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Bassins sédimentaires - aspects généraux



Un bassin sédimentaire est une unité géomorphologique en forme de cuvette plus ou moins régulière, caractérisée par une combinaison de formes structurales spécifiques (cuestas, boutonnières), de témoins de surfaces d’aplanissement et de formes d’accumulation. Parfois, la disposition en cuvette s’exprime par une certaine convergence des tracés hydrographiques. Alors les bassins sédimentaires portent les noms des grands fleuves qui en sont les bénéficiaires (Congo, Zambèze, Amazone, Mississippi). Les bassins sédimentaires se répartissent sur tous les continents et sous toutes les latitudes. Les mieux connus se localisent dans le domaine hercynien des latitudes moyennes (bassins parisien, aquitain, anglo-flamand, souabe-franconien). Mais les plus vastes s’étalent sur les socles précambriens des basses latitudes (bassins du Tchad, du Congo, du Zambèze, de l’Amazone) ou des hautes latitudes (bassins sibériens, bassin du Mackenzie).

1. Données structurales

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Les caractéristiques générales Les bassins sédimentaires correspondent à des unités structurales originales dont il convient de rappeler les caractéristiques indispensables à la compréhension de leur relief structural. Des séries sédimentaires primaire, secondaire et tertiaire, plus ou moins représentées et diversement combinées selon les cas, constituent un matériel rocheux dont l’épaisseur peut atteindre plusieurs milliers de mètres (de 3 000 à 4 000 m). Leur stratigraphie offre des lacunes d’importance variable accompagnées ou non de discordances angulaires. Il peut s’agir de sédiments de mers épicontinentales présentant une grande diversité de faciès. Les plus remarquables, tels ceux du Jurassique européen, montrent une alternance quasi rythmique de calcaires, de marnes et de marno-calcaires. En revanche, les séries continentales, parfois mal datées en raison de la rareté des fossiles, sont beaucoup plus uniformes. À ce type appartiennent, par exemple, les ensembles gréso-schisteux du Primaire en discordance sur les socles précambriens. Les conditions offertes au développement des formes structurales ne sauraient donc être partout identiques. Au point de vue tectonique, le trait dominant tient à l’orientation générale des pendages de faibles valeurs vers l’ombilic de la subsidence. Aux structures monoclinales de la périphérie succèdent les structures aclinales des ombilics correspondant aux secteurs de convergence. Mais de nombreux accidents de détail, de natures variées, perturbent plus ou moins ce dispositif simple. Il s’agit de failles et de flexures, d’ondulations anticlinales et de bombements (Bray, Artois-Boulonnais, Perche). Tous ces accidents, d’importance généralement limitée, reflètent par leur orientation le rejeu de vieux accidents des socles sur leurs couvertures sédimentaires lors des tectogenèses postérieures.


Les types structuraux

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Ces caractéristiques stratigraphiques, lithologiques et tectoniques s’associent pour réaliser des combinaisons de formes structurales variées définissant des types structuraux. Dans cette perspective, une séparation fondamentale s’établit entre les bassins sédimentaires selon l’âge des socles où il se localisent.

Les bassins des socles hercyniens ne dépassent guère une dizaine de milliers de kilomètres carrés de superficie. Leurs séries sédimentaires, jurassique, crétacée et tertiaire, ne présentent que des discordances et des lacunes limitées. Des faciès de mers peu profondes y dominent, associant sur plusieurs milliers de mètres d’épaisseur des alternances rocheuses très diversifiées. Le Bassin parisien fournit un bon exemple de ce type. Limité par une ceinture quasi continue de socle (Ardennes, Vosges, massifs central et armoricain), sa tectonique en cuvette affecte un matériel sédimentaire très varié. On peut, toutefois, opposer la partie orientale (Champagne et Lorraine), qui est la plus conforme au schéma théorique, à la partie occidentale, où la craie domine à l’affleurement tandis que s’impose une tectonique modérée de plissements (Picardie). Mais c’est surtout sur les marges du domaine hercynien, au contact avec les ensembles plissés alpins, que les perturbations s’accentuent. Les bassins aquitain et souabe-franconien se caractérisent ainsi par une dissymétrie structurale qui les sépare fondamentalement du type précédent, intra-hercynien. Si les traits essentiels de leurs bordures appuyées sur le socle restent comparables, le voisinage des Pyrénées ou des Alpes se traduit par une incorporation partielle aux systèmes plissés. En fait, les séries sédimentaires secondaires et éocènes y présentent une tectonique de plissements, et les séries molassiques qui les recouvrent en discordance sont elles-mêmes déformées. Ces marges constituent alors des avant-pays alpins. Les bassins sédimentaires des socles précambriens représentent une autre famille d’unités structurales. Sur des surfaces à l’échelle du million de kilomètres carrés, la relative complexité de leur structure géologique résulte d’une histoire beaucoup plus longue. Sur le plan lithologique, les séries sédimentaires primaires d’épaisseur moyenne dominent. Elles sont d’origine continentale, pour l’essentiel, et constituées de grès quartzitiques séparés par des argilites et des schistes. Les séries postérieures, secondaires et tertiaires, sont plus minces et plus localisées. Outre des faciès continentaux sablo-gréseux, elles présentent aussi des grès, des calcaires, des marnes et des argiles, en alternance, issus de transgressions marines. Le cas échéant, elles reposent en discordance sur le socle précambrien, emboîtées par rapport à des vestiges des couvertures sédimentaires antérieures. Le bassin du Congo, étalé sur plus de 3 millions de kilomètres carrés, est un bon exemple d’un tel dispositif structural. La série gréseuse et marneuse du Karoo (Permo-Carbonifère) y repose en discordance sur le socle précambrien. Des grès et des argilites peu consolidés des séries du Kwango et du plateau Batéké (Jurassique et Crétacé) suivent. Les grès polymorphes et les sables éoliens ocre de la série du Kalahari (Tertiaire) recouvrent en discordance aussi bien les séries sédimentaires antérieures aplanies que les marges du socle cristallin. Enfin, des sables et des argiles pliocènes et quaternaires s’inscrivent dans ces matériaux au centre de la cuvette.


2. Types morphologiques

C’est à partir de ces types structuraux qu’on peut définir les principaux types morphologiques de bassins sédimentaires.

Les bassins des socles hercyniens

Les combinaisons de formes de relief les plus riches et les plus complexes semblent caractériser les bassins sédimentaires des socles hercyniens. Ces traits se manifestent d’abord dans la gamme des formes structurales. Leur importance résulte des conditions favorables offertes à l’érosion différentielle, tant par le matériel rocheux que par la diversification de détail de la tectonique. Les alignements répétés de côtes (cuestas), précédés ou non de buttes témoins, sont particulièrement remarquables dans les bassins de Paris, de Londres et de Souabe-Franconie, en raison de l’importance comme de la fréquence des contrastes lithologiques dans les séries sédimentaires correspondantes.

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Une cuesta se caractérise d’abord par un profil transversal dissymétrique. Son revers présente une pente faible, qui peut correspondre au pendage général du bassin lorsque la surface coïncide avec l’affleurement du toit d’une formation résistante (calcaires, grès bien cimentés). Dans tous les cas, il s’oppose à un front caractérisé par une pente nettement plus forte due à l’érosion. Ce front comporte une corniche déterminée par la formation résistante, au-dessus d’un talus moins incliné, entaillé dans le matériau meuble sous-jacent (marnes, argiles ou sables). Depuis sa base s’épanouit plus ou moins une dépression orthoclinale dégagée dans des roches meubles comparables. On peut reconnaître plusieurs types de cuestas selon les variations du profil du front liées aux particularités de la structure. Leur commandement varie d’abord en raison inverse du pendage de la série sédimentaire. Toutes choses égales par ailleurs, il atteint son maximum aux abords de l’horizontalité à laquelle correspond le coteau. À l’opposé, il est minimal vers 150, limite au-delà de laquelle le crêt, caractéristique des structures plissées, succède à la cuesta. La lithologie contribue aussi à différencier les cuestas. La vigueur de leurs profils dépend, en effet, de la puissance de l’ensemble constitué par les formations résistantes et meubles, comme de l’importance du contraste qui les oppose. Aux vigoureuses cuestas de Meuse et de Moselle définies par des calcaires compacts superposés à d’épais étages argilo-marneux du Jurassique s’opposent les médiocres cuestas des craies sur de minces formations sablo-argileuses du Crétacé dans les North et les South Downs du bassin de Londres. Le rapport des épaisseurs entre les deux termes de l’ensemble lithologique intervient également. Quand la formation résistante est relativement épaisse par rapport au matériel meuble, la cuesta offre un front massif en pente raide. À l’inverse, celle-ci s’atténue en fonction du large développement du talus dans des étages meubles puissants. On opposera, par exemple, la cuesta des monts de Champagne, comparable aux Downs londoniens, à celle de Meuse et de Moselle. Enfin, l’existence de bancs de roches compactes dans le matériel du talus s’exprime par des replats structuraux. S’ils rompent la continuité du fait de leur importance, on parle alors de cuesta double, telle celle de l’Avallonnais, au-dessus de la Terre-Plaine, qui présente une corniche secondaire par suite de la présence de calcaires à gryphées compacts dans les marnes du Lias. Le tracé des cuestas reflète également, dans son allure générale, l’influence déterminante de la structure. Aux affleurements en auréoles concentriques des bassins sédimentaires coïncident des lignes de cuestas successives dessinant des arcs à convexité tournée vers l’amont-pendage. Et les irrégularités de ces tracés apparaissent en relation avec des accidents structuraux transverses. Ainsi, en Lorraine, des flexures et des failles provoquent de brusques changements dans leur orientation. De même, des ondulations anticlinales creusent des rentrants, et des inflexions synclinales se signalent par des saillants. Dans son détail, le tracé des cuestas dépend du type de dissection causé par le réseau hydrographique. Certains éléments orientés dans le sens du pendage général y déterminent des sortes d’entonnoirs de percées cataclinales. Leur succession à peu de distance les uns des autres engendre un tracé festonné, tel celui de la cuesta d’Avallon, disséqué par le réseau de la haute Seine. Si les éléments anaclinaux l’emportent, de larges amphithéâtres ou de simples bouts-du-monde échancrent le front. Le tracé, moins finement ciselé, prend alors un aspect lobé, comme celui de la cuesta du Barrois au nord de Chaumont. Des éléments du réseau hydrographique peuvent aussi s’encastrer en arrière même du front de la cuesta, qui se trouve en quelque sorte dédoublée. C’est le cas de celle de Meuse à l’aval de Neufchâteau. De toute évidence, chacune de ces formes de dissection offre des variantes liées aux particularités lithologiques. On conçoit sans difficulté, par exemple, que les entonnoirs de percées cataclinales s’allongent d’autant plus que la formation meuble est épaisse et le pendage peu marqué.

Dans les structures aclinales des ombilics se développent parfois des plaines et des plateaux structuraux, dont les surfaces topographiques coïncident largement avec les toits des étages calcaires. Dans la région parisienne, les plaines du Valois et de France correspondent ainsi respectivement au calcaire grossier et à celui de Saint-Ouen. Ces formes tabulaires classiques sont cernées par des lignes de coteaux aux tracés divers, et plus ou moins disséqués par des vallées à corniches comme dans le Soissonnais. À la limite, leur démantèlement ne laisse subsister que les buttes témoins alignées selon des axes tectoniques. Celles-ci caractérisent les pays au nord de la Seine (buttes de la Goële, de Montmorency, de l’Hautil), alors que les plateaux et les coteaux prédominent au sud (Hurepoix).

D’autres formes structurales dérivent des accidents tectoniques. À côté d’escarpements mineurs de lignes de failles, il convient d’analyser les plus typiques en liaison avec des plissements locaux. On donne le nom de boutonnière, ou bray, aux dépressions allongées, évidées dans les formations peu résistantes des séries sédimentaires ployées en ondulations anticlinales peu marquées. Elles trouent les plateaux crayeux picards comme ceux du sud-est du bassin de Londres. Leurs types varient selon les particularités de la structure et celles du réseau hydrographique. On a affaire parfois à des boutonnières simples de petites dimensions. Dans le Vimeu, celle de Londinières se développe sur 17 kilomètres du nord-ouest au sud-est, sa largeur n’excédant pas 7 kilomètres. Elle s’ouvre dans des faciès marneux de la craie turonienne, dominée au plus d’une cinquantaine de mètres par des cuestas disséquées déterminées par la craie blanche. Son drainage longitudinal par l’Aulne lui assure une remarquable unité morphologique. La petite boutonnière de Winchester-Chilcomb du bassin de Londres s’ouvre aussi à la faveur de la différenciation des faciès des craies turoniennes. Mais le caractère transversal de son drainage, par rapport à son grand axe, provoque un compartimentage en trois dépressions séparées par des seuils correspondant aux interfleuves. Beaucoup plus complexes sont les grandes boutonnières comme celle du pays de Bray ou la « fosse » du Boulonnais en France, celle du Weald en Angleterre. Le relief de chacune d’elles présente, d’ailleurs, son originalité. À titre d’exemple, on analysera celui du Bray. Il s’agit d’une vaste échancrure de quelque 90 kilomètres de longueur sur une quinzaine de largeur dans sa partie médiane, dégagée dans le matériel argilo-sableux du Crétacé inférieur auquel s’ajoute localement celui du Jurassique terminal. Des cuestas, définies par la craie blanche du Crétacé supérieur, la dominent parfois de près d’une centaine de mètres. En réalité, le Bray présente divers aspects en fonction des particularités de sa structure. La dissymétrie de l’ondulation anticlinale principale nord ouest - sud-est qui le détermine se manifeste dans la rectitude de la cuesta septentrionale, provoquée par des pendages accentués localement jusqu’à la flexure ou à la faille, alors que le tracé arqué de celle du sud exprime leurs valeurs modérées. Mais les complications majeures proviennent du recoupement de cette ride par deux autres anticlinaux transverses, dans la région de Forges-les-Eaux. À la culmination axiale résultante correspond d’abord une remarquable divergence des principaux éléments de l’hydrographie, la Béthune, l’Epte et l’Andelle. Au point de vue de la géomorphologie, elle s’exprime dans un Bray central creusé jusqu’à l’affleurement de calcaires compacts du Jurassique supérieur en mont dérivé (Haut Bray). La boutonnière se partage alors en deux dépressions monoclinales argilo-sableuses. La plus épanouie jalonne le flanc méridional peu incliné (« vallée du Bray »), dominée par une cuesta crayeuse festonnée par les entonnoirs de percées cataclinales de l’Epte et de l’Andelle. De part et d’autre de ce Bray composite, on retrouve l’aspect classique des boutonnières simples dans le Bray de Beauvais (Petit Bray), comme dans celui de Neufchâtel drainé longitudinalement par la Béthune. La variété de la gamme des formes structurales ne doit pas faire oublier pour autant la place tenue par les formes d’érosion dans le relief des bassins sédimentaires. Les unes et les autres apparaissent d’ailleurs étroitement associées. Bien des plateaux, en particulier des revers de cuestas, représentent des vestiges de topographies tranchant différents étages géologiques.

Dans tous les bassins sédimentaires, on identifie ainsi des éléments de surfaces d’aplanissement, principalement datées du Tertiaire, déformées et démantelées par l’érosion depuis leur formation. Des témoins d’une surface éogène signalés par des dépôts caractéristiques subsistent en de nombreux points du Bassin parisien (argile à silex, meulière de Brie, grès à Sabals, sables et argiles marines du Landénien) et du Bassin aquitain (sidérolithique). Ceux d’une surface néogène se manifestent aussi par des formations typiques dans les deux, soit continentales (meulière de Beauce, sables de Sologne, épandages pliocènes), soit marines (sables et grès diestiens, faluns de Touraine). Ces surfaces peuvent être étagées, comme dans la région parisienne, ou se confondre dans des surfaces polygéniques complexes. Quant aux formes d’accumulation, elles n’acquièrent d’importance réelle que dans le relief des bassins sédimentaires situés au contact du domaine alpin. Car leurs marges, dominées par de hautes montagnes, deviennent des piémonts fluvio-glaciaires constitués de puissants cônes d’alluvions associés à des constructions morainiques, tels ceux des plateaux bavarois, dans le bassin souabe-franconien, et du Lannemezan, en Aquitaine.

Les bassins des socles précambriens

L’originalité du relief des bassins sédimentaires développés sur les socles précambriens se manifeste principalement dans les formes structurales. Elle résulte de données géologiques beaucoup moins favorables à l’expression de l’érosion différentielle, par suite tant de l’uniformité lithologique des séries sédimentaires que d’une tectonique monotone résultant de déformations à très grands rayons de courbure. Aussi les véritables cuestas restent rares. On les rencontre, à l’intérieur des bassins, lorsque des étages argileux ou schisteux interrompent les séries gréseuses continentales du Primaire, ou quand se développent des faciès marins plus différenciés à la faveur de transgressions locales secondaires et tertiaires. Au Sahara central, le tassili externe correspond ainsi à une cuesta dégagée dans une série monoclinale où des grès et parfois des calcaires s’opposent à des schistes, des argiles et des marnes. De même la partie septentrionale de la « falaise » soudanaise de Bandiagara représente une cuesta gréseuse dominant la dépression schisteuse de Seno. Le Brésil fournit des exemples identiques dans le plateau des Alcantilados du Mato Grosso, à la faveur de données structurales comparables. Mais les formes structurales les plus fréquentes et les plus imposantes appartiennent à un type bien différent, en dépit des apparences. Car elles dérivent de la superposition directe de puissantes couvertures de grès primaires au socle granito-gneissique précambrien. Aussi se localisent-elles au contact même des bassins sédimentaires et des boucliers. Elles constituent de gigantesques escarpements, précédés de rares buttes témoins monumentales, hauts de plusieurs centaines de mètres et développés sur des centaines de kilomètres. Les exemples en sont nombreux, au Brésil sur les marges des bassins du Paraná (Curitiba), du Paraíba (Nordeste) ou de l’Amazone (Mato Grosso), et en Afrique intertropicale avec les tassilis internes (Sahara central) ou les rebords des grandes cuvettes soudanaises, tel celui de Bandiagara avec les imposantes buttes du Hombori (Mali). Ils semblent plus rares dans les bassins des hautes latitudes en raison de conditions lithologiques moins favorables. On y connaît, cependant, l’escarpement de grès permiens sur le socle fenno-scandien dans les régions baltes, et celui de calcaires primaires au-dessus du bouclier canadien dans l’Alberta.

Toutes ces formes monumentales ne sauraient toutefois être assimilées à des cuestas, puisqu’elles ne correspondent pas à la superposition classique de formations sédimentaires résistantes et meubles. Si la couverture gréseuse ou calcaire du socle présente un pendage sensible, il convient toutefois d’y voir des pseudo-cuestas. Dans tous les cas où la structure reste tabulaire, on doit préférer le terme balte de glint (rocher). Les vastes plaines ou plateaux étalés en arrière de ces puissants escarpements représentent, bien souvent, de belles surfaces structurales déterminées par l’affleurement des tables calcaires et surtout gréseuses. Elles sont particulièrement remarquables dans les bassins de l’Afrique aride où elles constituent des hamadas à regs de dissociation. Il arrive, cependant, que plaines et plateaux nivellent localement des accidents tectoniques et correspondent à des formes d’érosion. Au-dessus de la surface d’aplanissement précambrienne exhumée par le démantèlement des couvertures sédimentaires, s’étagent parfois d’autres surfaces plus récentes, secondaires et tertiaires. Quelle que soit la nature de ces surfaces, leur dissection, guidée par de denses réseaux de diaclases ou de fractures liées à la tectonique du socle sous-jacent, s’exprime par des réseaux de vallées ou de dépressions caractérisées par des tracés rectilignes systématiquement orientés, sinon orthogonaux. Toutefois, leur prépondérance dans le paysage confère au relief de ces vastes unités géomorphologiques une incontestable monotonie.


3. Genèse du relief

Dans tous les cas, le relief des bassins sédimentaires est l’aboutissement d’une évolution longue et complexe, aux vicissitudes variées. Si on s’en tient aux événements majeurs, on peut distinguer pourtant quelques grandes périodes comparables dans chacun d’eux.

Paléogéographie

La période initiale consiste dans le dépôt d’une épaisse couverture sédimentaire sur un socle. Elle suppose le déclenchement d’un mouvement de subsidence durable dans le cadre de déformations à grands rayons de courbure. Sur les socles hercyniens encore relativement souples, la sédimentation corrélative, puissante et relativement continue, est le résultat d’une succession de transgressions de mers épicontinentales. Des variations d’épaisseur, des passages latéraux de faciès, des lacunes et des discordances témoignent d’arrêts momentanés ou de changements dans le rythme de l’affaissement, responsables du jeu des transgressions et des régressions marines, comme de migrations des ombilics des cuvettes subsidentes. Dans l’Europe hercynienne, par exemple, l’un d’entre eux, localisé dans le bassin souabe-franconien au Permo-Trias, a migré vers l’ouest pour se fixer dans la cuvette parisienne au Crétacé, à la suite d’un premier soulèvement de l’ensemble Vosges - Forêt-Noire. Sa migration vers le sud-ouest au Miocène provoquera l’invasion de la mer des faluns jusqu’en Touraine. En raison de leur plus grande ancienneté, les bassins sédimentaires développés sur les socles précambriens connaissent une évolution plus perturbée. D’importantes périodes d’érosion y interrompent la sédimentation à plusieurs reprises. Certaines se prolongent suffisamment pour engendrer des surfaces d’aplanissement, voire exhumer le socle cristallin de ses couvertures sédimentaires. Des mouvements épeirogéniques à très grands rayons de courbure contrôlent cette évolution, les secteurs soulevés soumis à l’érosion alimentant la sédimentation dans les secteurs affaissés. En dépit de migrations des uns et des autres au cours des ères géologiques, le bilan s’établit en faveur d’une subsidence générale, prolongée jusqu’au Quaternaire, bien exprimée par la topographie en cuvette.

Morphogenèse

La morphogenèse responsable de l’élaboration du relief actuel des bassins sédimentaires sur socle précambrien débute dès la fin du Tertiaire (Pliocène ?). Elle se développe en liaison avec l’installation des grands organismes fluviaux centrés sur ces cuvettes. Son rythme dépend sans aucun doute de la persistance des déformations tectoniques, en particulier du soulèvement en bourrelet de leurs marges cristallines, tel celui qui est en bordure de l’Atlantique, où le Congo antécédent s’est vigoureusement inscrit. L’intervention de variations bioclimatiques est aussi essentielle, dans le cadre d’une succession de pluviaux et d’interpluviaux, désormais classiques aux basses latitudes. Cette morphogenèse complexe se traduit par l’étagement et l’emboîtement de paléomodelés et de terrasses fluviatiles, en contrebas de vestiges d’aplanissements et de différentes générations de formes structurales, qui sont les héritages des grandes périodes de l’évolution antéquaternaire. La prépondérance d’une morphogenèse responsable de l’élaboration du relief actuel des bassins sédimentaires des socles hercyniens ne s’instaure guère qu’à partir du Tertiaire. Alors, l’érosion et une sédimentation continentale corrélative très limitée se substituent progressivement au régime des transgressions marines. Des surfaces d’aplanissement, plus ou moins parfaites, se développent en milieux bioclimatiques chauds et humides favorables à leur réalisation relativement rapide. Ici encore, ce sont des déformations finitertiaires qui engendrent une nouvelle vague d’érosion. Son déclenchement correspond à l’installation des réseaux hydrographiques linéaires due à l’instauration progressive de conditions bioclimatiques plus fraîches. Le défoncement des surfaces d’aplanissement néogènes entraîne, à la fois, une nouvelle floraison de formes structurales fossilisées, qu’il s’agisse de vestiges des surfaces éogènes ou de reliefs structuraux. Dès le Quaternaire ancien (Villafranchien), les grands traits du relief actuel des bassins sédimentaires sont fixés. La morphogenèse postérieure ne s’exprime plus guère que par des modifications des modelés. Mais son activité apparaît perturbée par des phénomènes locaux de néotectonique, et plus généralement par des fluctuations bioclimatiques, responsables d’étagements ou d’emboîtements de terrasses comme de versants. Toutes les études géomorphologiques récentes mettent en évidence l’importance de l’héritage des périodes froides liées aux glaciations quaternaires dans le relief de bassins sédimentaires des latitudes moyennes.

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carte des cuesta de l’est du Bassin parisien : un dispositif d’érosion structurale
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cuesta et hydrographie schéma simplifié
Texte extrait de http://danslamarge.com