individuelles de pouvoir réflecteur X 1000. LISTE DES MATIERES ORGANIQUES IND : matière organique indéterminée. Le groupe des phytoclastes FUS : fusinite SF : semifusinite PVITR : pseudovitrinite TUBET : tubes de télinite TEU : télinite TCOLL : télocollinite COLL : collorésinite RES : résinite 571 Le groupe des spores SPORE : spores ou algues sphériques Le groupe des phyto-organismes FMSP : fausses microspores ALGI : l'île d'Anticosti - tissus algaires cellulaire ou indéterminé, acritarches et tasmanites. : nord-est de la Gaspésie - tasmanites, alginites figurées et acritarches. HERBR : "herbacés" cellulaires peu altérés, avec iridescences rouges. Le groupe des zoo-organismes ZOO : zooclastes indéterminés. CHIT : chitinozoaires, base, et flanc de la panse et col du tube oral. OCHI : opercules de chitinozoaires. CHITC : chitinozoaires de contamination dans les puits. GRAP : graptolites. SCOL : scolécodontes. HYDR : hydroïdes. OPLO : organismes pléochroïques. Le groupe des bitumes EXUD : exsudatinite. PROTO : protobitume. OXY : bitume oxydé BIT.C. : bitume craquelé PYRB : "pyrobitume", regroupant bitume indéterminé et pyrobitume. G.BIT. : gouttelettes (sphérulites) de bitume. COKE : cokes naturels et sphères de mésophase. < (D LU O Q Z LU CL CL < COKE O m io Tf m BIT.P. 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O) 126 CV (O (O co 293 fv OJ fv 198 (0 tv Tf 213 IV CM 021 340 S CO co fv (O CO (D CO 112 0) r~ rv co Tf PROTO O) CD CM 125 fv O CM O to O) Tf Tf co CV co 0) CO 100 O IO CO 206 CO co OJ co co co 156 EXUD IO O 0) CT) co Tf U) Tf co to - O OJ IV Ol (O - co S fv IO Ol OJ co CV IO O co OJ CD IO O CO CHfT z 104 O co Tf (V IO CO to (0 GCZ co O co CD IO HERBR O) tM - IO O CO CD OJ CM « tO fv Tf (O z O) IV Tf-tO O) CM CM Tf CO co O IO IO co ALGI SPCfE Pi O co CO O) TJ to to Tj Tf î IO CV co O IO (D Tf (D CCtI IO r- 188 (O tv (0 0) Tf TCCU. rv 103 188 O IO (0 O) Tf rv CM CO IV CO LO CO CO IO Tf COL z CV (0 (D fv Tf CM O) IO 154 CO to CD 117 z O co (O co O co (V IO 156 Ol Tf IO (V O) TELI TJ to EOI 215 rv tv Tf CO 142 co 106 fv CO rv (0 fv (0 CO O) O CO CV CV CO rv (D LOI CO OI (V (V 148 rv CO O) co (V ï LO (D CO 109 PVfTR O) 119 O) O) co 0) Ol (O (O O Ol OJ fv CO O LO rv (O IO CT> co CO (V co co co - £ CD rv co ^ IO fv ft CO TT 147 69Z (O OJ 140 158 IO 150 316 co 127 174 co OJ 139 205 OJ 129 243 O) Tf 142 201 Ol SEI OZI IO CM 168 275 tv OCl 107 FUS IO 386 IZOL IO 493 1328 z 421 770 Z LSZ 421 STAT C Aouj X (O C g E K V) C g E M V) C AOUi X V) C moy X V) C moy X (O C AOUJ X V) C g E X V) C moy X V) C moy X V) C Aouj X V) C moy X (O C moy X V) 2 U- to IO •o IO IO IO IO IO IO IO IO IO IO IO m u\ (O IO IO (O to U) IO IO Tj- Tf Tf Tf Tf Tf Tj TJ Tf Tf Tf Tf Tf Tf Tf LAT. 485025 485025 485025 484607 484607 484607 484541 484541 484541 484356 484356 484356 484757 484757 484757 483960 483960 483960 484013 484013 484013 483940 483940 483940 485755 485755 485755 485051 485051 485051 485919 485919 485919 485455 485455 485455 484339 484339 484339 I 645111 645111 645111 643858 643858 643858 643231 643231 643231 642738 642738 642738 642840 642840 642840 642159 642159 642159 642116 642116 642116 642219 642219 642219 644209 644209 644209 644552 644552 644552 644754 644754 644754 645513 645513 645513 642817 642817 642817 I No ENRS 13237 13237 13237 13244 : 13244 : 13244 ì 13255 I 13255 SSZCl I I 13288 I 13288 SBZEt 13290 13290 13290 13298 13298 13298 . 13299 I 13299 I 13299 I 13301 13301 10GCl I [13129 I13129 ! 13129 ; 13192 26LEL ! 13192 I 13208 13208 I 13208 I13230 OGZEL ! OGZCL | I13287 I13287 I 13287 i G.BIT. U) O) 128 BfT.R. O U) F^ 115 PYRB - 001 351 U) O 358 U) 100 217 r» ij.36 186 ^ EEL GSt CM CM Ol Ol CM O CM o> eo (J) 162 P) CM 108 09E O) p) SGl O CM OGL 241 to LSt est g g Ul CM (O 177 O) to 101 CJ co m 136 : co Ul 132 O to CM Ul 144 CO U) eo CO CM O E X CO C moy X W C g E X W C mov X C moy X to C moy X co C moy X to C g E X to C Aouj X CO C moy X er moy X C mov X (O C mov K CO O (O O co O CO O co O CD O (D O CD O co O co O (O O (O O CD O (O O (D O (D O (D O co O co O CD O CD O CO O CO O (O O co O CO O CO O (O O (O O (O O co O (D co co O co O (O O CD o (D O co O (O O ID O (D O CO O (O O (O O (O PROFI. m (O m (O m CO OSI OSI 150 300 300 300 450 450 450 009 009 600 750 750 750 900 006 900 OSOL 1050 OSOl 1200 1200 1200 OSGt 1350 OSGt 1500 1500 1500 059 t 1650 1650 0081 0081 1800 0S61 1950 0S61 IO (M CM 2125 2125 MALBAIE PROFS. o CJ o CJ o CM 105 105 sot 250 250 250 SOP 405 405 555 555 SSS 705 705 705 855 855 855 1005 1005 1005 1155 1155 1155 1305 1305 1305 1455 1455 1455 1605 1605 in O (O 1755 1755 SSiI 1905 1905 1905 2075 2075 2075 PUfTS NoINRS 13322 13322 ZZEEl 13323 13323 13323 13324 13324 13324 13325 SZEEl 13325 13326 13326 13326 13227 13227 13227 13328 13328 co CJ co co 13329 13329 13329 13330 13330 13330 13331 i 13331 ! 13331 , 13332 13332 13332 13333 13333 ! 13333 13334 13334 13334 13335 13335 13335 13336 13336 I13336 8 § G.BIT. U) (O U) 168 G.BIT. BIT.R. Pv rv U) O) CO U) 128 co rv evi 139 197 BIT.R. Pv 186 co PYRB O) O) tv fv (O (VI CI co Ol OJ CJ U) 198 O U) Ol 179 v !46 286 co U) (O co 082 O Ol 215 709 PYRB - 185 145 OJ 180 232 ^- 195 254 Ol OJ 208 244 i K to U) S i co Ul (O (O Ol CO CO co QlCBd EXUD O (O evi OJ O Ol * ^- I "DCS co (O co OJ y UHO CN 107 104 U) 219 477 fc 5 Ul Ul 214 129 8 O) O) Ol CO O) GOL 161 Pv 226 515 8 - 197 130 - 257 356 HERB ALGl ALGI SPCFE SPORE RESIN RESIN COU. (O (O CT) 293 OCU. i U) (Vl co (O O) CI CO (O rv TCCLL Pv CJ 198 ZGL CO 961 O ¦a TELI CI to to Ol co rv V (O U) IO 164 175 co 189 222 TELI PVITR (O 104 CO O) PVlTR - 248 133 ft te 132 181 (O 129 CO O) (O 232 494 ft INER U) 355 963 U) 294 co CI 386 990 CD 345 597 CD 310 570 INER QNl CI OZI 521 IND O 191 173 fv 232 135 O) CJ 230 245 I C moy X CO C mov X V) C moy X CO C moy X V) C S E X V) C moy X V) C B E X V) SIA! C moy X V) C S E X Vi C moy X CO C moy X UL Ul Ul U) co co CO co co co to co co co (O co co co co (D CJ CO CM CO OJ co OJ co Ol co CN Pv evi fv CI rv Cl 2 LI- U) Ol U) Ol U) Ol U) evi Ul CJ Ul OJ Ul CJ U) OJ U) CJ U) CN U) CI Ul CI BANK PROFI. 309 309 309 693 693 693 1377 1377 1377 2045 2045 2045 2501 2501 2501 2775 2775 2775 3449 3449 3449 PROF I. Ol CI 291 291 377 377 377 523 523 523 637 637 637 ì PROFS. 308 308 308 686 686 (D co (D 1376 1376 1376 2041 2041 2041 2498 ID O) ¦* OJ 2498 2771 2771 2771 3446 3446 3446 YORK PROFS. 521 521 521 i PUITS I No INRS 13077 13077 , 13077 j 13093 ! 13093 13093 14037 , 14037 j 14037 | 14079 | 1407S | 14079 : 14110 14110 | 14110 |14121 |14121 | 14121 I14143 I 14143 I 14143 I PUITS j No INRS 14156 I 14156 14156 |14162 |14162 |14162 | 14169 | 1.4169 14169 |14176 |14176 I14176 § TT 167 158 CT) Tf 1-co co co CJ G.BIT. |v SOL SPE G.BIT. BfT.R. BIT.R. PYRB CO CO co co tt m CO 199 (D to co co 144 IV CM O) 140 O IO O IV 169 PYRB m O) rv SlL fv tv co CO 187 CJ Tf CTI (D 189 CD co fv co 378 CJ co 351 (D CM 140 co CU 138 106 S Z (O (D (O co i rv co CO (D co to CJ CV co IO (fi 148 PROTO IO m co 122 co (O Tf CV fv co fv CO CO EXUD co co CT) co co O EXUD CO ^j Ui O) CV CV y O CM CV CO Ti- to CV Tf fv O Tf CM CO Ul co O IO S CHfT O) 112 en IO CHfT Tf CTI co (D O CV co CTI O) m CM 136 149 S 8 « 130 197 s CD Tf |v TT (O co Pi m ALGl ALGl SPORE SPORE RESIN RESIN COLL CTI Tf co rv cai TCCLL O CO O) 100 m CM cv fv O) IO (O fv rv S O) IO (O co w 119 CO IO i- (O co m (O (O rv Tf Ol 159 TELI CO SOI 104 CO CO - IV CD co CJ CO Ol rv O CO IO O) 134 CO Tf O) 214 TELl «1 co co co 136 Tf 109 co O) rv co O) 128 »v IO O) 156 PVfTR co 128 Ol co (O = 172 co CM ^ SSl PVfTR h Tf 156 LZt CJ CO 153 199 tv CV 154 251 cu 151 103 CO 166 CTI CD H) co (O 136 ZSl co Tf OSI 228 Tf 156 177 IO 157 EZL 180 235 INER - O) Ol OZI CTI 286 194 INER IV 357 412 O CV LPS cv O) fv 216 co co IND Tf O) (D Tf in IND STAT C moy X Vi C moy K V) C moy X V) C mov X CO C moy K CO C mov X CO C moY X CO STAT C mov K Vi C S E X V) C moy X co C moy X Vì C mov X LO C moy X CO C moy X CO 5 LL. O (O O (O O (D co O (D O (D O m O IO Cl cu fv CV rv CJ (O CM co CM (O CJ Tf CV Tf co Tf co O O O U. in in Ui IO IO io co co co co co co CO CO co co CO co co (O CM co CM CO O O O O O O PROFI. m m IO IO IO IO 100 100 100 780 780 780 1575 1575 1575 1650 1650 1650 1710 1710 1710 0661 1990 1990 ans PROFI. 160 160 180 390 390 390 540 540 540 690 690 690 1765 1765 1765 3235 3235 3235 3354 3354 3354 DOUGLAS PROFS. I PRCFS. OSI OSI 150 380 380 ose 530 OCS 530 680 680 099 1755 1755 1755 3225 3225 3225 3350 OSEE OSEE purrs NoINRS SOSPt 14202 14202 14203 14203 14203 14206 14206 14206 14217 14217 14217 14219 14219 14219 14221 LSSPL 14221 13226 13228 13228 CCUPES NoINRS 14231 14231 . 14231 14237 : 14237 14237 14241 14241 Tf CV Tl (O Tf CJ Tl IO Tt CM io TJ CV 1 I 14271 14271 I 14271 CO O co TT I 14308 co O co Tf (M CO TI co CO M CM co Tl I § G.BfT. (O 221 1510 G.Brr. BfT.R. BIT.R. f? CD CO I 165 Ui O I 166 CJ fv 132 CO Tt r» CJ CC ÌL IV Ol m Ol rv à: CJ O) Tt CO CO CO CJ CO (M CO CJ |v CJ tn (O *~ IV. (O (O Ui T~ g O m co - E O (O (O Ol CO Tt Cv CM ^, Hi O CM Tf CO Tt O Tf U) (O T- *t t Iv, Tt (0 Ol Ol Œ Tt Oï 440 in 152 325 IND Ol co CO 145 - IO 220 rv (O tv m STAT C s E X en C moy X V) C mov X V) C g E X V) C g E X to C g E X V) g STAT C moy X (O C moy X V) C moy X V) C moy X V) C moy X V) C g E X V) U. O O O O O O O O O co co CO Z ? O O O eo CO eo CM CJ CM CO CO CO (O IO (O Ui in m Ui in m eo co <0 CO CO (O CJ CJ CJ Œ U- IO IO m co co co CO co CO O CO CO co co (O CM CM UJ i PROFI 400 400 400 830 830 830 OSOl OSOl OSOl 1400 1400 1400 1600 009 L 009 L 1800 1800 1800 - RIVIEP PROFI m m to m to in 1SO 150 OSl 400 400 400 620 620 620 795 795 795 1235 1235 1235 I PROFS. FORUON PROFS. tn 8 (O co co O O ,_ ,_ ._ CO CO co Tt Tt Tt m in m V) V) tr (O (O (O m m m Ol O O) r- rv rv (M CM (V IO IO IO TT TI io in m in m m m O m m in in m in UJ U O O O O O CO Kl tn W eo CO co CO IO Ul IO S ä co co CO CO (O (O CO CO (O (O ro T> CO co to co co co I* (O (O (O (O (O (O m Jl o n IO IO m IO IO IO to Ul 4 \s Tf Tt Tl" Tt TT t Tf Tf Tf t ** Tt Tt Tf T Tt Tf Tf 9 S Tt Tf Tf TI Tf Tf Tt T» Tt ¦¦i "l'I' Tt -t Tl Tl 595 Appendice 7. Cartes des valeurs de pouvoirs réflecteurs en.fonction de la stratigraphie. Les valeurs indiquées réfèrent à l'Appendice 6, La localistion des échantillons réfère à la figure 2.1 pour nie d'Anticosti et à la figure 2.3 pour le nord-est de la Gaspésie. A - Chitinozoaires de nie d'Anticosti. B - Scolécodontes de l'île d'Anticosti. C - Pyrobitume et bitume indéterminé réunis de l'île d'Anticosti. D - Goutelettes de bitumes de ItIe d'Anticosti. Ë - Chitinozoaires du nord-est de la Gaspésie. F - Scolécodontes du nord-est de la Gaspésie. G - Télinite du nord-est de la Gaspésie.» H - Télocollinite du nord-est de la Gaspésie. I - Collorésinite du nord-est de la Gaspésie. J - Estimés de la télinite dans l'île d'Anticosti. K - Estimés de la télinite dans le nord-est de la Gaspésie. Appendice 7A Appendice 7B ö b O o R O jÉ/\ G CT. ¦ 'io Ln "^l ÛL ^r lo a i I O a MD « Ai V Jf i ( Z \ < MD ^BB f ? « C/5 in — «^ S U x: n V* CO 5bm LO < bitume Z CC Q C3 IO Ja OO LO yak*0 * -^r1 ì w A a^ / S > . O LU £ ? ' — ,J 1OaT/ lo r - >* —J cd'co 4-j OO ^ -T1 oc1 û. ti . CO ro o o II I > MD LO nò . "O co -1 CO LO O i ' I i O '(SJ1Nt / ; 0> # gjV^ M— J V TfOO rs ré C O ¦ o > 3 /J 5 D^LO * ivi MD ** IA "5 CU •** C .C U Lu ¦ O MD J CD / Od J t S S o ö i Ö 4^ ^ • MD ^4°*- r' > MD Ö I ^K*1 Ò i_ r- .!/ LO « 3» LO ö •; > a> Z UJ 07 .— CQ OJ -Ci . - Ö l O-CD l ro ï / J X 3 à ê s à £ £ I __l vO ^ U. u_ Li- U- O U- U- O CD '•V 1J <^> CC ro lo ¦*cm r- l r i f I O f ¦¦ r "i b ^ 1V r ,_ ^t J^ 1^". nn nn ro MD O 1 \ LO(SJ O * o O VO IO IHH Hu b o MD r- OO CT« -^. CD I ^- Appendice 7C Appendice 7D - tillon I rface I £ m O CO I in O CO r* f '« m C r> I >r «J « D <î g ¦r- 3 1- O. B« 3 ^ i^* u O O O « LO. .£ P^ C Ll. S--S S £ % P* /oak L *o // 0^ • O /Y /^ \Ù ro // /l° U U VlI ~JÓ*À co L. ô CO /// ^o /// o I 'vfi . ^o TA /05 '5 ^o P/ O N / •) / LO 3^f b % J rsi )$$/ O/ /? ° ï N I I I * (T C ZJ /\ *~ ï S1 i I S ' L. CO L, O > 3 O a Z. Jf OO _;p/ "Oy r°/ I * C l+* J C Cl. k. a» to ** *" CO LO . CO .^* /co co v ' cr>co yw ?/ 11 M- t / -9 V)J • I I « O a> •u Io CO CO C O) C O C < C D C m •** m JZ O C m nvf \ 3 n m (U J g. fin P • CC LO CU L- ¦ C O Q. > a. ZJ CO « > Q L. o» O 2 U Q) ^ c ~S fr\K> Z ** C il 2 !%!• co C v£> < co O \, \ 'OJ "*-O L. 8 S c « C s> a) i u_û: i Z *-_ ¦+-' - /S _ CD 3 „ > "O 5 .a 03 Z OJ O a> C ¦*-L. O U-a> L. o 03 U m m ¦X7 OJ C =1 L. (U CJ (U C a I E ¦ x\ I 30 ._ D -S- 2 S. I : = Jkî\ O^ r o _b O C Vt (O U E E E £ i_ ^z k. co £ S (NJfO LO N* O i). Ki 19 W O C 3 Li_ U. u_ Ll. O CO O CJ o ^ 1H. n f \ \ £ ® El @0B@ s B Li- Appendice 7E Appendice 7F Appendice 7G App B endice 7H Appendice 71 Appendice 7J Appendice 7K Appendice 8. Table de corrélation des pouvoirs réflecteurs des organoclastes à tous les intervalles de la réflectance de la télinite de 0,05 pour-cent. Les valeurs de la tables sont calculées à partir des équations du tableau 3.9. Les valeurs des phytoclastes et du pyrobitume pour les grès ne sont que dés projections des équations au-delà des données expérimentales. APPENDICES HUMIQUES ZOOCLASTES PYROBIT. ASHPHALT. télinite ft) collinlte semifusinite chitine (e) qraptolite scolécodonte carbonate dans grès 23 (t) 80 ft) 32 (ti 38 (e) 94 (e) 46 (e) 66 (t) 0.50 0.35 1.01 0.50 0.46 0.28 0.34 0.33 0.55 0.39 1.07 0.55 0.50 0.32 0.38 0.38 0.60 0.43 1.13 0.60 0.55 0.35 0.42 0.44 0.65 0.47 1.19 0.65 0.60 0.39 0.46 0.49 0.70 0.51 1.24 0.69 0.64 0.42 0.50 0.55 0.75 0.56 1.29 0.74 0.69 0.46 0.54 0.61 0.80 0.60 1.34 0.79 0.73 0.49 0.57 0.67 0.85 0.64 1.39 0.84 0.78 0.53 0.61 0.73 0.90 0.68 1.44 0.89 0.82 0.56 0.65 0.80 0.95 0.73 1.49 0.93 0.86 0.60 0.69 0.86 1.00 0.77 1.53 0.98 0.91 0.64 0.73 0.93 1.05 0.82 1.58 1.03 0.95 0.67 0.77 1.00 1.10 0.86 1.62 1.08 1.00 0.71 0.82 1.08 1.15 0.91 1.67 1.12 1.04 0.75 0.86 1.15 1.20 0.95 1.71 1.17 1.09 0.79 0.90 1.23 1.25 1.00 1.75 1.22 1.13 0.83 0.94 1.30 1.30 1.04 1.80 1.26 1.18 0.86 0.98 1.38 1.35 1.09 1.84 1.31 1.22 0.90 1.02 1.46 1.40 1.14 1.88 1.36 1.27 0.94 1.06 1.54 1.45 1.18 1.92 1.41 1.31 0.98 1.10 1.62 1.50 1.23 1.96 1.45 1.36 1.02 1.15 1.71 1.55 1.28 1.99 1.50 1.40 1.06 1.19 1.79 1.60 1.32 2.03 1.55 1.44 1.10 1.23 1.88 1.65 1.37 2.07 1.59 1.49 1.14 1.27 1.97 1.70 1.42 2.11 1.64 1.53 1.18 1.32 2.06 1.75 1.47 2.15 1.69 1.58 1.22 1.36 2.15 1.80 1.51 2.18 1.73 1.62 1.26 1.40 2.24 1.85 1.56 2.22 1.78 1.67 1.30 1.44 2.34 1.90 1.61 2.25 1.83 1.71 1.34 1.49 2.43 1.95 1.66 2.29 1.87 1.75 1.38 1.53 2.53 2.00 1.71 2.32 1.92 1.80 1.42 1.57 2.62 2.10 1.81 2.39 2.01 1.89 1.51 1.66 2.82 2.20 1.91 2.46 2.11 1.98 1.59 1.75 3.02 2.30 2.00 2.53 2.20 2.06 1.67 1.83 3.23 2.40 2.10 2.59 2.29 2.15 1.76 1.92 3.44 2.50 2.21 2.66 2.38 2.24 1.84 2.01 3.66 2.60 2.31 2.72 2.48 2.33 1.93 2.10 3.88 2.70 2.41 2.78 2.57 2.42 2.02 2.19 4.10 2.80 2.51 2.84 2.66 2.51 2.10 2.28 4.33 2.90 2.61 2.90 2.75 2.59 2.19 2.37 4.56 3.00 2.72 2.96 2.84 2.68 2.28 2.46 4.80 609 Appendice 9. Estimation en terme de pouvoir réflecteur de la télinite des réflectances moyennes aléatoires des principaux organoclastes. Les valeurs du pouvoir réflecteur estimé sont calculées à partir des équations du tableau 3.9. A - de surface et de subsurface de l'île d'Anticosti, B - de surface et de subsurface du nord-est de la Gaspésie NO. INRS = numéros d'identification des échantillons. = longitude, en degrés, minutes et secondes. = latitude, en degrés, minutes et secondes. = profondeur supérieure en mètres de l'intervalle du puits échantillonné. = profondeur inférieure en mètres de l'intervalle du puits échantillonné. = codes des unités stratigraphiques: groupes, formations (Appendices 1 A et B). = estimation du pouvoir réflecteur de la télinite à partir de celui de Ia télinite. = estimation du pouvoir réflecteur de Ia télinite à partir de celui de la semifusinite. = estimation du pouvoir réflecteur de la télinite à partir de celui de la télocollinite. = estimation du pouvoir réflecteur de Ia télinite à partir de celui de la collorésinite. - estimation du pouvoir réflecteur de la télinite à partir de celui des chitinozoaires. = estimation du pouvoir réflecteur de la télinite à partir de celui des graptolites. = estimation du pouvoir réflecteur de la télinite à partir de celui des scolécodontes. = estimation du pouvoir réflecteur de Ia télinite à partir de celui du pyrobitume dans tes calcaires. = estimation du pouvoir réflecteur de la télinite à partir de celui du pyrobitume dans les grès. = estimation moyenne des pouvoirs réflecteurs estimés de la télinite, calculé à partir de l'équation 3.19. LONG. LAT. P.S. P. I. FM TfTEL T/SF T/TCO T/COL T/CH T/GR T/SC T/PC T/BG TérC APPENDICE 9 A No INRS LONG7P.S. LAT./P.I. FM T/CHIT T/GRAP T/SCOL T/PB C. TérC 15264 633236 492303 90 0.72 0.72 15261 632448 492741 80 0.72 0.73 0.72 0.72 15266 633652 492806 80 0.82 0.74 0.78 15266 633652 492806 80 0.83 0.76 0.76 0.79 15267 633652 492806 80 0.83 0.76 0.80 15209 622745 491538 70 0.73 0.72 0.72 15211 622552 491821 70 0.69 0.67 0.68 15213 622639 492119 70 0.73 0.73 15214 622639 492119 70 0.68 0.67 0.68 15270 633130 493040 70 0.86 0.84 0.85 15271 633231 493318 70 0.73 0.73 15200 622429 492316 60 0.73 0.73 15203 623151 492442 60 0.65 0.65 15203 623151 492442 60 0.65 0.65 15206 623909 492829 60 15274 632201 493614 60 0.77 0.77 15277 632630 493702 60 0.71 0.72 0.71 15280 640326 494256 60 0.73 0.73 15304 632616 494135 60 0.75 0.75 15309 634221 493919 60 15327 635451 494102 60 15197 621711 492428 50 0.90 0.96 0.99 0.95 15216 623944 493209 50 0.70 0.67 0.69 15217 623944 493209 50 0.69 0.69 15220 624150 493329 50 0.71 0.72 0.71 15252 642053 494843 50 0.91 0.92 0.90 0.91 15253 642053 494843 50 0.85 0.86 0.83 0.98 0.84 15283 640141 494534 50 0.70 0.75 0.72 15291 631055 494024 50 0.89 0.86 0.87 15292 631055 494024 50 0.88 0.80 0.72 0.84 15310 633840 494622 50 0.72 0.77 0.70 0.73 15324 635356 494422 50 0.74 0.73 0.74 15194 621414 492506 40 0.73 0.69 0.73 0.72 15223 623547 493649 40 0.80 0.80 0.76 0.79 15225 624134 493553 40 0.69 0.70 0.81 0.70 15226 624134 493553 40 0.69 0.69 0.81 0.69 15237 625609 494316 40 0.70 0.65 0.67 15229 624953 493625 40 0.74 0.76 0.75 15232 625221 493653 40 0.76 0.73 0.75 15235 625613 494030 40 0.65 0.64 0.65 0.64 15238 625609 494316 40 0.73 0.79 0.76 15241 630353 494525 40 0.75 0.78 0.77 0.77 15244 642945 495342 40 0.91 0.95 0.93 15247 643131 495150 40 0.90 0.91 0.90 15250 642648 494943 40 1.02 1.10 1.01 1.04 15255 642142 495524 40 0.79 0.83 1.01 0.81 15256 642142 495524 40 0.81 0.83 1.02 0.82 15285 640157 494922 40 0.80 0.88 0.84 APPENDICE 9 A No INRS LONG./P.S. LAT./P.I. FM T/CHIT T/GRAP T/SCOL T/PB C. TérC 15286 640157 494922 40 0.81 0.88 0.85 15289 641152 495204 40 0.88 0.91 0.68 0.89 15295 631137 494144 40 0.75 0.76 0.76 15298 631431 494400 40 0.79 0.83 0.82 0.81 15301 631845 494408 40 0.77 0.80 0.79 15307 632519 494504 40 0.74 0.74 15311 633424 494804 40 0.75 0.84 0.80 15315 634200 494814 40 0.73 0.81 0.77 15316 634200 494814 40 0.74 0.74 15318 635022 494922 40 0.78 0.79 0.78 15320 635255 495254 40 0.77 0.77 15321 635255 495254 40 0.77 0.91 0.77 15328 640528 495520 40 0.80 0.80 15329 640528 495520 40 0.81 0.81 0.85 0.81 15332 640905 495704 40 0.80 0.80 0.80 APPENDICE 9 A PUITS LGPL No INRS LÛNG./P.S. LAT./P.I. FM T/CHIT T/GRAP T/SCOL T/PB C. TérC 15335 81 88 40 0.81 0.90 0.85 15336 166 181 40 0.80 0.80 0.80 15337 262 275 40 0.93 0.90 1.01 0.91 15338 353 367 40 0.96 0.96 15339 443 457 40 0.98 1.00 0.81 0.99 15340 535 549 40 1.09 1.12 1.11 15341 626 639 40 1.15 0.98 1.15 15342 716 729 40 1.28 1.24 1.03 1.26 15343 792 823 40 1.23 1.24 1.24 15344 884 911 40 1.46 1.47 1.26 1.46 15345 948 975 30 1.11 1.11 15346 1114 1128 20 1.41 1.19 1.41 15347 1297 1311 20 1.45 1.45 15348 1448 1463 10 1.61 1.61 15349 1632 1646 10 1.85 1.95 1.80 1.89 15350 1719 1740 10 PUITS NACP No INRS LONG./P.S. LAT./P.I. FM T/CHIT T/GRAP T/SCOL T/PB C. TérC 15351 30 53 60 15352 130 152 50 0.67 0.83 0.75 15353 236 267 40 0.81 0.87 0.84 8475 610 40 0.91 0.87 0.89 9543 853 853 40 1.18 1.25 1.18 6062 975 40 6507 1067 40 1.06 1.12 1.06 6511 1097 40 1.16 1.25 1.16 6525 1204 1204 30 1.27 1.27 15354 1200 1216 30 1.32 1.32 8421 1341 1341 20 1.35 1.18 1.34 APPENDICE 9 A PUITS ARCO NoINRS LONG./P.S. LAT./P.I. FM T/CHIT T/GRAP T/SCOL T/PB C. TérC 15355 91 119 80 0.69 0.76 0.72 15356 183 210 80 0.74 0.85 0.74 15357 274 302 70 0.67 0.72 0.69 15358 427 457 60 0.87 0.79 0.83 15360 732 759 50 1.04 1.04 15361 884 911 40 0.97 0.97 0.97 15362 1036 1064 40 0.99 1.12 1.15 1.15 1.09 15363 1192 1219 40 1.10 0.89 1.10 15364 1338 1366 40 1.09 1.09 15365 1494 1521 40 1.42 1.48 1.09 1.45 15366 1652 1679 40 1.64 1.34 . 1.40 1.50 15367 1798 1826 40 1.66 1.76 1.81 1.54 1.74 15368 1951 1978 40 1.73 1.75 1.73 15369 2103 2131 40 1.95 1.91 1.95 15370 2259 2289 40 2.11 2.18 2.28 2.14 15371 2399 2435 30 2.26 2.47 2.26 15372 2560 2588 20 2.54 2.47 2.44 2.55 2.49 15373 2713 2740 20 2.54 2.66 2.54 15374 2865 2893 20 3.02 2.85 2.84 2.90 2.90 15375 3018 3045 20 2.15 2.15 15377 3362 3389 10 15378 3475 3505 10 2.80 2.80 15379 3627 3658 10 3.04 3.04 PUITS LGCP No INRS LONG./P.S. LAT./P.I. FM T/CHIT T/GRAP T/SCOL T/PB C. TérC 15381 79 92 40 0.73 0.65 0.69 15382 138 152 40 0.80 0.83 0.83 0.82 15383 198 211 40 0.80 0.85 0.75 0.80 15384 262 275 40 0.86 0.83 0.87 0.85 0.85 15385 321 339 40 0.82 0.84 0.83 15386 367 380 30 0.83 0.87 0.85 15387 402 430 30 0.80 0.80 15388 490 504 20 15389 582 595 20 1.22 1.26 1.22 15390 673 686 20 0.89 0.92 0.87 0.89 15391 764 778 10 0.80 0.80 15392 869 883 10 1.18 1.18 15393 947 961 10 APPENDICE 9 A PUITS SANDTOP No INRS LONG./P.S. LAT./P.I. FM T/CHIT T/GRAP T/SCOL T/PB C. TérC 15394 15 43 70 0.80 0.74 0.77 0.77 15395 79 107 70 1.38 1.07 0.90 1.23 15396 171 198 50 1.00 0.95 0.98 15397 296 323 45 0.94 0.94 1.27 0.94 15398 366 402 45 0.95 0.95 15399 457 488 45 0.88 0.98 0.88 0.91 15400 552 579 45 0.95 0.94 0.91 0.93 15401 643 674 45 0.86 0.91 0.88 0.88 15402 765 792 30 0.91 0.91 15403 899 930 30 0.96 0.95 0.98 1.12 1.00 15404 963 991 20 1.01 0.90 0.95 1.13 1.00 15405 1052 1082 20 0.81 0.94 0.94 15406 1100 1128 20 1.26 1.02 1.07 1.12 15407 1192 1222 10 1.01 1.01 15408 1283 1311 10 0.90 0.90 APPENDICE 9 B No INRS LONG./P.S LAT./P.l. FM T/TEL T/SF T/TCO T/COL T/CH T/GR T/SC T/PC T/BG TérC 13102 643029 485057 60 0.83 0.83 13102 643029 485057 60 0.87 0.87 13117 643738 485454 60 13117 643738 485454 60 13123 643650 485548 60 1.11 0.82 0.94 13123 643650 485548 60 1.02 0.75 1.02 13155 642241 484740 60 1.05 1.05 13160 641925 484313 60 1.30 0.85 1.30 13261 641731 484923 60 13262 642049 484742 60 1.17 1.26 1.17 13279 642609 485147 60 1.31 1.31 13280 642845 485013 60 1.22 1.13 1.34 1.26 1.22 13281 642845 485013 60 1.09 1.15 1.10 0.89 1.09 13295 642543 483903 60 0.75 1.08 0.96 1.06 0.83 13296 642454 483846 60 0.85 1.08 0.96 1.06 0.89 13297 642326 483830 60 0.71 0.66 0.85 0.76 13302 642234 483934 60 0.72 0.58 0.84 0.77 1.11 0.74 13305 642142 483756 60 0.97 1.08 0.97 13306 642116 484312 60 0.64 0.47 0.68 0.64 13308 642108 484312 60 0.65 0.59 0.59 13309 642244 484319 60 0.78 0.80 0.93 0.96 0.93 13105 643036 484959 50 0.63 0.72 0.67 0.72 13111 643657 485322 50 0.73 0.93 0.94 0.96 0.94 13114 643811 485244 50 0.92 0.92 13119 643815 485460 50 1.21 1.21 13120 643815 485460 50 1.02 1.12 1.06 13151 643030 485446 50 0.96 1.02 1.01 0.99 0.96 13161 643006 484852 50 0.66 0.66 13163 643006 484852 50 0.65 0.72 0.63 0.65 13167 644845 485148 50 0.72 0.67 0.76 0.82 0.82 0.76 13173 644130 485011 50 0.81 0.83 0.73 0.81 13175 644247 485118 50 0.76 0.81 0.78 0.70 0.73 13176 644851 485016 50 0.96 0.96 13188 644515 484922 50 0.85 0.74 0.94 0.74 13189 644603 485026 50 0.90 1.13 0.90 13199 645009 485548 50 0.82 0.78 0.66 0.77 0.66 13213 645029 485753 50 0.95 0.84 0.84 13215 645051 455741 50 0.94 0.69 0.54 0.54 13218 644552 485422 50 1.03 0.79 0.79 13219 645608 485621 50 1.11 1.01 1.01 13221 645607 485609 50 0.91 0.82 0.91 13228 645307 485511 50 0.76 0.93 0.81 0.75 0.76 13229 645450 485503 50 0.90 0.87 0.84 0.90 13245 643822 484627 50 0.93 1.03 0.93 13251 643449 484629 50 0.90 0.89 0.79 0.79 0.90 13252 643449 484629 50 0.85 0.87 0.73 0.53 0.85 13259 641712 484946 50 0.87 1.06 0.98 0.89 0.90 0.88 13289 642723 484454 50 1.01 1.01 0.91 0.97 APPENDICE 9 B No INRS LONG./P.S LAT./P.I. FM T/TEL T/SF 7/TCO T/COL TVCH TVGR T/SC T/PC T/BG TérC 13126 644212 485756 51 1.20 1.23 1.22 1.20 13157 641729 484317 51 0.84 0.76 0.85 0.75 0.84 13179 644903 485007 51 0.80 0.78 0.75 0.87 0.80 13182 644840 484926 51 0.84 0.74 0.90 0.87 1.01 0.85 13186 644840 484926 51 0.90 0.90 0.99 0.95 0.90 13226 645644 485447 51 0.72 0.69 0.69 13237 645111 485025 51 1.03 0.93 1.13 1.03 13244 643858 484607 51 1.20 1.20 13255 643231 484541 51 0.84 0.86 0.82 0.78 0.84 13288 642738 484356 51 0.96 0.93 1.06 0.93 13290 642840 484757 51 0.64 0.64 13298 642159 483960 51 0.73 0.80 0.80 13299 642116 484013 51 0.73 0.85 0.77 1.36 0.73 13301 642219 483940 51 0.80 0.75 0.80 13129 644209 485755 41 0.87 0.88 0.99 0.87 13192 644552 485051 41 0.87 0.87 13208 644754 485919 41 0.84 0.95 0.93 0.93 13230 645513 485455 41 0.77 1.16 0.75 0.82 0.77 0.79 13287 642817 484339 41 0.89 0.76 0.72 0.84 0.89 13192 644552 485051 41 0.87 0.87 0.87 APPENDICE 9 B No INRS LONG./P.S LAT./P.I. FM T/TEL T/SF T/TCO T/COL T/CH TVGR T/SC T/PC T/BG TérC 13145 643031 485529 33 0.85 0.85 0.71 0.73 0.77 13164 644847 485138 33 1.00 1.00 13165 644903 485136 33 0.91 0.73 0.90 0.81 0.88 13169 644919 485125 33 0.81 0.81 13170 644901 485052 33 1.02 0.78 0.86 0.90 13211 644859 485841 33 0.86 0.86 13212 645004 485806 33 1.07 0.96 1.07 1.02 1.06 13222 645640 485551 33 1.22 1.15 0.93 0.82 13224 645702 485527 33 0.81 0.87 0.84 13231 645545 485417 33 0.85 0.83 0.84 13234 645509 485310 33 0.86 0.86 13236 645208 485155 33 0.72 0.86 0.86 13242 643954 484553 33 1.05 0.99 1.02 13243 643902 484604 33 1.08 1.08 13246 643721 484518 33 1.24 1.24 13248 643657 484536 33 1.04 1.04 13282 642945 484227 33 0.95 0.95 0.99 0.97 13283 642940 484304 33 0.87 0.92 1.02 0.93 13284 642922 484329 33 0.80 0.75 0.90 0.84 0.84 13291 643101 485011 33 0.98 0.75 0.96 0.90 0.95 13292 643108 485099 33 0.81 0.79 0.93 0.80 0.84 13206 644736 485931 32 13210 644841 485854 32 0.88 0.88 13132 644154 485846 31 0.85 0.89 0.96 1.29 0.90 13204 644720 485945 31 1.15 0.87 1.15 13205 644719 485940 31 1.14 0.95 0.69 0.96 13209 644829 485858 31 1.08 0.96 1.14 1.07 1.08 13232 645520 485327 31 0.94 0.69 13235 645408 485248 31 1.06 0.88 0.98 13240 644036 484507 31 1.43 1.29 1.26 1.45 1.43 13271 642249 485216 31 1.04 1.18 0.91 0.83 0.70 0.88 13140 643650 485757 28 1.18 13142 643650 485757 28 1.34 1.23 1.40 1.33 13148 643005 485640 28 1.26 1.23 1.36 1.07 1.29 13268 642247 485241 28 0.88 0.79 1.02 0.99 0.95 13203 644708 490000 27 13267 642158 485309 27 1.28 1.09 1.28 13201 644711 490002 26 0.85 1.01 1.01 13238 644307 484415 23 2.22 2.22 13135 644145 485924 10 2.80 2.80 13136 644145 485924 10 2.74 2.74 13272 642859 485721 10 1.82 1.82 13273 642555 485859 10 2.53 2.84 2.53 13274 642201 485859 10 3.18 3.18 13275 641805 485559 10 3.19 3.31 3.47 3.25 13276 641600 485508 10 3.21 3.21 13278 641217 485119 10 3.12 2.94 3.12 APPENDICE 9 B PUITS BLANCHET No INRS LONGyp.S LAT./P.I. FM T/TEL T/SF T/TCO T/COL T/CH T/GR T/SC T/PC T/BG TérC 13310 35 80 33 1.08 1.04 1.15 1.09 13311 105 150 33 1.20 1.04 1.19 1.16 1.16 13312 195 240 32 1.23 0.97 1.31 1.19 13313 305 350 31 13314 435 480 31 1.49 1.49 13315 550 600 33 1.13 0.92 1.12 1.28 1.12 13316 675 720 32 1.21 0.97 1.14 1.13 13117 795 840 32 1.18 1.14 1.25 1.19 13318 915 960 31 1.34 1.14 1.37 1.69 1.39 13319 1035 1080 28 1.43 1.39 1.42 1.67 1.47 13320 1190 1235 10 1.57 1.57 PUITS MALBAIE No INRS LONGyP.S LAT./P.I. FM T/TEL T/SF T/TCO T/COL T/CH T/GR T/SC T/PC T/BG TérC 13322 20 65 60 1.52 1.52 13323 105 150 60 1.28 1.28 13324 250 300 60 1.48 1.20 1.42 1.48 13325 405 450 60 1.34 1.34 13326 555 600 60 0.99 1.02 1.15 0.99 13227 705 750 60 1.05 1.15 1.15 1.01 1.03 13328 855 900 60 1.07 1.13 1.10 1.08 13329 1005 1050 60 1.14 1.33 1.21 1.16 1.10 1.15 13330 1155 1200 60 1.05 1.31 1.09 1.05 1.05 13331 1305 1350 60 1.21 1.44 1.10 1.28 1.21 13332 1455 1500 60 1.19 1.25 1.10 0.95 1.10 13333 1605 1650 60 1.19 1.25 1.15 0.93 1.19 13334 1755 1800 60 1.10 1.25 1.19 1.36 1.10 13335 1905 1950 60 1.60 1.47 1.32 1.55 1.38 1.58 13336 2075 2125 60 1.39 1.05 1.28 1.34 1.37 PUITS SUNNY BANK No INRS LONG./P.S. LAT./P.I. FM T/TEL T/SF T/TCO T/COL T/CH T/GR T/SC T/PC T/BG TérC 13077 308 309 51 0.93 0.78 0.85 0.90 0.93 13093 686 693 33 1.16 0.75 1.05 0.99 1.02 14037 1376 1377 33 1.09 1.09 14079 2041 2045 31 1.54 1.54 14110 2498 2501 28 2.23 2.23 14121 2771 2775 28 1.89 2.31 2.31 141 10 2498 2501 27 1.99 2.27 1.86 2.27 14143 3446 3449 27 2.63 2.63 PUITS YORK No INRS LONGiP.S LAT./P.I. FM T/TEL T/SF T/TCO T/COL T/CH T/GR T/SC T/PC T/BG TérC 14156 291 25 1.78 2.22 2.29 2.08 14162 377 25 1.78 2.24 1.99 14169 521 523 25 2.41 2.41 14176 637 25 2.55 2.55 APPENDICE 9 B PUITS DOUGLAS No INRS LONG./P.S LAT./P.I. FM T/TEL T/SF TfTCO T/COL T/CH T/GR T/SC T/PC T/BG TérC 14202 55 60 1.05 1.03 1.04 1.05 14203 100 60 0.80 1.00 0.88 0.77 0.80 14206 780 50 0.93 1.01 0.93 0.93 14217 1575 27 0.95 0.97 1.08 1.15 1.24 1.14 1.09 14219 1650 26 0.94 1.14 0.82 1.14 1.02 14221 1710 24 1.25 1.28 1.28 13228 1990 10 0.96 0.96 PUITS GASPE SUD No INRS LONGVP-S LAT./P.I. FM T/TEL T/SF T/TCO T/COL T/CH T/GR T/SC T/PC T/BG TérC 14231 150 160 51 0.88 0.82 0.82 0.90 0.88 14237 380 390 51 1.09 0.96 1.06 0.95 1.09 14241 530 540 33 0.96 1.03 0.96 14245 680 690 33 0.95 1.04 1.47 0.95 14271 1755 1765 32 1.31 1.40 1.47 1.40 14308 3225 3235 10 1.79 1.79 14312 3350 3354 10 1.76 1.76 PUITS GASPE NORD No INRS LONGVP.S LAT./P.I. FM T/TEL T/SF T/TCO T/COL T/CH T/GR T/SC T/PC T/BG TérC 14348 400 60 0.98 1.12 1.00 0.98 14350 830 50 0.90 0.93 0.90 0.90 14351 1050 50 1.01 1.27 0.72 0.96 0.89 14353 1400 31 1.13 1.52 1.15 1.13 1.14 14354 1600 31 1.42 1.48 1.26 1.24 1.08 1.32 14355 1800 28 2.12 2.10 2.11 CXXIPES FORILLON RIVIERE RENARD No INRS LONG7P.S LAT./P.I. FM T/TEL T/SF T/TCO T/COL T/CH T/GR T/SC T/PC T/BG TérC 14606 55 50 0.74 0.88 0.74 14605 150 33 0.81 0.76 0.64 0.70 0.73 14589 400 32 0.74 0.57 0.66 0.66 14587 620 31 0.65 1.01 0.79 0.72 0.71 14582 795 31 0.61 0.75 0.67 14555 1235 28 1.35 1.35 1.35 620 Appendice 10. Distribution stratigraphique des résultats analytiques des principaux indicateurs de la pyrolyse en programmation de température (Rock Eval). Ue d'Anticosti A) Indice d'hydrogène (IH). B) Indice d'oxygène(IO). C) Rapport des surfaces du pic du kérogène (Q2). D) Température de craquage optimal des kérogènes (Tmax). Nord-est de la Gaspésie E) Indice d'hydrogène (IH). F) Indice d'oxygène (IO). G) Rapport des surfaces du pic du kérogène (Q2). F) Température de craquage optimal des kérogènes (Tmax). O O a O . LO in ^r B ^~ VD h- t/5 Ul J- CS _¦ ì£ U 2E ItM .e - U C/ L. > ¦ -I^ O O. C V) JZ 3 U 03 U "> 13 CD 3» CO ¦— ra «o 07 1_ '¦^ 3 ¦— O M - O ro ^r Appendice 10B 'r— n its hanti t. U Q> Û_ Ul ¦o 1_ c o (j r 3 Ku"îuœ_uj>- 3 E E £ Ê O £ £ _ U_ U. ti. L. D U. b. O O O O ro Appendice 10C ^. t> ¦4-* ** C terr G. LJ "D 4> =T» *ï k. > _ ^ «J QC <_) ~5 (J tP - Ul > 3££êeSH£ — U_ U- U-U-Ou-U. (•) CC ,—, ^ ^-, ,—, O ,_,_, O K) Appendice 1OD Qi -° £Z 'Z 5 "" C Z m "^¾ e £ O Qu_u_ 03- L-o ¦o 'OJ L- CT> O U *-» OT 0) CT ¦^ I U ¦o I A Oi I E 3 I O n Uo := [«I B@§B@ S El Appendice 10E Appendice 10F [*] 0@0H@ [N] Co Appendice 10G H Appendice 10H 629 Appendice 11. Tableaux des résultats des analyses des argiles par diffraction des rayons-X sur préparations naturelles et saturées au glycol pour les échantillons: A - de surface de l'île d'Anticosti, B - de subsurface de l'île d'Anticosti, C - de subsurface du nord-est de la Gaspésie. NO. INRS = numéros d'identification des échantillons. LONG. LAT. DMS = longitude, latitude, degrés, minutes et secondes. PROF. SUP. = profondeur supérieure en mètres de l'intervalle du puits. PROF. INF. = profondeur inférieure en mètres de l'intervalle du puits. FM = codes des unités stratigraphiques (Appendices 1 A et B). PREP. NATUR. = préparation naturelle. PREP. GLYC. = préparation saturée au glycol d'éthylène. I % = pourcentage d'illite. Ch % = pourcentage de chlorite. S % = pourcentage de smectite. Co % = pourcentage de corrensite. IS % = pourcentage d'interstratifiés illite-smectite. CS % = pourcentage d'interstratifiés chlorite-smectite. ChIo. = chlorite. IAN = indice d'aigu sur préparation naturelle. IAG = indice d'aigu sur préparation glycolée. H2/H1 = rapport des hauteurs des pics de diffraction des R-X H002 sur HOOl. H4/H3 = rapport des hauteurs des pics de diffraction des R-X H004 sur H003. ChIo. H4/H3 2.98 1.36 O (D O 2.17 3.36 2.24 1.88 2.12 0.78 I 2.44 1.81 I 1.92 I 1.85 1.86 I 1.73 I 2.24 19 1.83 1.93 Ì 2.11 1.86 (M 1.94 2.03 I 2.01 I 1.81 2.71 I 1.75 1.94 I 17 1.92 1.88 2.03 ! 175 1.57 1.67 I 2.08 2.04 i 2.15 I 2.14 2.29 1.67 1 1.96 I 1.67 1.88 j NATURJ ChIo, H2/H1 2.31 2.85 1.91 2.07 1.69 ,35 2.97 1.94 2.14 1.86 2,15 2.38 2.21 2.46 2.29 1.96 2.79 2.65 2.52 2.25 2.44 2.63 1.88 2.12 1.99 2.11 2.63 2.82 2.13 2.68 2.23 2.37 2.54 1.57 est LZZ 2.33 sei 2.06 2.48 2.67 2.61 2.74 1.12 1.04 1.65 2.31 2.5 PREP. Illile H2/H1 0.41 0.29 0.21 GfO 0.27 0.36 0.43 SfO 0.42 0.62 0.28 0.26 0.52 0.46 0.49 0.44 0.5 0.34 0.28 SCO 0.4 0.36 0.28 0.33 0.43 0.45 0.48 0,26 0.3 SCO 0.32 0.34 0.39 0.37 ISO 0.44 eco SfO 0.41 0.45 0.39 0.34 0.44 0.39 0.52 0.49 0.54 0.28 0.45 CQ Z < 0.24 0.17 0.24 0.36 0.18 0.21 0.28 0.39 ,0-27 . 0.24 L 0.18 .0J 8 0.23 0.3 L0.37 0.36 0.37 0.23 0.17 0.19 610 0.23 0.18 0.23 0.28 0.26 0.26 0.24 0.18 0.18 0.19 ZlO 0.23 0.22 0.32 0.32 0,3 0.32 0.3 0.3 ZCO 0.26 0.24 0.26 0.3 0.27 0.27 0.32 0.26 22 se O O O CO CO O O CO CO O co CM Tf co CO O O O CT OJ O CO CO CT Ol O O O O O O O Tf (O rv co fv CM (O CM O O O O O CM O O O O O O fv Ol Tt Ol O in CM O O O Ol GO Ol =t ô sS O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O Tt CD CO O O O (D Ui S? O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O ' JZ O s? CO (O O CM CT Ol O Ol IO CO Ol (O Ol CO CO OJ CT CO Ol tn eo to Ol CM CO Tt Tt OJ fv Ol CT CM CT CM co CM IO CM m CM Ol OJ (D in CM CM Ol fv CM CT OJ CT CM Ol co Tf co co OJ (O ¦fl TT ¦fl co O) co Ol Tt IO fl- tv CM to co Tf CO rv OJ co in co co Tf OJ co Ol co CM - ^ CM to O «0 CO O IO O GO LO co Ol Tt Tt Tt O Tt O Tt CO rv rv IO (O CO Tt CT Tf IO rv m CO rv (O £ £ CM IO fv IO tv Tt Tf fv Tt CO Tt OJ in (0 fv fv co (O to to in in (D in CT (O (D cd m uì m to TT (O Tf 10 to CD Tf co OJ Iv Ol rv LO fv Tt O •ff ChIo. H4/H3 1.59 2.49 CO fl- CT CM Iv CO CT TT 2.01 2.01 IO Tf ¦fl- in (O IO CO Tf ¦fl IO TT CO CO (0 CD CO CO co CT Ol CO CT (O Tf tn to 00 OJ CO (O co co rv (0 CO Ol in Tf co co in A1 03 2.03 CT (O CT (O ¦fl in (O (D Tf (D CM CO co rv Tf (O rv tn fv IO fl- ¦fl m CM (O g J2 JT Ü H2/H1 CO fv A-(O CO O) IO OJ Tf 0.95 m 2.62 1.32 1.53 1.02 1.04 1.69 1.51 1.58 1.54 1.66 1.53 1.37 1.25 1.58 1.44 1.64 1.13 1.49 GEl 1.32 ect 1,61 1.47 1.24 1.55 1.59 1.32 1.29 1.42 1.79 2.09 1.22 1.42 SZZ 2.02 1.67 1.8 0.67 0.58 irt 1.92 2.06 PREP. lllite H2/H1 0.28 0.22 ZZO 0.29 0.23 0.27 0.29 0.34 0.31 0.34 0.26 0.27 0.29 0.37 0.34 0.31 0.31 0.31 0.25 0.3 0.33 eco 0.19 0.29 0.39 0.33 0.32 0.29 (O O 0.28 CCO 0.31 0.26 0.59 0.58 0.31 0.43 ISO 0.49 0.49 0.48 0.38 0.38 Z90 290 0.41 0.37 0.4 CB IAG CSO 0.32 0.58 0.68 EfO 0.7 0.57 0.61 0.57 0.64 0.57 0.55 0.4 0.57 0.71 0.67 0.59 0.5 0.36 CfO 0.59 0.49 SCO 0.43 0.59 0.58 0.58 0.55 0.37 0.37 0.44 0.53 0.57 0.37 0.45 0.57 0.45 0.54 0.63 0.5 0.5 0.59 0.58 0.58 0.62 0.72 SSO 0.59 0.59 ChIo. GH/fH 1.54 2.17 1.97 1.57 1.63 1.33 1.99 2.01 1.42 1.42 r 1.63 1.48 1.19 Tt 1.5 1.16 1.33 1.38 1.02 1.27 1.42 GCl 1.29 1.27 IO OJ 1.23 1.46 Ol co 1.58 SCl CO eo 1.33 1.29 1.4 1.64 1.41 1.5 1.54 1.38 1.81 1.67 1.66 1.75 1.06 1.31 1.36 1.62 1.49 NATUR ChIo. H2/H1 1.36 1.5 1.41 1.02 - 0.92 2.44 2.62 1.41 1.48 - 1.08 1.41 1.38 1.34 1.25 1.44 1.48 1.52 1.36 1.27 1.31 1.8 1.21 1.46 1.06 1.15 1.4 1.45 1.38 1.46 1.37 1.45 1.32 1.1 1.07 1.39 1.68 0.92 1.13 1.95 181 1.58 1.74 0.6 0.63 1.02 1.77 1.83 PREP. lllite H2/H1 0.4 0.27 0.21 0.42 0.32 0.33 0.41 CT O SSO 0.57 0.44 0.4 0.43 0.46 0.47 0.45 0.43 0.45 0.3 0.39 0.46 0.36 0.21 0.32 0.49 GfO 0.45 0.46 0.37 0.27 0.27 CCO 0.47 0.28 0.68 0.71 SCO 0.54 0.6 0.61 0.65 0.55 0.65 0.59 0.72 0.69 0.52 ISO 0.54 lllite IAN 0.77 0.62 0.77 (O OJ CO co fv (0 Tt Ol fv co 0.97 0.84 0.68 0.63 0.84 0.68 1.44 1.15 0.94 1.07 0.64 1.26 0.84 1.1 0.99 0.84 1.18 0.91 0.97 SBt 0.71 0.79 0.99 0.85 1.55 0.88 0.61 0.71 0.76 0.84 0.99 0.91 1.03 *" 1.06 1.04 0.68 0.84 0.79 1.02 0.9 8 g? O O O O O O O O O O O O O O O (O O O O O O O O O O CM O O O O O O O O O O O O CO fl- O O O O O O O O O S2 ^ Tt a-Ol IO Ol fv Ol co co IO CO to OI CO O to CO CM CT (O CM ¦fl co CO CM TJ Ol Ol Ol CT O CO •fl (O co co fv OJ O) CO in (O O Tf (O Ol CM CM co Ol co co co co Tf CO co CO CM CM CT CM CT CO to CM to CT CT (0 uì CT CT Ul OJ O CM OS GO CO CM CT (O a ô S? O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O Tf O O O O O O O O O O O O O O O CD O O O |v OJ (O CU O O O CM U) s* O O O O O O Tt Tt O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O ' 5 3? (O O O 00 CT Tt Ol IV fv •fl CT O CT CM O co co O Ol (D Ol CO co CT TJ m O IO co in Tt Tf rv co in Tt (D co (O CM CO CM tn OJ rv Ol Tf Ol Tt Ol rv co O Tf CO co CO CM O) co CU O - S« to to (O IO to IO (O (O IO IO Ol ¦fl Iv Tf Tt in CT tn Ol (O O m O (O (O CD Tt (D CO fv CO Tf CT A- CO fl- JV IO co Tt to Tf m ¦fl CT Tt in in O ID co Tf CO Tf m co Tt CO tn m fv Tf (O CO Tf m m (O IO tn Tt co Tf CT Tt fv in to Ul CM (O (O OJ GO CM Ol Tf CM (D to 8 5 O CT O CT O CT O CT O co O co O «0 O CO O fv O tv O fv O tv O fv O tv O fv O fv O fv O (O O (O O (D O CO O CO O (O O (O O (O O (D O (O O (O O to O (O O (O O (O O to O (O O m O IO O m O IO O m O in O IO m O IO O in O IO O m O in O m O m SURFACE COTE STRATI. 492510 492510 492303 492303 492741 492741 492806 492806 491538 491538 491821 491821 492119 492119 493040 493040 493318 492316 492316 492442 492442 492829 492829 493614 493614 493702 493702 494256 494256 494135 494135 493919 494102 494102 492428 492428 493209 493209 493329 493329 494843 494843 494534 494534 494024 494024 494622 494422 494422 ECHANT. 632346 632346 633236 633236 632448 632448 633652 633652 622745 622745 622552 622552 622639 6E9ZZ9 633130 633130 633231 622429 622429 623151 623151 623909 606GZ9 632201 632201 632630 632630 640326 640326 632616 632616 634221 635451 635451 621711 621711 623944 623944 624150 624150 642053 642053 640141 640141 631055 631055 633840 635356 635356 AMT. 2 INRS 15257 15258 15263 15264 15260 1526T 15266 15267 15208 15209 15210 15211 15213 15214 15269 15270 15271 15199 15200 15202 COZSl , I 15205 ! 15206 ; 15273 Ì 15274 ! 15276 I 15277 I 15279 I 15280 I 15303 I 15304 [15309 I 15326 I 15327 I 15196 I 15197 15216 I 15217 I 15219 I 15220 I 15252 1 15253 j 15282 G8ZSL I 15291 I15292 I 15310 15323 I 15324 ChIo. H4/H3 1.69 1.89 2.2 ! Ol (M CM O) (O CM 2.17 ; 2.83 1.94 1.99 ! 2.56 : C (T O CM ?4 2,37 2.13 2.22 2.86 t-(D evi 1.98 2.42 2.13 I 2.2 2,27 (0 CN CM 1.98 2.11 16 ?5 2.14 I 1.94 2.38 2.33 I 2.03 '¦¦. 1.95 2.64 1.94 3.07 2.23 24 2.44 I 2.21 2.19 ! 1.95 ! 2.67 I 2.05 2.44 I 2.89 NATUR ChIo, H2/H1 2.33 O) CM 2.12 2.05 2.52 2.5 2.33 2.68 2.37 3.32 (C CC (D CO O) IO CM (O Tf CO tv 2.47 2.04 2.06 2.42 2.45 2.53 2.36 2.88 2.34 2.58 2.31 2.65 2.44 2.63 to 2.25 2.82 2.27 1.72 1.41 1.68 1.93 1.59 2.31 1.96 2.42 1.74 1.43 1.5 1.74 2.09 1.82 1.68 PREP. Ä S H2/H1 0.44 0.51 0.38 0.34 0.42 ZfO CD co O 0.38 0.46 0.41 TI C C 0.38 0.3 eco 0.36 0.48 SCO 0.39 0.45 0.46 0.41 0.4 0.32 0.42 0.49 LfO 0.3 0.32 0.36 0.39 0.37 0.39 IfO ZCO 0.34 0.38 0.41 ESO 0.51 0.46 0,37 0.44 0.36 0.46 0.39 0.37 0.33 0.32 LCO I NVt 0.26 GCO 0.32 0.36 eco 0.27 0.26 0.3 ZZO 0.23 C-O ZCO 0.28 0.3 0.27 0.27 L_P_.21 GCO ICO 0.23 0.23 0.3 0.28 0.22 0.26 0.26 0.19 0.28 0.24 0.28 0.27 ZZO EZO 0.26 0.21 0.24 ZZ" O^ 0 3 0.24 0.26 0.24 0.19 0.24 ZZO ezo 0.28 0.28 ZZO 0.22 « ss O O O O O O O O O O a O O O O O O O O) O O O) O 0 0 OJ OJ 0 0 0 IO 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 O 0 0 0 0 A a S* O O O O O O O O O O Tt CV Tt CV O CM O) O) Ol O O O O O O O 0 0 O O 0 O 0 O 0 O 0 Tf co Ol (D O) CM Tt CM O) co CM CM O O CO CM Tt CV Cv CM (D Ol Iv CM 0 (O W * O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O ' 5 * (D Tf O TT CO co O) CV co CO co co CO co Tf co Iv CO IO co Tf CM IV CV CO CM Ol Ol O) CV CO CM IO co (O co CO Ol O) co O) co CD co Iv CO Ol CO O) CO CV CO tv O) O) OJ IO co O) CV co co CO co CV CO (O co O) CO (O Ol (D CM co CV O) CM TT co O) CO CO CV rv CM IO Ol Iv CV IV OJ IO Ol Tf eo CM - * Tt IO O (O (D r- Tf (O Ol (O OJ (O (O (O S (O (O CV CO co IO O IO O IO IO Tt Tt IO (0 IO CO CO (O (O ID Tf Tf ev (O (O (O CD Tf co tv |v IO CO co IO |v (O rv (O co (D IO CO tv Tt IO CM Tt Tt O IO Tt Tf O) Tf (D (D CO Ol Tf Ol Tt co (O Iv (O CD co Tf co (O Chto. H4/H3 Tt |V Tt IO "Cf CO CV «0 CO Tt O) tv Tf tv S - IO CO rv (O CO CO IV co rv 2.12 1.57 1,88 (D (O 1.G9 1.65 1.94 2.05 1.42 1.44 1.82 1.71 1.61 1.39 r- CM IO Iv Tt IO (O co O) CM (D 2.28 1.72 CV O) to IV IO (O Tf 03 CM O) 03 co rv (O (O GO CV rv GLVC. si JZ O H2/H1 O) (O CO IO (O Tf GO IO O) O) CO IO co iv CD Tf 2.01 1.45 1.17 1.65 IO CM 1.71 1.69 2.29 1.85 CCZ (D 9OZ 1.85 1.64 1.71 SfL 1.79 1.58 1.52 1.96 1.75 1.85 GO LEO 0.41 0.68 1.42 0.84 1.15 1.64 Tf CO (O CM CO co Tf Tf (O Tf co (O PREP. Illile H2/H1 0.47 0.5 0.38 0.47 0.39 0.41 0.36 0.36 0.37 0.42 0.35 0.39 eco 0.39 0.43 0.3 0.31 0.31 0.31 0.34 GfO 0.4 0,4 0.34 0.38 0.37 0.29 0.33 0.34 0.35 0.35 0.38 0.36 0.34 0.52 0.48 0.37 0.49 0.35 LfO 0.39 0.33 SCO 0.41 eco LfO 0.52 0.34 LCO Hüte IAG 0.51 0.62 GSO 0.54 IS 0 0.59 0.51 0.52 0.59 0.52 0.45 0.55 0.44 0.52 0.52 0.46 0.4 O) Tt O 0.54 0.55 0.58 0.73 0.48 0.62 0.62 0.61 SfO 0.5 0.54 0.55 0.52 0.63 ESO 0.55 GfO 0.58 0.44 0.49 0.52 ESO 0.39 0.49 0.41 SfO 0.46 0.52 EfO 0.46 0.39 ChIo. H4/H3 Tt Tf IO Tf CV Ol (O tv (D CD tv IO tv Tf co IO CO Tf CO (O OJ tv TT (O to 2.11 O) l'- IO rv TT IO co OJ co co IO IO co Tt IO IO Tf (O (O Tf Tt (O Tt Tf CM Iv rv CD co co Tf co eo CV to co tv (D Tf TT IO co (O 10 tv (D TT CD IO Iv Ol 1.93 NATUR ChIo. H 2'Hl CO O) to CV CM O) (0 IO IO O) CO Tt ! (D Tt (D Tf 0.85 0.71 0.61 0.56 0.74 0.56 OJ io IO O) Iv co IO 2.08 IO co CV (O 1.2 Ol Tf |v Tf IO (D IO (O Iv CO CO IO Iv CO CO Tt (D GCO 0.42 0.65 0.91 0.7 0.82 1.31 1.19 0.84 0.82 0.81 1.02 1.12 0.91 0.92 PREP. 1 H 2-'HI 0.67 0.63 0.54 0.55 0.47 0.53 0.37 0 43 0.48 0.41 0.42 0.49 0 42 0.51 0.56 EfO 0 34 0.38 0.49 0.45 0 61 0.62 0.4g "EfO 0.45 SfO 0 28 0.35 0.42 0 45 0.4 EfO 0.42 0.38 0.6 0.63 0.52 0 64 0.47 0.54 0.45 0.46 0 49 0.56 0.39 0.43 SfO 0.3 0.24 Illite IAN 0.8 1.3 0.68 0.63 0.89 0.79 0.68 0.84 0.81 0.77 0.62 0.59 0.53 0.57 0.57 0.54 0.46 0.61 0.7 0.71 0.85 1.04 0.7 0.86 0.77 0.94 0.55 0.61 680 0.72 0.66 0.72 0.73 ZZO 0.67 0.58 0.55 0.53 0.81 0.71 0.59 0.68 0.61 0.53 0.53 0.57 0.52 0.52 0.44 8 £ co O co O O (O O O O O O O O O O O O O O Tt O O CM - 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 (Q 5« co iv co co Ol Tf Ol co Tf Tf O) co O co O) Tf r» CO OJ Tf CM OJ (O tv O CM (D Tt Tf ev O CM co IO Tf Ol O Ol Z (O (O Iv 0 O Z 01 (O Z O CM Z O co rv (O (0 co a a tf O O O O O O O O O O CM CM 03 Ol CV CO CV CO (O CM Tt Tt O O O O O O O) O) O O 0 O O O O O O O 03 (O co Tf co Ol O Ol Ol CM CV co O O f-CM O O) co OJ ^ co Ol 0 co Ol « se O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O 0 O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O ' a ss O) CM tv co Iv |v O) CO CO O (O O IO CV co CV IO - O) Tt CO O) Ol CM co co Tf co IO (O Tt (O co IO IV IO O - - co co Tf Tf co tv co OJ co (D Tt O - ss O to IO iv IO CO OJ CO co (O co CO co (O O tv (O (O IO IO co IO O (O CO Tf O) Tf Tf Tt (O (O CO (O IO (O OJ ID CO IO Tf (O Tf (O (O Ol CO tv O) CO CV CO Tf (O h- |v (D co CD co (D CV OI O co IO to r-(O Iv Tt Tf Tf (O IV (O CO o> Tt co eo O) IO CO (O (O (O IO Iv Tf Z O Tf O Tt O Tt O Tf O Tt O Tt O Tf O Tt O Tf O TT O Tf O Tt O Tf O Tf O Tf O Tf O Tf O Tt O Tt O Tt O Tf O TT O Tf O Tf O Tf O Tt O Tt O Tf O Tf O Tf O Tf O Tf a Tt O Tf O Tt O Tt O Tt 0 Tt O Tf O Tf O Tt O Tt O Tt O O Tf O Tf O Tf O Tf O Tt SURFACE i STRAT). 492506 492506 493649 493649 49.1553 493553 493625 493625 493653 493653 494030 494030 494316 494316 494525 494525 495342 495342 495150 495150 494943 494943 495524 495524 494922 494922 495204 495204 494144 494144 494400 494400 494408 494408 494504 494504 494604 494804 494814 494814 494922 494922 4952S4 495254 495520 495520 495704 495704 495704 a 621414 621414 623547 623547 624134 624134 624953 co to O) Tf CM (O 625221 625221 625613 625613 625609 625609 630353 630353 642945 642945 643131 643131 642648 642648 642142 642142 640157 640157 641152 641152 631137 631137 631431 631431 631845 631845 632519 632519 633424 633424 634200 634200 635022 635022 635255 SSZSE9 640528 640528 640905 640905 640905 i 9 INRS 15193 1S194 15222 EZZSl 15225 15226 co CM Ol IO 15229 15231 ZGZSl 15234 15235 15237 ; 15238 i 15240 15241 GfZSl I 15244 15246 15247 15249 15250 15255 ! 15256 15285 I 15286 15288 15289 15294 15295 15297 15298 15300 I 15301 I 15306 15307 15311 15313 15315 15316 15317 15318 15320 15321 15328 15329 ZECSL 15333 I15334 ChIo. H4/H3 CO O) 2.11 1.85 1.95 2.03 2.5 2.17 1.8 2.8 ! 2.34 , 1.2 2.96 ChIo. ! H4/H3! 1.65 1.8 1.97 1.87 2.5 2.26 1.97 2.43 I CJ 3.13 I 2.06 I L 0.62 J 0.66 I NATUR ChIo. H2/H1 2.81 2.14 2.12 2.09 4.42 3.15 2.8 3.27 2.69 2.86 2.31 ^ 1.63 NATUR ChIo. H2/H1 2.27 2.87 2.42 3.0.4 CI 2.59 3.29 2.38 2.22 2,35 2.49 1.22 1.49 PREP. O H2/HI 0.42 0.41 0.38 0.35 0.39 0.39 0.38 BEO 0.39 0.47 CEO 0.44 0.28 0.36 0.4 PREP. lllite H2/H1 0.36 0.47 0.39 CfO 0.36 0.37 0.5 0.46 0.39 0.34 0.45 CfO O 7\ CD IAN 0.34 O) CJ O 0.32 0.29 0.32 0.32 0.3 0.33 0.29 0.56 0.65 0.34 0.57 0.55 0.38 Utile I CI d 0.31 0.25 0.18 0.26 0.24 '"0.23 0.26 0.29 0.24 0.26 0.19 0.36 ZZO Î2 SS CO CJ CO Ol - w O TP GO IO (D Cl 5 o CO O O O O co è* TT TP TT CJ O O O O O O CO co tv O (O TP O d o 3S O O O O O O O O O O ° O O O O O d co (D Ol IO co co tv (O CI (O ^ 2.27 in m co co _0.98 1.18 PREP lllite H2/H1 0.25 SCO LCO ZCO LEO ECO 0.33 0.4 0.34 eco eco LCO 0.33 0.36 ..0.31. 0.34 0.2 0.34 0.36 GCO eco 0.32 0.25 SCO PREP stilli H2/H1 0.36 0.34 CO CfO 0.37 O 0.15 0.21 ZZO 0.3 0.3_1 0.36 tllite OVl 0.57 0.6 0.66 0.62 0.53 0.55 0.57 0.5 0.49 ZfO IS 0 LSO 0.53 0.53 ISO 0.46 0.63 GSO 0.6 0.69 0.66 05 0.5 0.33 0.41 SfO e« .¦= E IAG 0.4 0.41 0.54 ZfO 0,61 0.76 J 0.48 0.73 0.94 0.75 0.51 0.25_j 0.6 ChIo. H4/H3 1.09 1.73 Tf CI tv CJ CI Tf (0 co CI in co (O Tf co co CI tv CD IO o> in 2.5 0.76 1.43 1.82 2.53 1.08 1.85 co . 1,88 ChIo. H4/H3 1.57 2.5 Tf «0 O) Tt CO Tf en O O) Tf (O co CM CO CM CO Cl NATUR. ChIo. IH/ZH 1.07 2.13 1.55 1.32 1.77 LfL 1.83 0,78 1.39 1.91 2.14 2.34 2.05 2.12 1.82 2.05 1.75 3.21 2.4 1.83 2.46 1.56 1.53 1.08 0.75 980 at ChIo. H2/H1 Tf CO CI in co |v Tf co Tt 1.8 fv co (D CO co IO CI 1.2 0.93 1.23 PREP. 1 HTfHl 0.37 0.46 0.42 0.45 0.49 0.46 0.4 0.42 0.39 GfO 0.4 eco Q,32 0.39 0.37 0.43 0.19 0.38 0.4 0.4 0.39 0.31 0.41 0.29 0.35 0.35 PREP. « H2/H1 0 38 0.39 0.32 0.45 0 J6 eco 0.15 ZZO 0.31 0.25 0.26 0.3 C 24 « I IAN 1.38 1.48 1.43 1.49 1.21 1.03 ZZO 0.55 0.56 0.59 ^0.61 0.67 LSO 0.56 0.58 0.59 0.8 0.75 ZZO 0.95 0.73 0.71 0.87 SfO 0.48 0.6 illite IAN 0.65 0.79 0.7 0.9 1.26 1.36 - 0.79 0.97 1.16 990 0.38 0.59 8 SS CO - O IO O co O O Tf CO CO CO IO IO Cl O O O Tt O O - CO O O O 8 ss O) co (O O co Tf (O O CV co (O co O « S? 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INF. 119 012 302 457 610 759 911 1064 1219 1366 1521 1679 1826 1978 2131 2289 2435 2588 2740 2893 3045 3207 3389 3505 3658 3804 PROF. INF, CM Ol ZSL 211 SZ2 339 380 430 504 IO O) IO 686 778 883 961 1 PROF. SUP. CD 183 274 427 582 732 884 1036 1192 1338 1494 1652 1798 1951 2103 2259 2399 2560 2713 2865 3018 CZlE 3362 3475 3627 3777 LGCP PROF. SUP. O) tv 138 198 262 321 367 402 490 582 673 764 869 947 PUITS Z INRS 15355 15356 15357 15358 15359 15360 15361 15362 15363 15364 15365 15366 15367 15368 15369 15370 15371 15372 15373 15374 15375 15376 15377 15378 15379 15380 PUITS Z INRS 15381 15382 15383 15384 : 15385 15386 15387 15388 15389 , 15390 I 15391 15392 15393 ChIo. H4/H3 1.94 2.33 2.17 1.82 2.05 1.98 1.84 2.11 2.44 2.43 2.58 1.58 | 1.76 I co CO NATlJR ChIo. H2/H1 4.18 2.54 1.87 1.07 1.6 2.28 1.87 2.12 2,26 3.59 3.51 2.2 2.31 2.2 1 p,3 PREP. mite H2/H1 0.37 0.36 0.48 0.53 0.39 0.42 0.41 0.39 0.4 0.39 0.48 0.41 8CO 0.41 0.29 1 IAN 0.44 0.3 0.26 0.28 0.23 0.32 0.29 0.22 0.41 0.25 0.24 0.41 0.44 0.25 0.25 « 5S CO CO Ol to N 0 0 0 O) 0 OJ 0 CVJ 0 0 Ol 0 0 =1 3 £ O 0 0 0 0 0 0 0 O 0 O 0 O 0 O (0 » 5« O 0 0 0 O O O O O O O O O O O ¦ 5 5S CO co CO CO Ln in ** IO V O) Ol Ol co W tn Ol Ol CO Ol to CO Ol - 0« O) 10 i> O) co CO y* O) IO to IO CI co m (O ¦e tn (0 (O Ol IO ChIo. H4/H3 CO OJ CO to tn Ol O) CO O) IO co OJ O) (O m tn CO 01 (O m (O co 8 Chk>. H 2/H» Ol 1.84 1.31 0.78 1.21 1.55 1.32 1.24 2.07 2.83 2.62 1.9 1.49 1.56 1.29 PREP. Illile H2/H1 0.36 0.36 0.4 0.5 0.53 0.33 0.39 0.5 0.29 0.34 0.39 0.31 0.29 0.26 0.25 « IAG 0.66 SSO 0.46 0.41 0.41 0.48 0.51 GfO 0.58 0.47 0.56 0.81 0.61 0.44 0 57 CWo. H 4/ H 3 O) CI (O CO CO CO CO O) (O CO CO (O CO CO evi CO co tn tn V T m ^ 1.4 NATUR CWo. H2/H1 ZOZ 1.76 1.21 0.82 1.03 1.42 1.2 Gli 1.63 2.59 2.39 1.66 1.23 1.23 1.5 PREP Illite H2/H1 0.32 0.41 0.42 0.41 0.57 0.37 0.38 0.45 0.36 0.39 0.39 SCO 0.33 0.32 0.25 « IAN 1.14 1.03 0.77 0 58 0.46 0 71 0.56 0 91 1.09 0.6 0.79 680 1.21 0.63 0 79 8 È« 0 m 0 OJ 0 r» co IO O) 0 0 0 0 O O W S* 0 co tn 01 rt N t^ N V CO CM GO v O CM Ol 0 a a S5 O 0 0 O O O O O O O O O O O O Ol 5* O 0 0 O O O O O O O O O O O O • JZ ü B? co (O cu OJ Ol CM m m CM O OJ CM CO Ol Ol Ol - tn CM O - BS IO CO CM Ol «0 Ol ¦*t IO CO co O co O) IO (O (O (O co (O IO IO to CO co 8 ï O 0 O ¦0 tn tn ¦er in LO •e? IO O co O CO O Ol O Ol O CM O O PROF. INF. co 107 86 L CZG 402 SBf 579 674 793 930 991 1082 1128 1222 1311 SANDTOP PROF. SUP. IO CD 171 _ 296 366 457 552 643 765 668 963 1052 1100 1192 1283 PUfTS 9 INRS 15394 15395 15396 15397 15398 15399 15400 ; 15401 Ol O tn I 15403 15404 15405 , 15406 I 15407 I 15408 ChIo. ! H4/H3 2.35 2.2 I 1.71 : 2.55 I 3.17 ChIo. I H4/H3I 2.04 : 2.33 2.06 2 77 ChIo. ' H4/H3! 21 21 Ol OJ 2.71 1.74 1.94 2.33 3.25 1.93 2.75 2.63 3.18 2.13 CM 1.81 CM 2.08 18 19 CJ 2.27 2.2 2.25 1 91 2.33 NATUR. JC O L H/Z H 3.21 «o CM 2.39 1.69 Cd I ja O LH/ZH 2.35 2.38 2.62 3.03 in NATUR ChIo. H2/H1 2.42 2.22 1.42 2.03 2.34 2.95 co 2.88 3.6 2.11 3.41 3.48 4.14 3.57 2.63 2.67 2.06 1.96 1.67 1.47 2.5 1.25 Ol O 2.45 Ol 2.79 PREP. lllite LH/ZH 0.37 IfO 0.4 0.13 eco 0.36 SCO 0.37 0.36 PREP. lllite H2/H1 0.42 0.35 0.37 BEO 0.4 PREP. lllite LH/ZH 0.48 0 47 0.5 0.48 IfO CfO 0.36 LfO 0.36 0.41 0.5 0.42 0.43 0.49 EfO 0.42 0.4 0.39 0.46 0.55 0.5 0.41 0,36 0.39 0.4 unte IAN 0.58 0.78 0.71 0.65 0.78 0.58 0.65 SfO 0.58 eo IAN 0.43 0.48 0.46 0.52 CJ to lllite IAN 0.42 0.39 0.43 0.45 tv o 0.55 0.62 0,45 0.44 ZSO 0.48 0.52 0.49 0.45 0.52 0.52 0.52 0.61 0.43 0.45 0.49 0.35 1.23 1.49 1.3 « SS O O O O O O O O O W ^ O O O O O <2 ss O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O co co CO O OJ a, Ô # O O O O O O O O O a a SS O O O O O d 3 ss O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O (O U) SS O O O O O O O O O (O U) SS O O O O O (O U) ss O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O ¦ Ö SS (O CM O O O O CM O CO CQ CO CO CM ¦ 5 SS CO Tt co TT tn O) co ¦ 6 ss CS in TJ IO (D (D Tt IO m CO CO CO co O IO co m in (O Tt co Tt ¦ff Tt Tf CS Tf [fi co O (fi (0 CS Tj N Tj O (fi Ol Ol to O) co CM " SS ' O) Ol Ol Ol Ol Ol Ol OI co co O CM (O CM Ol - SS IO CO (O CD IO Ol ¦ff CO CM - 85 ¦ff CO TJ ¦ff CO co TJ es •ff (O (O co m O IO co (O Tf TJ Tt in Tt in (O IO O) IO IO Tt CO O Tt CD O) IO co IO O Tf O co in in co Chto. H4/H3 2.08 88'L 1.47 1.95 1.81 Chto. H4/H3 ,_L72 1.8 ,1.85 1.85 3.03 Chto. HI H3 2.34. 2.06 2.14 1.94 1.78 1.6 1.56 1.88 2.82 1.72 2.79 3.17 3.38 2.92 2.17 •ff e-CO co Tt CO (fi to IO Ol co in m Ol co co I-. GLVC. Chto. LH/ZH 2.76 1.42 1.93 2.78 CO I Chto. LH/ZH 2.19 2.98 2.33 2.98 4.73 GLYC. ChIo. LH/ZH 1.55 1.35 IC L 1.56 2.02 1.95 1.83 ZfZ 3.61 2.53 2.39 4.36 5.09 4 13 2.94 2.09 1.71 1.56 1.58 1.89 2.5 2.14 2.8 co 1.87 2.67 PREP. mite l H'ZH PREP. lllite LH/ZH PREP .....e H2/H1 lllile IAG 0.74 0.97 1.06 1.68 0.8 0.84 0.65 0.65 0.71 1 OVt 0.65 0.67 0.69 0.65 0.73 .....e LAG 0.54 0.49 0.43 0.42 0,57 0.71 1.04 0.71 0.67 0.71 0.52 0.58 0.58 0.58 0.55 0.71 0.62 0.52 0.43 0.67 0.71 0.54 0.49 0.91 0.71 0.84 CHo. H4/H3 2.08 2.33 2.11 2.17 1.86 ChIo. H4/H3 1.59 1.88 1.71 1.75 3.11 Chta. H4/H3 1.79 1.81 1.8 1.86 2.12 1.32 1.93 2.24 2.79 2.17 2.31 2.55 3.75 3.82 2.09 2.27 Tf CO co (fi 2.29 cs m co (O cs v 2.07 co Tf OJ (0 NATUR. U LH/ZH 2.74 O) Ol oi 2.31 2.48 2.71 NATUR Chte. LH/ZH 1.99 2.66 2.3 3.44 5.03 NATUR. i O LH/ZH CM CO Ol Ol CJ CM •ff co (O O) 2.04 ZSZ 3.78 1.98 2.34 3.41 2.67 1.59 1.19 - 0.97 CSO 0.72 0.85 0.86 0.5 1.83 1.7 1.73 PREP. lllite LH/ZH 0.27 0.12 0.2 0.13 0.11 0.14 0.27 0.3 0.29 PREP. lllile LH/ZH IO Tt 0.38 0.47 0.35 0.3 PREP. lllite H2/H1 0.47 SCO 0.38 0.37 0.26 ZZO 0.18 0.26 ZZO 0.24 0.26 0.29 0.32 0.25 0.29 0.25 0.23 0.13 0.2 0.23 0.41 0.26 0.42 0.19 0.21 0,3 lllite IAN 0.82 0.78 1.04 0.65 0.78 LOL 0.65 0.66 0.71 lllite IAN 0.67 0.74 0.75 0.65 0.69 S. IAN 0.65 0.65 0,6 0.58 0.66 - 0.91 0.75 0.71 0.95 0.88 0.84 0.79 0.84 0.91 1.04 0.78 1.04 0.84 0.91 1.04 0.52 1.3 1.69 1.69 8 SS O O O O O O O O O 8 S? O O O O O 8 ss O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O U) sS 09 IO Tt Ol CS O o> in O) O m <2 ss O TJ (O co O « ss O co (O (O ^ m co Ol Ol Ol O CJ Tt co CJ m OJ CM O Ol Ol in CO Ol eo co co O IO Tt in O co CM Ol co CJ rs =t 5 ss O O O O O O O O O a a ss O O O O O =i ô öS O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O co co O O O CJ U) ss O O O O O O O O O CM « äS O O O O O CM U) ss O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O ¦ 6 ss Ol O O O O ¦ff co CO CM Tt ¦ 5 SS O in co m co Ol co O CO • J= O ss O CTI IO O co (O IO Tt co (D O) CM O TJ CJ Tt Tt (O Tt •ff CO ¦ff CM co OJ O CM co in CM co CJ CJ O) CM O Ol CJ *T CO O - ïS N in IO CO O (0 O) r^ »^ Tj CO O) O - ss O tn IO (O Ol m co m O O - j|Ç O (O co CO co Tj Ol Tt •ff Oi cs (O Ol Tt O Tt N. in co Ol co (O Tt Tj Tt (D Tf co co eo Tf in CJ O Tt CJ eo co OJ IO CM co IO in Tf in 8 L? IO eo co CM CS (O CS CO Ol CO CM co CJ CM 8 5 LL CO Ol IO CM IO CM co Ol CM CM 8 2 LL O (D O (fi O (D O (O O m O m O in O IO O IO O m O in O tn O IO in CM Ol (fi CM IO CJ Tt CJ ¦ff OJ Tf CJ ff-OJ O O O BANK PROF. INF. 1507 4519 5495 !6710 8206 9103 10002 10503 11315 PROF. INF. 187 925 1675 2795 ZfSC PROF. INF. IO IO 100 305 520 780 940 1125 0921 1320 1370 1410 1425 1475 1520 SESL 1575 1610 1640 1650 1690 1710 1760 1800 1855 0061 1990 SUNNY PROF. SUP. 1497 4514 5485 6697 8194 9091 9998 10493 11305 I PROF. SUP. 1670 2790 DOUGLAS PROF. SUP. PUITS 2 INRS 13084 14037 GSOfL 14079 14110 14121 14130 14135 14143 PUITS 2 INRS 14148 14155 14168 14187 14199 PUITS 2 INRS 14202 14203 14204 14205 14206 14207 14208 14209 14210 LLZf t 14212 14213 14214 14215 14216 :14217 ! 14218 14225 14219 14220 14221 , 14222 I 14223 14226 I 14227 14228 ChIo. H4/H3I co 2.16 I 25 I 2.08 | 1.14 I CJ 2.13 | 2.13 I 2.14 | CM 18 | Chto. I H4/H3I 171 I 1.91 I 2.19 | 2.32 I 2.44 I CM 1.86 I CM 1.89 I 2.45 I 2.38 I 2.34 I 2.21 | NATUR ChIo. H2/H1 3,94 2.41 2.74 0.9 1.33 1.53 CM 2.37 2.45 1.83 1.73 cd I ChIo. H2/H1 2.27 2.78 3.09 2.96 3.67 1.38 1.45 2.13 2.45 ^ 4.13 ^ 3.21 PREP. mite H2/H1 0.38 0.35 0.45 0.36 0.42 0.62 0.62 0.48 0.38 0.43 0.32 0.43 0.38 PREP. Illite H2/H1 0.31 0.39 0.42 0.37 0.37 0.6 0.42 0.39 0.37 0.49 0.46 0.4 « IAN 0.48 0.52 0.48 0.39 0.65 0.39 0.65 0.52 0.56 0.58 0.56 0.65 0.78 Illite IAN 0.52 0.54 0.48 0.61 0.52 0.59 0.45 0.62 0.58 0.45 0.39 0.48 tn O - BS Ol IO O) in CM in Ol Ui co Ol O) CJ (O O) m O IO CO CO (D CO ¦ff O 8 LL O IO O (O O in co P) co CO co P) P) P) CO CO co (O co CO CO CJ co CJ «o CJ co CO P) co CO co co CJ O O O O O 8 É O (O O CD O (O O IO O IO co (D CM CD CJ I^ CM O O O O SUD PROF. LL Z 160 310 390 540 640 690 845 995 1205 1300 1450 1610 1765 0161 2070 2225 2380 2540 2680 2765 2915 2990 3065 3235 3354 NORD PROF. INF. 255 400 640 630 OSOl 1400 1600 1800 1885 2000 0022 2400 2530 GASPE PROF. SUP. OSL 300 380 530 630 680 835 990 1190 1290 1445 0091 1755 1905 0902 2215 2370 2530 2670 2755 2905 2980 SSOC 3225 OSGC I PROF. SUP. PUITS 3 INRS 14231 14235 14237 14241 14244 14245 14249 14253 14258 14260 14263 : 14267 I 14271 14275 14279 14283 14287 14291 ; 14295 I 14297 00Gfl | I 14302 I 14304 BOCfI | ZlGfI | I PUlTS 2 ! INRS I 14347 I 14348 I 14349 I 14350 I 14351 i 14353 I14354 I14355 I14356 I14381 I14382 I14383 I 14384 ü CO X I 2.33 2.25 I Ol 2.36 1.69 3.14 0.57 2.06 1.91 1.79 ??7 2.75 18 ( J= Ü H4/H3 2.4 2.08 17 1.93 ChIo. H4/H3 2.17 I co pi 3.33 v NATUR ChIo. H2/H1 3.38 2.21 18 2.29 2.31 2.69 1.86 2.43 2.09 2.26 2.03 2.2 2.04 I ChIo. H2/H1 4.3 Zfr'Z 2.21 2.81 NATUR. ChIo. H2/H1 1.84 2.25 1.88 1.5 2.7 1.5 2.5 PREP. CS I IH/ZH 0.28 0.47 0.72 0.4 0.44 0.31 0.27 0.31 eeo CO O 0.25 0.31 0.44 0.33 PREP. Mitte H2/H1 0.36 0.43 0.62 0.47 PREP. I H2/H1 0.43 0.38 0.47 U) O O 0.3 0.38 1 IAN 0.91 0.29 0.34 0.33 0.29 0.26 0.29 0.34 0.46 0.27 0.91 0.33 0.39 0.29 0.13 CO IAN 0.31 0.42 0.47 0.39 Mute IAN 0.35 0.16 SCO 0.19 0.26 0.16 0.16 0.91 0.65 0.78 0.39 0.2 0 45 0.29 <Û »5 CO O O O O CO O O U) O Ol O O) O O O 2 ss Ol O r- OJ Ol O O O O O o O O (O OJ O O O O O O O O d (3 ss O O O O O O O O O O O O O O O A ô ^ O O O O H ô 3* O O O O O O O O O O O O O O O CI O O (O Vi se O O O O O O O O O O O O O O O CO V) S? O O O O (O V) SS O O O O O O O O O O O O O O O O O O ' 6 ss (O O) (O co CO CO (D CO P) P) O) CJ Ot CO OJ O U) OJ CO CO CM CO O ' J= O ss CO OJ CO U) frfr U) CO • j= S? U) O O Ol O O CM O O O eo O O O O O O O Zfr OJ - se C^ CO co (O CM (O ff (O (Ö o> (O rx (O Hi O) Ol (D Wi CM (0 CO (O O) Ol Ol - as P) (O Zfr O) CO CO U) CM _ SS CO U) Ol Ci co O) O) O O) I- O Ol Ol Ol O) (O Ol O) Ol O) O) O) O O) O) O O) O) co u> i H4,H3 2.63 1.51 1.44 1.44 1.32 1.56 1.26 1.79 1.32 1.9 SZ" l Chto. CO X ff X 1.83 1.94 1.7 2.38 j= ü H4/H3 1.4 1.14 1.8 1.2 - 4.57 i Chto. H2/H1 4.25 1.07 1.71 1.26 1.88 1.78 1.22 2.1 1.86 1.66 2.33 GLVC. ChIo. H2/H1 3.13 2.68 2.62 2.29 g j= O H2/H1 1.27 0.9 CG" L 0.95 0.89 4.72 PREP. CD H2/H1 0.47 0.65 0.5 0.24 0.49 0.31 0.4 0.37 0.4 0.43 0.34 0.37 PREP. CO H2-H1 0.5 0.48 0.37 0.25 PREP. lllite H2/H1 0.46 0.3 0.27 0.41 0.23 0.3 0.5 lllite IAG 0.98 0.65 0.55 0.87 0.75 0.59 0.74 0.81 0.78 1.04 0.69 0.61 lllite IAG 0.65 0.7 0.75 0.62 IAG 0.74 0.58 0.61 Zfr'O 1.44 0.84 0.91 0.56 0.65 0.49 ChIo. CH/frH 2.48 1.44 1.44 1.45 1.05 (O Ol O (D (O co (O I-(O p) CD ff (0 Ol ff ChIo. H4/H3 1.67 1.61 1.64 1.48 ChIo. H.l H3 1.4 1.86 1.43 0.85 fri 4.71 et! ChIo. H 2 Hl 4.74 0.08 1.19 1.43 1.7 1.5 1.15 1.64 2.09 1.38 1.45 1.96 1.78 NATUR ChIo. H2-H1 3.5 2.6 2.25 2.1 TdfUVN CNo. H2/H1 CLt 1.14 0.86 - 1.05 1.43 5.53 PREP. CO H2/H1 0.24 0.52 0.33 0.27 0.42 0.27 0.31 0.26 0.29 0.24 0.24 LZO 0.28 0.21 PREP. lllite H2'HI 0.37 0.59 0.47 0.29 PREP. lllite H2--HI 0.46 0.26 0.26 0.17 0.15 0.3 0.28 CO IAN 0.85 ZZO 0.71 0.72 0.74 0.68 0.61 0.71 0.87 0.85 - 0.82 0.67 0.74 lllite IAN 0.92 0.95 1.08 0.88 lllite IAN 1.26 0.71 0.87 0.36 0.87 1.3 ZtL 1.01 0.71 0.91 0.65 860 - 8 S« O O O O co O O O O O O O O O O 8 SS U) O O O 8 S« O O O O O O O O O O O O O O O O O O V) £ O CM O O) r- CD fri O O U) (D ff CJ co (0 CM O « ss co co O O E2 S? co O U) CO O O fri O O Ot co U) OI CO O O O O ff co ¦ff OJ S Ô SS O O O O O O O O O O O O O O O =t a ss O O O O =i 3 ss O O O O O O O O O O O O O ° O ° O O Ol V) S? O O O O O O O O O O O O O O O OJ V) ïS O O O O CM V) gs O O O O O O O O O O O O O O O O O O ¦ 6 5? OJ U) (D CM OJ co (O Ol Ol Ol Ol (V fri co O O) co P) O • J= ü ss OJ Zfr (D CO O) ¦ J= O 5? (O O ff O O s O O O ¦ff O O O O O O U) (O u> O - 5* CO CD U) P) Ol U) O I^ O (D (O co tx CO co (D (O (O I- P) (O (O (0 CO O O - ss U) O ¦ff ff U) Ol (O O - se I- Ol Ol U) O) O) O r- O O CO OJ CM (O U) r- CM Ol O) O) O Ol O) g CO O Ol 8 ^ O U) OJ (O OJ OJ Ol Ix Ol CJ CO OJ co OJ (O CM CO CM CO Ot CO (M co CM co 8 É O O O O 8 É co CJ CO CM co P) P) « P) CO P) Ot co CO to CO co CO P) P) co co CO P) P) P) co O U) RENARD COTE STRATI 2000 1890 1850 1830 1800 1740 1660 1600 1440 1235 SCZl 1190 1125 OGOl 940 ROSIERS COTE STRATI. 2010 2011 2012 2013 NOTTJUOd COTE STRATI. OBOI 1060 990 990 860 825 795 089 625 390 325 300 235 OLZ 165 155 140 to U) RIVIERE CAP RTE 132 COUPE 2 INRS 14536 14538 14540 14543 14544 14546 099fr L 14552 14554 14555 14556 14559 14564 14566 14568 COUPE 2 tNRS 14569 14570 14571 14572 COUPE 3 INRS 14573 14575 14576 14577 14579 14581 14582 14585 14587 14589 14592 14595 14598 009frl 14602 ff O co ff S09frl : 14606 638 Appendice 12. Distribution stratigraphique des résultats d'analyses d'argiles par diffraction des rayons-X sur des préparations naturelles ou glycolées, dans l'île d'Anticosti. A - Indice d'aigu de l'illite sur préparation naturelle, B - Indice d'aigu de l'illite sur préparation glycolée, C - % interstratifiés illite-smectite, fraction < 2 (im, D- % de la chlorite, fraction < 2 ^m, E- % de la corrensite, fraction < 2 |im. Appendice 12A Appendice 12B CD . O I <^ ¦ in T,rSt; \ ^" în in I O \ D Tj- \, H B ^ l - û J \o — fi ) \ < \0 H- 1* ' ï « ¦ E C/5 LJ £ fi / O ri i < » ' U E 5 IjOd 3$' ; > V P Hd O (J Z GC Q ta Ul Hin ^1 w T 4<«\jC; LU ro j TV 5T "c>% - ^ ^^ f (J fc / • ooi /V^v E r ,v (O r 77 ' ' 1 V 7 •'< w / ** • to /7 Hit I.' ''/ .p. ri ~ / DÌ i" ' X tifiés 1^ i- ¦ eo L. *<-} £0 L. O C l2j /K)* ^ /"- ' I I I *^Cj\ ft ^ ^ K)/ / C^ r 0^ '5 û. + 5 * UJ -O • . TJ (' ^ i- > « Z Z "S -2 S o uj ™" J= 3 3 4> _ 3> CD .— DQ 03 « k_ ^ 3 — CD - t*-w -lit 3 £ £ £ £ 2 lu ;> t M. I / £ £ I — U_ Li_ U-U-Q J- Li- o J —I çf\ i/ OO Œ . *° ,- b i « b V Z' r 1C K) \D \ \ SO in Tf M CJ h b V ¦ 1 OD ^ —I I— L_ O D a* VÛ I CJ ^ ¦«a- Appendice 12C ò Ö O O D O ¦C^ CT» - " . LO T-Zu. ¦st in in I O D -¾- l l *¦- £ B - Û vO MH V Jt I / / C Z \ < sD H- Ï « - C-O Ul Ul E Ji' f _/ O U E rjfsi V 1 > ^ P la / E " CM V ILEDHN in r- > fa YS.' * / Afi rJ Jr ' „ i ^i il C \ \ vO - C O y2* +3 a_ /* U 0 I ""• co 0 j LT)-JJ M #N ; / r- reo * ^ te, YOj ~$ ro / ^ in i 1 1 1 / / ^ / / i ori / y i / - ^ *v- r . co I _»ro * 9// ™ / / T * V XJ «* 1 \ il a: co 1 1_.^"* < Vt '5 O- C Sl. •** C «J JZ U Ul T7 ¦ ^f 3*. / co ? « a* t - in / '4* ^ VO A T^ - M otte ter River eie Z UJ CQ « ' 3* Xt UJ " S. e S (_) \Od VO / •— — JZ => 3 a r— «J _J *"T f C OC O ~3 O CQ a UJ >• 5^ I N 3 e e e £ e e ' 1 j — u- u. b_ u_ a U- U- O , & il <•> CC ¦ D ,a' ImSr 0 __,__, O ^- vO' tçL ro vu *~ yj sD IT) TT W CSJ - Ö Sr V CO é ^_ ^- ,^- _ O VO r^*"w CsJ D OS CsI ^r ¦ Appendice 12D I ^^^^^ I ö - Ö O N— o D ^ O 1 ON n in T '"û. \ ^" Li") in i C \ D -^r 9 i t. J- B i «» Û 1 *— I < Z ^O M5 ¦¦¦¦ // i \ < H-C/5 UJ £ / i i W I - a U 5 M(M fr r , : .» ' H- Ica °//' ) / Œ /r J \ *¦ C \ Q d DD J\ * 1°.' O ^e . E LU mml •n Hin o/ - V C /¾ M W ctio Û_ O (MO co *• o*i f' • L. t n T /Y f ; 4— r °/ - ,'csij k> /*¦' m A 11 * * f,* ; i S / fc «*î « ,' • / nsit %Jft *\ J / I orre / C / 1^ et < 'aaf 9,y «o. J (SJ o / >To i i » 'S UJ "O ' O K) <• 1 f l ¦a • C L ^ X^0 "f • K rrj Ol l> - ""~# • r' f 0TT* sS^ O * *o L- 3> r °#;^ «> L- > 0) O Z UJ CD "35 . 5 £° Jo uj « *a c U v> =3 K)J — -C 3 3 IU ~ r QC O ~5 O CQ O jj > ^ ì 3 £ £ Ê e e E 1 i I A _ U- Ii- U- U- Q Li- U- O J o_ Tt 1 I V) CC • "1 _ O Ö K> vO Lo/ \ ß VO I/) ¦d- K> (N "~ ö O r ™ ^.ß O , , B Appendice 12E 644 Appendice 13. Calculs des valeurs du niveau de métamorphisme organique (Gretener, 1981 : LOM = Level of Organic Metamophism), des valeurs correspondantes de l'indice d'altération température-temps (Waples, 1980: TTI = Time- Temperature Index) et des valeurs de pouvoir réflecteur de la vitrinite équivalent (d'après Waples, 1980) pour des niveaux stratigraphiques précis dans un puits de l'île d'Anticosti (A) et un puits du nord-est de la Gaspésie (B)I : A) Puits ARCO, au niveau de la base de la Formation de Macasty, au niveau du sommet du membre I de Ia Formation de Vauréal et au niveau du sommet de la Formation de Chicotte. B) Puits Sunny Bank, au niveau de la base estimée de la Formation de Roncelles {- 3,6 km de profondeur) et au niveau du contact entre les Grès de Gaspé et les Calcaires Supérieurs de Gaspé. 1 Abréviations: STRATI. = lithostra ti graphie, temps Ma = âge en millions d'années, Prof Km = histoire de l'enfouissement au cours des âges en kilomètres, T 0C = histoire de la température, T eff = température effective (Grclcncr, 1981) dt = période de temps passée dans l'intervalle de température correspondant. APPENDCE 13A STRAU temps Prof T Teff TF dt LCM som LOM TTI rotti (Ape) Ma Km 0C Macastv 448 0.00 20 20 0.02 1.25 0.025 .03 .00 0.25 30 40 0.04 1.25 0.05 .08 .01 0.50 40 80 0.08 1.25 0.1 .18 .03 0.75 50 160 0.16 1.25 0.2 .38 .07 1.00 60 320 0.32 1.25 0.4 .78 .15 1.25 70 640 0.64 1.25 0.8 1.58 .31 1.50 80 1280 1.28 1.25 1.6 3.18 .62 fOrdovicien) 1.75 90 2560 2.56 1.25 3.2 6.38 1.25 Ellis Bay 438 1.80 92 2941 3 1.25 4 6.85 1.34 .49 (Silurien) 2.00 100 5120 5 7.25 37 44 9 .56 2.25 110 10240 10 7.25 74 118 23 .74 et Chicotto 428 2.40 116 15521 16 7.25 113 231 45 .89 (fin Llartdo.l 2.50 120 20480 20 7.25 148 267 52 .93 2.75 130 40960 41 7.25 297 564 110 1.15 3,00 140 81920 82 7.25 594 1158 226 1.40 .3.25 150 163840 164 7.25 1188 2345 458 1.68 3.50 160 327680 328 7.25 2376 4721 922 2.00 Eifelien 380 3.75 160 327680 328 7.25 2376 7097 1386 2.21 (Devonian m.) 3.42 120 20480 20 9.33 191 7288 1423 2.22 3.08 110 10240 10 9.33 96 7383 1442 2.23 Viséen (Carbi 352 2.75 100 5120 5 9.33 48 7431 1451 2.23 actuel 0 2.42 90 2560 3 352 901 8332 1627 2.29 STRAU tamos PfOf T Teff TF 9t LOM som LOM TTI rotti (Aoel Ma Km 0C Mb I Veuréal 433 0.00 20 20 0.02 1.25 .03 .03 .00 0.25 30 40 0.04 1.25 .05 .08 .01 0.50 40 80 0.08 1.25 .10 .18 .03 (Ofdovlcieni 0.75 50 160 0.16 1.25 .20 .38 .07 EIIÌ6 Bav 438 1.00 60 320 0.32 1.25 .40 .78 .15 fSilurien) 1.25 70 640 0.64 7.25 4.64 5.42 1.06 .50 1.50 80 1280 1.28 7.25 9 15 2.87 .50 st Chicotte 428 1.75 90 2560 2.56 7.25 19 33 6 .55 (fin Uando.i 2.00 100 5120 5.12 7.25 37 70 14 .65 2.25 110 10240 10 7.25 74 145 28 .78 2.50 120 20480 20 7.25 148 293 57 .95 2.75 130 40960 41 7.25 297 590 115 1.16 Eifelien 380 3.00 140 81820 82 7.25 594 1184 231 1.40 (Devonian m.l 2.67 110 10240 10 9.33 74 1258 246 1.43 2.33 100 5120 5 9.33 37 1295 253 1.44 Viséen (Carb) 352 2.00 90 2560 2.56 9.33 19 1314 257 1.44 actual 0 1.67 80 1280 1.28 352 9 1323 258 1.45 STRATI. temps Prof T Teff TF at LOM som LOM TTI rotti (Aoöl Ma Km "C Ellis Bav 438 0.00 20 20 .02 1.25 0.03 .03 .00 (Silurian) 0.25 30 40 .04 7.25 0.29 .32 .06 0.50 40 80 .08 7.25 0.58 .90 .17 st Chicotto 428 0.75 50 160 .16 7.25 1.16 2.06 .40 (fin Llando.) 1.00 60 320 .32 7.25 2.32 4.38 .85 1.25 70 640 .64 7.25 4.64 9 1.76 .49 1.50 80 1280 1.28 7.25 9.28 18 3.57 .51 1.75 90 2560 2.56 7.25 18.56 37 7 .56 1.80 92 2941 2.94 7.25 21.32 40 8 .57 Eifelien 380 2.00 100 5120 5.12 7.25 37.12 77 15 .66 (Devonian m.l 1.67 80 1280 1.28 9.33 9.28 86 17 .68 1.33 70 640 .64 9.33 4.64 91 18 .69 Viséen (Carbi 352 1.00 60 320 .32 9.33 2.32 88 17 .69 actuel 0 0.67 50 160 .16 352 1.16 89 17 .69 STRAU temps Prof T Teff TF dt LOM som LOM TTI Rotti (Aoel Ma Km 0C st Chicotte 428 0.00 20 20 0.02 7.25 .15 .15 .03 (fin Llando.) 0.25 30 40 0.04 7.25 .29 ,44 .08 0.50 40 80 0.08 7.25 .58 1.02 .20 0.75 50 160 0.16 7.25 1.16 2.18 .42 1.00 60 320 0.32 7.25 2.32 4.50 .88 Eifelien 380 1.25 70 640 0.64 7.25 4.64 9.14 1.78 .49 (Devonian m.) 0.92 50 160 0.16 9.33 1.49 10.63 2.08 .49 0.58 40 80 0.08 9.33 .75 11.38 2.22 .49 Viséen (Carbi 352 0.25 30 40 0.04 9.33 .37 11.75 2.29 .49 actuel 0 -0.08 20 20 0.02 352 7.04 18.79 3.67 .51 APPENDICE 13B STRATI. temps Prof T Teff TF dt LOM som LOM TTI Rotti Ma Km 0C Roncelles 406 0.00 20 20 0.02 1.76 0.04 0.04 0.01 Roncelles 0.40 30 40 0.04 1.76 0.07 0.11 0.02 Indian Pt 0.80 40 80 0.08 1.76 0.14 0.25 0.05 Indian Pt 401 1,20 50 160 0.16 1.76 0.28 0.53 0.10 Forillon 1.60 60 320 0.32 1.76 0.56 1.09 0.21 Shiphead 2.00 70 640 0.64 1.76 1.13 2.22 0.43 Indian Cove 2.40 80 1280 1.28 1.76 2.26 4.48 0.88 Indian Cove 2.80 90 2560 2.56 1.76 4.52 9.00 1.76 0.49 Indian Cove 393 3.00 95 3620 3.62 1.76 6 1 5 3 0.50 A. à Brill. 3.33 105 7241 7 0.78 6 21 4 0.51 A. à Brill. 3.67 115 14482 14 0.78 1 1 32 6 0.55 A. à Brill. 4.00 125 28963 29 0.78 23 55 1 1 0.61 Battery Pt 4.33 135 57926 58 0.78 45 100 20 0.71 Battery Pt 4.67 145 115852 116 0.78 90 190 37 0.84 Battery Pt 5.00 155 231705 232 0.78 180 370 72 1.02 Battery Pt 5.33 165 463410 463 0.78 360 731 143 1.23 Battery Pt 5.67 175 926819 927 0.78 721 1451 283 1.48 Battery Pt 386 6.00 185 1853638 1854 0.78 1442 2893 565 1.77 380 6.00 185 1853638 1854 6 11122 14015 2737 2.58 O. acadienne 5.60 175 926819 927 7 6488 20503 4004 2.80 5.20 165 463410 463 7 3244 23747 4638 2.89 4.80 155 231705 232 7 1622 25369 4955 2.93 352 4.40 145 115852 116 7 81 1 26180 5113 2.95 4.00 135 57926 58 176 10195 36375 7104 3.16 actuel O 3.60 125 28963 29 176 5098 41472 8100 3.24 STRATI. temps Prof T Teff TF dt LOM som LOM TT! Rotti Ma Km 0C A. à Brill. 393 0.00 20 20 0.02 1.76 .04 .04 .01 A. à Brill. 0.33 30 40 0.04 0.78 .03 .07 .01 A. à Brill. 0.67 40 80 0.08 0.78 .06 .13 .03 A. à Brill. 1.00 50 160 0.16 0.78 .12 .25 .05 Battery Pt 1.33 60 320 0.32 0.78 .25 .50 .10 Battery Pt 1.67 70 640 0.64 0.78 .50 1 .20 Battery Pt 2.00 80 1280 1.28 0.78 1 2 .39 Battery Pt 2.33 90 2560 2.56 0.78 2 4 .78 Batterv Pt 2.67 100 5120 5 0.78 4 8 1.56 0.49 Battery Pt 386 3.00 110 10240 10 0.78 8 16 3 0.50 380 3.00 110 10240 10 6 61 77 15 0.66 O. acadienne 2.60 100 5120 5 7 36 113 22 0.73 2.20 90 2 560 2.56 7 18 131 26 0.76 1.80 80 1280 1.28 7 9 140 27 0.78 352 1.40 70 640 0.64 7 4 145 28 0.78 1.00 60 320 0.32 176 56 201 39 0.86 actuel O 0.60 50 160 0.16 176 28 229 45 0.89 ANNEXE Annexe 1. Manuscrit de la publication intitulé "CHITINOZOAN, GRAPTOLITE AND SCOLECODONT REFLECTANCE AS AN ALTERNATIVE TO VITRINITE AND PYROBITUMEN REFLECTRANCE IN PRE- DEVONIAN SEQUENCES, ANTICOSTI ISLAND, QUEBEC, CANADA". American Association of Petroleum Geologists, sous presse. CHITINOZOAN, GRAPTOLITE AND SCOLECODONT REFLECTANCE AS AN ALTERNATIVE TO VITRINITE AND PYROBITUMEN REFLECTANCE IN PRE-DEVONIAN SEQUENCES, ANTICOSTI ISLAND, QUEBEC, CANADA. Rudolf Bertrand and Yvon Héroux Institut national de la Recherche scientifique (INRS-Géoressources), Université du Québec, 2700 rue Einstein, Case postale 7500, Sainte-Foy, Québec CANADA GlV 4C7 2. ACKNOWLEDGMENTS The research leading to this paper was financed by the National Re- search Council of Canada (grants A-4251 and A-4226), by the "Fonds pour la formation de chercheurs et l'aide à la recherche" (grant EQ-1124) and by the Institut national de la Recherche scientifique. Samples have been provided by the ministère de l'Énergie et des Ressources du Québec. We thank M. Desjardins, K. Schrijver and A. Chagnon for reading and criticizing earlier versions of this paper, J.-C. Bérubé for preparing polished slides of organic matter, L. Dubé for drafting and L. Michard for typing. 3. ABSTRACT In the absence of vitrinite in Lower Paleozoic sediments, the reflec- tance of pyrobltumen is presently used as an indicator of thermal matu- ration. A new technique of organic matter preparation permits discri- mination among types of zooclasts and solid bitumen, including pyrobi- tumen, and leads to more precise reflectance-histograms. Studies of organic matter from the Ordovician-Silurian sequence of Anticosti Island show that reflectance of zooclasts is different from that of solid bitumen, and that each group of zooclasts (chitinozoans, graptolltes and scolecodonts) has a specific reflectance evolution path with increasing depth. On a logarithmic scale, the paths of the three groups of zooclasts are linear, highly correlated and converging. On the other hand, the evolution lines of reflectance of solid bitu- men is not linear throughout of the range studied; it becomes linear only when the reflectance of solid bitumen is over 0.75 percent. Com- parison of the relations between zooclasts and solid bitumen with the vitrinite - solid bitumen correlation found in the literature suggests that a hypothetical vitrinite evolution line in the Anticosti Island basin should be subparallel with that of chitinozoans and graptolites, but 0.4 to 0.8 percent lower in the 1 to 2 percent range. However, scolecodonts and vitrinite should have the same reflectance at 1 per- cent but scolecodont reflectance should be slightly {0.2 percent) higher for a vitrinite reflectance of 2 percent. 4. INTRODUCTION Since 1958, vi trini te reflectance In oll Immersion (Ro-vl) has been used In petroleum exploration for the determination of maturation rank (Teichmüller, 1958). This very well known technique suffers limita- tions, one of which is the lack of references on macérais other than vltrinite, an uncommon substance in some marine sediments and absent from pre-Siluri an rocks. For these reasons, Robert (1973) proposed to use the reflectance of insoluble solid bitumen (asphaltic pyrobitumen) as a substitute for vitrinlte reflectance. He noted that pyrobitumen reflectance is the same as that of vitrinite in the 1-2¾ range, and stated in 1980 that its reflectance shows only slight differences of 0.1 to 0.2% compared to vitrinite in maturation intervals of high- and medium-volatile bituminous coal (0.5 to 1.5¾ Ro-vi). We believe that the solid bitumen reflectance has many limitations and its equivalence with that of vitrinite 1s commonly accidental. Microscopic differentiation of various solid bitumen is still a matter of study (International Committee for Coal Petrology, 1985): depending on their types and maturation rank, solid bitumen shows a great va- riation in reflectivity. Furthermore, according to Alpern (1980), many zooclasts are similar in appearance to pyrobitumen. Consequently, a mixing of the reflectance values of these zooclasts (chitinozoans, graptolites, scolecodonts) with those of solid bitumen may increase the discrepancy between the resulting reflectance and the equivalent re- flectance of vitrinite according to Robert's rule (1973, 1980). A new method has been proposed that permits the discrimination of the mentioned zooclasts from pyrobitumen (Bertrand et al., 1985), thus 5. leading to better reflectance assessment in uncoaly rocks. In this work, the organoclasts are used in preference to solid bitumen for reflectance studies- Unlike solid bitumen they are easily identified, do not migrate, and are less affected by degradation processes (Rodgers et al., 1974). If they are reworked, a more accurate identification of genus or species can solve the problem. However, the evolution pat- terns of organoclast reflectance with thermal maturation still remain to be demonstrated (cf. Goodarzi, 1984, 1985; Goodarzi and Norford, 1985). In this paper, the reflectance evolution of zooclasts with depth (and presumably with thermal maturation) is shown, as well as the correlation between reflectance of various zooclasts. The latter re- flectance will also be compared with those of associated solid bitu- men. LOCATION AND AGE The studied sedimentary sequence from Anticosti Island, Canada, is Ordovician to Early Silurian in age (Fig. 1). Rocks are typically from shallow marine environments (Petryk, 1981). The sequence is free of vitrinite but rich in chitinozoans (Achab, 1978a, b, 1981) and grapto- lites (Riva, 1969). PyrobUumens are also quite common (INRS, 1974, 1976). SAMPLING Subsurface and surface rock samples from five wells and fifty locali- ties were studied. Composite samples, each covering 15 meters, were taken from the cored wells of figure 1 (Lowland Gamache Princetown Lake 6. well no. 1 (LGPL), Lowland Gamache Carleton Point well no. 1 (LGCP) and New Associated Consolidated Paper well no. 1 (NACP)). The samples consist of fifty chips of rocks of similar size, at 30 cm intervals. On the other hand, cuttings of Atlantic Richfield Company Anticosti well no. 1 (Arco) and SOQUIP Scurry Rainbow Sandtop well no. 1 (Sandtop)) are mixtures of ten sub-samples of the same weight, taken from ten consecutive cutting bags, at three-meter intervals. Surface sampling was done with a protable diamond drill. Each core was 2 to 2.5 m long. For each of the fifty sampling sites, one half of split core was broken into three samples of the same size (0.7-0.8 m long). Analyses were made on the deepest sample from each site; for verification of analytical results, the intermediate sample of fifteen sites was analyzed as well. ORGANIC MATTER EXTRACTION AND MOUNTING Organic matter was concentrated in the following way: 1) dissolution of crushed rock samples (mean diameter of 1-2 mm) in hydrochloric (10%) and hydrofluoric (40%) acids; 2) splitting of the insoluble residue into two fractions (filtrate and a sieve residue) with a nylon sieve of 25 pm; 3) concentration of kerogen by flotation with zinc-chloride heavy liquid for both fractions. A polished slide of this kerogen was prepared according to the method proposed by Bertrand et al. (1985). 7. EXAMINATION OF ORGANIC MATTER AND STATISTICAL ANALYSIS Organic matter fragments from polished slides were identified under the microscope in transmitted, reflected and fluorescent light. Depen- ding on size, one or more random reflectance measurements were made on each fragment of organoclast or solid bitumen, using the standard tech- nique of coal petrography and reflectance investigation. Each identi- fication of organic matter fragment and its reflectance value was then fed into a micro-computer to build up histograms and calculate statis- tical parameters. The actual number of reflectance measurements made in a sample ranged from 50 to 240, with a mean of 124. The mean random reflectance in oil of chitinozoans, graptolites, scolecodonts and solid bitumen, used for regression and other statistical analysis, was calcu- lated in our samples from an average of 27 individual measurements on each type of organic matter. ANALYTICAL RESULTS Figure 2 illustrates the results taken from the most complete and deepest well (Arco Anticosti). It shows reflectance variations among several types of organic matter observed in samples taken from pre- Devonian sequences. It is noted that the arithmetic mean reflectance of various types of organic matter invariably occurs in the same order when graphed on the reflectance axis. For the same maturation rank, scolecodont reflectance is lower than that of graptolites which is lower than that of chitinozoans. On the other hand, reflectance of the associated bitumen-droplet is lower than that of scolecodonts, being 8. more or less equivalent to those of undetermined solid bitumen and pyrobitumen. The figure also shows that reflectivity of zooclasts, like that of pyrobitumen, increases with depth, a phenomenon which is generally related to thermal maturation (Robert, 1973). Figures 3 and 4 show in greater detail changes with depth of the mean random reflectance of several kinds of zooclasts and solid bitumen in the LGPL and the ARCO Anticosti well. Reflectance of undefined organic matter and undetermined zooclasts from figure 2 are not plotted in figure 4. Three other wells were studied; although they are not illustrated, their results were used with those of surface samples in order to in- crease data when the reflectance of zooclasts were compared as in figu- re 5. Each of the wells illustrated (LGPL and ARCO) shows as a function of depth a good reflectance discrimination and an obvious evolution of the mean random reflectance for all types of organic matter. However, bitumen-droplets are too scarce for a reliable interpretation and their reflectivity does not show evidence of evolution for the first km of the Arco well. In this interaval, one notices the presence of two other types of solid bitumen, a high and a low reflecting one. The ratio of the high to the low increases with depth. This zone corres- ponds to a sedimentary sequence which is characterized by either the absence of an evident evolution of solid bitumen reflectance or the presence of a very weak one. 9. In some places, it is apparent that the low reflecting solid bitumen is related to algae. The solid bitumen is faintly or not fluorescent and slightly soluble or insoluble in oil immersion. Hereafter, it is called "protobitumen", a term used by Alpern (1980) to describe a pri- mary autochthonous solid bitumen. Relatively more reflecting, the second type of solid bitumen in this interval is totally insoluble in oil immersion and not fluorescent. In some cases, it shows a pore- filling shape and its relationship to source organic matter is unknown. Locally, when associated with protobitumen or zooclasts, it appears autochthonous. This variety of solid bitumen is subsequently referred to as "undetermined solid bitumen". Deeper in the wells and from a mean random reflectance of 0.75%, criteria of distinction (reflectance, fluorescence or solubility) bet- ween the two types of solid bitumen vanish and the mean random reflec- tance of this solid bitumen increases regularly with depth. Consequen- tly we call this particular variation path of shapeless solid bitumen (bitumen-droplets are excluded) the "pyrobitumen profile". In figures 3 and 4, the mean random reflectance of all zooclasts seems to increase with depth in a nonlinear manner. Thus, for easy comparison between wells and among zooclasts reflectance curves in each well, a logarithmic transformation was applied to the values. This scale transformation rectifies the slight curves observed in all the evolution patterns of zooclasts reflectance with depth. The transfor- mation also permits to confirm that the slope parameters U1) from three out of four types of organic matter shown in table 1 are statis- tically identical. Only the intercepts (a0) of regression between 10. reflectance and depth are different. Consequently, if about 480 meters are added to the depth of each LGPL sample (Fig. 3), in order to make equal intercepts, the regression lines for each type of organic matter become equivalent. Doing so, the mean random reflectances of both wells can be plotted on the same diagram (Fig. 5). Hence, mòre data are used for each regression equation, relating mean reflectance of zooclast or solid bitumen to depth (Table 2). Geometric representation of those equations represents the basin better than would at of a single well. These lines, which correlate zooclasts or solid bitumen reflectance with depth, are clearly shown in figure 5 for the two wells combined. However, reflectance scale of both coordinate axes is logarithmic instead of linear as in figures 3 an 4. From figure 5 and table 2, four major observations are made about reflectance evolution with depth: 1) For depths less than 1.7 km, corresponding to solid bitumen re- flectance of approximately 1.0¾, zooclasts show a smaller standard deviation of their reflectance than solid bitumen. 2) The logarithm of reflecting power for the three types of zooclasts increases linearly with depth for all observed reflectance ranges. 3) Although the regression lines are converging, they never intersect in the observed range of values. The gap between the graptolite and chitinozoan lines decreases very slightly with increasing depth; they are almost parallel. On the other hand, the discrepancy between the two previous groups of fossils and the scolecodonts, which is very large at shallow depth, decreases much more rapidly with increasing 11. depth. We thus Infer that the difference between the reflectance va- lues of the three zooclasts species, when their values are expressed in non-logarithmic form, does not decrease with increasing maturation. 4) Different behaviours are noted with increasing burial, depending on the type of solid bitumen. Protobitumen does not show a statisti- cally significant increase in reflectance with depth. Undetermined solid bitumen reflectance is marginally correlated with depth and is only slightly improved with burial. Pyrobitumen as well as zooclasts reflectance seem to increase with depth, but much more steeply. Below values of 1.65 percent, the pyrobitumen reflectance appears like that of scolecodonts (difference less than 0.1 percent). Over this point, the reflectance-depth regression line of pyrobitumen approaches those of graptolite and chitinozoan. Having observed that zooclast reflectance changes with depth, corres- pondences can be established between them. To accomplish this, data from three other wells and 65 diamond-drill samples were added to the others. A scatter diagram (Fig. 6) of all mean random reflectance values for scolecodonts and graptolites, matching with values of chiti- nozoans, illustrates two out of the six possible relationships: chiti- nozoans with graptolites and chitinozoans with scolecodonts. Equations for these relationships, least-square regressions and major axis equa- tions (Jolicoeur, 1973), are shown in table 3. Regression lines and confidence curves of others four relationships, which are similar to those of figure 6, can be graphed using parameters of table 3. The relations are very strong, all with correlation coefficients of more than 0,97. 12. Least-square regression straight lines and sample confidence limit are overprinted on the data points of figure 6. The convergence of those lines of logarithmic values of mean random reflectance is obvious and confidence intervals are narrow. Confidence interaval curves of regression lines relating chitinozoans with graptolites, and chitino- zoans with scolecodonts, can serve to estimate the error in a predicted chitinozoan value from a known or measured scolecodont or graptolite value. Consequently, with the mean reflectance value of only one type of zooclast, the reflectance of the other two can reliably be predicted over the entire studied range with the least-square regression or major axis lines of table 3. However, the identification must be correct, because each type of zooclast has its own and noncommutable evolution line. DISCUSSION AND CONCLUSIONS Petrography of organic matter from pre-Devonian sequences of Anticos- ti Island, Canada, shows that: 1) The vitrinite-like organic matter, as observed in reflected light, consists of several types of zooclasts and solid bitumen. 2) The mean random reflectances of the majority of these types of organic matter are different from each other and should not be pooled for the evaluation of thermal maturation. 3) Each type of organic matter has its own path of increasing reflec- tivity with burial and thus with thermal maturation. Concerning zoo- clasts: i) below 0.75¾ reflectance value, the evolution rate of re- flectance with depth of the three dominant types of zooclasts 13. (chitinozoans, graptolites and scolecodonts) is more regular than that of solid bitumen; ii) on a logarithmic scale, the reflectance of zoo- clasts increases linearly with burial throughout the observed reflec- tance range (0.3 to 3-.0%). The estimated lines of reflectance also converge with depth, but none of them intersect In the wells; iii) reflectances of zooclasts are strongly correlated. Consequently, the assumed reflectance of a nonobserved zooclast in a sample can be pre- dicted with good accuracy when the reflectance of other zooclasts is known. Moreover, the absolute error of estimation of the anticipated reflectance is nearly the same over the entire range of reflectance studied. We can therefore standardize reflectance of one given zoo- clast for a map or a geological section, in order to establish isograds. On the other hand: 1) The aspect of solid bitumen changes with maturation, leading to a more variable reflectance than the associated zooclasts, especially in the range of 0.3 to 0.75% of reflectance. 2) The rate of increase with depth of reflectance of the solid bitu- men is also not constant. It looks like that of zooclasts only when the reflectance is over 0.75%. We therefore conclude that before this threshold of 0.75%, a number of factors, unrelated to thermal maturation, control solid bitumen re- flectance. A finer identification of solid bitumens should therefore be made in order to use their reflectance as a maturation indicator. Consequently, the major advantages of using reflectances of zooclasts rather than those of solid bitumen may be summarized as follows: 1) 14. unlike solid bitumen, zooclasts are easily identified, do not migrate, and are less affected by degradation processes (Rodgers et al., 1974); 2) mean reflectance values of zooclasts are more accurate (smaller standard deviation) than those of solid bitumen and, for the same ther- mal alteration level, they exhibit smaller variation ranges; 3) zoo- clasts have a reliable mean random reflectivity for a wider maturation range than that of solid bitumen, that is from 0.3 to 3.0 percent. The use of solid bitumen, however, as a thermal maturation indicator is of dubious value when observed reflectance values are lower than that of the end of the oil window. Al pern (1980, p. 349) and Bertrand et al., (1985) stated that chiti- nozoan reflectance is almost the same as that of the vitrinite. How- ever, if, as stated by Robert (1973, 1980), the reflectance of pyrobi- tumen is equivalent to that of vitrinite, it implies that the chitino- zoan reflectance should be higher than that of vitrinite. Jacob's cross plot and equation of solid bitumen reflectance against vitrinite reflectance (Jacob, 1983, 1985) make it possible to compare the reflectance of vitrinite with that of Lower Paleozoic zooclasts. This equation R = 0.618 R. + 0.40, where R is the vitrinite reflec- tance and R. the bitumen reflectance, transformed in logarithmic va- lues, is plotted on figure 5. For values of vitrinite reflectance of less than 1.0 percent, the reflectivity of solid bitumen is lower than that of the vitrinite. However, as the solid bitumen reflectance in- creases more rapidly than that of vitrinite (lines are diverging on figure 5), both reflectances are similar in the 1.0 to 1.1 percent 15. range and disagree significantly above 1.1 percent, where the reflec- tance of solid bitumen is higher than that of the vitrinite (predicted value of 2,6 percent for a vitrinite reflectance of 2.0 percent on figure 5). On the other hand, the theoretical reflectance line of vitrinite appears subparallel to those of chitinozoans and graptolites (Figure 5). Both zooclasts lines are definitively higher than that of the vitrinite. Transformed to an arithmetic scale, the discrepancy between the chitinozoans and Jacob's vitrinite is equivalent to 0.4 percent at 1.0 percent of reflectance for the vitrinite and to about 0.8 percent at 2.0 percent. The behaviour of the scolecodont line is similar to that of vitrinite in the studied reflectance range (Figure 5). Conse- quently, vitrinite and scolecodont reflectance are nearly identical at the levvel of 1.0 percent and scolecodont reflectance is only slightly higher (difference of 0.2 percent) at a 2 percent level of vitrinite reflectance. This investigation shows that chitinozoan, graptolite or scolecodont reflectances can advantageously be used as thermal maturation indicator in vitrinite free of pre-Devonian sequences. Reflectivity of these zooclasts proves to be considerably more reliable than that of the solid bitumen. However, correlation between vitrinite and zooclasts reflectance evolution path must be improved by face to face comparison in order to rely on reflectivity of common zooclasts as a maturation scale related to that of the vitrinite. 16. 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Composite histograms of random reflectance values for all organic matter (O.M.) types in five samples from ARCO Anticosti well. Figure 3. Mean random reflectance logs for all types of organic matter in LGPL Anticosti well. Figure 4. Mean random reflectance logs for all types of organic matter in ARCO Anticosti well. Figure 5. Scatter diagram of mean random reflectance against depth in ARCO and LGPL wells, combined for three types of zooclasts (chitinozoan, graptolite, scolecodont) and three types of solid bitu- men. The hypothetical vitrinite line is from Jacob's (1985) equation relating solid bitumen random reflectance to vitrinite reflectance. See also table 2. Figure 6. Scatter diagram of mean random reflectance for graptolites and scolecodonts, as indépendant variables, with that of chitinozoans. See also table 3. 20. O.M. LGPL Well ARCO Well type Nr a0 Z1 SD Nr 8Qa1 SD Chitinozoans* 11 0.97 -0.108 0.237 0.021 19 0.99 -0.208 0.225 0.008 Graptolites 7 0.98 -0.191 0.330 0.027 4 1.00 -0.213 0.218 0.011 Scoledoconts . 3 0.99 -0.298 0.264 0.029 11 0.99 -0.420 0.264 0.013 Ind. s. bitumen 5 0.95 -0.214 0.309 0.061 6 0.00 - - Pyrobitumen 9 0.97 -0.351 0.302 0.027 11 0.99 -0.578 0.347 0.022 Table 1- Summary of least-square regression equations between loga- rithms of zooclasts or solid bitumen mean random reflectance with depth (km) in LGPL and ARCO wells. N= actual number of mean reflectance values, r = correlation coefficient of regression, a0 = intercept of line equation, ^1 = slope of line equation, and SD1 = standard devia- tion of slope. Protobitumen is excluded from this table because both well correlation coefficients are non-significant. ?Example of equation of reflectance regression with depth for LGPL well : L°9 (Ro chitinozoan' = °-237 X DEPTH (Km> -°"108 21. Organic matter STATISTICAL PARAMETERS type Nr 3Qa1 SD Chitinozoans 30 0.99 -0.213 0.227 0.007 Graptolites 11 0.99 -0.245 0.234 0.011 Scoledoconts 14 0.99 -0.422 0.264 0.011 Ind. s. bitumen 11 0.62 -0.258 0.139 0.058 Pyrobitumen 20 0.98 -0.542 0.331 0.014 Table 2. Summary of least-square regression lines shown in figure 5. N = actual number of mean reflectance values, r = correlation coef- ficient of regression, a0 = intercept of line equation, ax = slope of line equation, SD x = standard deviation of slope. The equation of Jacob's solid bitumen - vitrinite relation (Jacob, 1985), is for this figure approximately: Log (R0 v1trinUe) = 0.234 X PROF -0.374 22. VARIABLES ABSCISSA ORDINATE Log10 R. of Log10 Rn of STATISTICAL PARAMETERS Regression lines Major axis 1O i Chitinozoans Graptolites Graptolites Scolecodonts Scolecodonts Chitinozoans Graptolites* Chitinozoans Scolecodonts Graptolites Chitinozoans Scolecodonts 37 0.98 -0.033 0.980 -0.032 1.004 +0.031 0.972 +0.032 0.996 26 0.99 -0.153 1.183 -0.152 1.199 +0.125 0.828 +0.160 0.859 74 0.97 +0.154 0.837 +0.127 0.836 -0.189 1.125 -0.186 1.165 Table 3. Summary of least-square regression lines and major axis, between logarithms of zooclasts mean reflectances. All subsurface and surface data included. N = actual number of mean reflectance values, r = correlation coefficient of regression, a0 = intercept of regression equation, Z1 = slope of regression equation, k0 = intercept of major axis, Ic1 = slope of major axis. ?Example of equation of reflectance regression line: L°9(Ro graptolite' = °-980 X Lo9 (Ro chitinozoan' "0^033 The same relation using major axis is: L°9 (Ro graptolite' = 1^004 X Lo9 (Ro chitinozoan' -°"032 64'30" 50*00" SIMS" sow ANTICOSTI ISLAND IO Kilct SILURIAN l"T"l Chicote Fi». m Jupiter F». 1 4 I Curt River Fm. !"TH Becscie Fn. OROOVICIAN m Ellis fioie Fm. m Voureol Fm. 43*00" 64*30" • Field sooiple 49'00" «1*45" Figure 1. Location of wells and field samples investigated in the Ordovician-Silun'an sequence of Anticosti Island, Canada. Figure 2. Composite histograms of random reflectance values for all organic matter (O.M.) types in five samples from ARCO Anticosti well. LGPL STRATIGRAPHY "SE- ORGANIC CARBON PERCENT iMji»« REFLECTANCE IN PERCENT OF TYPES OF ORGANIC HATTER 1.0 2-0 3X *- E i=^ 131 m E=C —I <*> +++ A Ao* 1 1 1 A \ \ \ Ü ^. Y *A \ * Chitinozoons o Groptolites ¦ Scolecodonts x Alginite SOLID BITUMEN a Pyrobifumen a Protobitumen a Undetermined bitumen D Bitumen droplets Figure 3. Mean random reflectance logs for all types of organic matter in LGPL Anticosti wel.l. ARCO ANTICOSTI WELL STRATIGRAPHY ORGANIC CARBON PERCENT .-.,J1MU REFLECTANCE IN PERCENT OF TYPES OF ORGANIC HATTER X or T-------T — E Ml Q x3n ^T rnn ¦T ¦¦I. ¦¦..•¦! r*-r 5n t/i XZ-I ^T S 1^=1 XZZI r= T^- ¦5 X= ^ 2- * * T----------T T T TTl ^^T Ä 3HZ 3-1 IO & ___z_ ZHZ ^z: s s 2^ is*