CHAPITRE II. FORMATION ET TYPE DES BASSINS
SEDIMENTAIRE
II.1. DIFFERENTS BASSIN SEDIMENTAIRE
2.1.1.LES RIFTS CONTINENTAUX
Un rift continental se
forme généralement dans une zone
d'hétérogénéité profonde, notamment aux
extrémités de grand décrochement cristaux souvent sur des
zones hautes régionales.
Il peut cependant prendre naissance également sur des
bassins de plate-forme ou sur certaines zones orogéniques en
distension.
Les rifts continentaux en domaine d'amincissement cristal sont
plus particulièrement caractérisés
- Au point de vue géophysique par une anomalie de
Bouguer positive
- Et au point de vue géothermique par des gradients
élevés
Le volontarisme est peu important, de type alcalin, et le plus
souvent précoce. Au point de vue géotectonique, les rifts sont
soumis a un régime général en tension, distension et plus
fréquemment qu'on ne le pense, souvent transcendions les contraintes en
distension se traduisent par des faibles normales incurvées de type
listrique dont le jeu des blocs basculés assure l'essentiel de la
distension.
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La subsiocence, d'origine tectonique, est d'abord rapide avec
des vitesse de l'ordre de 200 à 400m par million d'années, pue
décroit progressivement lorsque le relait est assuré par la
subsiocence thermique. Parallèlement, le jeu des failles
s'atténue et le style antithétiques de la phase paroxysmale fait
place à un mode synthétique les dépôts plus
récent venant draper et sceller les accidents plus anciens. Le jeu des
forces de distension se traduit par la formation d'un étroit et
allongé présentant sacrent un profit.
Les accidents coulissant en domaine continental comme de
méga fentes de tension engendrent des bassins de forme losangique ou
triangulaire souvent appelés rhomb-grabens ou « pull-apport
avec ou sans aminciment cristal présentant d'étroites analogies
avec les rifts plus classiques la principale différence vient de la
formation de faille obligues, parfois inverses et de plis en échelon le
bassin de la Bénoué (Nigeria) en est une bonne illustration.
Au point de vue sédimentaire, la phase initiale de
ritting à subsiocence rapide se traduit par un approfondissement et
souvent un confinement du milieu de dépôt, lacustre ou marin. Le
rift se comble en suite progressivent avec des sédiment
généralement mal classés et diachrones les vitesses de
sédimentation sont élèvées au moins pendant une
période relativement courte, de l'ordre d'une dizaine ou de quelques
dizaines de millions d'années. Les bassins du golfe de suez.
Conséquence de cet enfouissement rapise,
l'hyocrodynamisme des bassins de type rift récents présente une
allure générale centigure.
1. LES BASSINS DE PLATE-FORME
Si tous les bassins de
plate-forme ne débutent pas nécessairement par un stade de rift,
les progrès dans leur investigation révèlent croissant de
phase initiales de rifting et toutes les formes de transition se rencontrent
entre forme comme ceux paris
Sur ce vaste et stable domaine, les dépôts sont
généralement peu profonds, homogènes et continus, avec de
fréquents arrêts de sédimentation. Ils forment de
méga séquences positives et apparaissent en position
transgressive sur ces marges. Les variations enstrotiques et climatique sont
particulièrement bien enregistrées.
L'intérêt pétrolier de ces bassins est en
grande partie fonction de leur volume sédimentaire c'est-à-dire
d'abord de l'intensité de la subsidence, ou en d'autres termes de
l'importance du stade de rifting initial. Cette
« instabilité » commande en effet directement non
seulement l'enfouissement des dépôts mais aussi la formation de
déformation structurale, à grand rayon de courbure. Le jeu
d'accident coulissant peut ailleurs induire la formation progressive de plis
anticlinaux de grande taille.
Les bassins de plate-forme peuvent être affectés,
après la phase d'accalmie d'une reprise de la subsiodence permettant
d'accumulation d'une nouvelle et puissante série sédimentaire.
C'est notamment des bassins septentrionaux de la Mer de Nord
Où l'on observe la superposition et succession :
- D'une phase rift la superposition et trias-jurassique
inferieur.
- D'une phase plate-forme
kimmeridgion-crétacé
- D'une phase de néo-subsidence ou
crurétacé
Ces différents stades sont régionales qui
constituent les frontières de différents types de bassin.
Ces bassins complexes peuvent être qualifiés de
bassins polyphasés.
2. LES BASSINS DE MARGE PASSIVE
Dans certains cas, les forces
de tension génératrice de rifts continentaux poursuivent leur
action jusqu'à la rupture de la croute continentale et l'apparition de
la croute océanique. Il se forme alors de part et d'autre du nouvel
océan des bassins de marge passive qui s'édifient sur les rifts
initiaux. Les basins allongés parallèlement aux grands
océans présentent ainsi deux stades d'évolution bien
tranchés.
A la base, des bassins de rifts continental avec soutes les
caractéristiques de ces derniers architectures en hors et graben
sédimentaire souvent confinée et discontinue flux thermiques
élève et souvent quelques manifestation de volcanique tholeifique
précoce.
En dessus, venant plus ou moins en transition des bassins
marins ouverts sur le large, peu ou pas plissés, à l'exception de
mouvement diapiriques, remplis de formations marines progradantes vers le large
La morphologie de la marge continentale commence
étroitement les caractéristiques du bassin une part un port
basculent vers l'océan une marge large en particulier si elle est
bordé par une ride ou par seuil côté océanique peut
permettre le developpement de facies confinés, ou tout au moins
diversifiés.
Mais c'est sans doute l'existence d'accidents transverses qui
peut affecter le plus profondément le style de ces bassins. De telles
zones de faiblesses de faiblesse peuvent en effet servir de guide à de
grands fleuves jouant le rôle de collecteur de sédimentant
l'accumulation peut constitue de puissant «dépôt
contres » t à la limite des bassins deltaiques, les bassins
cérozoique du delta du Niger.
Le matériel détritique ne se limite pas au
plateau continental et en certains cas peut s'épandre sous forme de
turtedites distales très au large, couvrant de vaste surface en domaine
océanique, comme on peut l'observer notamment en mer arabe et dans le
golfe du Bengale au large respectivement de l'indus et du Gange.
Ces grands accidents transverses peuvent par ailleurs
engendrer tout un jeu de failles est de plis en échelon. Comme on peut
le voir par exemple dans le bassin de Gippsland (Australie)
(Fig 6)
Dans quelques cas les rifts continentaux peuvent être
rapidement soumis : avant toute autre forme d'évolution, à
des forces de compression ou de transgression, qui le transforment directement
en « Rift plissé » le bassin de la Haye, aux
Pays-Bas en est un bon exemple
En ce qui concerne les scenarios en Frontière de
Plaque.
Les zones d'affrontement des plaques lithosphériques
voisines constituent des domaines de déformation particulièrement
forte qui donnent des aires de subsidence technique remarquables. Le plissement
de la croute résulte soit de phénomène coulissant en zone
transformant soit de phénomènes compressifs ou distensifs aux
limites convergentes de plaques, ce qui correspond à deux grands
scénarios. Par opposition aux bassins intra plaques, fautes ces
provinces se caractérisent par une vie courte et tumultueuse, si bien
qu'on ne les connait principalement qu'au cénozoïque. Il se
rattache pour une part aux bassins de marge active.
1. LES BASSINS DE ZONES TRANSFORMANTES
Les bassins d zones transformantes, encore
désignés sous le terme de « pull-appart » se
forment le rang de grands accidents coulissants au voisinage
d'irrégularités mécaniques préexistantes. Les
contraintes en transgression succèdent souvent aux forces de
transtension.
Ils se présentent comme des dépressions
allongées de forme losangique ou triangulaire avec un rapport
longueur-largeur compris entre 3 et 4, ils sont souvent bordés de horst
assimilables à des « Rides de pression » et
entrecoupés d'un réseau d faibles et de plis en échelon,
comme les bassins californiens
Leur surface est généralement limitée,
mais leur profondeur peut être importante. Ils apparaissent
fréquemment situation tardi-organiques et peuvent être rapidement
affectés de plissement intenses.
La sédimentation y est rapide et puissante atteignant
500m par million d'années, pendant une période relativement
courte. Comme dans les rifts, le milieu de dépôt peut au
début s'y montrer profond par différence relative de la
subsidence et des apparts ; les flux thermiques présentent souvent
des valeurs supérieures à la moyenne.
2. LES BASSINS DE ZONES DE SUBDUCTION ET DE COLLISION
« la subduction est un processus très
complexe » (UYEDA 1983), et les zones de subduction et de collision
donnent lieu à différents scénarios de bassin complexe,
variés et encore mal connu du fait souvent de leur situation
océanique.
Cette complexité parait liée à la nature
du contact et à l'âge des plaques, à l'ange du plan de
bénioff qui e, résulte, à la présence de continents
ou de lambeaux de croute continentale ainsi qu'à l'importance du
remplissage sédimentaire (WACPER, 1980, UYEDA, 1983)
En première approximation, on peut tenter
d'individualiser deux filières principales suivant que l'on a affaire
à une subduction libre en domaine océanique ou à une
subduction contrariée en limite de domaine sur les bassins en relation
avec les arcs insulaires, la seconde sur des collision continentales et des
succession de bassins, que l'on peut qualifié de polyphasés, le
dernier terme correspondant aux bassins d'avant-fosse. Un certain
nombrées de cas peuvent se situer entre les deux scénarios
suivant l'intensité des contraintes rencontrées par la
subduction. Ces obstacles semblent se traduire par une alternance de phase de
compression et de distension comme dans l'ARC Egéen (MERCIER, 1978).
On peut considérer que les systèmes d'arcs
insulaires andins par une croute amincie, de plus fortes températures et
un volcanisme andésitique à acide les traits varient par ailleurs
avec le temps, la croute plus dense en vieillissant, ce qui modifie son
comportement (UYEDA, 1983)
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