Le Platreef est une formation noritique contenant des minéralisations en Éléments du Groupe du Platine. Elle se situe en bordure de la partie septentrionale du complexe du Bushveld. Afin de définir les spécificités de cette unité marginale, nous avons tout d'abord étudié des échantillons pouvant servir de point de comparaison : ils proviennent d'une zone centrale de l'intrusion, le forage de Bellevue. Les données en isotopie de l'oxygène indiquent des valeurs de δ18O proches de 6,5 à 7 ‰ et homogènes à travers la pile magmatique. Ces valeurs, plus lourdes de 1 à 1,5 ‰ que celles des autres produits issus du manteau du Kaapvaal, sont l'indice d'une contamination crustale à l'échelle de tout le complexe. L'isotopie de l'hydrogène et les teneurs en eau témoignent de cumulats peu ou pas altérés. <br /><br />Sur la base de critères pétrographiques et géochimiques, le Platreef apparaît beaucoup plus affecté par des phénomènes d'assimilation et de circulations de fluides. Il a été échantillonné sur 4 sites, en contact avec différentes roches encaissantes : granites Archéens, dolomies, quartzites et cornéennes. Les xénolithes calco-silicatés sont omniprésents dans ces portions du Platreef. Une contamination par des liquides de fusion partielle du granite est également mise en évidence. Les cumulats les plus affectés par l'altération se trouvent au contact des granites, qui constituent l'encaissant le plus fracturé. <br /><br />À l'échelle du complexe, le rapport fluide/roche des interactions est très faible : les circulations ont été confinées à des chenaux préférentiels. Les caractéristiques isotopiques et géochimiques des fluides ne correspondent pas à celles des eaux météoritiques. Ils étaient probablement originaires des formations sédimentaires proches et ont été expulsés lors de la perturbation thermique due à la mise en place des magmas du Bushveld. Ils contenaient du chlore et du CO2 leur permettant de jouer un rôle dans la distribution des PGE.

L'étude visait principalement à caractériser le Cénomano-turonien du bassin sénégalais et d'aires voisines (Tarfaya, Maroc). L'approche mise en jeu, principalement fondée sur l'analyse de la matière organique par diverses méthodes géochimiques et pétrographiques, a permis de réaliser une reconstitution paléoenvironnementale de la zone d'étude. Celle-ci se singularise avant tout par un fort détritisme et de mauvaises conditions de production et de préservation d'une matière organique marine et continentale. <br /> <br />Les conditions de genèse et d'accumulation des hydrocarbures ont fait l'objet d'une modélisation 2D. La genèse a débuté vers la fin du Crétacé et l'expulsion à l'Eocène. La tectonique post-rift a permis le développement de structures en "Rollover". Des hydrocarbures ont pu s'y piéger après migration suivant les failles normales.

Ce travail est basé sur l'étude d'un continuum eau de pluie – eau de surface – eau minérale, en utilisant différents outils chimiques et géochimiques. La zone d'étude se situe en bordure Est du Massif Central Français. Elle comprend des entités géographiques et géologiques variées (complexe granito-gneissique et cristallophyllien – Monts du Forez et du Lyonnais d'âge hercynien, graben Oligocène du Forez à venues volcaniques miocènes).<br />La première partie repose sur l'étude en isotopes stables (18O, 2H) des précipitations locales (3 points de mesures ; prélèvements journaliers sur 1 à 3 ans), dont les contenus en tritium permettent de déterminer le bruit de fond atmosphérique actuel. Les mesures 18O, 2H ont permis de construire une droite locale des eaux météoriques et de quantifier les gradients d'appauvrissement des rapports isotopiques en fonction de l'altitude. Ceci permet aussi de déterminer les temps de transit de l'eau dans les aquifères superficiels et de détecter la présence d'eaux récentes dans des eaux plus minéralisées. De plus, une évaluation des quantités d'eau réellement disponibles à l'infiltration (et de leur signature isotopique) a été entreprise en se basant sur différentes méthodes de calcul de l'évapotranspiration.<br />La seconde partie consiste en l'étude de rivières et d'aquifères peu profonds, majoritairement situés en zone d'arène granitique et connaissant des variations de débit marquées. La détermination des contenus en éléments majeurs cations et anions donne des gammes de Solides Totaux Dissous variant de 30 à 500 mg/l pour les sources, de pH acide à neutre et de faciès Na-Ca-Cl-HCO3. Les calculs d'indice de saturation, incluant les phases minérales des sols locaux, montrent une interaction limitée avec les produits d'altération d'une matrice rocheuse granitique. Les rapports isotopiques en carbone 13 indiquent une forte proportion de matière organique dissoute. La détermination des d18O et dD permet d'envisager une recharge préférentielle en hiver ainsi que des gradients d'altitude proches de ceux enregistrés par les pluies. L'utilisation de modèles de transit souterrain de type « dispersion » permet d'estimer des temps de transit moyens de 10 à 15 mois en oxygène et 8 à 13 mois en hydrogène.<br />Enfin, 7 sources minérales, en contexte granitique faillé ou sédimentaire, ont également fait l'objet de prélèvements réguliers. Six d'entre elles sont carbogazeuses, deux ont un caractère thermal. Trois faciès chimiques, marquant une augmentation de la minéralisation, sont représentés : Ca-Mg-HCO3, Na-HCO3-Cl et Na-HCO3. Les indices de saturation indiquent une nouvelle fois une nette interaction avec le socle. Or, les précipitations/dissolutions d'espèces minérales modifient les concentrations en cations. Dès lors, les estimations de température profonde des réservoirs (géothermomètres à cations) donnent une gamme de variation de 150 à 240°C. Les rapports isotopiques en oxygène et hydrogène sont beaucoup plus stables que ceux des eaux de surface, les eaux Na-HCO3 ayant des deltas appauvris par rapport à leurs altitudes d'émergence. La détermination des altitudes des aires de recharge, en utilisant les gradients déterminés sur les pluies, donne des altitudes compatibles avec celles des reliefs locaux. Les signatures en carbone 13 sont influencées par la signature du CO2 profond pour les sources carbogazeuses. Une source thermale (faciès Na-Cl-HCO3) a des valeurs très différentes. Certaines sources du faciès Ca-Mg-HCO3, par leur contenu en tritium, attestent de mélanges avec des eaux de surface, de faible importance cependant (13C, 14C). Pour l'ensemble des sources minérales, les durées maximales de temps de transit obtenues par le carbone 14 sont de l'ordre de 20000 à 25000 ans, alors que cette durée est de 8000 ans pour la source thermale précédemment mentionnée.

Les séquences argileuses peu perméables telles que les argilites callovo-oxfordiennes du bassin de<br />Paris ou les siltites vraconiennes du Gard, ont été choisies pour l'implantation éventuelle d'un<br />laboratoire souterrain destiné à tester les propriétés physico-chimiques de ces formations dans<br />l'éventualité d'un stockage profond de déchets nucléaires. La connaissance et la compréhension des<br />modifications post-sédimentaires sont fondamentales dans la définition de ces propriétés. Le but du<br />présent travail visait donc à évaluer et quantifier ces changements par l'étude de ces roches, en<br />particulier des minéraux argileux.<br />Les échantillons proviennent de deux forages (HTM102 et MAR501). Les principaux minéraux<br />argileux dans le forage HTM102 sont l'illite et les interstratifiés illite/smectite. Les observations au<br />MET et au MEB couplées aux analyses isotopiques K-Ar et Rb-Sr mettent en évidence la néoformation de carbonates (calcite, dolomite) et d'argiles. Celles-ci apparaissent au MET comme des particules authigènes lattées en croissance sur des particules détritiques. La durée et l'extension de ces événements diagénétiques sont difficiles à évaluer du fait d'une contamination systématique des<br />échantillons par une contribution détritique, et ce même dans les fractions les plus fines. Cependant,<br />l'étude d'un niveau de bentonite dans la séquence permet de caler l'époque et la durée de la<br />diagenèse. En assimilant cette bentonite à un pôle authigène, il a été possible de reconstruire les<br />variations des valeurs K-Ar de chaque fraction argileuse dans la séquence. Ainsi, la corrélation<br />observée entre les variations du niveau marin relatif et la formation d'un matériel argileux riche en<br />smectite d'une part, et des chimies de fluides différentes d'autre part, sont autant d'arguments en<br />faveur de réactions diagénétiques en système sinon clos du moins restreint.<br />Les travaux sur le forage MAR501 sont comparables à ceux réalisés sur le forage HTM102, avec<br />également un mélange entre deux populations argileuses d'âge différent. Les glauconites<br />diagénétiques ont permis de caler le Vraconien au voisinage de 93,7 ± 0,3 Ma, en accord avec les<br />données stratigraphiques. L'étude d'une fracture colmatée par une matrice essentiellement argileuse<br />confirme le caractère confiné de cette séquence. Aucune migration d'éléments, et en particulier de<br />TR, n'a été mise en évidence lors de la circulation de paléofluides, indiquant que les minéraux<br />argileux ont conservé leurs propriétés géochimiques.<br />L'ensemble de ces résultats est en faveur de propriétés de confinement fiables dans le cas des deux séquences argileuses.

(Traduction du résumé original en anglais)<br />Du fait de la tendance naturelle du mercure (Hg) à se bioaccumuler dans la chaîne alimentaire, un des plus important challenge rencontrer par la communauté de chercheurs étudiants le cycle du mercure en Arctique est de quantifier la part relative de la contamination de cet environnement liée aux sources anthropiques, la retombée de mercure atmosphérique d'origine anthropique au cours des 150 dernières années dans l'environnement Arctique pouvant être un sérieux problème environnementale.<br />Afin de terminer l'importance de ce problème, il est nécessaire de quantifier le bruit de fond naturel des retombées de mercure atmosphérique ainsi que ces variations au cours de plusieurs millénaires. Un second problème est de comprendre le rôle que pourrait jouer l'unique climat Arctique ainsi que ces variations au cours du temps sur le dépôt de mercure atmosphérique.<br />La concentration totale en mercure a été mesurée dans des carottes de tourbe provenant de haut Arctique Canadien, des Iles Féroé et du sud de l'Ontario. Les carottes ont été datées en utilisant les méthodes du 210Pb et du 14C. Les concentrations en mercure total ont été utilisées afin de calculer des taux d'accumulation de mercure atmosphérique dans la tourbière afin de quantifier les taux de retombée de mercure d'origine atmosphérique en Arctique. En parallèle, les taux d'accumulation de mercure atmosphérique dans l'Arctique ont été comparés avec ces mêmes taux dans des tourbières de zone tempéré d'Amérique du Nord (Sud de l'Ontario).<br />Les mesures des concentrations de mercure ainsi que la datation de deux butes tourbeuses de l'Ile de Bathurst (Nunavut) indiquent un flux naturel de mercure quasi constant (environ 1 µg m-2 par an) depuis 5900 jusqu'à 800 ans BP (ages calibrés). Aucune donnée n'a pu être calculée pour les 800 dernières années, faute d'archive naturelle intacte. Cette valeur de flux naturel de mercure est comparable aux flux de mercure calculés à partir de carottes de tourbes provenant pour d'autres localités dans l'Arctique (Groenland et les Iles Féroé) mais également provenant de carottes de tourbes prélevées dans le sud de l'Ontario (enregistrement des taux d'accumulation du mercure atmosphérique remontant à plus de huit milles ans). Ce constat permet de conclure que la retombée de mercure atmosphérique en Arctique au cours de la période pré anthropique n'est pas significativement différent de ces mêmes flux dans la zone tempéré. Ainsi au cours de l'époque pré industriel, l'Arctique n'a donc pas été un puit plus important pour le mercure atmosphérique global que la zone tempéré, discréditant l'hypothèse de la condensation naturelle du mercure atmosphérique dans les zones polaires. D'autres processus sont à invoquer comme mécanismes clés du transfert le mercure atmosphérique à l'environnement Arctique, mécanismes pouvant avoir été rendus plus efficaces dans un passé récent par des changements environnementaux, résultant d'une contamination au mercure de la chaîne alimentaire Arctique.<br />Pour la zone tempérée, le début de la contamination au mercure d'origine anthropique dans le sud de l'Ontario est daté à AD 1475 (Luther Bog), correspond probablement à la combustion de biomasse liée à l'activité agricole des peuples natifs d'Amérique du Nord. Durant la fin du 17ème siècle et au cours du 18ème siècle, la retombée de mercure d'origine anthropique à été au moins égal au dépôt de mercure provenant de sources naturelles. Depuis le début du 19ème siècle, les retombées de mercure atmosphérique sont largement dominées par le mercure anthropique.<br />Les enregistrements tourbeux du sud de l'Ontario et des Iles Féroé présentent des chronologies des taux accumulations de mercure très semblable avec un maximum dans les années 1950 avec de 54 à 141 et 34 µg m-2 par an respectivement. Pour ces deux sites, dans les échantillons modernes, les profiles de concentrations en mercure ressemble ceux de plomb (Pb), un élément qui est connu comme étant immobile dans les tourbières. La corrélation de ces deux métaux suggère que la source prédominante de mercure (et de plomb) était la combustion de charbon. Ceci est confirmé par les mesures des rapports isotopiques du plomb qui identifient clairement la combustion de charbon comme source principale du mercure et du plomb dans les tourbières aux cours des 150 dernières années. Alors que les taux d'accumulations du mercure dans les tourbières sont en net déclin depuis la fin des années 1950, les taux de retombée de mercure excède pourtant toujours les taux naturels d'un ordre de grandeur dans le sud de l'Ontario. L'augmentation des taux de retombée de mercure atmosphérique depuis le début de l'ère industrielle est démontrée, par cette approche, comme étant largement supérieure à celle prédite par les modèles actuels de cycle du mercure.

L'étude des magmas issus des points chauds est essentielle pour la compréhension de la structure et de la composition des panaches mantelliques et de leurs interactions avec la lithosphère océanique. Jusqu'au début des années 1990, les données sur les îles Marquises ne provenaient que de missions exploratoires. De ce fait, les modèles géochimiques de fonctionnement du point chaud marquisien publiés de 1986 à 1993 ne reposaient que sur un échantillonnage très partiel. Ils ont fortement sous-estimé les interactions entre les magmas issus du point chaud et la lithosphère océanique et négligé la complexité de l'origine des laves évoluées (trachytes et phonolites), parfois très abondantes. Depuis 1995, des études ponctuelles plus précises ont montré que l'évolution géochimique des laves au cours du temps variait considérablement d'une île à l'autre, reflétant l'hétérogénéité à petite échelle du panache ainsi que des interactions lithosphère – asthénosphère complexes. Le programme de cartographie des îles du groupe central des Marquises (Nuku Hiva, Ua Huka, Ua Pou) a été initié par le Bureau de Recherches Géologiques et Minières (BRGM) en 2000. Il a permis l'étude de leurs structures, ainsi qu'un échantillonnage détaillé que nous avons exploité du point de vue pétrologique et géochimique. L'archipel des Marquises repose sur une croûte océanique formée à l'axe de la dorsale Pacifique-Farallon entre 53 et 49 Ma et fortement épaissie sous la partie centrale de l'archipel où le Moho atteint des profondeurs de 15 à 20 km. L'application d'un modèle thermique permet de tester l'hypothèse d'une mise en place rapide d'un épais sous-placage mafique contemporain du volcanisme de point chaud récent exprimé en surface (5,8-0,4 Ma). La subsidence thermique prédite par ce modèle diminue rapidement pendant les trois premiers millions d'années, depuis 250 à 50 m/Ma. Or, des terrasses d'abrasion marine, dont l'origine est attribuée au dernier haut niveau marin interglaciaire daté à 125 ka, bordent toutes les îles des Marquises à 2 m d'altitude. Aucune différence de subsidence n'est observée entre les îles les plus anciennes et celles les plus récentes. Ces observations ne sont pas en accord avec le modèle de subsidence thermique postérieure à un événement de sous-placage récent et sont, par contre, compatibles avec l'hypothèse d'un épaississement ancien dû à la mise en place d'un plateau océanique dans le futur substratum de l'archipel. L'île de Ua Pou est connue de longue date pour l'abondance exceptionnelle de ses phonolites. Sa première cartographie systématique permet une estimation du volume de sa partie émergée (27,5 km3) incluant 18 km3 de phonolites (65 %) mises en place en deux étapes distinctes, 2 km3 d'autres laves intermédiaires et évoluées (8 %) et 7,5 km3 de laves mafiques (27 %). L'île de Ua Pou présente une série alcaline allant des basanites jusqu'aux phonolites avec une distribution bimodale basanites-phonolites très nette, ainsi qu'une lacune de Daly se traduisant par l'absence de phonotéphrites. Les analyses d'éléments majeurs et en trace, ainsi que les isotopes du Sr, Nd, Pb couplés aux données chronologiques (K-Ar) permettent de discuter l'histoire pétrogénétique complexe de l'île. L'activité aérienne de Ua Pou débute vers 4 Ma par la mise en place de tholéiites à olivine dérivant d'une source mantellique de signature HIMU jeune. Elle reprend vers 2,9 Ma avec la fusion partielle d'une source hétérogène à signature dominante EM II + HIMU jeune qui produit des liquides basanitiques primaires. Ces liquides se mettent en place à la fois en profondeur et en surface et évoluent par cristallisation fractionnée pour former les téphrites. En même temps, la refusion en profondeur de ce matériel basanitique produit des magmas téphriphonolitiques en laissant un résidu riche en amphibole. Ces magmas évoluent alors par cristallisation fractionnée pour former des liquides phonolitiques, lesquels peuvent subir une contamination par l'eau de mer. Alors que la production de ces deux types de phonolites continue de façon relativement synchrone avec la mise en place des basanites, de nouveaux processus fonctionnant en système ouvert apparaissent entre environ 2,6 et 2,4 Ma. Ils permettent la formation de téphriphonolites et de phonolites ayant assimilé du matériel de type plagiogranitique à signature HIMU et la genèse de phonolites extrêmement différenciées ayant incorporé du matériel de la croûte océanique à signature DMM. Ainsi, l'île de Ua Pou peut être considérée comme un exemple typique de série intraocéanique dans laquelle la prédominance des laves évoluées reflète leur origine par fusion partielle de précurseurs mafiques suivie de la contamination crustale plutôt que par cristallisation fractionnée. L'île de Nuku Hiva est constituée de deux volcans emboîtés : le volcan-bouclier externe (volcan du Tekao) formé de tholéiites à olivines et le volcan interne de Taiohae présentant une série alcaline continue depuis les basaltes jusqu'aux trachytes. Il existe d'importantes différences géochimiques entre ces deux volcans, le premier présentant une signature à tendance DMM et le second une signature de type EM II prédominante. Cette dualité est attribuée à des variations des taux de fusion partielle d'un manteau-source hétérogène. Au sein du volcan interne, les laves intermédiaires (hawaiites et mugéarites) dérivent des basaltes par cristallisation fractionnée sous forte pression d'eau, dominée par le fractionnement de l'amphibole en proportions importantes (jusqu'à 25%). L'origine des laves évoluées (benmoréites et trachytes) de Nuku Hiva demeure problématique. Leur signature isotopique très différente de celle des basaltes et laves intermédiaires du volcan interne amène à envisager 1) la cristallisation fractionnée des magmas mafiques-intermédiaires couplée avec l'assimilation de matériel océanique à signature fortement EM II ou 2) leur origine par fusion partielle de précurseurs mafiques non échantillonnés sur la partie aérienne de l'île. Ainsi, l'île de Nuku Hiva montre que les signatures géochimiques des laves varient au cours du temps. Cette île peut être considérée comme un exemple typique de série intraocéanique dans laquelle l'évolution des laves est contrôlée par des processus de cristallisation fractionnée sous forte pression d'eau et l'origine des laves évoluées met en évidence des interactions lithosphère-asthénophère complexes. Le modèle de point chaud le plus adéquat pour rendre compte de la forte hétérogénéité géochimique des Marquises est celui d'un panache très hétérogène contenant des éléments de signature de croûte océanique subductée (HIMU) et de sédiments terrigènes (EM II) répartis de façon aléatoire. Au terme de sa remontée, le panache incorpore du manteau sublithosphérique appauvri (DMM). Cette signature DMM peut également refléter soit la fusion de la base de la lithosphère océanique au-dessus du panache, soit des interactions entre les magmas ascendants et les roches de cette lithosphère. Les variations des taux de fusion partielle et l'interaction entre les liquides basaltiques et la croûte océanique au sein de réservoirs intracrustaux permettent également de rendre compte de l'hétérogénéité des laves au sein d'une même île. Bien que ces effets ne soient pas documentés pour l'ensemble des îles de l'archipel, il est possible de supposer que l'essentiel de l'hétérogénéité géochimique des laves des Marquises résulte du mélange en proportions variables des trois pôles mantelliques EM II, HIMU et DMM. En faisant l'hypothèse que le panache contient uniquement les pôles EM II et HIMU et que le pôle DMM seul est contenu dans la partie crustale de la lithosphère océanique, il est possible de faire un modèle de mélange entre ces trois pôles et en deux étapes : 1) le mélange entre les pôles EM II et HIMU permet d'estimer les proportions de chacun de ces composants dans les liquides issus du panache, 2) le mélange entre ces liquides hybrides et la lithosphère océanique à signature DMM, ce qui conduit à une estimation quantifiée des interactions entre le panache et la lithosphère océanique. Ainsi, la contribution du pôle DMM est dominante pour les îles d'Eiao, Nuku Hiva, Ua Huka et Hiva Oa. Celle du pôle EM II est dominante pour les laves alcalines de Ua Pou alors que celle du pôle HIMU domine à Fatu Hiva et pour les tholéiites de Ua Pou. Pour ces deux dernières îles, la contribution du pôle DMM est la plus restreinte. Pour la majorité des îles, la contribution du pôle DMM est importante ce qui peut indiquer : 1) que le pôle DMM est également présent dans la composition du panache profond, et/ou : 2) que l'incorporation de matériel appauvri DMM modifie considérablement la composition des liquides directement issus du panache. Cette dernière hypothèse est compatible avec celle de l'existence d'un plateau océanique dans le substratum marquisien, dont les roches à signature DMM prédominante interagiraient avec les magmas issus du panache.

Cette étude s'est intéressée à la caractérisation moléculaire du contenu organique de boues résiduaires de stations d'épuration de la région Lorraine. Les quarante huit échantillons collectés proviennent de stations domestiques de différentes tailles (rurales, petites urbaines et urbaines), de stations industrielles (papeteries) et de stations agro-alimentaires (laiteries et fromageries). Le premier volet développé au cours de cette étude a permis de dresser l'inventaire des composés présents dans les boues d'épuration (i) sous forme libre (fraction organique soluble- FOS) et (ii) sous forme liée à la structure macromoléculaire (fraction organique insoluble- FOI). A cette fin, les outils analytiques respectivement utilisés sont la GC-MS d'une part, et la THM-GC-MS et Py-GC-AED d'autre part. Les résultats de l'analyse de la FOS et de la FOI fournissent une information équivalente dans la mesure où ils permettent de différencier les boues selon leur origine (agro-alimentaire, industrielle ou domestique). Une empreinte moléculaire spécifique à chaque type de boues a ainsi pu être définie. Par ailleurs, l'ensemble des boues domestiques est caractérisé par un fonds géochimique pétrolier, témoignant d'une pollution diffuse commune. Une variabilité autour de ce fonds géochimique a également pu être identifiée pour certaines boues domestiques, sans relation avec la taille de la station, ni le degré d'industrialisation de la région. Ces variations, essentiellement observées au niveau de la FOS, peuvent par contre être imputées à des pollutions ponctuelles ou accidentelles dans le système de collecte des eaux usées domestiques. Ce travail a pour but de fournir, à terme, des paramètres moléculaires d'aide au suivi et au contrôle des réseaux de collecte des eaux usées. Le deuxième volet de ce projet s'est intéressé à l'étude des effets de la biodégradation sur le contenu organique des boues. Afin de simuler les processus de dégradation, quatre échantillons ont été incubés à 24°C pendant 140 jours. L'analyse couplée de la FOS et de la FOI des échantillons biodégradés a permis de déterminer les grandes tendances de l'évolution du contenu organique au cours des expérimentations. Un schéma réactionnel global de biodégradation peut ainsi être proposé : l'altération de la structure macromoléculaire de la FOI libère des composés extractibles, dégradés eux-mêmes en composés de plus bas poids moléculaire ou minéralisés. Par ailleurs, cette étude a permis de déterminer des indices de biodégradation ainsi que des marqueurs organiques résistants à cette biodégradation.

Les cryptokarsts de Beez (Namur, Belgique) se sont développés au dépens de calcaires dolomitiques viséens, à la faveur de drains constitués par les filons sulfurés Fe-Pb-Zn, sous une couverture composée de pélites gréseuses viséo-namuriennes et de sables oligocènes. À Khamouda (Kasserine, Tunisie), les poches karstiques se sont développées suivant la stratification sub-horizontale des calcaires sénoniens de la Formation Douleb à partir d'une faille normale les mettant au contact de la couverture sableuse miocène (Formation Béglia). Dans les deux sites, des paragenèses riches et complexes s'installent aux interfaces entre encaissant carbonaté et remplissages karstiques. Des argilites blanches, principalement composées de phases silico-alumineuses et alumineuses, ainsi que des croûtes ferrugineuses sont toujours présentes. À Beez, l'argilite est constituée d'halloysite et de gibbsite. À Khamouda, elle s'enrichit de phases zincifères plus rares, telles que la sauconite, ainsi que d'un phyllosilicate à 7 Å et d'un hydroxyde de zinc amorphe. Des sulfates sont également néoformés, notamment du gypse, dissout par la suite mais dont les croûtes ferrugineuses comportent encore des indices, ainsi que de la jarosite à Beez. D'un point de vue fondamental, les systèmes cryptokarstiques, qui opposent une barrière carbonatée à la migration de fluides acides, sont des structures privilégiées pour l'étude et la compréhension de la migration et la fixation des éléments chimiques dans le domaine supergène. Dans les deux cas, les fluides météoriques acquièrent leur acidité (pH ~2 à Beez et pH~4 à Khamouda) par lessivage de la couverture sédimentaire sus-jacente et notamment par oxydation des sulfures qu'elle contient (pyrite à Beez, pyrite et sphalérite à Khamouda). Les principaux éléments mobilisés à Beez sont Si et Al et dans une moindre mesure Fe, Mn et les Terres Rares ; tandis qu'à Khamouda, les principaux éléments mobilisés sont Si, Al et Zn, et dans une moindre mesure Fe, Pb et les Terre Rares. La neutralisation des fluides au contact du mur carbonaté conduit dans un premier temps à la formation de sulfates (gypse, jarosite) et d'oxy-hydroxydes de fer, puis d'halloysite et d'hydroxydes d'aluminium à partir de pH 4,8-5,4. À Khamouda, les phases zincifères ne se forment que plus tardivement (pH < ~9,5). Dans les deux cas étudiés, nous avons mis en évidence l'évolution de phases minérales depuis des gels silico-alumineux jusqu'à des minéraux bien cristallisés, tels que l'halloysite, ou moins bien organisés, tels que certains oxydes de manganèse à Beez. Dans les deux gîtes, le microfaciès tubulaire de l'halloysite, correspondant à une croissance fissurale, prédomine par rapport au faciès sphéroïdal se développant habituellement au sein des masses de gel ; ce qui suggère une fracturation répétée des masses de gels précurseurs. Nous avons également établi que ces gels continuent à incorporer des cations des solutions percolantes, notamment du manganèse à Beez. La difficulté majeure de l'étude des altérations cryptokarstiques réside dans la détermination des âges des phénomènes. L'âge des couvertures sédimentaires impliquées dans les poches karstiques donne une première approximation. Ainsi, la phase majeure d'altération à Beez est post-oligocène suivie d'une réactivation quaternaire ; tandis que l'altération est post-miocène à Khamouda. Le site de Beez propose un éventail de minéralisations pouvant faire l'objet de datations radiométriques. Ces datations "absolues" doivent constituer une priorité forte à l'avenir.

Dans les départements d'Antioquia et de Risaralda (Colombie centrale), les formations superficielles sont de type volcano-détritique. Les unités les plus anciennes sont indurées, diaclasées et faillées. Les unités plus récentes, ou " tephras supérieurs ", qui les surmontent, atteignent au plus 1 m d'épaisseur. Dans le département d'Antioquia (altiplano et vallée d'Aburra), sur la Cordillère Centrale andine, l'étude des minéraux lourds et la datation des tephras par traces de fission (TF) sur zircons et 14C montrent que les formations superficielles ne se sont déposées sur le bâti crétacé à précambrien qu'à partir du Pliocène supérieur. La datation par TF permet en outre de dater diverses formations sédimentaires (paléolacs, terrasses fluviatiles, " stone line "), et un événement tectonique (formation de la vallée d'Aburra). Pour les tephras supérieurs, la détermination des minéraux lourds permet d'établir une stratigraphie reconnaissable dans tout l' altiplano. La datation par TF et 14C situe ces tephras entre 0,44 Ma et, pour leur unité supérieure, sur laquelle se développent les sols actuels, 20 à 30 ka. La période d'activité du massif volcanique du Ruiz-Tolima, situé à 80 km au sud du département d'Antioquia, date essentiellement du plio-quatemaire, jusqu'à l'actuel. Elle correspond à celle enregistrée dans les tephras d'Antioquia et le Ruiz-Tolima pourrait donc être la source des tephras d'Antioquia. Les âges des zircons de socle (provenant de saprolites ou de formations superficielles) sont presque toujours crétacé supérieur-paléocènes, ou dans le sud, tertiaires, témoignant du refroidissement au-dessous d'environ 250°C de leur matériel d'origine (batholite antioquenio mésozoïque, son encaissant métamorphique, ou des intrusions plus récentes). Dans un échantillon, des âges TF jurassiques montrent que localement le socle paléozoïque a été maintenu, depuis au moins 185 Ma, à des températures <300°C. Dans le département de Risaralda, situé juste à l'ouest du Ruiz-Tolima, sur le flanc ouest de la Cordillère Centrale "( abanico ", -cône-, de Pereira) les tephras supérieurs, seuls étudiés ici, sont à la fois plus abondants et plus récents. Il n'a pas été possible d'établir une stratigraphie de ces formations, très étendues depuis le Ruiz-Tolima jusqu'à l' extrémité ouest de la zone d'étude, dans la Cordillère Occidentale. Les tephra, datés (par 14C) se situeraient entre au moins 14 ka sur la terrasse de Pereira et moins de 8 ka sur cette même terrasse et dans le secteur du lac d'Orun (proche au Ruiz-Tolima).

L'altération hydrothermale d'une péridotite océanique conduit à une profonde transformation minéralogique qui correspond au " processus de serpentinisation ". Durant ce processus, le Fe2+ initialement contenu dans les olivines et/ou les pyroxènes peut s'oxyder en Fe3+ en incorporant des phases nouvellement formées comme la serpentine et la magnétite. L'hydrolyse de l'eau associée à cette réaction entraine la production de grandes quantités d'hydrogène. Au niveau des dorsales océaniques, de fortes concentrations en hydrogène et hydrocarbures ont été récemment mises en évidence sur quelques sites hydrothermaux d'un genre nouveau, tous situés dans un contexte ultrabasique. Dans le but de comprendre les processus contrôlant l'altération hydrothermale des péridotites, et en particulier la production d'hydrogène dans ce type de contexte, nous avons couplé des expériences de serpentinisation insitu à des simulations thermodynamiques. Les produits de synthèse obtenus dans nos expériences ont été caractérisés à l'aide de différents outils spectroscopiques, principalement par absorption des rayons X en synchrotron. Nous avons ainsi développé plusieurs protocoles expérimentaux permettant d'une part de quantifier les proportions des phases minérales, mais aussi de déterminer la distribution et la spéciation du fer dans nos échantillons altérés. Nos expériences montrent que la cinétique de serpentinisation est fortement dépendante des conditions physicochimiques (température, rapport eau/roche, état structurel et composition chimique de protolithe) présentes dans le milieu naturel. Parallèlement, ces travaux indiquent que les rôles joués par la serpentine et la magnétite dans la production d'hydrogène évoluent suivant la température mais changent également fortement au cours de la réaction. Ces résultats, affinés par des modélisations numériques, ont été replacés dans un cadre naturel, dans le but de déterminer les différents processus se produisant le long d'un trajet P-T hydrothermal. Il apparait ainsi que l'essentiel de la réaction de serpentinisation s'effectue sur le trajet " prograde " avec une production maximale d'hydrogène située autour de 325°C. Enfin, et grâce aux gradients de température estimés dans ce type de contexte, nous avons pu estimer la taille et la géométrie probable d'un site hydrothermal comme celui de " Rainbow ".