Bassin d'avant-pays - Foreland basin

Le golfe Persique - le bassin d'avant-pays produit par la ceinture orogénique du Zagros

Un bassin d'avant-pays est un bassin structurel qui se développe de manière adjacente et parallèle à une ceinture montagneuse . Les bassins d'avant-pays se forment parce que l'immense masse créée par l' épaississement crustal associé à l'évolution d'une ceinture montagneuse provoque la flexion de la lithosphère , par un processus connu sous le nom de flexion lithosphérique . La largeur et la profondeur du bassin d'avant-pays sont déterminées par la rigidité en flexion de la lithosphère sous-jacente et les caractéristiques de la ceinture montagneuse. Le bassin de l'avant-pays reçoit des sédiments érodés de la ceinture montagneuse adjacente, se remplissant d'épaisses successions sédimentaires qui s'amincissent à partir de la ceinture montagneuse. Les bassins d'avant-pays représentent un type de bassin d'extrémité, les autres étant des bassins de rift . L'espace pour les sédiments (espace d'hébergement) est fourni par le chargement et la flexion vers le bas pour former des bassins d'avant-pays, contrairement aux bassins de rift, où l'espace d'hébergement est généré par l'extension lithosphérique.

Types de bassin d'avant-pays

Classes de bassin d'avant-pays : périphérique ou rétroarc

Les bassins d'avant-pays peuvent être divisés en deux catégories :

  • Bassins d'avant-pays périphériques (Pro) , qui se produisent sur la plaque subductée ou sous-poussée lors de la collision des plaques (c'est-à-dire l'arc externe de l'orogène)
  • Bassins d'avant-pays rétroarc (Rétro) , qui se produisent sur la plaque qui l'emporte lors de la convergence ou de la collision des plaques (c'est-à-dire situés derrière l'arc magmatique lié à la subduction de la lithosphère océanique)
    • Les exemples incluent les bassins andins ou les bassins des montagnes Rocheuses du Mésozoïque supérieur au Cénozoïque d'Amérique du Nord.

Système de bassin d'avant-pays

Le système de bassin d'avant-pays

DeCelles et Giles (1996) fournissent une définition approfondie du système de bassin d'avant-pays. Les systèmes de bassin d'avant-pays comprennent trois propriétés caractéristiques :

  1. Une région allongée d'accommodation potentielle des sédiments qui se forme sur la croûte continentale entre une ceinture orogénique de contraction et le craton adjacent, principalement en réponse aux processus géodynamiques liés à la subduction et à la ceinture de chevauchement périphérique ou rétroarc résultante ;
  2. Il se compose de quatre depozones discrets, désignés sous le nom de coin en haut , avant - fosse , bourrelet périphérique et en arrière-renflées depozones (zones de sédimentation) - laquelle de ces depozones une particule de sédiment occupe dépend de son emplacement au moment du dépôt, plutôt que son ultime relation géométrique avec la courroie de poussée;
  3. La dimension longitudinale du système de bassin d'avant-pays est à peu près égale à la longueur de la ceinture de chevauchement des plis et n'inclut pas les sédiments qui se déversent dans les bassins océaniques résiduels ou les rifts continentaux (impactogènes).

Systèmes de bassins d'avant-pays : dépozones

Le sommet du coin repose sur les nappes de poussée en mouvement et contient tous les sédiments se chargeant du coin de poussée tectonique actif. C'est là que se forment les bassins de ferroutage .

L' avant - fond est la zone sédimentaire la plus épaisse et s'épaissit vers l'orogène. Les sédiments sont déposés via des systèmes de dépôt fluviaux distaux, lacustres, deltaïques et marins.

Le forebulge et le backbulge sont les zones les plus fines et les plus distales et ne sont pas toujours présents. Lorsqu'ils sont présents, ils sont définis par des discordances régionales ainsi que par des dépôts éoliens et marins peu profonds.

La sédimentation est la plus rapide près de la nappe de poussée en mouvement. Le transport des sédiments dans l'avant-fosse est généralement parallèle à la direction de la faille de chevauchement et de l'axe du bassin.

Mouvement des plaques et sismicité

Le mouvement des plaques adjacentes du bassin d'avant-pays peut être déterminé en étudiant la zone de déformation active avec laquelle il est connecté. Aujourd'hui, les mesures GPS fournissent la vitesse à laquelle une plaque se déplace par rapport à une autre. Il est également important de considérer qu'il est peu probable que la cinématique actuelle soit la même qu'au début de la déformation. Ainsi, il est crucial de considérer des modèles non-GPS pour déterminer l'évolution à long terme des collisions continentales et dans quelle mesure cela a aidé à développer les bassins d'avant-pays adjacents.

La comparaison des modèles GPS modernes (Sella et al. 2002) et non GPS permet de calculer les taux de déformation. La comparaison de ces chiffres avec le régime géologique permet de limiter le nombre de modèles probables ainsi que le modèle le plus géologiquement précis dans une région spécifique.

La sismicité détermine l'emplacement des zones actives d'activité sismique et mesure les déplacements totaux des failles et le moment du début de la déformation (Allen et al. 2004).

Formation de bassins

Évolution généralisée du système de bassin d'avant-pays

Les bassins d'avant-pays se forment parce que, à mesure que la ceinture montagneuse grandit, elle exerce une masse importante sur la croûte terrestre, ce qui la fait se plier ou fléchir vers le bas. Cela se produit de sorte que le poids de la ceinture de montagne puisse être compensé par l' isostasie au niveau de la flexion ascendante du renflement antérieur.

L' évolution de la tectonique des plaques d'un bassin d'avant-pays périphérique comporte trois étapes générales. Premièrement, le stade de la marge passive avec chargement orogénique de la marge continentale précédemment étirée pendant les premiers stades de la convergence. Deuxièmement, le « stade de convergence précoce défini par les conditions d'eau profonde », et enfin un « stade de convergence ultérieur au cours duquel un coin subaérien est flanqué de bassins d'avant-pays terrestres ou marins peu profonds » (Allen & Allen 2005).

La température sous l'orogène est beaucoup plus élevée et affaiblit la lithosphère. Ainsi, la ceinture de poussée est mobile et le système de bassin d'avant-pays se déforme au cours du temps. Les discordances syntectoniques démontrent simultanément un affaissement et une activité tectonique.

Les bassins d'avant-pays sont remplis de sédiments qui s'érodent de la ceinture montagneuse adjacente. Au début, le bassin de l'avant-pays serait sous- rempli . Au cours de cette étape, les eaux profondes et généralement les sédiments marins, appelés flysch , se déposent. Finalement, le bassin se remplit complètement. À ce stade, le bassin entre dans le stade trop rempli et le dépôt de sédiments clastiques terrestres se produit. Ceux-ci sont connus comme la mélasse . Le remplissage de sédiments dans l'avant-profond agit comme une charge supplémentaire sur la lithosphère continentale.

Comportement lithosphérique

Système de charge mobile – Flexion lithosphérique au fil du temps

Bien que le degré auquel la lithosphère se détend au fil du temps soit encore controversé, la plupart des chercheurs (Allen & Allen 2005, Flemings & Jordan 1989) acceptent une rhéologie élastique ou visco-élastique pour décrire la déformation lithosphérique du bassin de l'avant-pays. Allen & Allen (2005) décrivent un système de charge mobile, dans lequel la déviation se déplace comme une onde à travers la plaque d'avant-pays avant le système de charge. La forme de déviation est généralement décrite comme une dépression asymétrique près de la charge le long de l'avant-pays et une déviation plus large le long du renflement antérieur. Le taux de transport ou le flux de l'érosion, ainsi que la sédimentation, est fonction du relief topographique.

Pour le modèle de chargement, la lithosphère est initialement rigide, avec le bassin large et peu profond. La relaxation de la lithosphère permet l'affaissement près de la poussée, le rétrécissement du bassin, le renflement antérieur vers la poussée. Pendant les périodes de poussée, la lithosphère est raide et le renflement antérieur s'élargit. Le moment de la déformation de poussée est opposé à celui de la relaxation de la lithosphère. La courbure de la lithosphère sous la charge orogénique contrôle le schéma de drainage du bassin de l'avant-pays. Le basculement en flexion du bassin et l'apport en sédiments de l'orogène.

Enveloppes de résistance lithosphérique

Les enveloppes de force indiquent que la structure rhéologique de la lithosphère sous l'avant-pays et l'orogène sont très différentes. Le bassin d'avant-pays présente généralement une structure thermique et rhéologique similaire à une marge continentale rift avec trois couches cassantes au-dessus de trois couches ductiles. La température sous l'orogène est beaucoup plus élevée et affaiblit donc considérablement la lithosphère. Selon Zhou et al. (2003), « sous contrainte de compression, la lithosphère sous la chaîne de montagnes devient presque entièrement ductile, à l'exception d'une fine couche cassante (environ 6 km au centre) près de la surface et peut-être d'une fine couche cassante dans le manteau supérieur. Cet affaiblissement lithosphérique sous la ceinture orogénique peut en partie causer le comportement régional de flexion lithosphérique.

Histoire thermique

Les bassins d'avant-pays sont considérés comme des bassins hypothermiques (plus froids que la normale), avec un gradient géothermique et un flux de chaleur faibles . Les valeurs de flux de chaleur se situent en moyenne entre 1 et 2 HFU (40-90 mWm -2 (Allen & Allen 2005). Un affaissement rapide peut être responsable de ces faibles valeurs.

Au fil du temps, les couches sédimentaires s'enfouissent et perdent de leur porosité. Cela peut être dû au compactage des sédiments ou aux changements physiques ou chimiques, tels que la pression ou la cimentation . La maturation thermique des sédiments est un facteur de température et de temps et se produit à des profondeurs plus faibles en raison de la redistribution passée de la chaleur des saumures migrantes.

La réflectance de la vitrinite, qui démontre typiquement une évolution exponentielle de la matière organique en fonction du temps, est le meilleur indicateur organique de la maturation thermique. Des études ont montré que les mesures thermiques actuelles des flux de chaleur et des gradients géothermiques correspondent étroitement à l'origine et au développement tectoniques d'un régime ainsi qu'à la mécanique lithosphérique (Allen & Allen 2005).

Migration des fluides

Les fluides migrateurs proviennent des sédiments du bassin de l'avant-pays et migrent en réponse à la déformation. En conséquence, la saumure peut migrer sur de grandes distances. Les preuves de la migration à longue distance comprennent : 1) la corrélation entre le pétrole et les roches mères éloignées 2) les corps minéralisés déposés à partir de saumures métallifères, 3) les antécédents thermiques anormaux pour les sédiments peu profonds, 4) le métasomatisme potassique régional, 5) les ciments de dolomie épigénétiques dans le minerai corps et aquifères profonds (Bethke & Marshak 1990).

Source de fluide

Les fluides transportant de la chaleur, des minéraux et du pétrole ont un impact considérable sur le régime tectonique dans le bassin de l'avant-pays. Avant la déformation, les couches de sédiments sont poreuses et pleines de fluides, tels que l'eau et les minéraux hydratés. Une fois que ces sédiments sont enfouis et compactés, les pores deviennent plus petits et certains des fluides, environ 1/3, quittent les pores. Ce fluide doit aller quelque part. Dans le bassin de l'avant-pays, ces fluides peuvent potentiellement chauffer et minéraliser les matériaux, ainsi que se mélanger avec la charge hydrostatique locale.

Force motrice majeure pour la migration des fluides

La topographie orogène est la principale force motrice de la migration des fluides. La chaleur de la croûte inférieure se déplace par conduction et advection des eaux souterraines . Les zones hydrothermales locales se produisent lorsque le flux de fluide profond se déplace très rapidement. Cela peut aussi expliquer des températures très élevées à faible profondeur.

D'autres contraintes mineures incluent la compression tectonique, le chevauchement et le compactage des sédiments. Ceux-ci sont considérés comme mineurs parce qu'ils sont limités par les vitesses lentes de déformation tectonique, de lithologie et de taux de dépôt, de l'ordre de 0 à 10 cm an −1 , mais plus probablement plus proches de 1 ou moins de 1 cm an −1 . Les zones de surpression pourraient permettre une migration plus rapide, lorsqu'un kilomètre ou plus de sédiments schisteux s'accumule par million d'années (Bethke & Marshak 1990).

Bethke & Marshak (1990) déclarent que « les eaux souterraines qui se rechargent à haute altitude migrent à travers le sous-sol en réponse à son énergie potentielle élevée vers les zones où la nappe phréatique est plus basse ».

Migration des hydrocarbures

Bethke et Marshak (1990) expliquent que le pétrole migre non seulement en réponse aux forces hydrodynamiques qui entraînent l'écoulement des eaux souterraines, mais aussi à la flottabilité et aux effets capillaires du pétrole se déplaçant à travers des pores microscopiques. Les schémas de migration s'éloignent de la ceinture orogénique et pénètrent dans l'intérieur du craton. Fréquemment, le gaz naturel se trouve plus près de l'orogène et le pétrole se trouve plus loin (Oliver 1986).

Systèmes de bassins d'avant-pays modernes (cénozoïques)

L'Europe 

  • Bassin Alpin Nord (le Bassin des Molasses)
    • Bassin d'avant-pays périphérique au nord des Alpes , en Autriche, Suisse, Allemagne et France
    • Formé lors de la collision cénozoïque de l'Eurasie et de l'Afrique
    • Des complications surviennent dans la formation du Rhin Graben
  • Foreep des Carpates
    • Continuation du bassin des molasses des Alpes du Nord jusqu'aux Carpates
  • Bassin du Pô
    • Bassin rétro-avant-pays au sud des Alpes, dans le nord de l'Italie
  • Bassin de l'Èbre
    • Bassin d'avant-pays périphérique au sud des Pyrénées , au nord de l'Espagne
    • Une déformation substantielle du bassin de l'avant-pays s'est produite dans le nord, illustrée par la ceinture de chevauchement des plis de l'avant-pays dans la province catalane occidentale . Le bassin est bien connu pour les expositions spectaculaires de strates sédimentaires syn- et post-tectoniques dues à l'évolution particulière du drainage du bassin.
  • Bassin du Guadalquivir
  • Bassin Aquitain
    • Bassin rétro-avant-pays au nord des Pyrénées, dans le sud de la France

Asie

  • Bassin du Gange
    • Pro-avant-pays au sud de l' Himalaya , au nord de l'Inde et au Pakistan
    • A commencé à se former il y a 65 millions d'années lors de la collision de l'Inde et de l'Eurasie
    • Rempli d'une succession sédimentaire de plus de 12 km d'épaisseur
  • Bassin du Tarim Nord
    • Pro-avant-pays au sud du Tien Shan
    • Formé initialement au Paléozoïque supérieur , au Carbonifère et au Dévonien
    • Rajeunissement au cours du Cénozoïque en raison du stress en champ lointain associé à la collision Inde-Eurasie et au soulèvement renouvelé du Tien Shan
    • La section sédimentaire la plus épaisse se trouve sous Kashgar , où les sédiments du Cénozoïque ont plus de 10 000 mètres d'épaisseur
  • Bassin du Junggar méridional
    • Rétro avant-pays au nord du Tien Shan
    • Formé initialement au Paléozoïque supérieur et rajeuni au Cénozoïque
    • La section sédimentaire la plus épaisse se trouve à l'ouest d' Urumqi , où les sédiments du Mésozoïque ont plus de 8 000 mètres d'épaisseur.

Moyen-Orient

  • Golfe Persique
    • Avant-pays à l'ouest des monts Zagros
    • Stade sous-rempli
    • La partie terrestre du bassin couvre des parties de l'Irak et du Koweït

Amérique du Nord

Amérique du Sud

Anciens systèmes de bassins d'avant-pays

L'Europe 

Asie

  • Bassin de Longmen Shan
    • Avant-pays à l'est des monts Longmen Shan
    • Pic d'évolution du Trias au Jurassique
  • L'avant-pays de l'Oural

Amérique du Nord

Amérique du Sud

    • Avant-pays à l'est de la ceinture orogénique des Andes centrales - Le bassin sud de l'avant-pays du Chaco dans le nord de l'Argentine

Voir également

Les références

  • Allen, Philip A. et Allen, John R. (2005) Basin Analysis: Principles and Applications, 2e éd., Blackwell Publishing, 549 pp.
  • Allen, M., Jackson, J. et Walker, R. (2004) Réorganisation du Cénozoïque tardif de la collision Arabie-Eurasie et comparaison des taux de déformation à court et à long terme. Tectonique, 23, TC2008, 16 p.
  • Bethke, Craig M. et Marshak, Stephen. (1990) Migrations de saumure à travers l'Amérique du Nord - la tectonique des plaques des eaux souterraines. Annu. Rév. Planète Terre. Sci., 18, p. 287-315.
  • Catuneanu, Octave. (2004) Systèmes d'avant-pays Retroarc – évolution dans le temps. J. African Earth Sci., 38, p. 225-242.
  • DeCelles, Peter G.; Giles, Katherine A. (juin 1996). "Systèmes de bassin d'avant-pays". Recherche de bassin . 8 (2) : 105-123. doi : 10.1046/j.1365-2117.1996.01491.x .
  • Flemings, Peter B. et Jordan, Teresa E. (1989) Un modèle stratigraphique synthétique du développement du bassin de l'avant-pays. J. Géophys. Rés., 94, B4, p. 3853-3866.
  • Garcia-Castellanos, D., J. Vergés, JM Gaspar-Escribano & S. Cloetingh, 2003. Interaction entre tectonique, climat et transport fluvial au cours de l'évolution cénozoïque du bassin de l'Èbre (NE Ibérie). J. Géophys. Rés. 108 (B7), 2347. doi:10.1029/2002JB002073 [1]
  • Olivier, Jacques. (1986) Fluides expulsés tectoniquement des ceintures orogéniques : leur rôle dans la migration des hydrocarbures et d'autres phénomènes géologiques. Géologie, 14, p. 99-102.
  • Sella, Giovanni F., Dixon, Timothy H., Mao, Ailin. (2002) REVEL : un modèle pour les vitesses de plaques actuelles de la géodésie spatiale. J. Géophys. Rés., 107, B4, 2081, 30 p.
  • Zhou, Di, Yu, Ho-Shing, Xu, He-Hua, Shi, Xiao-Bin, Chou, Ying-Wei. (2003) Modélisation de la structure thermo-rhéologique de la lithosphère sous le bassin de l'avant-pays et la ceinture montagneuse de Taïwan. Tectonophysique, 374, p. 115-134.

Lectures complémentaires