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).
?N
H
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 :
où :
· Y : la subsidence tectonique ;
  :
Le terme dû à l'effet de la charge sédimentaire
avec :
· S ,??s :l'épaisseur et la
densité moyenne de la colonne sédimentaire à
l'époque considérée ;
· ??m : la densité du matériel
mantélique ;
· ??e : la densité de l'eau de mer ;
· H : la profondeur de l'eau de mer ;
· ?N:la variation du niveau marin par rapport au niveau 0
actuel des mers.
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 .
Les données nécessaires à ce type
d'étude sont :
- au niveau d'un forage ;
- 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 ;
- uneéchellechronostratigraphique ;
- une courbe de variation eustatique du niveau 0 des mers au
cours du temps ;
- au niveau d'un profil sismique pour lequel le même
type d'étude peut être fait en réalisant des <<puits
fictifs>> ;
- des lois de vitesse permettant de déterminer les
épaisseurs ;
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).
B .Décompactions des
sédiments
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).
C. Tracé des courbes de subsidence.
Incertitudes
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).
Elles portent sur :
· 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).
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