Memoire Online - Etude de subsidence et de l'évolution thermique

Robert MANGBUKELE AWA,Papy MAMBABUA, Prosper MANGBUKELE MANGADIMA,Jérémie EKOMBA MANGADIMA,ElienneBAKWEMI MANGADIMA, Néné BAMBINOKOBO MANGADIMA,Josseline ILOBISI MANGADIMA

Nous ne saurions débuter ce travail, sans exprimer toute notre profonde gratitude à l'éminent Professeur Adalbert Jules MAKUTU MA NGWAYAYA, qui a bien voulu prendre la direction de ce travail malgré ses diverses occupations ; qu'il trouve ici l'expression de nos sentiments les plus sincères.

Nous aimerions aussi remercier tous les enseignants de l'Université de Kinshasa (UNIKIN), plus particulièrement ceux du Département des Géosciences pour les connaissances transmises durant les trois premières années à l'Université.

Nous sommes reconnaissant à l'endroit de nos collègues de promotion :TAYI ALIPI Bidros,IYOLO HANDJILA Fabrice, LEGASI MAWA, MBEMBE BAKANGE, KAPINGA KALOMBO, MUTAMBA KISHIMBE, N'SHOLE, MUKOMBOZI BONDOMISO Dieumerci pour leur esprit de collaboration.

A tous nos amis et connaissances : MUMBERE MWANZI,MUNGUTSHI Claude, Christian BYUMANINE, Christian KANGANO, AGBOTE MANGONGO Eric, MAPATHI Stephan, Joël NDUNGO, Gaby SIVIRWA, Justin KAHINDO KALEGHIRE, Prince MBOKANI pour leur amitié sincère et encouragement à notre égard.

Notre travail a comme titre : « ETUDE DE SUBSIDENCE ET DE L'EVOLUTION THERMIQUE».

Vu la contribution de la subsidence et de l'évolution thermique à la formation des bassins sédimentaires, nous avons pensé qu'il est nécessaire de connaitre et de comprendre les différents mécanismes qui expliquent ce phénomène géologique. C'est ainsi que nous nous sommes intéressésà étudier la subsidence et l'évolution thermique.

Pour mener à bon port ce travail, nous avons recouru à la documentation existante dans la bibliothèque du Département des Géosciences (UNIKIN), de la Faculté des sciences et aussi auprès des Professeurs du Département des Géosciences. Nous avons également consulté lewikipedia, et autres sites internetafin d'avoir des données récentes sur notre sujet.

CHAPITRE I : GENERALITES

La subsidence (du latin subsidere, s'enfoncer) est un affaissement de la surface de la croûte terrestre sous l'effet d'une charge qui vient s'ajouter soit au-dessus de la croûte (eau, sédiments, volcan, calotte glaciaire, chaîne de montagnes, plaque lithosphérique...), soit à l'intérieur de celle-ci (changement de phase par métamorphisme), soit au-dessous (matériel mantellique lourd). Ce mouvement vertical vers le bas (négatif) et le mouvement antagoniste de soulèvement (positif) ont pour cause le rétablissement de l'équilibre isostatique de la lithosphère par fluage latéral de matériel mantellique (Pruvost, 1930).

La subsidence a d'abord été connue en surface par la géologie des bassins sédimentaires. En effet, les conséquences de la subsidence sont particulièrement apparentes dans les régions où se sont accumulées de grandes épaisseurs de sédiments sous une faible tranche d'eau durant l'enfoncement du fond du bassin, et non par un comblement progressif d'une dépression préexistante. Le terme de subsidence a été employé par Léonce Élie de Beaumont en 1848 à propos du Jurassique du bassin de Paris, mais c'est Pierre Pruvost (1930) qui a montré l'importance du phénomène à propos de l'étude des bassins houillers. L'intérêt économique des bassins sédimentaires, du fait de leurs ressources énergétiques fossiles, a conduit à développer l'acquisition de données en profondeur par les forages et les techniques géophysiques. Cet apport de données a permis d'étendre la connaissance du phénomène de subsidence horizontalement, à l'échelle du bassin ou de la marge, et verticalement, à l'échelle de la lithosphère(Pruvost,1930).

Un grand pas dans la compréhension des origines de la subsidence a été franchi avec l'étude des relations de la décroissance du flux thermique et de l'approfondissement des bassins océaniques avec l'âge, selon une courbe de refroidissement à allure exponentielle. Durant la formation de zones en extension, lalithosphèrecontinentale est amincie.McKenzie(1978)a quantifié l'origine de la subsidence dans les bassins avec un modèle simple d'amincissement et d'étirement uniforme et très rapide de la lithosphère.

L'amincissement crustal cause une augmentation de la densité à l'intérieure d'une colonne lithosphérique puisque des roches crustaleslégères sont remplacées par du matériel mantellique plus dense. Le remplacement du manteau lithosphérique froid et dense par du matérielasthénosphérique plus chaud et moins dense provoque la remontée des isothermes et cause une baise de la densité à l'intérieure de la mêmecolonne. Par la combinaison de ces deux phénomène, si la densité moyenne de la colonne lithosphériquediminue, ilya un soulèvement initial ; si la densité moyenne augmente, ilya subsidence<<initiale>>(synrift,guidée par des failles) ou ,pour certains,<<tectonique>> stricto sensu.

En suite, quand la lithosphère se refroidit pour tendre vers l'équilibrethermique, il se produit une subsidence <<thermique>>(ou post rift) durant 200 à 300 Ma, suivant en première approximation une loi exponentielle. Au retour l'équilibre thermique, la subsidence est uniquement fonction de l'épaisseurcrustal, contrôlée par un facteur d'amincissement (ß en générale) qui peut êtreégal au facteur d'extension dans le cas du modèle d'amincissement uniforme(Brunet, 1989).

Les caractéristiques des bassins sédimentaires sont avant tout commandées par la subsidence .Les travaux récents sur le sujet permettent de différencierplusieurs causes qui relayent souvent dans l'espace et dans le temps.

La subsidence obéittrèsgénéralement au départ à des mécanismes tectonique que l'on peut rattacher à deux grands contextes géodynamiques :

§ Amincissement crustal, dans un régime descontraintes en tension, accompagné de flux thermiques élevés, correspondant à une phase de rifting ;

§ Flexurationcrustal, ou plissement de forme synclinale, enrégime des contraintes dominantes en compression, le plus souvent en domaine de subduction, alliée à des flux thermiques faibles, endéséquilibre isostatique et généralement en relation avec un système orogénique.

Le premier système est souvent suivi par une subsidence thermique, provoquée par la venue de matérielcrustal plus lourd dont le refroidissement au cours du temps, suivant une courbe exponentiel, se traduit par une atténuation de même style de la vitesse d'enfoncement.

Les différents moteurs de la subsidence peuvent être relayes dans le temps par des processus gravitaires, correspondant à un réajustement isostatique sous la charge de l'eau, dessédiments ou de nappe de charriages. Enfin la compaction des sédiments tend à prolonger dans le temps l'effet de surface de la subsidence, à une échellesensiblement plus modeste.

Les deux moteurs de la subsidence amincissement et Flexurationcrustales sont à l'origine de deux grands schémas d'évolution de bassins se situant, le premier en domaine intraplaques,le second en frontière de plaques lithosphériques (Perrodon, 1985).

L'objet de cette méthode est d'apporter à la connaissance d'un bassin sédimentaire en essayant de reconstituer l'évolution au cours du temps de la sédimentation et du bassin sédimentaire.

L'effet de la charge sédimentaire ne pouvant provoqué que 60 à 80% de la subsidence observée, le reste appelé << subsidence tectoniques>> donnant naissance au bassin et président a son évolution.

Le mécanisme le plus important retenu dans la modélisation est un mécanisme crustal causé par étirement tectonique ; d'autre phénomène tels que : métamorphisme, anomalie thermique, amincissement de la croute par érosion en surface, par fluage ou érosion sous- crustale pouvant se surimposer en mécanisme principal.

Le but de la méthode va donc être de retirer le masque constituer par la charge des sédiment pour approcher les principaux événement ayant créer puis affecter le bassin come des phases successives de rifting ou de compression bloquant la subsidence avec ou sans soulèvement .Pour ceci, il faut d'abord choisir un model de réponse de la lithosphère à la charge sédimentaire.

Il existe deux grands modèles de compensation à la charge : les compressions locale et régionale selon que l'on considère la lithosphère non rigide ou rigide.

A. compensation isostatique locale

Dans le cas d'une compression isostatique local (type Airy), chaque point est supposé se comporter indépendamment des points voisins, la rigidité de la lithosphère est nulle. La compensation s'opère en profondeur par fluage de matériel mantellique, l'équilibre étant atteint à une << profondeur de compensation>> située dans l'asthénosphère ; le réajustement isostatique se réalise instantanément à l'échelle géologique en une vingtaine de milliers d'années (ASF,1989).

Son emploi peut être justifié si l'on suppose que les charges portent sur une assez grande surface (au moins 100 km de largeur, c'est-à-dire plus de trois fois l'épaisseur de la lithosphère élastique : le Pichon , 1980 ) et si le point considéré est suffisamment éloigné des bords de la charge pour que l' effet dû à la rigidité de la lithosphère soit minimum. Ce type de modèle peut refléter, en partie, le comportement du fossé d'un rift bordé d'importantes failles normales lors de la période de distension.

Ce modèle parait relativement simpliste mais il permet d'approcher facilement les ordres de grandeurs des phénomènes et les mouvements relatifs ; nous l'adopterons dons ici.

Dans l'hypothèse d'une compensation isostatique régionale, la lithosphère possède une certaine rigidité et répond par flexure à une charge, en transmettant aux points voisins une partie de la déformation induite par cette charge.

Différentes hypothèses existent sur le comportement de la lithosphère. On peut adopter un comportement élastique ou plastique, la déformation se faisant alors de manière instantanée, et de façon réversible ou non, selon l'hypothèse. Le modèle de plaque mince élastique est le plus employé en compensation régionale car le plus simple à mettre en oeuvre (Walcott, 1970,1972 ; Steckler et Watts, 1978. Tisseau-Moignard, 1979, Brunet et Le Pichon, 1982 etc).

Quand la période d'application de la charge est longue, la viscosité de la lithosphère est plus négligeable, on envisage alors des comportements viscoélastiqueou viscoplastiques, la déformation due à la charge s'étalant dans le temps suivant un temps de relaxation. Le comportement viscoplastique semble le plus proche de la réalité mais ce modèle est difficile à utiliser (ASF, 1989).

A. Démarche générale

Pour quantifier facilement la subsidence tectonique, il faut donc enlever l'effet de la charge sédimentaire avec la compensation qu'elle a induite (supposée ici locale). La dépression restante Y,ici considérée à l'air libre ( le calcul peut également être effectué ,le basin étant rempli d' eau),est celle qui se serait formée en l'absence de toute charge sédimentaire ,après intervention de mécanismes tectoniques qui ont donné naissance au bassin .

Ce type de calcul peut être effectué sur la colonne sédimentaire actuelle ou bien à des stades antérieurs afin de retracer l'évolution du bassin .il faut alors reconstituer l'état de la colonne

Evolution de l'épaisseur d'une colonne sédimentaire au cours du temps T depuis l'origine du bassin jusqu'à l'Actuel et subsidence tectonique correspondante Y après avoir enlevé l'effet de la charge sédimentaire (H : profondeur d'eau ; ?N : niveau marin) (Brunet et al,1985).

Sédimentaire dans le temps en retirant progressivement les couches sédimentaires superficielles (méthode de backstripping de steckler et Watts, 1978).Etant donné que le dépôt d'une couche sédimentaire entraine la compaction de toutes celles qui se trouvent en dessous, dans le processus inverse que nous adoptons, nous serons donc amenés à décompacter les sédiments pour retrouver l'état de la colonne sédimentaire à une époque donnée. De plus, pour pouvoir compacter plusieurs époques entre elles , nous devons prendre un niveau de référence qui a été choisi au niveau 0 actuel des mers et donc ,en remontant le temps, nous devons tenir compte des variations des paléoprofondeurs de dépôt et des variations eustatique du niveau 0 des mers.

A chaque époque, pour atteindre la valeur de la subsidence tectonique Y, il faudra donc appliquer le calcul suivant :

· S ,??s :l'épaisseur et la densité moyenne de la colonne sédimentaire à l'époque considérée ;

illustration de la méthode backstripping(Steckler et Watts ,1978 ) :l'effet du poids de la colonne sédimentaires S, de densité ?? s est enlevé par calcul de réajustement isostatique local (avec déplacement de matériel mantellique de densité??m) , avec corrections du niveau marin ?N de la paléoprofondeurs d'eau H( densité??e),afin de calculer la subsidence tectonique du socle à l'air libre Y .

- le log litho stratigraphique détaillé permettant d'effectuer un découpage en quelques unités pouvant regrouper éventuellement plusieurs étages lorsque les limites mal connues (exemple : formation diachrones) et de connaitre les pourcentages en différents constituants lithologiques à l'intérieur d'une unité ;

- certains logs de diagraphie : densité, sonic, gamma-ray, neutron, utilisés pour la décompactions de sédiment ;

- une étude des facies pour essayer d'approcher les valeurs de paléoprofondeurs de dépôt ;

- au niveau d'un profil sismique pour lequel le même type d'étude peut être fait en réalisant des <<puits fictifs>> ;

Les données d'un forage pas trop éloigné et si possible sur le profil, permettant le calage Stratigraphique et apportant des informations sur la lithologie(ASF, 1989).

On ne considérera que la compaction mécanique des sédiments liée à l'enfouissement avec augmentation de la pression et expulsion progressive du fluide interstitiel (ici l'eau de mer), l'hypothèse de base étant qu'il ya conservation de la matière solide en faisant donc abstraction des recristallisations ou de départs de matière solide par dissolution.

Exemple de trois courbes d'évolution de la porosité en fonction de la profondeur pour une argile, un grès et un calcaire et illustration simple de la décompactions d'une couche d'argile, on suppose qu'il y'a conservation de matière solide représentée par l'aire comprise entre la courbe de porosité, la porosité 100%, le toit et le mur de la formation.

Pour décompacter une tranche sédimentaire, on la divise en sous -unités de lithologie homogène que l'on fait évoluer sur des courbes de porosité en fonction de la profondeur établies pour chaque type lithologique à partir des diagraphies ; ces lois sont supposées être invariables avec le temps.(ASF,1989).

Une fois données analysées et les sédiments décompactés en remontant le temps, différentes courbes peuvent être tracées afin de mieux visualiser l'évolution de la colonne sédimentaire et du bassin.

Si l'on s'intéressée plus particulièrement aux sédiments, on peut représenter les courbes de paléoenfouissement de substratum ou de n'importe quel niveau-repère en fonction du temps et voir par exemple l'évolution de l'épaisseur d'une couche. Lorsque l'on travaille sur une coupe on peut retracer l'état de cette coupe à n'importe quelle époque en restituant les épaisseurs sédimentaires décompactées. De même, il est possible de tracer des cartes d'isopaque ou d'isobathes décompactées ainsi que de taux de sédimentation.

Si l'on s' intéresse plus à l'évolution du bassin, on tracera la courbe de paléo enfouissement du socle en fonction du temps et la courbe de subsidence tectonique de ce socle avec ou sans les correction liées au niveau marin et aux profondeurs de dépôt.

Il faut cependant bien voire que les valeurs obtenues ne sont qu'une approche que les incertitudes sur les valeurs des paramètres employés sont parfois grandes (Brunet, 1981).

· les épaisseurs sédimentaires et la nature lithologique lorsque l'échantillonnage n'est pas suffisant ou que l'on travaille sur des profils sismiques, quand il ya eu des longues périodes de non-dépôt ou de l'érosion ;

· les lois de porosité en fonction de la profondeur employées lorsque les données de diagraphie ne sont pas assez nombreuses ou que le pourcentage de calcaire est important, d'autre part, certaines argiles peuvent être par exemple sous-compactées lorsque l'expulsion du fluide interstitiel est empêchée ou bien encore la diagenèse d'un calcaire peut être précoce en surface et ne plus évoluer ensuite, des modifications des lois sont alors nécessaires ; des érosions importantes en surface amènent une erreur sur l'enfouissement des sédiments il faut alors essayer de restituer le paléoenfouissement de la série (Brunet et al 1985) ;

· la détermination des paléoprofondeurs de dépôt, l'incertitude étant d'autant plus grande que le milieu est profond ;

· les variations du niveau marin, si les autres sont d'accord pour placer le maximum de la transgression au crétacé, l'amplitude varie beaucoup selon les auteurs, une valeur moyenne de l'ordre de 200-250 m semble plus probable.

Une fois que les différentes courbes tracées, la courbe de subsidence tectonique du socle est analysée afin de déterminer le grand événement tectonique ayant donné naissance au bassin .Les fortes accélérations de la subsidence tectonique sont considérées comme étant le signe de période distensives (lorsque la zone étudiée n'est pas proche d'une chaine de montagnes ou d'une zone de subduction où la subsidence peut résulter d'une flexion de la lithosphère). Différents modèles peuvent être alors utilisés pour essayer de quantifier cette évolution(ASF ,1989).

I.3.3 Modèle de distension uniforme

Le modèle de détensions uniforme de la lithosphère proposé par McKenzie (1978) sert de base à de nombreux modèle. Au temps t=0, la lithosphère est étirée de façon instantanée d'un coefficient ß provoquant une remontée du matériel asthénosphérique chaud et donc une remontée des isothermes. Une <<subsidence initiale >>S_t se produit résultant de la diminution d'épaisseur de la croute. En suite la perturbation décroit, la lithosphère retourne vers son équilibre thermique (réalisé au temps t=8) avec une contraction thermique et donc une<<subsidence thermique>>,S_th. Le Pichon et Sibuet, 1981) et Le Pichon et al,(1983) ont proposé une nouvelle formulation du calcul de S_i et S_th pour le modèle de type McKenzie.

L'hypothèse de McKenzie (1978) d'une phase de distension instantanée n'est valable que pour des périodes de rifting courte par rapport à la constante de temps de refroidissement de la lithosphère (62.8 Ma pour une lithosphère de 125 km d'épaisseur). Pour des périodes de rifting plus longues, Il faut envisager une distension de durée finie (Jarvis et McKenzie, 1980 ; Alvarez, 1984), la perte de chaleur commençant avant la fin de la distension. Plusieurs phases successives de distension peuvent aussi être considérées, ainsi qu'une production de chaleur radiogénétique dans la croûte(Royden, 1982 ; Alvarez, 1984).

Valable ponctuellement et uniquement dans un contexte distensif, le modèle de McKenziene prenait en compte qu'une perte de chaleur par conduction vertical, d'autres modèles à deux dimensions ont fait intervenir, en supplément, une perte latérale de chaleur non négligeable dans les bassins assez étroits; de plus, certains modèles numériques tiennent compte de la perturbation thermique de la couche sédimentaire (Alvarez ,1984).

Il existe aussi des modèles avec distension non uniforme dans la croute et le manteau lithosphérique ou avec intrusions résultant du morcellement de la croute (Royden et Keen, 1980) ou encore tenant compte des hétérogénéités de la lithosphère (Vierbuchen et al, 1983).

Pour tous ces modèles utilisant des solutions analytiques (type McKenzie) ou numérique, la valeur de subsidence tectonique calculée dépend directement du taux de distension ß, de la durée de cette distension, du temps écoulé depuis la fin de l'étirement et des valeurs choisies pour les différents paramètres utilisés dans la modélisation (densité du manteau, de la croute, des sédiments ,épaisseur de la croute, etc).Cette modélisation permet également de retracer l'évolution des températures dans les sédiments ce qui, en liaison avec l'histoire de l'enfouissement, permet d'essayer de déterminer le potentiel pétrolier(calcul de la<<fenêtre à huile>>)(Royden et al, 1980).

Cependant, il faut bien voir qu'il n'existe aucun<<modèle parfait >> tenant compte à la fois de tous les mécanismes mis en jeu ; chaque modèle n'est qu'une extrême simplification favorisant un seul ou quelques-uns de ces mécanismes et se fixant des valeurs particulières des paramètres physique pour lesquels les marges d'incertitude sont loin d'être négligeables. Ainsi, une modélisation de la subsidence permet-elle d'essayer de mieux comprendre la genèse et l'évolution d'un bassin, en effectuant une reconstitution évolutive la plus proche possible des phénomènes observés mais qui n'est qu'une image déformée n'atteignant jamais la réalité. Un échange permanent entre les faits d'observation et les résultats de la modélisation est donc nécessaire pour pouvoir apporter des améliorations aux modèles(ASF,1989).

I.4.CONSEQUENCE DE LA SUBSIDENCE

Les bassins sédimentaires ne pourraient se former et fonctionner que si la lithosphère peut se déformer sur le bas, en creux. Cette notion de creux est à rattacher à la notion de création d'espace disponible. Cette déformation s'appelle la subsidence.

Un bassin sédimentaire peut êtredéfinicomme une zone subsidentepossédant un certain volume de sédiments- correspondant à une épaisseur d'au moins un kilomètre- restés préservés sous une forme relativement simple. Cettedéfinition place les bassins sédimentairesentre et en dehors (Bally ,1975) :

Les bassins sédimentaires nous apparaissent souvent en situation post-orogénique,ce qui leur assure une certaine pérennité jusqu'à nos yeux et rend leur tarifs plus visibles. Mais ils se développent autant en situation pré-orogénique,donnant naissance à la suite de longues convulsions, à des édifices plissés et faillés qui oblitèrent et masquent plus ou moins complètement leurs traits propres, et rendent leur étude plus difficile, sinon impossible.

Un bassin prend naissance à la rencontre d'un apport sédimentaire et d'une concavité du substratum plus ou moins marquée.Lesdépôts de base qui représente le début d'une nouvelle aventure sédimentaires,marquent généralement une certaine discontinuité avec le passé. D'où le terme de bassin discordant, parfois utilisé par certain, mais en réalitétrèsgénéral.Les isopaque du volume sédimentaires dessinent un ensemble fermé, ensemble qui peut correspondre à un prisme sédimentaire, si le milieu de dépôt passe de zones côtières à des milieux profonds. (Perrodon, 1985)

Les modalités de création des bassin sédimentaires peuvent se regrouper en deux grands types l'un résultant de mouvements divergents ( généralement associée aux zones d'extension de la lithosphère) et l'autre lié aux compression dans les zone de convergence(Debelmass et Mascle 1991,Boillot,1996).

On doit cependant distinguer de plus, les bassins liés au jeu d'accident décrochant dans un contexte qui peut être aussi bien distensif que compressifs. L `évolution des bans (géométrie, régime de subsidence, bathymétriques proximités de reliefs) est ensuite contrôlée par le régime des contraintes, la nature et l'histoire de la plaque lithosphérique sur laquelle le bassin se développe (zones sources) et par la position latitudinal de celle-ci (climat et régime d'altération) .

On peut tenter d'établir une classification des bassins qui, bien que simplificatrice, permet d'inscrire le système de dépôts dans le contexte tectonique, Elle repose sur trois critères :

v le type d'interaction entre les plaques au cours de la sédimentation lorsque le bassin se trouve au voisinage des bordures.

Chacun de ces critères peut varier au cours de temps, ce qui explique par exemple la juxtaposition des bassins d'origines différentes dans les orogenèses. Ainsi, la collision entre l'inde et l'Asie conduit à une juxtaposition des couvertures sédimentaires de deux plaques continentales, accompagnée d'une déformation intense dans la zone de suture. Cette dernière inclut au moins quatre types de bassins sédimentaires différents dont la compréhension nécessite l'étude de l'ensemble de l'histoire géodynamique de la chaîne afin de pouvoir replacer chacun de ces bassins dans son cadre tectonique propre(Gansses, 1964).

Les deux mécanismes dominants dans la formation de bassins sédimentaires sont l'extension crustale (zone des divergences ou transtension) et la surcharge crustale (zone de convergence ou transpression). L'origine ou l'évolution de bassins intraplaques ou intracratoniques sont liées à des mécanismes profonds où à la réactivation linéaments en bordure d'anciennes plaques. Ces bassins qui sont tous de type extensifs, reposent sur une croûte continentale. Les bassins peuvent être affectés, au cours de leurs développements par les mécanismes se déroulant aux frontières des plaques. Il est également important de connaitre la nature du soubassement lithosphérique d'un bassin car c'est elle qui détermine le régime de subsidence. Ce ci permet, en fonction du contexte géodynamique de regrouper les bassins en cinq grands groupes (Dickison, 1974)

Contexte géodynamique	Type de bassin
Marges divergences	-Rift - Marge océanique -Rift avortés
Marge convergences	-Fosse et zone de subduction - Bassin d'avant arc - Bassin d'arrière arc
Faille transformantes et transcurrente	-Bassin d'un système de faille -Pull-a parts -Transrotationnels
Collision et suture	-Bassinsd'avant- pays (foreland ,foredeep) -Basin résiduels -Bassin d'arrière -pays (binterland
Intraplaques	-Basin cratonique

La subsidence a aussi comme conséquence : le dépôt sur le socle continental d'une épaisse couverture sédimentaire.

Depuis Sadi Carnot qui, dans la première page de son livre souligne l'importance de la chaleur comme origine de la dynamique de la Terre, on a coutume de dire que la Terre est une machine thermique(Carnot, 1824).

Si l'analogie entre le fonctionnement de la Terre et celui des machines àVapeur, dont la compréhension était le principal objectif du travail de Carnot et a été en grande partie à l'origine du développement de la thermodynamique, n'est pas si évident que cela à y regarder de plus près, il est indéniable que l'évolution thermique de la Terre est à l'origine de toute sa dynamique interne. Ou pour être plus précis car une telle dynamique a également pufonctionner durant des périodes de réchauffement si jamais elles ont existe, c'est le transfert de chaleur qui est a l'origine de la dynamique interne de la Terre.

Dans le domaine de l'analyse des bassins sédimentaires, La subsidence se produit suite à des phénomènes beaucoup plus complexes, liés à la tectonique des plaques et à la dynamique asthénosphérique.(Carnot, S. (1824). Réflexions sur la puissance motrice du feu et sur les machines propres à développer cette puissance. Bachelier, Paris. Réédité par les éditions Jacques Gabay, 1990et disponible sur http : //www.gallica.fr. (Document))

La subsidence est l'enfoncement progressif du fond d'un bassin au cours du temps. Elle est à l'origine de la création du bassin et permet son fonctionnement, si elle se poursuit dans le temps, en permettant la création d'espace disponible pour la sédimentation.

§ surcharge sédimentaire (ce n'est qu'un élément supplémentaire, ne peut pas être à l'origine d'un bassin)

§ flexuration: déformation à grande longueur d'onde (grande surface prise en compte) affectant toute l'épaisseur de la croûte. Surcharge de la croûte entraîne une Flexuration.

§ les phénomènes géodynamiques :tout les phénomènes tectoniques (distension, compression, cisaillement) qui sont à l'origine de la subsidence et de créer de l'espace disponible, des bassins subsidents par la fracturation et de l'effondrement de la partie supérieure de la lithosphère -rift, pull-appart) soit à l'origine de sa Flexuration (collision chevauchement) ;

§ les phénomènes thermiques : échauffement localisé par remonté du manteau (bombement) suivie d'un refroidissement, ou « point froids » du manteau (sous les grands cratons stables)Réajustement thermique / isostatique induisant une subsidence thermique ;

§ surcharge sédimentaire :Flexuration de la lithosphère sous le poids des sédiments.

II .1 INTRODUCTION

Dans ce chapitre nous allons voir quelques types des bassins sédimentaireset quelques subsidences qui sont à leur origineil s'agit de : subsidence thermique, subsidence par surcharge et subsidence tectonique.Nous parlerons également de mécanismes primaires de la subsidence d'un bassin sédimentaire, des facteurs qui influencent les températures et les paléo températures dans les bassins sédimentaires ainsi que les effets géothermiques et paleogéothermiques de différents types de bassin et enfin le flux de la chaleur.

Fischer a décrit que la croûte obéit au principe d'Archimède, et tend à être en équilibre hydrostatique tel un glaçon sur l'eau: les continents sont soutenus par une force équivalente au poids du manteau déplacé (Turcotte et Schubert, 1982).

Dans le cas d'une surcharge sédimentaire, la lithosphère procède à des réajustements isostatiques qui font intervenir les mécanismes suivants:

II .2.1.1Une compensation isostatique locale

-Illustration schématique du modèle d'isostasie locale d'Airy. La couche supérieure a une densité ñu, et

La compensation isostatique d'Airy est réalisée par des variations de l'épaisseur des couches supérieures parrapport à la surface de compensation. Les montagnes ont ainsi des racines crustales et les bassins des anti-racines.

Ce principe d'isostasie locale d'Airy ne permet d'obtenir qu'une approximation de la subsidence isostatique. Enparticulier, cette estimation ne tient pas compte des caractéristiques géométriques et rhéologiques de la croûte et duManteau. Différents modèles ont été développés pour affiner la prédiction de la subsidence isostatique(Fowler, 1997).

Dans le modèle de Pratt, la compensation isostatique est réalisée par des variations latérales de densités. Le matériel sous les montagnes est ainsi moins dense que celui sous les océans.

-Illustration schématique du modèle d'isostasie locale de Pratt. Densité de l'eau : ñw, densité du substratum : ñs , densités de la couche supérieure sous les montagnes : ñ1 et ñ2 de hauteurs respectives h1 et h2, densités de la couche supérieure sous les océans ñd de hauteur d, densité de la couche supérieure à terre au niveau de la mer ñu, compensation isostatique : D [Fowler, 1997].

II .2.1.2 Une compensation isostatique régionale

La lithosphère est suffisamment rigidepour supporter des charges et se comporter comme une plaque élastique. La compensation régionale se fait sur un rayon de régionalitéR.

Schéma de la compensation régionale de type Veining-Meinesz9 (Hertz, 1884)

La thermicité se fait par phénomène de conduction, elle affecte la densité de la lithosphère. Par conséquent, l'équilibre isostatique change:

Durant le refroidissement, la lithosphère devient dense et lourde, elle s'enfonce alors sous l'effet de son propre poids.

II.2 BASSINS ET SUBSIDENCE TECTONIQUE

Le terme "subsidence tectonique" englobe la partie de la subsidence causée par desPhénomènes tectoniques actifs qui forment la structure des bassins et des margescontinentales passives. Les sédiments s'accumulent dans la dépression forméetectoniquement et leur poids constitue une charge locale mise en place sur la lithosphère. L'ajustement isostatique (ou la flexure) dû à cette charge amplifiera la subsidence. Cette amplification est la réponse passive de la lithosphère à une charge sédimentaire à la surface. Mais la sédimentation n'est pas la cause principale de la subsidence, car elle s'arrête sitôt le bassin rempli.

La subsidence tectonique peut être déterminée à partir de l'épaisseur et de l'âge dessédiments à l'aide de la procédure de "backstripping" qui enlève les effets del'amplification isostatique (ou de la flexure), des variations du niveau de la mer et de la compaction des sédiments.

L'histoire de la subsidence tectonique reflète la subsidence du bassin due à des facteurs autres que:

Initiée par Ryan et Watts (1976), la méthode de délestage a été développée par Steckler et Watts (1978) puis utilisée pour calculer le taux de subsidence tectonique de la marge Atlantique EST sur la côte américaine. Sondage COST - B2, marge de New York.

Elle consiste à calculer l'affaissement du substratum d'un bassin en absencede toute charge sédimentaire (délestage couche après couche). La compensation isostatique des sédiments est supposée locale de type Airy(Ryan et Watts (1976).

Un rift est une région où la croûte terrestre s'amincit. En surface, un rift forme un fossé d'effondrement allongé, dont les dimensions peuvent atteindre quelques dizaines de kilomètres de large pour plusieurs centaines de kilomètres de long. Cette dépression allongée, limitée par deux failles normales dites failles bordières, est le lieu d'une sédimentation le plus souvent lacustre et d'un volcanisme soutenu (Biju Duval ,1999).

La sédimentation peut atteindre plusieurs milliers de mètres d'épaisseur en fonction de l'intensité de la subsidence. Des incursions marines pendant la période de sédimentation sont parfois observées comme dans le fossé d'effondrement de la Limagne. La formation des rifts est associée, soit dans un stade tardif soit dans un stade précoce (voir rift actif versus rift passif) à l'ouverture de fissures dans lesquelles s'injecte du magma alcalin. Les rifts sont ainsi souvent associés à la formation de grands volcans (par exemple le Kilimandjaro, le long du rift est-africain ou le strato-volcan du Cantal dans le rift du Massif central).

Parce qu'ils sont le lieu de l'amincissement de la lithosphère, les rifts représentent le stade initial de la rupture lithosphérique. Lorsque celle-ci intervient, le rift devient une dorsale océanique et constitue la limite entre les deux plaques lithosphériques nouvellement formées. La dorsale est le lieu où, par refroidissement du magma, se forme la croûte océanique.

Un rift "avorté" n'ayant pas abouti (jusqu'à présent) à la formation de croûte océanique est aussi appelé un aulacogène.

La lithosphère continentale est composée d'une partie supérieure de 30km peu dense, la croûte de composition globalement granitique, et d'une partie inférieure de 100km très dense, constituée de péridotite (roche du manteau). L'ensemble est appelé la lithosphère et constitue la plaque proprement dite qui se déplace sur du manteau déformable dénommé asthénosphère.

L'amincissement de cette lithosphère, c'est-à-dire la formation d'un rift, peut se produire à la suite de deux mécanismes fondamentaux distincts : le rifting actif ou passif. L'évolution tectonique est alors très différente suivant l'un ou l'autre de ces deux modes d'amincissement.

Un rift actif résulte de l'ascension d'un panache mantellique depuis les profondeurs de la Terre. Comme un gigantesque chalumeau situé à l'aplomb de la plaque et qui l'amincit par en dessous (phénomène appelé érosion thermique), cette ascension provoque dans un premier temps un soulèvement topographique marqué, dont les causes essentiellement thermiques, ont déjà été modélisées numériquement. Si le volcanisme peut être synchrone de ce bombement en liaison avec la décompression de l' asthénosphère, l'extension de la lithosphère n'apparaît qu'ensuite, comme une conséquence de ce soulèvement. Il en résulte que la sédimentation est tardive dans l'évolution générale du système. L'évolution tectonique classique associée à ce mode de rifting correspond à la suite chronologique :

À l'inverse, un rift est dit passif lorsque l'extension résulte de forces trouvant leur origine aux limites de la plaque tectonique. Celle-ci s'étire alors horizontalement comme un chewing-gum, ce qui provoque d'abord en surface des fossés d'effondrement ( grabens) qui se comblent de sédiments et où le volcanisme est généralement absent. Ce n'est que dans un second temps qu'un soulèvement d'origine thermique et un volcanisme concomitant se produit. L'évolution tectonique classique associée à ce mode de rifting correspond alors à la suite chronologique:

Les rifts qui sont des fosses d'effondrement on admet sous ce terme différent acceptations :

v Rift océanique : il s'agit de la structure typique des dorsales dont l'expression peut varier selon les taux d'expansion océaniques et qui généralement représentent le stade ultime de l'évolution des rifts continentaux ; plusieurs types ont pu être distingués selon les mécanismes et les vitesses d'accrétion océanique :

v Rift continental : ce terme est plus ou moins synonyme de fossé d'effondrement mais généralement utilisé soit lorsqu'on est capable de retrace une histoire où la distension lithosphérique du domaine continental (cratonique) est bien identifiée, soit lorsque ce rift a poursuivi son évolution vers une marge continentale avec, après la période de rifting, une période d'ouverture océanique est expliquée par le système de convexion lithosphérique. La merrouge illustrebienl'évolutionrapide d'un rift.

Lorsque la fragmentation continentale augmente jusqu'à ce que les 2 bords (lèvres) du graben qui marquent le rift s'écartent s'étirant et finalement se séparent par rupture de la lithosphère, Il ya alors création progressive de croute océanique au centre du rift et on parlera à partir de ce moment là pour chaque coté de marge continentale. Ce terme représente donc la zone de transition entre croute continentale et croute océanique.

Les mécanismes du rifting font encore l'objet d'hypothèses qui on été raffinées progressivement à partir de concepts thermiques et mécaniques. En effet, les études ont surtout portée sur la partie superficielle de la lithosphère où les observations de surface et l'imagerie géophysique nous renseignent sur les différentes étapes d'évolution (en traitant des cas à des stades différents d'évolution). (Biju Duval, 1999).

II.3.1Subsidence Thermique

Elle correspond au retour progressif de la lithosphère vers son état d'équilibre thermique initial. Ce refroidissement graduel provoque une contraction dont l'effet gravitaire entraîne une subsidence dite thermique qui est progressive et nettement plus longue que la précédente. Son évolution suit une loi en

La subsidence thermique est Appelée aussicontraction ou relaxation thermique, elle est associée à la phase Post-Rift.Une fois que le mécanisme d'étirement de la lithosphère s'arrête, la lithosphère tend à gagner son équilibre thermique: Au cours de son refroidissement, elle devient plus dense (Densification par assimilation d'une partie de l'asthénosphère dense), et elle s'enfonce sous l'effet de son propre poids. C'est une phase lente caractérisée par un faible taux de subsidence.

Le rifting, à l'origine de toute marge passive, génère une subsidence. Celle-ci apparaît comme le phénomène géodynamique qui ouvre un espace à la sédimentation sur les marges passives. Une conséquence de cette subsidence est le dépôt sur le socle continental d'une épaisse couverture sédimentaire. Les morphologies sous-marines des marges sont donc le reflet d'une double influence, à la fois structurale (le rifting) et sédimentaire. Les effets de cette double influence se font d'ailleurs sentir tout au long de l'évolution des marges passives. La subsidence en est l'acteur et le témoin. L'espace qui s'ouvre à la sédimentation peut-être créé par compensation isostatique (Airy, Pratt) ou par flexure de la croûte( Leroux,2012).

Les marges passives sont situées à la transition entre lithosphères océanique et continentale, au sein d'une même plaque tectonique. Elles résultent d'un épisode de rifting de la lithosphèreContinentale, ayant conduit à la formation de la croûte océanique. Ces marges sont caractérisées par :

· une faible voire une absence d'activité tectonique et volcanique, comparée aux marges actives,situées en limites de plaques.

· une topographie élevée (altitude moyenne supérieure à 500 mètres)est néanmoins observée sur la partie continentale de nombreuses marges passives.

Les margespassives du Sud-Ouest de l'Afrique, du Sud-Est du Brésil, du Sud-Ouest de l'Inde ou encore duSud-Est de l'Australie, présentent ainsi des altitudes souvent comprises entre 1000 et 2500 mètres,et une altitude moyenne supérieure à 500 mètres. Cette topographie élevée pourrait résulter d'unetopographie préexistante ou acquise lors de la formation de ces marges, mais pourrait égalementprovenir d'une déformation postérieure à leur formation.

L'amincissement des marges passives et la transition d'un domaine à croûte continentale vers un domaine àcroûte océanique, sont souvent expliqués par des modèles conservatifs d'étirement de la lithosphère dans lesquelsl'intégralité du volume de croûte continentale est préservée. Parmi ces modèles, on distingue les modèlesen cisaillement pur basés sur les concepts de McKenzie, et ceux en cisaillement simple dérivés des idées de [Wernicke, 1985] et [Lister et al. 1986].

Modèle de McKenzie en cisaillement pur. Http: //www.le.ac.uk/geology/art/gl209/lecture4/lecture4.html2015

Modèle deWernicke en cisaillement simple. http ://www.le.ac.uk/geology/art/gl209/lecture4/lecture4.html2015

Les modèles en cisaillement pur (fig.4) induisent une symétrie des marges homologues, ainsi qu'une extension de la croûte supérieure caractérisée par des blocs basculés (McKenzie) .Les modèles d'étirement en cisaillement simple avec un seul ou plusieursdétachements lithosphériques, impliquent une extension asymétrique de la croûte supérieure cassante résultant en une croûte inférieure d'un côté de la marge et une croûte supérieure de l'autre côté.

Par la suite, de multiples combinaisons de ces 2 modèles ont été proposées, modèles impliquant toujours la conservation de l'intégralité de la croûte.

Les modèles conservatifs impliquent un mouvement extensif. Or, les structures extensives attendues ne sont que rarement observées sur les marges, comme l'avait déjà remarqué McKenzie(1978) hors du contexte géodynamique particulier comme celui de la marge de Galice. Seuls quelques blocs basculés sont clairement visibles sur les marges de l'Atlantique Sud telle que les marges angolaises et brésiliennes.

De plus, les modèles conservatifs nécessitent de considérer d'importants mouvements horizontaux (plus de 250 km par exemple pour les marges Brésiliennes et AngolaisesOr, l'amincissement crustal (de 30 km à 7 ou 10km) s'effectue sur des distances inférieures à 70 km ; c'est parexemple le cas en Atlantique et dans le Golfe deGascogne sur la marge angolaiseou sur la marge marocaine (Leroux,2012).

Schéma simplifié des modèles conservatifs et non conservatifs de formation des marges continentales [Aslanian and Moulin, 2012].

Le flux de chaleur représente l'énergie thermique transférée par unité de temps et de Surface depuis les zones chaudes vers la surface plus froide.Sa valeur va de 30mW/m²à 300mW/m², en moyenne autour de 70mW/m² ou 1,4 mCal/cm²/s.

Cette énergie thermique provient des processus d'accrétion planétaire ou encore des phénomènes de radioactivité (Biju-Duval, 1999). Le flux de chaleur présent dans les bassins sédimentaires peut être affecté de façonSignificative par l'importance de la chaleur générée par la désintégration radioactive dans les sédiments (Allen et Allen, 1990).

C'est probablement la cause forçant interne majeure dans la machine ou c'est un facteur qui influe directement sur les champs de contraintes(le mécanisme de convection lithosphérique) et sur les fonctionnements de la dynamo. Mouvements des plaques, fonctionnement de points chauds, mécanismes de la subsidence, échanges thermiques dans les bassins, sources hydrothermales, diagenèse minérale, maturation de la matière organiques constituent autant de phénomènes géologiques à différentes échelles déterminées par des gradients de température.

Rappelons quelques valeurs : 3900^oà 4000^oC dans le noyau, 700^oC à la base de la croute continentale, 350^o à 400^oC dans les sources hydrothermales au fond des océans ou dans les bassins sédimentaires. La machine thermique à une source interne et une source externe (l'énergie solaire).La source interne est due à l'énergie initialeavec transformation de l'énergie cinématique en énergie thermique et à l'énergie provoquée par les désintégrations radioactives.

Ø la convection (transfert de masse) dont on a dit l'importance pour le noyau, le manteau, la lithosphère, elle joue un rôle majeur dans le flux géothermique et le forçage des bassins ;

Ø la conduction (agitation moléculaire), mode dominant dans les bassins sédimentaires, la conduction thermique étant très variable selon le type de roches ;

Les mesures effectuées en surface indiquent que la température augmente avec la profondeur, on parlera de gradient géothermique. Les valeurs oscillent entre 15 et 80^oC/Km, en moyenne autour de 30^oC en surface, elles sont plus faibles en profondeur.

On retiendra que le champ de température varie grandement à la surface du globe. On distingue des bassins <<chaud>> et des bassins <<froids>>. On commence à être capable grâce à des Paléothermomètres de caractériser des variations temporelles du champ thermique ou plus généralement l'évolution thermique de la formation et du remplissage du bassin. (Biju Duval , 1999).

Les géothermomètres permettent d'estimer directement la température d'un événement géologique. Dès 1975, Pagel a montré que l'étude des inclusions fluides dans les auréoles de silicification des grains détritiques de quartz dans les grès permettait de préciser les températures de la mésogenèse. Par la suite, la teneur en Al^IV des chlorites a été proposée par Cathelineau et Nieva (1985) puis raffinée par Cathelineau (1988) après calibration à partir de champs géothermiques. Il faut toutefois remarquer que même pour les inclusions fluides, il est possible que la température ait varié durant la formation de l'inclusion. En effet, Walderhaug (1994) a montré que le processus de silicification pour les marges passives était suffisamment lent pour que la température ait varié durant cette silicification. Il montre en particulier que pour une température inférieure à 100 °C, il faut plusieurs millions d'années pour la précipitation d'une quantité de quartz suffisante à refermer la cavité de l'inclusion (le taux de précipitation à 80 °C est de l'ordre de 1x10^-20 moles/cm2.s).

Deux nouvelles méthodes géothermométriques ont été récemment proposées, le ?47 des carbonatesbasé sur l'abondance des liaisons ¹³C et ¹⁸O dans le réseau cristallin (Schaubleet al., 2006 ; Ghoshet al., 2006) et le géothermomètreMagEvalconstruit à partir des propriétés magnétiques de certains minéraux, pyrrhotite et magnétite, dont la stabilité évolue avec la température (Aubourg et Pozzi, 2010).

CONCLUSION

La subsidence représente un outil puissant dans l'analyse des bassins sédimentaires couvrant la surface de notre planète. Leur naissance dépend de mécanismes (isostasie et thermicité) intimement liés à la dynamique asthénosphérique.

L'évolution des bassins sédimentaires (approfondissement, soulèvement, érosion et comblement) est observable sur la courbe de subsidence totale.Cette dernière porte un intérêt particulier pour l'évaluation des roches mères et leur potentiel pétrolier, et la dynamique des hydrocarbures dans le bassin.

L'analyse de la courbe de subsidence tectonique et grâce aux modèles théoriques de subsidence, permet de discriminer les phases de subsidences mécanique et thermique, ces dernières présentent une influence nette sur la mise en place des séries sédimentaires et leur découpage séquentiel.

Cependant, l'établissement de la courbe de subsidence exige une manipulation très rigoureuse de tous les paramètres nécessaire à son calcul.

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