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Bassin sédimentaire

zone géologique
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Un bassin sédimentaire est une dépression relative de la croûte terrestre située sur un continent émergé, un plateau continental, ou encore dans un océan, formée par subsidence thermique ou tectonique et qui recueille des quantités relativement importantes de matériaux sédimentaires qui, par des phénomènes de diagenèse, se transforment ensuite petit à petit en couches stratifiées de roches sédimentaires. Parmi ces matériaux on peut en particulier trouver des accumulations d'origine organique, comme du charbon.

Les provinces géologiques de la Terre (d'après les données de l'Institut d'études géologiques des États-Unis) :
Croûte continentale :
Âge de la croûte océanique :
  • 0–20 Ma
  • 20–65 Ma
  • > 65 Ma

Les couches de roches les plus profondes sont généralement les plus anciennes, sauf lorsque la tectonique, par exemple via des chevauchements, a déplacé les couches ou dans le cas de la tectonique dite salifère liée au diapirisme de strates évaporitiques. Selon la profondeur d'eau au-dessus du bassin, le type de roche formé est différent. Sur les bords du bassin, les couches de roche peuvent parfois être inclinées à la suite, par exemple, de la subsidence ou de mouvements tectoniques et peuvent former, après érosion, un relief en cuestas. En revanche, au centre du bassin, les couches restent plus souvent horizontales et peuvent donner, après l'arrêt du fonctionnement du bassin et action de l'érosion, un relief de plateaux plus ou moins entaillés par les vallées fluviales.

Les bassins sédimentaires peuvent être classés en différentes catégories selon le contexte géodynamique[1] : bassins intracratoniques, bassins de type rift / graben, bassins de type marge passive, grands bassins océaniques, bassins de type marge active, bassins compressifs (d'avant-pays, d'arrière-pays...), bassins transtensifs ("Pull-Apart"), bassins transportés ("Piggy-Back"), etc.

Les bassins sont régis par des facteurs internes et externes : la subsidence, la tectonique, l'eustatisme (les variations du niveau marin), le degré d'insolation, la circulation atmosphérique et la circulation océanique entre autres.

Types de bassins sédimentaires

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Bassin de décrochement

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Ce sont des bassins orogéniques tardifs qui sont tangents aux failles considérées comme majeures et d'échelle crustale[2],[3],[4],[5],[6]. Les bassins de décrochement peuvent se former dans un régime d'extension ou de compression[2]. La sédimentation le long d'une faille est contemporaine et associée à un mouvement en décrochement[7]. L’évolution des dépôts sédimentaires souligne deux périodes importantes dans l'évolution des bassins[3] : une période d'ouverture du bassin, où la sédimentation est instable avec l'arrivée d'apports détritiques grossiers ; ensuite une autre période de comblement du bassin caractérisée par des dépôts conglomératiques et des discordances progressives[8],[9].

Bassins de compression

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Ce sont des bassins frontaux qui se trouvent entre les arcs volcaniques et les prismes accrétionnaires[3]. Ces bassins se développent dans un contexte de convergence ou de collision continentale[10], dont la concentration de la déformation provoque un soulèvement rapide avec une énorme charge sédimentaire[11] et la profondeur du bassin dépend de l'épaisseur de la croûte continentale[10]. La tectonique est synchrone au dépôt des sédiments[11],[12],[13], [14], dont la sédimentation est contrôlée par la tectonique et des régressions marines[11]. Ce bassin présente comme structure des plis isoclinaux, serrés, droits et renversés[12],[13]. La morphologie varie selon la quantité de sédiments et la saillie de l'arc sédimentaire[3] dont l'architecture et la géométrie changent en fonction du temps[10] à cause de l'influence des failles qui sont responsables de la sédimentation et de la déformation[11].

Bassins d'extension

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Les bassins d'extension[15] sont caractérisés par une séquence positive des dépôts sédimentaires dont la sédimentation est influencée par la tectonique et l'épaisseur des dépôts contraste avec la profondeur[16],[17]. Ce type de bassin se forme dans un régime d'extension, en bordure des failles, caractérisé par une contrainte principale essentiellement liée au poids lithostatique et à la force gravitationnelle. Les mouvements extensionnels provoquent l'exhumation de terrains qui introduisent le phénomène de métamorphisme[18],[19].

Bassin de marges continentales

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Lorsqu'un centre d'expansion sépare deux plaques divergentes , une nouvelle croûte océanique va être créée dont le système de rift évolue en bassin de marge continentale. Le rifting est suivi par un drifting par contre la subsidence de la croûte continentale amincie (prisme continu) est due a l'augmentation de la charge de sédiments au refroidissement de la lithosphère[20]. La largeur des bassins de marge continentale est en fonction de la croûte continentale soumise au rifting avant rifting. Certain bassins sont larges entre 200 et 300 km, mais certains peuvent être plus larges ou plus minces. Généralement, la bordure de plateau continental correspond à la frontière entre la croûte continentale et la croûte océanique[3].

Bassins des fonds océaniques

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La plus grande partie du fond des océans est constituée de plaines abyssales, dont la surface est relativement plane, et le toit de la croûte représente une couche de sédiments pélagiques peu épaisse[3]. Les sédiments peuvent être soit d'origine continentale, dont le bilan sédimentaire est commandé par les apports continentaux, ou bien océanique.

Dans un contexte de convergence lithosphérique, la charge des sédiments venant à la fois de la plaque chevauchante et de la plaque subductée peuvent former un prisme d'accrétion, ou arc sédimentaire, constitué d'une série sous forme d’éventail[10]. L'épaisseur de la pile sédimentaire est dépendante de l'âge de la croûte océanique subductée, de la vitesse de la convergence, et de la productivité sédimentaire de l'arc volcanique sus-jacent[10]

Bassins intra-arc

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Les bassins intra-arc sont des grabens ou semi-grabens, isolés ou continus, le long des segments de l'arc[21]. Ces bassins sont communs aux arcs océaniques et continentaux et reflètent la déformation en extension du massif[22]. Les bassins intra-arcs continentaux incluent des séquences lacustres, contenant d'épais niveaux de sédiments volcaniques et volcanoclastiques. Les bassins intra-arc océaniques incluent, quant à eux, séquences contenant des niveaux de carbonates[21].

 
Le désert du Taklamakan en Chine vu par satellite.

Exemples de bassins sédimentaires

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Références

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  1. ↑ Carte mondiale représentant les bassins sédimentaires, tirée de (en) Yiwen Ju, Guangzeng Wang, Sanzhong Li, Ying Sun,Yanhui Suo, Ian Somerville, Wuyang Li, Bizhu He, Menglin Zheng, Kun Yu, « Geodynamic mechanism and classification of basins in the Earth system », Gondwana Research, vol. 102, no 6,‎ , p. 200-228 (DOI 10.1016/j.gr.2020.08.017, lire en ligne)
  2. ↑ a et b NICHOLAS CHRISTIE-BLICK et KEVIN T. BIDDLE, « DEFORMATION AND BASIN FORMATION ALONG STRIKE-SLIP FAULTS », dans Strike-Slip Deformation, Basin Formation, and Sedimentation, SEPM (Society for Sedimentary Geology), (ISBN 0918985587, lire en ligne), p. 1–34
  3. ↑ a b c d e et f Denis W. Roy et Pierre Cousineau, « Les Grandes Structures Géologiques. Jacques Debelmas , Georges Mascle », The Journal of Geology, vol. 101, no 1,‎ , p. 129–129 (ISSN 0022-1376 et 1537-5269, DOI 10.1086/648207, lire en ligne, consulté le )
  4. ↑ David P. Hill, « A model for earthquake swarms », Journal of Geophysical Research, vol. 82, no 8,‎ , p. 1347–1352 (ISSN 0148-0227, DOI 10.1029/jb082i008p01347, lire en ligne, consulté le )
  5. ↑ ALAN P. HEWARD, « Alluvial fan and lacustrine sediments from the Stephanian A and B (La Magdalena, Cinera-Matallana and Sabero) coalfields, northern Spain », Sedimentology, vol. 25, no 4,‎ , p. 451–488 (ISSN 0037-0746 et 1365-3091, DOI 10.1111/j.1365-3091.1978.tb02076.x, lire en ligne, consulté le )
  6. ↑ SAMUEL Y. JOHNSON, « EOCENE STRIKE-SLIP FAULTING AND NONMARINE BASIN FORMATION IN WASHINGTON », dans Strike-Slip Deformation, Basin Formation, and Sedimentation, SEPM (Society for Sedimentary Geology), (ISBN 0918985587, lire en ligne), p. 283–302
  7. ↑ Paul Mann, Mark R. Hempton, Dwight C. Bradley et Kevin Burke, « Development of Pull-Apart Basins », The Journal of Geology, vol. 91, no 5,‎ , p. 529–554 (ISSN 0022-1376 et 1537-5269, DOI 10.1086/628803, lire en ligne, consulté le )
  8. ↑ ARTHUR G. SYLVESTER, « Strike-slip faults », Geological Society of America Bulletin, vol. 100, no 11,‎ , p. 1666–1703 (ISSN 0016-7606, DOI 10.1130/0016-7606(1988)100<1666:ssf>2.3.co;2, <1666:ssf>2.3.co;2 lire en ligne, consulté le )
  9. ↑ JOHN C. CROWELL, « ORIGIN OF LATE CENOZOIC BASINS IN SOUTHERN CALIFORNIA », dans Tectonics and Sedimentation, SEPM (Society for Sedimentary Geology), (ISBN 9781565761520, lire en ligne), p. 190–204
  10. ↑ a b c d et e Chantal Bonnot-Courtois, « L'estuaire de la Rance : Sédimentologie et aménagement », IVèmes Journées, Dinard, Editions Paralia,‎ (ISBN 2950578721, DOI 10.5150/jngcgc.1996.023-b, lire en ligne, consulté le )
  11. ↑ a b c et d M Sepehr et J.W Cosgrove, « Structural framework of the Zagros Fold–Thrust Belt, Iran », Marine and Petroleum Geology, vol. 21, no 7,‎ , p. 829–843 (ISSN 0264-8172, DOI 10.1016/j.marpetgeo.2003.07.006, lire en ligne, consulté le )
  12. ↑ a et b M. Parish, « A structural interpretation of a section of the Gavarnie nappe and its implications for Pyrenean geology », Journal of Structural Geology, vol. 6, no 3,‎ , p. 247–255 (ISSN 0191-8141, DOI 10.1016/0191-8141(84)90049-x, lire en ligne, consulté le )
  13. ↑ a et b Claudio Corrado Lucente, « Topography and palaeogeographic evolution of a middle Miocene foredeep basin plain (Northern Apennines, Italy) », Sedimentary Geology, vol. 170, nos 3-4,‎ , p. 107–134 (ISSN 0037-0738, DOI 10.1016/j.sedgeo.2004.06.002, lire en ligne, consulté le )
  14. ↑ Graham D. Williams, « Thrust tectonics in the south central pyrenees », Journal of Structural Geology, vol. 7, no 1,‎ , p. 11–17 (ISSN 0191-8141, DOI 10.1016/0191-8141(85)90111-7, lire en ligne, consulté le )
  15. ↑ Kathleen M. Marsaglia et Kathleen A. Devaney, « Tectonic and Magmatic Controls on Backarc Basin Sedimentation », dans Backarc Basins, Springer US, (ISBN 9781461357476, lire en ligne), p. 497–520
  16. ↑ Richard S Blewett, Kevin F Cassidy, David C Champion et Paul A Henson, « The Wangkathaa Orogeny: an example of episodic regional ‘D2’ in the late Archaean Eastern Goldfields Province, Western Australia », Precambrian Research, vol. 130, nos 1-4,‎ , p. 139–159 (ISSN 0301-9268, DOI 10.1016/j.precamres.2003.11.001, lire en ligne, consulté le )
  17. ↑ Michel Seranne et Michel Seguret, « The Devonian basins of western Norway: tectonics and kinematics of an extending crust », Geological Society, London, Special Publications, vol. 28, no 1,‎ , p. 537–548 (ISSN 0305-8719 et 2041-4927, DOI 10.1144/gsl.sp.1987.028.01.35, lire en ligne, consulté le )
  18. ↑ Peter J. Coney, « Cordilleran metamorphic core complexes: An overview », dans Geological Society of America Memoirs, Geological Society of America, (ISBN 0813711533, lire en ligne), p. 7–31
  19. ↑ T. Feininger, « An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology.: By John D. Winter. Prentice-Hall Inc. (available in Canada from Pearson Education Canada, 195 Harry Walker Parkway North, Newmarket, Ontario L3Y 7B4.) xx + 697 pages », The Canadian Mineralogist, vol. 39, no 5,‎ , p. 1503–1505 (ISBN 0-13-240342-0, ISSN 0008-4476, DOI 10.2113/gscanmin.39.5.1503, lire en ligne, consulté le )
  20. ↑ J. Cartwright, « Sedimentary Basins: Evolution, Facies and Sediment Budget Gerhard Einsele; Springer-Verlag, Berlin, 1992, 628pp, Paperback DM 98 », Geophysical Journal International, vol. 119, no 3,‎ , p. 1018–1018 (ISBN 3-540-54449-6, ISSN 0956-540X et 1365-246X, DOI 10.1093/gji/119.3.1018, lire en ligne, consulté le )
  21. ↑ a et b « Conference Report : IEEE Industry Applications Society 45th Annual Meeting (IAS2010) October 3 - 7, 2010, Houston, Texas, USA », IEEJ Transactions on Industry Applications, vol. 131, no 1,‎ , NL1_4 (ISSN 1348-8163 et 0913-6339, DOI 10.1541/ieejias.131.nl1_4, lire en ligne, consulté le )
  22. ↑ Eric L. Geist, Jonathan R. Childs et David W. Scholl, « Evolution and petroleum geology of Amlia and Amukta intra-arc summit basins, Aleutian Ridge », Marine and Petroleum Geology, vol. 4, no 4,‎ , p. 334–352 (ISSN 0264-8172, DOI 10.1016/0264-8172(87)90011-0, lire en ligne, consulté le )

Annexes

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Bibliographie

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  • M. Pagel, J. Barbarand, D. Beaufort, C. Gautheron et J. Pironon, Bassins sédimentaires - Les marqueurs de leur histoire thermique, EDP Sciences, 2014, 228 p. (ISBN 978-2-7598-1111-3)

Articles connexes

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