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6.2.2 : Lamination croisée d'ondulation actuelle - Géosciences

6.2.2 : Lamination croisée d'ondulation actuelle - Géosciences


Chiffre (PageIndex{1}) : laminage croisé en cours d'ondulation. Le flux est principalement vers la gauche près du bas de l'image et principalement hors de la roche dans la partie supérieure de l'image. Les nombreuses lames en forme de boule montrent que les crêtes d'ondulation étaient sinueuses.

Chiffre (PageIndex{2}) : laminage plan (près du bout du doigt) recouvert par le laminage croisé en cours d'ondulation. Le sens d'écoulement était à gauche.

Chiffre (PageIndex{3}) : laminage croisé en cours d'ondulation. L'écoulement était principalement soit dans ou hors de la roche. Les formes de scoop démontrent que les crêtes d'ondulation étaient sinueuses.


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Installation entravée

Ondulations, dunes, stratification croisée et stratification croisée ont toujours été parmi les sujets les plus sexy de la géologie sédimentaire. Ils sont certainement responsables (en partie) de mon choix d'un certain mode de vie qui consiste à étudier la saleté. Vous pourriez dire que tout a déjà été dit sur les ondulations et les dunes, et vous obtenez clairement ce sentiment si vous lisez certains des articles de J.R.L. Le travail d'Allen sur le sujet (et cela peut être beaucoup de lecture, soit dit en passant) ou regardez le fantastique matériel multimédia que David Rubin de l'USGS a rassemblé. [Bien sûr, il existe de nombreux autres auteurs qui ont écrit d'excellents articles sur le sujet, mais ce n'est pas mon propos ici d'écrire une histoire de la sédimentologie du lit. Bien que ce soit un sujet intéressant, si quelqu'un en avait le temps.]

Cependant, peu de ce matériel entre dans les manuels standard de sédimentologie et de stratigraphie. Peut-être à juste titre : après tout, les manuels ne sont pas censés inclure tous les détails sur un sujet particulier. Et peut-être y a-t-il des problèmes de densité plus élevée, comme si nous devrions appeler quelque chose une turbidite ou un débrite. [Désolé, je n'ai pas pu m'empêcher de taper ça].

Prenez par exemple les ondulations d'escalade. Ils se forment lorsque plusieurs trains d'ondulations se superposent et semblent « grimper », en générant des surfaces stratigraphiques inclinées dans le sens ascendant. [Notez cependant que ces surfaces ne sont *pas* des surfaces topographiques - ou temporelles - plus là-dessus]. De nombreux manuels et de nombreux articles mentionnent le laminage croisé d'ondulations grimpantes, mais souvent l'explication est quelque chose comme « ils indiquent des taux de dépôt élevés », ou « la raideur de la montée et la préservation du côté stoss sont fonction du rapport entre la charge suspendue et charge de lit". La question est, qu'entendons-nous *exactement* par «taux élevés de dépôt»? Si nous ne pouvons pas mettre de chiffres dessus, ce n'est pas si informatif. De plus, par « charge en suspension », entendons-nous la concentration de la charge en suspension ? Ou le dépôt de la charge suspendue et de la charge de fond, respectivement ? Ces déclarations ne sont pas nécessairement fausses, mais elles ne rendent pas justice aux modèles qui ont été publiés il y a de nombreuses années, des modèles qui ont en fait des nombres et des équations derrière la section « conclusion ».

L'article clé dont je parle est "Un modèle quantitatif des ondulations grimpantes et de leur dépôt de stratification croisée", par J.R.L. Allen, publié en 1970 dans la revue Sedimentology.

La relation la plus importante qu'Allen a dérivée lie l'angle de montée (voir le croquis ci-dessous) au taux de dépôt M (mesuré en unités de masse sur l'unité de temps et de surface), le taux de transport de sédiments par charriage j , et l'ondulation hauteur H :

Ceci est simplement basé sur la décomposition du flux de sédiments vers et à travers le lit en composantes verticales et horizontales (plus une relation entre le taux de transport horizontal des sédiments en ondulations et le taux de migration horizontale des formes de lit). Notez que la quantité j fait référence à la masse de sédiments qui se déplace à travers une section transversale perpendiculaire à la direction générale du courant, et le fait en faisant partie des ondulations elles-mêmes. En d'autres termes, il n'y a pas d'équivalence directe entre M et le dépôt de charge en suspension, et j et le dépôt de charriage. Bien qu'il soit possible qu'en général la charge en suspension contribue davantage à M que le dépôt du charriage, il n'est dit nulle part que les grains transportés dans le charriage ne peuvent pas être déposés du côté de la stoss des ondulations et ainsi contribuer à la croissance verticale du lit.

Évidemment, si l'angle de montée est plus petit que l'inclinaison du côté stoss, il n'y aura pas de préservation du côté stoss et la stratification croisée résultante ressemblera au croquis ci-dessous (ce qui, soit dit en passant, a été tout un effort à générer dans Matlab, vous pouvez facilement le faire et bien plus encore avec le code Matlab de David Rubin, mais je voulais comprendre un peu mieux les choses en codant moi-même quelque chose de simple):

C'est ce qu'on appelle souvent la stratification croisée d'ondulation d'escalade de « type A » (ou sous-critique), mais tout le monde sait de quoi vous parlez si vous l'appelez « simplement » la stratification croisée d'ondulation d'escalade sans préservation côté stoss.

En revanche, l'aggradation est beaucoup plus importante si l'angle de montée est plus grand que la pente du côté stoss, et dans ce cas, le dépôt a également lieu sur les côtés stoss, résultant en un laminage de « type S » (ou supercritique) :

Bien entendu, il n'est dit nulle part que la vitesse de dépôt M ou la vitesse de transport de charriage j doivent rester constantes dans le temps. Si le rapport de ces quantités change, l'angle de montée changera également. Ce croquis montre un exemple où le taux de dépôt M augmente avec le temps :

L'un des principaux points de l'article est qu'il existe une différence fondamentale entre le taux de dépôt M et le taux de transport de sédiments par charriage j . Un taux de dépôt supérieur à zéro signifie que le taux de transport des sédiments dans l'écoulement doit diminuer d'une position ascendante à une position descendante. Un simple bilan de masse nous indique que ce changement dans le taux de transport des sédiments doit être égal au taux de dépôt. En d'autres termes, le taux de dépôt M est un dérivé du taux de transport des sédiments et, en tant que tel, n'appartient pas au même tiroir de quantités physiques que le taux de transport de charriage.

Dans le même ordre d'idées, Allen souligne que la stratification à ondulation montante en dit long sur l'uniformité et la stabilité du flux. Un écoulement uniforme et régulier ne peut former qu'un seul train d'ondulations, une non-uniformité ou une instabilité est nécessaire pour avoir un dépôt d'ondulation ascendante.

C'est tout pour l'instant à suivre. Il est temps de faire mes impôts.

Lectures complémentaires: Brian a une photo de terrain du vendredi et un Geopuzzle sur les ondulations d'escalade. Voici quelques photos et un film d'ondulations grimpantes générées par un courant de turbidité dans un canal.


Réservoirs de carbonate

Clyde H. Moore , William J. Wade , dans Développements en sédimentologie , 2013

Fractures syndépositionnelles

La lithification précoce et les pendages de dépôt abrupts, en particulier le long des marges de plate-forme de type escarpement, dans les systèmes carbonatés créent un potentiel élevé de fracturation syndépositionnelle à grande échelle. Bien que des fractures syndépositionnelles à petite échelle, principalement des fissures de synérèse (fissuration superficielle de croûtes durcies sous l'eau) et des fissures de dessiccation (fissures superficielles formées lors d'une exposition subaérienne) se produisent également dans les carbonates, elles ont généralement des étendues latérales et verticales limitées et ont tendance à être scellées par des sédiments et /ou du ciment. Par conséquent, ils ont peu d'impact sur les réservoirs.

Les fractures à grande échelle sont associées à des ruptures de masse naissantes le long des marges abruptes du plateau carbonaté. En particulier, les marges liées aux récifs sont caractérisées par une lithification précoce et des pentes de dépôt abruptes, même verticales ou en surplomb. Il n'est donc pas rare que des fractures, précurseurs d'une rupture massive, s'ouvrent au fond de la mer au sommet des marges abruptes des récifs. Si la rupture de masse ne se produit pas, de telles fractures peuvent être conservées sous forme de dykes neptuniens, ainsi nommés parce qu'ils sont invariablement remplis de sédiments carbonatés marins et/ou de ciment. Les dykes neptuniens semblent être particulièrement fréquents dans les anciens récifs (Tucker et Wright, 1990), où ils sont parallèles à la direction des dépôts, avec des décalages locaux modestes qui reflètent les configurations festonnées caractéristiques des ruptures massives.

On pourrait s'attendre à ce que les dykes neptuniens dans certains réservoirs de carbonate forment des barrières de perméabilité plutôt que des conduits, en raison du remplissage complet par les sédiments et le ciment. Cependant, des études géologiques des dykes neptuniens dans les affleurements du bassin de Canning en Australie-Occidentale ont montré que les dykes neptuniens y étaient plus solubles ou plus perméables que la roche environnante et, par conséquent, sont largement agrandis en solution par les eaux météoriques ( Narr et Flodin, 2012 ). La même étude de fracture d'affleurement a noté que l'orientation de la digue neptunienne était soit (1) parallèle à la marge du récif, soit (2) normale à la marge à chaque extrémité du bloc d'affaissement naissant. En d'autres termes, les blocs de rupture « festonnés » ne se cassent pas le long de surfaces légèrement incurvées, mais plutôt le long de surfaces essentiellement orthogonales.

De plus, les réservoirs contenant des dykes neptuniens sont fréquemment soumis à des contraintes tectoniques et/ou de mort-terrain suffisantes pour réactiver les dykes en tant que sites de mouvement de faille normal (ou, sous compression, inversé). Une fois que le mouvement des failles a rouvert les fractures, elles sont des conduits favorables pour les fluides de bassin corrosifs, y compris les eaux acides préhydrocarbures, qui peuvent considérablement augmenter les ouvertures des failles par l'élargissement de la solution. Cela semble s'être produit au champ géant de Tengiz, dans l'ouest du Kazakhstan ( Narr et Flodin, 2012 ). Les fractures rajeunies et agrandies en solution jouent un rôle important dans la production et la planification du développement de ce champ géant : « Ces fractures plongent fortement et frappent de manière principalement parallèle et/ou normale à l'orientation locale de la marge de dépôt. Ils sont surtout développés dans les faciès cassants à dominance de bindstone de l'environnement de la plate-forme externe à la partie supérieure du talus. La dissolution par des fluides corrosifs après l'enfouissement a conduit à l'élargissement des ouvertures de fracture, qui vont de petites à caverneuses. Dans le champ de Tengiz, les fractures caverneuses présentent à la fois un risque élevé de perte de circulation, ainsi que la récompense de puits hautement productifs » ( Narr et Flodin, 2012 ).


Deux niveaux pyroclastiques à l'échelle métrique sont interstratifiés dans la succession du Miocène inférieur de l'Estancia 25 de Mayo (Transgression patagonienne) et les formations de Santa Cruz dans l'avant-pays du Bassin Austral (ou Magallanes), Argentine. Le niveau inférieur pyroclastique (LPL) est un corps tabulaire interstratifié dans des dépôts marins offshore, latéralement continu sur 30 km et variant en épaisseur de quelques centimètres à environ 4 m. Grades granulométriques allant du frêne grossier au frêne extrêmement fin avec un collage ascendant et une tendance au collage nord-est. Les tufs fins à très fins sans structure dominent et de rares stratifications parallèles sont les seules structures sédimentaires tractives. L'étage pyroclastique supérieur (UPL) se situe dans des dépôts fluviaux de faible énergie et est discontinu latéralement, et il est composé de corps lenticulaires atteignant un maximum de 15 m d'épaisseur et 100 m de large, avec une base concave et un sommet plan. La gamme de taille de grain est similaire à la LPL mais elle grossit vers le haut. La partie inférieure de l'UPL montre une stratification parallèle, une stratification ondulée actuelle et des draps de boue avec de gros lapilli de pierre ponce et des débris végétaux, tandis que la partie supérieure montre une stratification parallèle et une stratification transversale en creux. Les deux niveaux pyroclastiques sont composés principalement de grains de pierre ponce et d'éclats de verre avec des proportions mineures de cristaux de quartz et de plagioclase et de fragments lithiques. Le LPL ne montre aucun mélange avec le matériau épiclastique tandis que l'UPL montre une augmentation vers le haut du matériau épiclastique et une augmentation vers le haut de l'échelle de stratification transversale.

L'épaisseur importante par rapport au centre d'émission possible et la teneur en débris végétaux du LPL ne suggèrent pas une origine directe, sous-marine, des retombées de cendres. Le LPL est interprété comme un dépôt d'écoulements hyperpycnaux générés dans la zone côtière lorsque des rivières chargées de téphra se sont enfoncées dans l'océan. De grandes quantités de débris végétaux bien conservés soutiennent l'hypothèse d'une source terrestre des sédiments. L'UPL est entièrement composé de dépôts de traction, donc une origine de retombées de cendres est ignorée. Ceci, ainsi que la forme lenticulaire et l'origine de la plaine alluviale des sédiments encaissants, suggèrent une accumulation dans les canaux fluviaux. Des cycles de stratification parallèle à régime d'écoulement supérieur, de stratification par ondulation de courant et de draps de boue dans la partie inférieure suggèrent des écoulements turbulents de courte durée qui ont initialement rempli des canaux semi-abandonnés. Ils ont été suivis de crues en nappes et de réactivation de chenaux, exprimées par des stratifications transversales à grande échelle. Le faible degré de mélange de particules observé dans les deux niveaux s'explique par l'incapacité des cours d'eau à éroder le substrat car ils sont soudainement sursaturés de sédiments pyroclastiques pendant et après l'éruption. La distribution granulométrique du LPL et les données géochimiques indiquent une source volcanique contemporaine située à l'ouest/sud-ouest dans les chaînes andines, où se trouve actuellement le batholite sud de la Patagonie.


Lithofaciès et pétrographie de la formation Miocène Murree, bassin de Peshawar, nord-ouest du Pakistan : implications pour la provenance et le paléoclimat

La formation Miocène Murree est un énorme dépôt sédimentaire et est considérée comme les sédiments du bassin d'avant-pays de l'Himalaya, s'étendant d'est en ouest à travers les contreforts de l'Himalaya. Une analyse des lithofaciès a été effectuée pour établir l'environnement de dépôt, les lithofaciès suivants ont été identifiés : gravier massif supporté par clastes (Gcm), grès avec stratification en croix planaire (Sp), grès à stratification en croix (St), grès avec stratification horizontale (Sh), grès à stratification croisée d'ondulation (Sr), grès à stratification croisée à faible angle (Sl) et massif de boue et de limon avec bioturbation racinaire (Fr). Ces lithofaciès représentent une faible profondeur de chenal, des dépôts sur la partie distale de la barre de pointe, des digues naturelles et la plaine inondable d'une rivière sinueuse. Les données de composition modale indiquent que le grès de Murree est du wacke arkosique à lithique. Les données minéralogiques et texturales suggèrent que le grès est de composition submature à immature et de texture immature à submature. Les débris de fragments de roche proposent diverses sources pour la formation de Murree. Les placettes ternaires de type quartz détritique de la présente étude désignent une provenance plutonique. Le pourcentage élevé de quartz monocristallin non contraint (Qnu) par rapport au quartz monocristallin ondulatoire (Qu) et au quartz polycristallin (Qp) propose une zone de source plutonique pour la Formation de Murree. La parcelle paléoclimatique révèle un milieu semi-humide-humide.

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Une analyse de la stratification croisée du grès de Coconino

Cet article attire l'attention sur les avantages de l'utilisation du réseau polaire stéréographique pour la représentation des attitudes transversales et décrit un mode d'analyse de celles-ci basé sur la considération de chaque attitude comme une quantité vectorielle. L'analyse donne une direction moyenne pondérée du pendage et une mesure exprimée numériquement de la cohérence dans la direction des pendages individuels. On montre que ce dernier incarne la signification de l'« écart-type » statistique. A un symbole de carte représentant la direction résultante du vecteur et la cohérence, un arc exprimant la plage dans la direction des lectures individuelles est ajouté. Le reste de l'article illustre l'analyse par une étude du grès de Coconino dans le nord de l'Arizona. Une brève revue de sa littérature et la preuve de son origine éolienne probable est donnée. Il est conclu que les courants de transport responsables avaient une direction sud, à l'exception du district au sud de la rivière Little Colorado, où ils ont basculé brusquement vers l'est. L'évidence des grès de De Chelly et de Cedar Mesa peut-être contemporains est notée et discutée.


Dépôts de crête de marée à l'embouchure de la rivière

La séquence distributaire-bouche-barre qui vient d'être décrite représente le type de séquence verticale le plus courant dans de nombreux dépôts deltaïques. Dans les deltas débouchant dans des amplitudes de marée macro ou hautes et dans des bassins étroits et allongés, cependant, les processus de marée jouent un rôle important dans la dispersion et la redistribution des clastiques fluviaux. Là où les rivières débouchent dans des bassins étroits et allongés où l'amplitude des marées crée un fort transport bidirectionnel, de grandes crêtes de marée linéaires à l'intérieur et juste au large de l'embouchure de la rivière sont des formes topographiques courantes associées à l'environnement de la barre de distribution. Ces crêtes sont généralement composées de sable fluvial grossier et varient en taille, certaines affichant des hauteurs dépassant 30 m au-dessus des rigoles adjacentes. Les crêtes sont généralement orientées parallèlement aux chenaux de la rivière, formant des dépôts de sable proéminents et allongés.

Bien que dans les deltas mondiaux actuels, les crêtes de marée à l'embouchure des rivières forment l'un des principaux corps de sable associés aux rivières se transformant en bassins affichant des amplitudes de marée macro ou hautes, la littérature sur ces crêtes de marée à l'embouchure est rare. De nombreux deltas de rivières du passé existaient sans aucun doute dans des environnements environnementaux similaires, et ils doivent donc former des masses de sable importantes dans de nombreuses séquences deltaïques de roches anciennes. La littérature majeure associée à ces types de caractéristiques comprend celle de Off, [8] Keller et Richards, [9] Reineck et Singh, [10] Houbolt, [11] Klein, [12] Ludwick, [13] Meckel, [14] et Wright et Thom. [15]

Les défluents fluviaux débouchant dans les régions à marée haute présentent généralement une configuration en forme d'entonnoir, avec des largeurs atteignant plusieurs kilomètres. Les crêtes de marée linéaires et allongées alignées parallèlement les unes aux autres dans la direction du courant de marée sont les formes d'accumulation les plus importantes dans les canaux et les embouchures des rivières. Ils semblent être directement liés aux schémas de transport bidirectionnel des sédiments, aux amplitudes des marées élevées et à la symétrie des courants de marée. Les crêtes de marée décrites par Coleman [16] et Wright et Thom [15] dans la rivière Ord sont typiques des bancs d'étude trouvés dans les défluents deltaïques dominés par les rivières.

Ces amplitudes de marée dans la rivière Ord ont un relief de 10 à 22 m et représentent globalement plus de 5 x 10 6 m3 d'accumulation totale de sable. Les crêtes de marée mesurent en moyenne environ 2 km de longueur et 300 m de largeur, avec des crêtes émergentes ou près de la surface à marée basse. Quelques-uns sont émergents en permanence et végétalisés par la mangrove. Dans certains deltas, les crêtes de marée atteignent des longueurs extrêmes de 10 à 15 km. Des deltas présentant des types de hauts-fonds similaires ont été décrits par Off [8] et Meckel. [14] Meckel [14] a fait référence aux crêtes de marée à l'embouchure du delta du Colorado, dans le golfe de Californie, en tant que barres de marée. Les crêtes à l'embouchure du Colorado présentent un relief de 7 à 10 m et un espacement de crête à crête de plusieurs kilomètres. En coupe transversale, ils varient d'approximativement symétriques à nettement asymétriques, avec des côtés abrupts faisant généralement face à la direction en aval de la propagation des marées.

Bien que peu de carottages aient été effectués sur ces types de gisements, la figure 7 est une tentative de résumer les données actuellement disponibles. Le diagramme en haut à gauche illustre la distribution de certaines des crêtes de marée vers la mer de l'embouchure du delta du fleuve Chatt-el-Arab, qui se jette dans le golfe Persique. La longueur des crêtes de marée à l'embouchure de la rivière varie de 5 à 15 km, certaines des plus grandes crêtes affichant des largeurs de 2 km. L'espacement général des crêtes dans la zone distributaire-embouchure-barre varie d'un minimum d'environ 2 km à un peu plus de 5 km. Le diagramme en haut à droite montre une séquence verticale typique résultant de la progradation de l'embouchure et de la migration latérale des crêtes. En général, la séquence ascendante de grossissement affichée concorde assez bien avec les données présentées pour le delta inférieur du Colorado [14] et le delta de la rivière Ord. [16]

Les unités de sable sont généralement bien triées et présentent une variété de stratifications croisées à petite et à grande échelle. L'une des structures sédimentaires les plus courantes dans les masses de sable est le type de stratification bidirectionnelle ou en chevrons à petite échelle. Les débris de coquillages sont généralement courants, à la fois dispersés dans les dépôts de sable et concentrés dans de minces dépôts de type retard. Des couches de sable parallèles sont courantes dans toute la séquence de dépôts sableux et résultent probablement du dépôt pendant le régime d'écoulement supérieur, en particulier à marée basse, lorsque les profondeurs d'eau à travers les hauts-fonds sont assez faibles et les vitesses assez élevées.

Thompson [17] a mesuré des courants de flux et de reflux de 100 à 135 cm/sec, avec des vitesses maximales de plus de 200 cm/sec, dans des barres à l'embouchure du Colorado. Bien que les expositions soient généralement limitées à l'intérieur des crêtes de marée, les fosses peu profondes et les carottes à caissons près des sommets de nombreuses crêtes de marée ont un litage croisé à grande échelle, avec la probabilité que dans les séquences les plus hautes, un litage croisé à grande échelle puisse être préservé. Les propriétés directionnelles tout au long de la séquence montrent généralement une direction nette vers l'aval, cependant, la stratification croisée orientée vers l'amont n'est pas rare, et donc les roses de courant montreraient probablement le modèle bidirectionnel.

Le diagramme en bas à gauche de la figure 7 illustre l'isopache probable du sable associée à un environnement de crête de marée à l'embouchure d'une rivière. Cet isopaque particulier est basé sur des données limitées et est calqué sur l'embouchure de la rivière Ord. L'épaisseur de sable tout au long de l'intervalle isopaché varierait sans aucun doute et se concentrerait dans le type linéaire de crêtes observées topographiquement dans les deltas modernes. La réponse logarithmique (diagramme en bas à droite, figure 7) montre une variation extrême en raison de l'épaisseur du sable, la base du dépôt de sable présente un contact graduel avec un plan d'affouillement basal plutôt abrupt associé à ces crêtes d'affouillement proéminent. En général, les crêtes ont tendance à présenter les unités de sable les plus grossières et les mieux triées et sont illustrées par les carottages 3, 5 et 7.

Dans une direction amont, représentée par le trou de carottage 8, il est hautement probable que la base du sable représente une surface érodée, et ainsi le corps de sable présente une base extrêmement pointue. Dans les carottes et les échantillons provenant des zones entre les crêtes, les sédiments ont tendance à être beaucoup plus mal triés. Les clasts d'argile, les déchets organiques et les coquilles sont fréquents. Il est probable que la réponse de la diagraphie électrique montrerait des types de modèles extrêmement erratiques et irréguliers, comme indiqué dans les trous de forage 4 et 6.

Bien que les données soient rares pour ce type de contexte environnemental, les auteurs pensent que de tels corps de sable sont en effet courants dans les séquences rocheuses anciennes, et jusqu'à ce qu'un plus grand nombre de forages et de carottes soient obtenus sur et à travers ces crêtes de marée à l'embouchure de la rivière, les données présentées dans la figure 7 reste quelque peu spéculatif. Cependant, les observations de la littérature citée ci-dessus indiquent que la nature générale des gisements est telle qu'illustrée dans la séquence verticale de la figure 7.


Introduction

La classification des lithofaciès est une étape essentielle pour caractériser les réservoirs et mieux comprendre leurs milieux de dépôt. Pour prédire les niveaux de saturation des réservoirs et pour effectuer une modélisation ultérieure efficace des réservoirs, il est crucial d'évaluer correctement les propriétés lithologiques telles que la taille des grains, la forme des grains, le tri et la cimentation. Ces propriétés lithologiques affectent les propriétés pétrophysiques et de transport des roches réservoirs (par exemple, la porosité et la perméabilité).

Les interprétations conventionnelles des logs de puits effectuées pour la classification de la lithologie négligent généralement les hétérogénéités en dessous de la résolution logarithmique. Actuellement, les carottes entières extraites des puits de forage sont décrites par des inspections visuelles directes par une équipe de géologues et/ou de pétrophysiciens. Cependant, ce processus prend du temps et la classification des faciès qui en résulte peut être affectée par une interprétation subjective.

L'extraction de données de base entières nécessite actuellement des investissements importants. Par conséquent, une classification de base rapide et automatisée et une analyse de base associée sont considérées comme une technologie clé permettant d'améliorer le retour sur investissement et d'améliorer les processus décisionnels globaux [36].

L'imagerie par tomodensitométrie (CT) à rayons X est considérée comme l'une des méthodes non destructives les plus efficaces pour inspecter des carottes entières à une résolution submillimétrique, et l'image numérique résultante de la carotte est une aide à l'automatisation du processus de classification des carottes. Les images CT peuvent en effet être intégrées dans le workflow de classification pour une classification lithologique rapide [10]. La tomodensitométrie de carottes entières aide depuis longtemps les géologues à étudier les carottes extraites [39]. Plus précisément, les tomodensitogrammes de carottes entières 2D et 3D fournissent des informations à haute résolution (submillimétrique) sur la texture, la composition et la structure interne des roches réservoirs. De plus, l'imagerie CT de la carotte entière peut être réalisée dans les premières étapes du processus d'analyse du faciès : ces données peuvent être utilisées avant l'extrusion, lorsque la carotte est encore dans un fût en aluminium [36].

D'un point de vue technique, chaque voxel dans les images CT est représenté par une valeur de niveau de gris qui indique un certain niveau d'atténuation des rayons X. Cette valeur d'échelle de gris, et donc l'atténuation, est fonction de la densité et du numéro atomique effectif du matériau sous-jacent [36]. Depuis la première génération de tomodensitomètres, la technique de numérisation a été considérablement améliorée et les images tomodensitométriques actuelles peuvent prédire la distribution 2D et 3D de la composition chimique et de la densité de l'ensemble du noyau [19]. Ces informations, ainsi que le fait que toutes les analyses de carottes sont stockées numériquement, facilitent les analyses en laboratoire de la structure interne des carottes à utiliser dans la caractérisation de la roche et l'évaluation des emplacements de forage de bouchons. Les améliorations récentes des algorithmes de tomodensitométrie et de reconstruction, combinées aux développements de la puissance de calcul et de l'analyse d'images, ont ouvert de nouvelles possibilités pour extraire encore plus d'informations à partir de cœurs entiers, améliorant ainsi leur valeur dans les paramètres opérationnels et facilitant l'automatisation du processus de classification des cœurs.

L'application d'algorithmes d'apprentissage automatique supervisés et non supervisés a trouvé une utilisation significative dans de nombreuses disciplines, y compris l'industrie pétrolière. Récemment, les sociétés d'exploration et de production se sont beaucoup intéressées à l'analyse de données volumineuses et de solutions automatisées pour réduire les inefficacités opérationnelles qui ralentissent les processus de prise de décision avec les pertes de revenus associées [5].

Les algorithmes d'apprentissage automatique, en particulier les réseaux de neurones artificiels et les machines à vecteurs de support, ont été appliqués avec succès dans plusieurs études de recherche pour classer les lithofaciès et estimer les propriétés pétrophysiques à l'aide de mesures de diagraphie de puits ou de carottes [1, 2, 8, 10, 15, 18, 22 , 25, 31, 33, 38, 41, 42, 49, 52].

En ce qui concerne les classifications de lithologie basées sur des images, plusieurs publications ont utilisé des approches d'apprentissage en profondeur pour classer la lithologie en fonction des photographies de carottes optiques, des journaux d'images de forage, des sections minces et des images microtomographiques. De Lima et al. [12, 13] ont utilisé des techniques d'apprentissage en profondeur et d'apprentissage par transfert pour classer les images de base des roches carbonatées. Dans une autre publication De Lima et al. [14] ont exploré l'utilisation de réseaux convolutifs profonds pour accélérer la classification des microfaciès basée sur des sections minces de roches. Valentin et al. [50] ont introduit une méthodologie d'identification automatique des lithofaciès basée sur des images de trous de forage ultrasonores et microrésistifs et un réseau convolutif résiduel profond. Baraboshkin et al. [6] ont comparé les performances de plusieurs architectures de réseaux de neurones bien connues (AlexNet, VGG, GoogLeNet, ResNet) pour classer les types de roches sur la base des images de noyau optique. De plus, la technique d'apprentissage en profondeur a été utilisée par Anjos et al. [4] pour identifier les patrons lithologiques dans les roches carbonatées sur la base des images microtomographiques.

Dans la majorité des publications susmentionnées, des données de diagraphie de puits ou des données d'analyse de carottes ont été utilisées comme entrées pour la phase d'apprentissage des modèles. Cependant, une tendance récente consiste à intégrer les deux informations ensemble, potentiellement avec également des images à plusieurs échelles. Plus précisément, Al-Obaidi et al. [3] ont utilisé une combinaison de propriétés de tissu rocheux extraites de journaux d'images et d'estimations pétrophysiques et compositionnelles basées sur des journaux de puits pour effectuer une classification automatique des roches à l'aide k-Méthode de regroupement basée sur les moyens.

Alors que l'intelligence artificielle a été largement utilisée pour la classification des faciès et les estimations des propriétés pétrophysiques sur la base des données de diagraphie et d'analyse de carottes, il existe quelques approches qui utilisent des images CT pour la classification des faciès et les estimations des propriétés d'écoulement. Ces approches utilisent le contenu informatif des images CT par l'extraction de diverses caractéristiques à des fins de regroupement et de classification. Hall et al. [19] ont prétraité l'ensemble des images CT de la carotte, extrait les caractéristiques statistiques des images traitées et entraîné un classificateur de forêt aléatoire pour identifier les intervalles de carotte bioturbés. Odi et Nguyen [36] ont utilisé des caractéristiques physiques telles que la densité, la porosité et l'effet photoélectrique, extraites de tomodensitométries à double énergie, pour des classifications de faciès géologiques supervisées et non supervisées. De plus, les modèles ont été entraînés pour apprendre la relation entre les caractéristiques physiques extraites par CT et la description de faciès géologique existante définie par l'utilisateur.

Gonzalez et al. [17] ont considéré un flux de travail pour une classification automatique des roches qui combine des diagraphies de puits conventionnelles, des images CT de carottes entières, des photographies de carottes optiques et des données d'analyse de carotte de routine (RCA). Dans ce flux de travail, les caractéristiques liées au tissu rocheux sont d'abord extraites d'images tomodensitométriques et de photographies de carottes entières, puis utilisées pour déterminer les classes de roches au moyen d'un algorithme de clustering. Initialement, les auteurs ont supposé plusieurs classes de roches, puis ils ont optimisé ce nombre en augmentant itérativement le nombre de classes et en minimisant une fonction de coût basée sur la perméabilité en dessous d'un certain seuil. Les classes de roches obtenues ont finalement été utilisées pour former un réseau de neurones artificiels afin de prédire les classes à partir des données de diagraphie de puits. Shin et al. [10] ont utilisé des machines à vecteurs de support (SVM) pour classer automatiquement les lithofaciès à l'aide des statistiques de premier ordre et des caractéristiques de la matrice de cooccurrence de niveaux de gris (GLCM) extraites d'images tomodensitométriques en coupe transversale 2D. Les auteurs ont utilisé un modèle SVM pour apprendre la relation entre les caractéristiques extraites et les descriptions de base manuelles dérivées par des experts.

Dans les publications mentionnées, la classification des faciès est effectuée en utilisant le contenu informatif des images CT sous la forme de diverses caractéristiques statistiques et texturales. Cependant, les images CT ne sont pas directement utilisées comme entrée pour les classifications basées sur l'apprentissage automatique.

Dans cette étude, nous proposons un flux de travail pour la classification automatique des lithofaciès qui utilise des tranches d'images tomodensitométriques entières comme entrée pour former un modèle CNN. Dans l'approche proposée, la nécessité d'une extraction manuelle des caractéristiques est éliminée car les caractéristiques pertinentes sont apprises par le réseau pendant qu'il est formé sur un ensemble d'images CT. Les résultats obtenus révèlent que le classificateur entraîné est capable de distinguer certaines classes de lithofaciès avec une précision satisfaisante. Cependant, les classes de lithofaciès avec des valeurs de texture et de niveaux de gris similaires sont confuses. Dans notre flux de travail, les informations acquises à partir des résultats de prédiction sont utilisées pour évaluer les classes de lithofaciès mal classées en termes de similitudes dans les propriétés de transport. Further, as a post-classification processing step, hierarchical clustering analysis is performed to automatically cluster similar lithofacies classes using the prediction confusion matrix and then these results, together with porosity–permeability relationships, are used to group 20 lithofacies classes into 4 rock classes.


4. Discussion

4.1. Stratigraphy

50 km in the area studied south of Fort Peck (Figure 1 and Figure 2), and lower sequence boundaries are similarly observed in sections

120 km west at Crooked Creek (north of Winnett, MT [20] Figure 7),

175 km east at Makoshika State Park (Glendive, MT [10,39]), and

300 km southeast at Sand Creek (Sheep Mountain, near Ekalaka Figure 10 and Figure 31). Lateral extent of the described features differentiates them from isolated channels or autocyclic processes.

30 m, since the typical relief of any given outcrop of the Hell Creek Formation usually exceeds 30 m. Therefore at least one sequence boundary or formational contact should be visible locally.

4.2. Time Duration of Depositional Cycles

2 Myr) regional unconformity between the Fox Hills Sandstone and Hell Creek Formation, placing the top of the Fox Hills Sandstone at about 70 Ma. While this interpretation remains controversial [47], a regional unconformity would be a reasonable hypothesis for the interconnected Williston and Powder River Basins, and a hiatus of some length is suggested by the disconformable erosive basal contacts of the Colgate Sandstone (up to 25 m relief [43]) and Hell Creek Formation (at least 5 m relief), and also ammonite biostratigraphy [35,36,118] (see magnetostratigraphic corrections, above). However, if the magnetostratigraphic work of Lerbekmo [28] is correct in assigning the top of the Fox Hills sandstone as C30r (top of C30r = 67.696 Ma [78]), this would suggest a much shorter hiatus, probably much less than 1 Myr, although again, ammonite biostratigraphy suggests that Lerbekmo [28] is in error.

66.9 Ma. Sprain et al. [19,76] dated an ash in the Null Coal, located 0–5 m below the base of the Apex Sandstone, recovering a date 0.263–0.336 Myr older than the Irz coal (K-Pg boundary) Based on this radiometric date, the upper third of the Hell Creek (cycles 3 and 4) probably represents less than 0.3 Myr in duration. If it is assumed that the lower

60 m of the Hell Creek Formation was deposited at approximately the same rate (by thickness), then the entire formation may have been deposited in approximately 0.7–0.9 Myr. This very rough figure is comparable to the estimated duration of

1.36 Myr published by Hicks et al. [79], but less comparable to the maximum of 2.1 Myr (based on magnetostratigraphy [21,28,29,75]). A cycle wavelength of

0.25–0.3 Myr places the Hell Creek Formation depositional sequences as representative of 4th order cyclicity (0.1–1 Myr [97]). These are superimposed over the top of 3rd order cyclicity (1–10 Myr [97]), in the same fashion as illustrated by Barrell [136]. However, it is not suggested here that sedimentation would have been continuous over the duration of a given cycle. Indeed, in even a relatively complete geological section 80% or more of the duration of time may be represented by a surface rather than rock, with important implications for interpretation [137].


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