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title: "La diagenèse et les bassins sédimentaires"
book: "Sciences de la Terre et de l’Univers à l’université — 1re année"
subject: earth
language: fr
chapter: 23
exercises: 12
source: https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/23-la-diagenese-et-les-bassins-sedimentaires
license: CC-BY-NC-SA-4.0
credit: "One Earth and Space Sciences Book, One Course (one-course.com)"
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# Chapitre 23 — La diagenèse et les bassins sédimentaires

Le sable de plage est meuble : la moitié de son volume est de l’eau entre les grains. Enfoui à trois kilomètres de profondeur, le même sable remonte dans une carotte de forage sous forme de grès dur, ses grains pressés les uns contre les autres, l’espace entre eux très réduit et en partie rempli de quartz neuf. Entre la plage et la carotte s’écoulent des millions d’années pendant lesquelles le sédiment a été enterré sous d’autres sédiments, comprimé, chauffé et imbibé d’une eau qui a dissous certains minéraux et en a déposé d’autres. Ce chapitre suit ces changements, puis prend du recul pour considérer les lieux où le sédiment peut s’accumuler sur des kilomètres d’épaisseur — les [bassins sédimentaires](#def-b1-diagenesis-basins-basin) — et les deux choses qui lui font place : l’enfoncement du fond, et la montée et la descente de la mer.

**Tu sais déjà.**

La porosité d’une roche est la fraction de son volume faite de pores, et sa perméabilité mesure la facilité avec laquelle l’eau les traverse (livre 1, année 6). Une région est en [isostasie](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/11-isostasie-et-anomalies-de-pesanteur#def-b1-isostasy-gravity-isostasy) quand chaque colonne jusqu’à la [profondeur de compensation](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/11-isostasie-et-anomalies-de-pesanteur#def-b1-isostasy-gravity-isostasy) contient la même masse ([Proposition 11.4](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/11-isostasie-et-anomalies-de-pesanteur#prop-b1-isostasy-gravity-equal-mass)). Les rifts s’ouvrent par [failles normales](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/17-failles-plis-et-fabriques#def-b1-faults-folds-fabrics-fault-types), et les [marges passives](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/13-rifts-dorsales-et-marges-passives#def-b1-rifts-ridges-margins-passive-margin) sont les bords des continents laissés par un rift devenu océan ([Chapitre 13](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/13-rifts-dorsales-et-marges-passives#ch-b1-rifts-ridges-margins)). La [contrainte effective](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/16-contrainte-deformation-et-rheologie#def-b1-stress-strain-rheology-lithostatic) est la contrainte moins la pression du fluide interstitiel ([Définition 16.6](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/16-contrainte-deformation-et-rheologie#def-b1-stress-strain-rheology-lithostatic)). Le dernier cycle glaciaire atteignit son dernier maximum glaciaire il y a quelque vingt mille ans (livre 2, année 12). Les grès, les argilites et leurs milieux sont ceux du [Chapitre 21](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/21-les-sediments-clastiques-et-leurs-milieux#ch-b1-clastic-sediments) ; les calcaires, la craie, la dolomie et les [évaporites](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/22-les-sediments-carbonates-siliceux-et-evaporitiques#def-b1-chemical-biogenic-sediments-evaporite) ceux du [Chapitre 22](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/22-les-sediments-carbonates-siliceux-et-evaporitiques#ch-b1-chemical-biogenic-sediments).

## 23.1 La compaction

Un sédiment fraîchement déposé est un empilement lâche de grains avec de l’eau entre eux. Tout ce qui lui arrive après le dépôt et avant le métamorphisme, tant qu’il reste aux basses températures et pressions des quelques kilomètres supérieurs de la [croûte](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/9-la-terre-en-couches#def-b1-layered-earth-layers), relève d’une même famille de processus.

**Définition 23.1 (Diagenèse).**

La *diagenèse* est l’ensemble des changements physiques, chimiques et biologiques que subit un sédiment après son dépôt, aux températures et pressions de la [croûte](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/9-la-terre-en-couches#def-b1-layered-earth-layers) supérieure, inférieures à celles du métamorphisme. Elle comprend la [compaction](#def-b1-diagenesis-basins-compaction), la [cimentation](#def-b1-diagenesis-basins-cement), la dissolution de grains et le remplacement d’un [minéral](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/7-les-mineraux-des-roches#def-b1-rock-forming-minerals-mineral) par un autre ; ensemble, ils transforment un sédiment meuble en une roche sédimentaire.

Le premier de ces changements est mécanique. Chaque nouvelle couche ajoute son poids à celui des couches inférieures. Les grains sont pressés, glissent et tournent vers un empilement plus serré, les plus mous (paillettes d’argile, fragments de roche, [mica](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/7-les-mineraux-des-roches#def-b1-rock-forming-minerals-groups)) se plient entre les plus durs, et l’eau qui les sépare est chassée.

**Définition 23.2 (Compaction, décompaction).**

La *compaction* est la perte de volume d’un sédiment sous le poids des sédiments qui le recouvrent, par l’empilement plus serré de ses grains, l’expulsion de son eau interstitielle et, plus profond, la dissolution de grains là où ils se touchent. La *décompaction* est le calcul qui ramène une couche enfouie à l’épaisseur qu’elle avait à un enfouissement antérieur, moins profond, le plus souvent à la surface, quand elle s’est déposée.

Les porosités mesurées dans les forages diminuent avec la profondeur, fortement près de la surface puis de plus en plus lentement. En 1930, L. F. Athy les ajusta par une exponentielle, et cet ajustement est depuis le point de départ des études de [compaction](#def-b1-diagenesis-basins-compaction).

**Proposition 23.3 (Loi d’Athy).**

Dans un empilement de sédiments d’une seule lithologie, compacté sous son propre poids, son eau interstitielle pouvant s’échapper librement, la porosité à la profondeur $z$ sous la surface est

$$
\varphi(z) = \varphi_0\, e^{-z/\lambda},
$$

où $\varphi_0$, la porosité de surface, et $\lambda$, la longueur de décroissance, dépendent de la lithologie. C’est la *loi d’Athy*.

**Démonstration.** *Admis à ce niveau.* ∎

La loi est un ajustement empirique, non une conséquence de la théorie. Ses paramètres sont mesurés, lithologie par lithologie, à partir des porosités de forages ; les valeurs du [Table 23.1](#tab-b1-diagenesis-basins-athy), publiées avec une étude de la [subsidence](#def-b1-diagenesis-basins-subsidence) de la mer du Nord, sont largement employées pour corriger de la [compaction](#def-b1-diagenesis-basins-compaction). L’argilite commence avec plus d’eau que le grès mais la perd sur une distance plus courte ; la craie, la plus poreuse des trois à la surface, la perd le plus vite de toutes. À $3000\,\mathrm{m}$ la loi donne une porosité de $0.22$ pour le grès, $0.14$ pour l’argilite et $0.08$ pour la craie (figure ci-dessous) : le sable de plage du début du chapitre a perdu plus de la moitié de ses pores.

| lithologie | porosité de surface $\varphi_0$ | longueur de décroissance $\lambda$ (m) | masse vol. des grains ($\mathrm{kg}\,\mathrm{m}^{-3}$) |
| --- | --- | --- | --- |
| argilite | 0.63 | 1960 | 2700 |
| grès | 0.49 | 3704 | 2650 |
| grès argileux | 0.56 | 2564 | 2680 |
| craie | 0.70 | 1408 | 2710 |

***Table 23.1.** Les paramètres de la [loi d’Athy](#prop-b1-diagenesis-basins-athy) et les masses volumiques des grains pour quatre lithologies, d’après Sclater et Christie (1980), tels que tabulés dans le logiciel libre de rétro-modélisation pyBacktrack.*

La [compaction](#def-b1-diagenesis-basins-compaction) chasse l’eau ; elle n’ajoute ni n’enlève de grains, tant que rien n’est dissous et emporté ou apporté sous forme de [ciment](#def-b1-diagenesis-basins-cement). Le volume des grains d’une colonne est donc la grandeur à suivre à mesure que la colonne s’enfouit.

**Proposition 23.4 (Épaisseur solide d’une couche).**

Sous la [loi d’Athy](#prop-b1-diagenesis-basins-athy), une couche comprise entre les profondeurs $z_1 < z_2$ contient, par unité d’aire, un volume de grains égal à l’épaisseur

$$
s = (z_2 - z_1) - \varphi_0 \lambda \left( e^{-z_1/\lambda} - e^{-z_2/\lambda} \right).
$$

Si la couche est déplacée à une nouvelle profondeur sans perte ni gain de grains, son nouveau toit $z_1'$ et son nouveau mur $z_2'$ vérifient $s(z_1', z_2') = s(z_1, z_2)$, et pour un $z_1'$ donné cette équation a exactement une solution $z_2'$.

**Démonstration.** Une tranche d’épaisseur $\mathrm dz$ à la profondeur $z$ contient le volume de grains $(1 - \varphi(z))\,\mathrm dz$ par unité d’aire. En intégrant de $z_1$ à $z_2$,

$$
s = \int_{z_1}^{z_2} \bigl(1 - \varphi_0 e^{-z/\lambda}\bigr)\,\mathrm dz
    = (z_2 - z_1) - \varphi_0\lambda\left(e^{-z_1/\lambda} - e^{-z_2/\lambda}\right).
$$

Le toit étant fixé en $z_1'$, la fonction $f(b) = s(z_1', b)$ a pour dérivée $1 - \varphi(b) > 0$, puisqu’une porosité est inférieure à un ; elle est continue, nulle en $b = z_1'$ et croît sans borne, donc elle prend la valeur $s(z_1, z_2)$ exactement une fois. ∎

**Méthode 23.5 (Décompacter une couche).**

1. Lire le toit $z_1$ et le mur $z_2$ de la couche aujourd’hui, et ses paramètres $\varphi_0$ et $\lambda$ ( [Table 23.1](#tab-b1-diagenesis-basins-athy) ).
2. Calculer son épaisseur solide $s$ avec la [Proposition 23.4](#prop-b1-diagenesis-basins-solid) .
3. Choisir la profondeur $z_1'$ de son toit au temps antérieur — zéro pour la ramener à la surface.
4. Résoudre $s(z_1', b) = s$ pour le nouveau mur $b$ par la méthode de Newton : partir de $b_0 = z_1' + (z_2 - z_1)$ et répéter $$b_{k+1} = b_k - \frac{s(z_1', b_k) - s}{1 - \varphi(b_k)}$$ jusqu’à ce que la variation soit inférieure à la précision voulue ; deux ou trois pas suffisent en général.
5. L’épaisseur de la couche à ce moment est $b - z_1'$ ; sa porosité moyenne est $1 - s/(b - z_1')$ .

Prenons $500\,\mathrm{m}$ d’argilite entre $3000\,\mathrm{m}$ et $3500\,\mathrm{m}$. Elle contient $440\,\mathrm{m}$ de grains et seulement $60\,\mathrm{m}$ d’eau, soit une porosité moyenne de $0.12$. Ramenés à la surface, les mêmes grains font une couche épaisse de $891\,\mathrm{m}$, pour moitié d’eau (figure ci-dessous). L’épaisseur d’une argilite enfouie est à peine supérieure à la moitié de ce qui s’est déposé ; les vitesses de sédimentation lues dans des coupes enfouies doivent être décompactées avant d’être comparées aux vitesses mesurées aujourd’hui.

![À gauche : la porosité en fonction de la profondeur selon la loi d’Athy pour le grès, l’argilite et la craie, avec les paramètres du . À droite : 500\, m d’argilite entre 3000\, m et 3500\, m, et la même couche décompactée à la surface : les grains (440\, m) sont conservés, l’eau ne l’est pas.](https://one-course.com/images/onecourse/chapters/earth-3/b1-diagenesis-basins/fig-e69fd5a80687.svg)

*À gauche : la porosité en fonction de la profondeur selon la [loi d’Athy](#prop-b1-diagenesis-basins-athy) pour le grès, l’argilite et la craie, avec les paramètres du [Table 23.1](#tab-b1-diagenesis-basins-athy). À droite : $500\,\mathrm{m}$ d’argilite entre $3000\,\mathrm{m}$ et $3500\,\mathrm{m}$, et la même couche décompactée à la surface : les grains ($440\,\mathrm{m}$) sont conservés, l’eau ne l’est pas.*

La [loi d’Athy](#prop-b1-diagenesis-basins-athy) ne vaut que tant que l’eau peut partir. La [compaction](#def-b1-diagenesis-basins-compaction) est pilotée par la [contrainte effective](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/16-contrainte-deformation-et-rheologie#def-b1-stress-strain-rheology-lithostatic), le poids de la roche au-dessus moins la pression de l’eau dans les pores ([Chapitre 16](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/16-contrainte-deformation-et-rheologie#ch-b1-stress-strain-rheology)). Là où une argilite épaisse est enfouie plus vite que son eau ne peut s’écouler, l’eau porte une part de la charge, la pression interstitielle monte au-dessus de l’hydrostatique, et l’argilite garde une porosité trop élevée pour sa profondeur : elle est en surpression, et la correction de [compaction](#def-b1-diagenesis-basins-compaction) doit en tenir compte.

Plus profond, la [compaction](#def-b1-diagenesis-basins-compaction) devient chimique. Là où deux grains de quartz se pressent l’un sur l’autre à travers un film d’eau, et surtout là où une paillette d’argile ou de [mica](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/7-les-mineraux-des-roches#def-b1-rock-forming-minerals-groups) se trouve entre eux, le quartz se dissout au contact ; la silice diffuse sur une courte distance dans l’eau et se redépose sur des surfaces de quartz propres tournées vers les pores ouverts. Les grains s’interpénètrent, et la dissolution concentrée le long de surfaces laisse des stylolithes, joints dentelés de résidu insoluble. Cette dissolution sous contrainte, que le volume de troisième année traite comme un mécanisme de déformation, est à la fois la dernière étape de la [compaction](#def-b1-diagenesis-basins-compaction) et la source du [ciment](#def-b1-diagenesis-basins-cement) le plus courant des grès.

## 23.2 La cimentation et autres changements

La [compaction](#def-b1-diagenesis-basins-compaction) seule fait un sédiment dense, non une roche dure. Les grains sont collés en une roche par des minéraux qui croissent dans les pores.

**Définition 23.6 (Cimentation, ciment).**

La *cimentation* est la précipitation de minéraux à partir de l’eau interstitielle dans les pores d’un sédiment, qui lie ses grains entre eux et réduit sa porosité. Les minéraux ainsi précipités forment le *ciment* de la roche ; les plus courants sont le quartz, la calcite, les oxydes de fer et les minéraux argileux.

L’eau souterraine porte les minéraux cimentants en solution, et ils n’ont pas à être de même composition que les grains. Les oxydes de fer enrobent les grains et colorent les roches en rouge, brun ou jaune, comme dans les couches du plateau du Colorado ; la calcite cimente aussi bien les grès que les calcaires.

Le quartz est le [ciment](#def-b1-diagenesis-basins-cement) des grès profondément enfouis. Il croît sur les grains de quartz détritique en continuité optique avec eux, sous forme de surcroissances : au microscope un grain et sa surcroissance s’éteignent ensemble entre [polariseurs croisés](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/6-methodes-de-terrain-et-de-laboratoire-i#def-b1-field-lab-methods-1-microscope), et le contour d’origine du grain ne se voit plus que comme un mince liseré de poussière ou d’argile (figure ci-dessous). Dans des grès de la mer du Nord et du Texas étudiés en détail, les isotopes de l’oxygène des surcroissances montrent que le [ciment](#def-b1-diagenesis-basins-cement) a commencé à croître à $60\text{ à }80\,{}^{\circ}\mathrm{C}$ et a continué jusqu’à ce que les roches atteignent leur plus grande température d’enfouissement ; les grès du Texas contiennent $12\text{ à }18\,\%$ de [ciment](#def-b1-diagenesis-basins-cement) de quartz, ceux de la mer du Nord seulement $2\text{ à }6\,\%$, et la plus grande part de la silice provenait de la dissolution sous contrainte aux contacts entre grains. Comme le quartz ne croît que sur des surfaces de quartz propres, un enduit d’argile sur les grains laisse moins de surface au [ciment](#def-b1-diagenesis-basins-cement) et peut préserver la porosité d’un grès profond.

![Une lame mince de grès quartzeux, le grès de Potsdam (Cambrien) de l’État de New York, en lumière polarisée non analysée. Les grains détritiques arrondis sont cernés de liserés sombres de poussière et d’argile ; le quartz limpide au-delà des liserés est du ciment qui a crû sur les grains, en continuité optique avec eux, jusqu’à ce que les surcroissances voisines se rejoignent le long de faces rectilignes. De la résine bleue remplit ce qui reste des pores. (M. C. Rygel, CC BY-SA 4.0, via Wikimedia Commons ; échelle de l’original rognée.)](https://one-course.com/images/onecourse/chapters/earth-3/b1-diagenesis-basins/img-8a4fc25219e9.jpg)

*Une [lame mince](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/6-methodes-de-terrain-et-de-laboratoire-i#def-b1-field-lab-methods-1-thin-section) de grès quartzeux, le grès de Potsdam (Cambrien) de l’État de New York, en [lumière polarisée non analysée](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/6-methodes-de-terrain-et-de-laboratoire-i#def-b1-field-lab-methods-1-microscope). Les grains détritiques arrondis sont cernés de liserés sombres de poussière et d’argile ; le quartz limpide au-delà des liserés est du [ciment](#def-b1-diagenesis-basins-cement) qui a crû sur les grains, en continuité optique avec eux, jusqu’à ce que les surcroissances voisines se rejoignent le long de faces rectilignes. De la résine bleue remplit ce qui reste des pores. (M. C. Rygel, CC BY-SA 4.0, via Wikimedia Commons ; échelle de l’original rognée.)*

Tout changement ne détruit pas la porosité. Une eau sous-saturée en un [minéral](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/7-les-mineraux-des-roches#def-b1-rock-forming-minerals-mineral) le dissout : des grains de [feldspath](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/7-les-mineraux-des-roches#def-b1-rock-forming-minerals-groups) et de carbonate, et des [ciments](#def-b1-diagenesis-basins-cement) carbonatés plus anciens, peuvent être enlevés et laisser une porosité secondaire, des pores moulés sur les grains qu’ils remplacent. Les minéraux argileux croissent à leur tour dans les pores, en enduits sur les grains ou en cristaux qui remplissent les pores et rétrécissent les passages entre eux, abaissant la perméabilité. Les minéraux du sédiment changent eux aussi : l’aragonite des coquilles et de l’[usine à carbonates](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/22-les-sediments-carbonates-siliceux-et-evaporitiques#def-b1-chemical-biogenic-sediments-factory) revient à la calcite, qui est stable à la surface, et la calcite, en présence d’eau chargée de magnésium, peut devenir de la dolomite.

Le remplacement de la calcite par la dolomite, la dolomitisation, est une réaction avec le magnésium de l’eau,

$$
\ce{2 CaCO3 + Mg^2+ -> CaMg(CO3)2 + Ca^2+},
$$

et elle change le volume du solide.

**Proposition 23.7 (La dolomitisation crée de la porosité).**

Si deux moles de calcite de masse volumique $\rho_c$ sont remplacées par une mole de dolomite de masse volumique $\rho_d$, le volume du solide diminue de la fraction

$$
1 - \frac{M_d/\rho_d}{2M_c/\rho_c},
$$

où $M_c$ et $M_d$ sont les masses molaires. Avec $\rho_c = 2.71\,\mathrm{g}\,\mathrm{cm}^{-3}$ et $\rho_d = 2.84\,\mathrm{g}\,\mathrm{cm}^{-3}$ cette fraction est de $12.1\,\%$.

**Démonstration.** Le volume molaire d’un [minéral](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/7-les-mineraux-des-roches#def-b1-rock-forming-minerals-mineral) est sa masse molaire divisée par sa masse volumique. Deux moles de calcite occupent $2M_c/\rho_c$ et une de dolomite $M_d/\rho_d$ ; la fraction perdue est un moins leur rapport. Avec $M_c = 100.09\,\mathrm{g}\,\mathrm{mol}^{-1}$ et $M_d = 184.40\,\mathrm{g}\,\mathrm{mol}^{-1}$ les deux volumes sont $2\times36.93\,\mathrm{cm}^{3} = 73.86\,\mathrm{cm}^{3}$ et $64.93\,\mathrm{cm}^{3}$, et $1 - 64.93/73.86 = 0.121$. ∎

Si le volume extérieur de la roche ne change pas, le solide perdu est de l’espace poreux gagné : un calcaire de porosité $0.10$ remplacé mole pour mole par de la dolomite a une porosité d’environ $0.21$. La réaction exige beaucoup de magnésium, que l’eau de mer contient à raison d’environ $1.28\,\mathrm{g}$ par kilogramme ; elle est favorisée là où des saumures ou de l’eau de mer traversent la roche pendant longtemps ([Exercice 23.12](#exo-b1-diagenesis-basins-12)).

La [diagenèse](#def-b1-diagenesis-basins-diagenesis) suit l’histoire du sédiment. Juste après le dépôt, près de la surface, l’eau interstitielle est encore celle de la mer, du lac ou de la pluie : les sédiments sont fouillés par les organismes, cimentés tôt sur le fond marin ou dans le sol, et l’aragonite se change en calcite. Avec l’enfouissement et le réchauffement, la [compaction](#def-b1-diagenesis-basins-compaction), la dissolution sous contrainte et le [ciment](#def-b1-diagenesis-basins-cement) de quartz dominent. Si le bassin est plus tard soulevé et érodé, l’eau douce de la surface reflue dans les roches et dissout de nouveau carbonate et [feldspath](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/7-les-mineraux-des-roches#def-b1-rock-forming-minerals-groups). Une [lame mince](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/6-methodes-de-terrain-et-de-laboratoire-i#def-b1-field-lab-methods-1-thin-section) enregistre l’ordre de ces événements : un [ciment](#def-b1-diagenesis-basins-cement) qui remplit le pore laissé par un grain dissous est plus jeune que la dissolution, une surcroissance brisée par la [compaction](#def-b1-diagenesis-basins-compaction) plus ancienne que la [compaction](#def-b1-diagenesis-basins-compaction).

## 23.3 Les bassins sédimentaires

Des sédiments épais de kilomètres ne s’accumulent que là où le fond ne cesse de s’enfoncer.

**Définition 23.8 (Bassin sédimentaire).**

Un *bassin sédimentaire* est une région de la surface de la Terre où la [croûte](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/9-la-terre-en-couches#def-b1-layered-earth-layers) s’est enfoncée pendant longtemps, de quelques millions à quelques centaines de millions d’années, et où l’espace ainsi créé a été comblé de sédiments, épais de centaines de mètres à plusieurs kilomètres.

**Définition 23.9 (Subsidence, subsidence tectonique).**

La *subsidence* d’un bassin est le mouvement vers le bas de son socle, la surface sur laquelle reposent ses sédiments, mesuré par rapport à une référence fixe telle que le centre de la Terre. Sa *subsidence tectonique* est la part due aux processus qui font le bassin, par opposition à l’enfoncement supplémentaire causé par le poids des sédiments et de l’eau qui le comblent ; elle se mesure par la subsidence que le socle aurait eue sous l’eau seule.

Ce qui fait enfoncer le fond, c’est la position du bassin dans la plaque (figure ci-dessous).

- **Bassins de rift.** Des [failles normales](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/17-failles-plis-et-fabriques#def-b1-faults-folds-fabrics-fault-types) étirent la [croûte](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/9-la-terre-en-couches#def-b1-layered-earth-layers) , et des blocs s’effondrent entre elles ( [Chapitre 13](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/13-rifts-dorsales-et-marges-passives#ch-b1-rifts-ridges-margins) ). Les bassins sont étroits et asymétriques, des [demi-grabens](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/13-rifts-dorsales-et-marges-passives#def-b1-rifts-ridges-margins-rift) comblés plus vite contre leur faille bordière. Les gisements de pétrole de la mer du Nord se trouvent dans les structures de ses fossés Viking et Central, enfouis sous des sédiments plus jeunes. Quand l’étirement cesse, la [lithosphère](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/9-la-terre-en-couches#def-b1-layered-earth-lithosphere) amincie et réchauffée se refroidit, se contracte et continue de s’enfoncer, lentement, pendant des dizaines de millions d’années. La mer du Nord centrale, dont le dernier grand étirement s’est achevé au Crétacé moyen, s’est alors enfoncée en un large bassin en forme de soucoupe, comblé successivement de craies, de grès puis, durant la plus grande partie du Tertiaire, d’argilites et de pélites ; son socle, chargé d’eau seule, se serait enfoncé de $1100\text{ à }1400\,\mathrm{m}$ en son milieu.
- **[Marges passives](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/13-rifts-dorsales-et-marges-passives#def-b1-rifts-ridges-margins-passive-margin).** Là où le rift est devenu un océan, le même refroidissement fait enfoncer chaque marge après la rupture, et un prisme de sédiments s’épaississant vers l’océan se construit par-dessus les anciens bassins de rift.
- **Bassins d’avant-pays.** Devant une chaîne de [chevauchements](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/17-failles-plis-et-fabriques#def-b1-faults-folds-fabrics-fault-types) , le poids des nappes de charriage empilées fait fléchir la [lithosphère](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/9-la-terre-en-couches#def-b1-layered-earth-lithosphere) vers le bas, par [isostasie](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/11-isostasie-et-anomalies-de-pesanteur#def-b1-isostasy-gravity-isostasy) , en un bassin le plus profond contre la chaîne et comblé par les débris qu’elle fournit en s’érodant. La plupart des roches crétacées de l’ouest du Canada se sont déposées dans un tel bassin devant les montagnes Rocheuses.
- **Bassins intracratoniques.** À l’intérieur des vieux continents, loin de toute limite de plaque, de larges régions rondes ou ovales se sont enfoncées lentement pendant des temps très longs. Le Bassin parisien est le centre d’une telle dépression structurale, entre les vieux massifs de la Bretagne, du Massif central et des Vosges et des Ardennes.
- **Bassins décrochants.** Là où une [faille décrochante](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/17-failles-plis-et-fabriques#def-b1-faults-folds-fabrics-fault-types) se décale dans le sens qui écarte ses lèvres — une courbure en extension — un parallélogramme de [croûte](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/9-la-terre-en-couches#def-b1-layered-earth-layers) s’enfonce entre les deux branches de la faille : un bassin en pull-apart, tel que ceux de la région de Los Angeles le long du système de San Andreas.

Pourquoi la [lithosphère](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/9-la-terre-en-couches#def-b1-layered-earth-lithosphere) s’enfonce dans chaque cadre, à quelle vitesse, et comment les bassins se comparent, est l’objet du volume de deuxième année ; ici on les distingue par l’endroit où ils se trouvent et par la forme de leur remplissage.

![Quatre sortes de bassin sédimentaire en coupe (schématique, hors échelle ; échelle verticale exagérée). (a) Un rift : le remplissage s’épaissit contre la faille bordière d’un demi-graben. (b) Une marge passive : un prisme de sédiments s’épaississant vers l’océan sur une croûte continentale amincie. (c) Un bassin d’avant-pays, le plus profond contre la chaîne de chevauchements dont le poids le fait fléchir, et alimenté par ses débris, les plus grossiers (conglomérat) près de la chaîne ; la chaîne chevauche le bord de son propre bassin. (d) Un bassin intracratonique : un large affaissement dont les couches s’épaississent vers le centre.](https://one-course.com/images/onecourse/chapters/earth-3/b1-diagenesis-basins/fig-006a78f6da4c.svg)

*Quatre sortes de [bassin sédimentaire](#def-b1-diagenesis-basins-basin) en coupe (schématique, hors échelle ; échelle verticale exagérée). (a) Un rift : le remplissage s’épaissit contre la faille bordière d’un [demi-graben](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/13-rifts-dorsales-et-marges-passives#def-b1-rifts-ridges-margins-rift). (b) Une [marge passive](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/13-rifts-dorsales-et-marges-passives#def-b1-rifts-ridges-margins-passive-margin) : un prisme de sédiments s’épaississant vers l’océan sur une [croûte](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/9-la-terre-en-couches#def-b1-layered-earth-layers) continentale amincie. (c) Un bassin d’avant-pays, le plus profond contre la chaîne de [chevauchements](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/17-failles-plis-et-fabriques#def-b1-faults-folds-fabrics-fault-types) dont le poids le fait fléchir, et alimenté par ses débris, les plus grossiers (conglomérat) près de la chaîne ; la chaîne chevauche le bord de son propre bassin. (d) Un bassin intracratonique : un large affaissement dont les couches s’épaississent vers le centre.*

**Sur le terrain — Comment on connaît les bassins.**

![](https://one-course.com/images/onecourse/chapters/earth-3/b1-diagenesis-basins/img-961fb0323f66.jpg)

*Un appareil de forage terrestre au crépuscule, des tubes empilés sur des râteliers au premier plan (illustration IA).*

La quasi-totalité de ce que l’on sait du remplissage profond d’un bassin vient de la recherche du pétrole, du gaz et de l’eau. Les levés de sismique réflexion en imagent les couches et les failles sur des milliers de kilomètres carrés ; les forages l’échantillonnent en un point. Un forage ramène les débris de roche coupés par l’outil, à intervalles des carottes, et des diagraphies continues des propriétés physiques des roches autour du trou, d’où la porosité se lit mètre par mètre. Les courbes porosité–profondeur de la [loi d’Athy](#prop-b1-diagenesis-basins-athy), et les histoires de [subsidence](#def-b1-diagenesis-basins-subsidence) des bassins, ont d’abord été construites à partir de tels forages.

## 23.4 Subsidence, accommodation et niveau de la mer

Le sédiment ne peut s’empiler que là où il y a de la place sous le niveau au-dessus duquel il serait emporté. En mer ce niveau est proche du niveau de la mer, et la place dépend de deux mouvements : celui du fond et celui de la surface de la mer.

**Définition 23.10 (Accommodation).**

L’*accommodation* en un point d’un bassin est l’espace disponible pour que le sédiment s’y accumule : la distance verticale entre le sommet du sédiment et le niveau de la mer, niveau de base du dépôt marin. L’accommodation créée pendant un intervalle de temps est l’augmentation de la distance entre un repère attaché au socle et le niveau de la mer.

**Définition 23.11 (Eustatisme, niveau marin relatif).**

L’*eustatisme* est la variation du niveau de l’océan mondial mesurée par rapport à une référence fixe, le centre de la Terre, causée par une variation du volume d’eau de l’océan ou du volume des bassins océaniques ; il est le même partout. Le *niveau marin relatif* en un lieu est la hauteur de la surface de la mer au-dessus d’un repère attaché au socle en ce lieu ; il change par eustatisme et par mouvement vertical du sol.

**Proposition 23.12 (Le bilan d’accommodation).**

Pendant un intervalle de temps, soit $\Delta E$ la montée eustatique du niveau de la mer et $S$ la [subsidence](#def-b1-diagenesis-basins-subsidence) du socle (toutes deux positives vers le haut pour la mer, vers le bas pour le fond). L’[accommodation](#def-b1-diagenesis-basins-accommodation) créée est

$$
\Delta A = \Delta E + S ,
$$

et elle se partage entre l’épaisseur de sédiment ajoutée au-dessus du repère, $\Delta T$, et l’approfondissement de l’eau, $\Delta W$ : $\Delta E + S = \Delta T + \Delta W$.

**Démonstration.** Mesurons les hauteurs à partir de la référence fixe. Soit $e$ la hauteur de la surface de la mer, $b$ celle du repère, $T$ l’épaisseur de sédiment au-dessus du repère, et $W$ la profondeur d’eau au-dessus du sédiment, de sorte que $e = b + T + W$. Le [niveau marin relatif](#def-b1-diagenesis-basins-eustasy) est $R = e - b = T + W$. Sur l’intervalle, $\Delta e =
\Delta E$ et $\Delta b = -S$, donc $\Delta R = \Delta E + S$ ; et $\Delta R =
\Delta T + \Delta W$. ∎

Un fond marin maintenu à profondeur constante ($\Delta W = 0$) se comble exactement aussi vite que l’[accommodation](#def-b1-diagenesis-basins-accommodation) est créée ; celui dont la profondeur diminue se comble plus vite, et le rivage avance vers le large ; celui qui s’approfondit est affamé. $\Delta T$ est la variation d’épaisseur de tout l’empilement au-dessus du repère : elle compte le nouveau sédiment déposé, moins l’amincissement des sédiments plus anciens en dessous quand ils se compactent, si bien que la [compaction](#def-b1-diagenesis-basins-compaction) elle-même fait de la place pour davantage de sédiment (figure ci-dessous).

![L’accommodation en un lieu à deux instants (schématique). Entre t_1 et t_2 le niveau de la mer monte de E = e_2 - e_1 au-dessus de la référence fixe et le socle s’enfonce de S : le niveau marin relatif R croît de E + S, l’accommodation créée, qui se partage entre davantage de sédiment (T_2 > T_1) et une variation de la profondeur d’eau (ici une légère diminution, W_2 < W_1).](https://one-course.com/images/onecourse/chapters/earth-3/b1-diagenesis-basins/fig-9889df3da3d7.svg)

*L’[accommodation](#def-b1-diagenesis-basins-accommodation) en un lieu à deux instants (schématique). Entre $t_1$ et $t_2$ le niveau de la mer monte de $\Delta E = e_2 - e_1$ au-dessus de la référence fixe et le socle s’enfonce de $S$ : le [niveau marin relatif](#def-b1-diagenesis-basins-eustasy) $R$ croît de $\Delta E + S$, l’[accommodation](#def-b1-diagenesis-basins-accommodation) créée, qui se partage entre davantage de sédiment ($T_2 > T_1$) et une variation de la profondeur d’eau (ici une légère diminution, $W_2 < W_1$).*

Un bassin ne s’enfonce pas par sa seule [subsidence tectonique](#def-b1-diagenesis-basins-subsidence) : le sédiment qui le comble est une charge, et la [lithosphère](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/9-la-terre-en-couches#def-b1-layered-earth-lithosphere) s’enfonce encore davantage sous elle.

**Proposition 23.13 (La charge sédimentaire amplifie la subsidence).**

En [isostasie](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/11-isostasie-et-anomalies-de-pesanteur#def-b1-isostasy-gravity-isostasy) locale (d’Airy) sur un [manteau](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/9-la-terre-en-couches#def-b1-layered-earth-layers) de masse volumique $\rho_m$, un bassin dont le socle, chargé d’eau de masse volumique $\rho_w$ seule, se trouverait à la profondeur $Y$ sous le niveau de la mer contient, quand il est comblé jusqu’au niveau de la mer de sédiment de masse volumique moyenne $\rho_s$, l’épaisseur

$$
h = Y\,\frac{\rho_m - \rho_w}{\rho_m - \rho_s}
$$

de sédiment. À terre, comblé jusqu’au niveau de l’environnement avec de l’air au-dessus, le facteur est $\rho_m/(\rho_m - \rho_s)$.

**Démonstration.** Comparons deux colonnes de même [lithosphère](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/9-la-terre-en-couches#def-b1-layered-earth-lithosphere), de masse $M$ par unité d’aire et d’épaisseur $L$, jusqu’à une [profondeur de compensation](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/11-isostasie-et-anomalies-de-pesanteur#def-b1-isostasy-gravity-isostasy) $z_c$ sous les deux. La colonne chargée d’eau contient $\rho_w Y + M + \rho_m(z_c - Y - L)$ ; celle comblée de sédiment $\rho_s h + M + \rho_m(z_c - h - L)$. Par la [Proposition 11.4](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/11-isostasie-et-anomalies-de-pesanteur#prop-b1-isostasy-gravity-equal-mass) les deux masses sont égales, donc $\rho_w Y - \rho_m Y = \rho_s h - \rho_m h$, c’est-à-dire $h(\rho_m - \rho_s) =
Y(\rho_m - \rho_w)$. Avec de l’air à la place de l’eau, $\rho_w$ est remplacé par zéro. ∎

Avec $\rho_m = 3300\,\mathrm{kg}\,\mathrm{m}^{-3}$, $\rho_w = 1030\,\mathrm{kg}\,\mathrm{m}^{-3}$ et un sédiment de masse volumique moyenne $2300\,\mathrm{kg}\,\mathrm{m}^{-3}$, le facteur est $2270/1000 = 2.27$ : un bassin dont la [subsidence tectonique](#def-b1-diagenesis-basins-subsidence) ferait de la place pour $1\,\mathrm{km}$ d’eau contient $2.27\,\mathrm{km}$ de sédiment. À terre le facteur serait $3300/1000 = 3.3$. La masse volumique du remplissage n’est pas constante : elle croît à mesure que le sédiment se compacte, et le facteur avec elle, si bien que transformer une épaisseur de sédiment en [subsidence tectonique](#def-b1-diagenesis-basins-subsidence) exige la [décompaction](#def-b1-diagenesis-basins-compaction) de chaque couche, pas de temps après pas de temps. Cette procédure, le backstripping, relève du volume de deuxième année.

Le niveau de la mer lui-même est loin d’être fixe. Au dernier maximum glaciaire, des calottes de glace couvraient une grande partie de l’Amérique du Nord et de l’Europe du Nord, et l’eau qu’elles retenaient avait été prélevée sur l’océan. Corrigées de la réponse de la Terre solide aux charges changeantes de glace et d’eau, les observations d’anciens rivages donnent un niveau marin qui a chuté rapidement d’environ $40\,\mathrm{m}$ il y a quelque $30\,000$ ans puis lentement, jusqu’à $134\,\mathrm{m}$ sous le niveau actuel, de $29\text{ à }21\,\mathrm{ka}$ ; la glace posée contenait alors environ $52 \times 10^{6}\,\mathrm{km}^{3}$ de plus qu’aujourd’hui. Le chiffre de $125\,\mathrm{m}$ souvent cité est plus petit parce qu’il n’est généralement pas corrigé de ces effets isostatiques. La déglaciation est survenue surtout entre environ $16.5\,\mathrm{ka}$ et $8.2\,\mathrm{ka}$, à raison de $12\,\mathrm{m}$ en moyenne par millier d’années, et à $40\,\mathrm{mm}$ par an ou plus entre $14.5\,\mathrm{ka}$ et $14.0\,\mathrm{ka}$.

Les bas niveaux plus anciens se lisent dans les isotopes de l’oxygène des foraminifères des carottes océaniques profondes, qui enregistrent le volume de glace à terre. L’empilement de sept telles reconstructions sur les derniers $430\,000$ ans, et de cinq sur les derniers $800\,000$, moyenne les erreurs de chacune ; mis à l’échelle de l’Holocène et du dernier bas niveau glaciaire, l’empilement porte une incertitude de $9\text{ à }12\,\mathrm{m}$ (figure ci-dessous). Il montre les cycles glaciaires comme une dent de scie : lentes baisses du niveau de la mer, chacune terminée par une montée rapide — cinq fois dans les $800\,000$ dernières années une montée de plus de $100\,\mathrm{m}$ en moins de $20\,000$ ans. L’[eustatisme](#def-b1-diagenesis-basins-eustasy) à cette échelle déplace le rivage d’avant en arrière sur les plateaux continentaux.

![Niveau de la mer mondial par rapport à aujourd’hui d’après l’empilement de Spratt et Lisiecki (2016) : la première composante principale de cinq reconstructions issues des carottes océaniques profondes sur 800\,000 ans (a) et de sept sur les 140\,000 dernières (b), avec sa bande d’un écart-type. La valeur la plus basse de l’empilement, -130\, m à 24\, ka, se situe dans cette bande autour des -134\, m trouvés d’après les rivages anciens (point) ; le dernier interglaciaire se situe environ 3\, m au-dessus d’aujourd’hui à 121\, ka. Données : NOAA NCEI, World Data Service for Paleoclimatology.](https://one-course.com/images/onecourse/chapters/earth-3/b1-diagenesis-basins/fig-cfe871e74c66.svg)

![Niveau de la mer mondial par rapport à aujourd’hui d’après l’empilement de Spratt et Lisiecki (2016) : la première composante principale de cinq reconstructions issues des carottes océaniques profondes sur 800\,000 ans (a) et de sept sur les 140\,000 dernières (b), avec sa bande d’un écart-type. La valeur la plus basse de l’empilement, -130\, m à 24\, ka, se situe dans cette bande autour des -134\, m trouvés d’après les rivages anciens (point) ; le dernier interglaciaire se situe environ 3\, m au-dessus d’aujourd’hui à 121\, ka. Données : NOAA NCEI, World Data Service for Paleoclimatology.](https://one-course.com/images/onecourse/chapters/earth-3/b1-diagenesis-basins/fig-a5ff4b13c296.svg)

*Niveau de la mer mondial par rapport à aujourd’hui d’après l’empilement de Spratt et Lisiecki (2016) : la première composante principale de cinq reconstructions issues des carottes océaniques profondes sur $800\,000$ ans (a) et de sept sur les $140\,000$ dernières (b), avec sa bande d’un écart-type. La valeur la plus basse de l’empilement, $-130\,\mathrm{m}$ à $24\,\mathrm{ka}$, se situe dans cette bande autour des $-134\,\mathrm{m}$ trouvés d’après les rivages anciens (point) ; le dernier interglaciaire se situe environ $3\,\mathrm{m}$ au-dessus d’aujourd’hui à $121\,\mathrm{ka}$. Données : NOAA NCEI, World Data Service for Paleoclimatology.*

Sur la vie d’un bassin de telles oscillations sont brèves. Une baisse glaciaire de plus de $100\,\mathrm{m}$ en quelques dizaines de milliers d’années est rapide et grande comparée à la [subsidence tectonique](#def-b1-diagenesis-basins-subsidence), qui ne totalise un kilomètre ou plus qu’en des dizaines de millions d’années ; mais les oscillations glaciaires restent dans une plage d’environ $150\,\mathrm{m}$, si bien que dans l’épais remplissage d’un bassin la [subsidence](#def-b1-diagenesis-basins-subsidence) fait l’essentiel de la place, et l’[eustatisme](#def-b1-diagenesis-basins-eustasy) donne le rythme de ses couches.

## 23.5 Exercices

**Exercice 23.1 ★.**

Avec les paramètres du [Table 23.1](#tab-b1-diagenesis-basins-athy), calculer la porosité du grès et de l’argilite à $2000\,\mathrm{m}$. À quelle profondeur la porosité de chacun est-elle tombée à la moitié de sa valeur de surface ?

**Solution de Exercice 23.1.**

Grès $0.49\,e^{-2000/3704} = 0.49\times0.583 = 0.286$ ; argilite $0.63\,e^{-2000/1960} = 0.63\times0.360 = 0.227$. La porosité est divisée par deux quand $e^{-z/\lambda} = 1/2$, à $z = \lambda\ln 2$ : $2567\,\mathrm{m}$ pour le grès, $1359\,\mathrm{m}$ pour l’argilite.

**Exercice 23.2 ★.**

Pendant un intervalle de temps, le niveau de la mer monte de $30\,\mathrm{m}$ par [eustatisme](#def-b1-diagenesis-basins-eustasy), le socle d’une plate-forme continentale s’enfonce de $50\,\mathrm{m}$, et $60\,\mathrm{m}$ de sédiment sont ajoutés au-dessus d’un repère du socle. Avec la [Proposition 23.12](#prop-b1-diagenesis-basins-budget), calculer l’[accommodation](#def-b1-diagenesis-basins-accommodation) créée et la variation de profondeur d’eau. La plate-forme s’approfondit-elle ou devient-elle moins profonde ?

**Solution de Exercice 23.2.**

$\Delta A = \Delta E + S = 30 + 50 = 80\,\mathrm{m}$. Sur cela, $60\,\mathrm{m}$ sont comblés de sédiment, donc $\Delta W = 80 - 60 = 20\,\mathrm{m}$ : la plate-forme s’approfondit de $20\,\mathrm{m}$.

**Exercice 23.3 ★.**

La [subsidence tectonique](#def-b1-diagenesis-basins-subsidence) d’un bassin ferait de la place pour $1.0\,\mathrm{km}$ d’eau. Avec $\rho_m = 3300\,\mathrm{kg}\,\mathrm{m}^{-3}$ et $\rho_w = 1030\,\mathrm{kg}\,\mathrm{m}^{-3}$, quelle est l’épaisseur du sédiment qui le comble jusqu’au niveau de la mer si sa masse volumique moyenne est de $2300\,\mathrm{kg}\,\mathrm{m}^{-3}$ ? de $2500\,\mathrm{kg}\,\mathrm{m}^{-3}$ ? Pourquoi un remplissage plus dense donne-t-il un remplissage plus épais ?

**Solution de Exercice 23.3.**

$h = Y(\rho_m - \rho_w)/(\rho_m - \rho_s)$ : avec $2300\,\mathrm{kg}\,\mathrm{m}^{-3}$, $1.0\times2270/1000 = 2.27\,\mathrm{km}$ ; avec $2500\,\mathrm{kg}\,\mathrm{m}^{-3}$, $1.0\times2270/800 = 2.84\,\mathrm{km}$. Chaque mètre de sédiment prend la place d’un mètre de [manteau](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/9-la-terre-en-couches#def-b1-layered-earth-layers) dans la colonne ; plus le sédiment est dense, plus la masse qui lui manque par rapport au [manteau](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/9-la-terre-en-couches#def-b1-layered-earth-layers) est petite, et plus il en faut pour combler le même déficit que le trou rempli d’eau.

**Exercice 23.4 ★.**

La calcite a pour masse molaire $100.09\,\mathrm{g}\,\mathrm{mol}^{-1}$ et pour masse volumique $2.71\,\mathrm{g}\,\mathrm{cm}^{-3}$ ; la dolomite $184.40\,\mathrm{g}\,\mathrm{mol}^{-1}$ et $2.84\,\mathrm{g}\,\mathrm{cm}^{-3}$. (a) Calculer le volume molaire de chacune. (b) De quelle fraction le volume du solide varie-t-il quand deux moles de calcite deviennent une mole de dolomite ? (c) Un calcaire de porosité $0.10$ est dolomitisé mole pour mole sans changement de son volume extérieur. Quelle est sa nouvelle porosité ?

**Solution de Exercice 23.4.**

(a) Calcite $100.09/2.71 = 36.93\,\mathrm{cm}^{3}\,\mathrm{mol}^{-1}$ ; dolomite $184.40/2.84
= 64.93\,\mathrm{cm}^{3}\,\mathrm{mol}^{-1}$. (b) Deux moles de calcite occupent $73.86\,\mathrm{cm}^{3}$, une de dolomite $64.93\,\mathrm{cm}^{3}$ : le solide rétrécit de $1 - 64.93/73.86 = 12.1\,\%$. (c) Dans un mètre cube, les $0.90\,\mathrm{m}^{3}$ de calcite deviennent $0.90\times(1 - 0.121) = 0.791\,\mathrm{m}^{3}$ de dolomite ; la porosité devient $1 - 0.791 = 0.21$.

**Exercice 23.5 ★★.**

Une argilite occupe les $1000\,\mathrm{m}$ supérieurs d’un bassin. (a) Calculer son épaisseur solide et sa porosité moyenne. (b) Elle est enfouie jusqu’à ce que son toit se trouve à $2000\,\mathrm{m}$. En utilisant la [Méthode 23.5](#met-b1-diagenesis-basins-decompaction) avec le toit descendu au lieu d’être remonté, trouver sa nouvelle épaisseur et sa porosité moyenne. (c) Quelle quantité d’eau chaque mètre carré de l’argilite a-t-il expulsée ?

**Solution de Exercice 23.5.**

(a) $s = 1000 - 0.63\times1960\times(1 - e^{-1000/1960}) = 506.5\,\mathrm{m}$ ; la porosité moyenne est $1 - 506.5/1000 = 0.493$. (b) Le toit étant à $2000\,\mathrm{m}$, la résolution de $s(2000, b) = 506.5$ donne $b = 2628.7\,\mathrm{m}$ : la couche a $628.7\,\mathrm{m}$ d’épaisseur, de porosité moyenne $1 - 506.5/628.7 = 0.194$. (c) Les grains sont les mêmes, donc l’eau perdue est l’épaisseur perdue : $1000 - 628.7 = 371\,\mathrm{m}^{3}$ d’eau par mètre carré.

**Exercice 23.6 ★★.**

Un grès se trouve entre $2500\,\mathrm{m}$ et $2800\,\mathrm{m}$. (a) Calculer son épaisseur solide. (b) Le décompacter jusqu’à la surface avec la [Méthode 23.5](#met-b1-diagenesis-basins-decompaction), en écrivant chaque pas de Newton à partir de $b_0 = 300\,\mathrm{m}$. (c) De quel facteur l’enfouissement l’a-t-il aminci ?

**Solution de Exercice 23.6.**

(a) $s = 300 - 0.49\times3704\times(e^{-2500/3704} - e^{-2800/3704}) =
228.10\,\mathrm{m}$. (b) À partir de $b_0 = 300$ : $s(0, 300) = 158.80$, $1 - \varphi(300) =
0.5481$, $b_1 = 300 + (228.10 - 158.80)/0.5481 = 426.44\,\mathrm{m}$ ; puis $s(0, 426.44) = 229.07$, $1 - \varphi = 0.5633$, $b_2 = 426.44 - 0.96/0.5633 =
424.73\,\mathrm{m}$ ; un troisième pas la modifie de moins d’un millimètre. Le grès avait $424.7\,\mathrm{m}$ d’épaisseur à la surface. (c) $424.7/300 = 1.42$ : l’enfouissement l’a aminci d’un facteur $1.42$.

**Exercice 23.7 ★★.**

Au dernier maximum glaciaire la glace posée contenait environ $52 \times 10^{6}\,\mathrm{km}^{3}$ de plus qu’aujourd’hui. Prendre la masse volumique de la glace $916.7\,\mathrm{kg}\,\mathrm{m}^{-3}$, celle de l’eau de fonte $1000\,\mathrm{kg}\,\mathrm{m}^{-3}$, et l’aire de l’océan actuel $361.84 \times 10^{6}\,\mathrm{km}^{2}$. (a) Quelle baisse du niveau de la mer cette glace représente-t-elle ? (b) Comparer avec les $134\,\mathrm{m}$ trouvés d’après les rivages anciens. (c) Quelle aire d’océan donnerait exactement $134\,\mathrm{m}$, et pourquoi l’océan glaciaire était-il plus petit ?

**Solution de Exercice 23.7.**

(a) La glace contient $52\times10^6\times916.7/1000 = 4.77 \times 10^{7}\,\mathrm{km}^{3}$ d’eau ; étalée sur $361.84 \times 10^{6}\,\mathrm{km}^{2}$ cela fait $0.1317\,\mathrm{km} = 132\,\mathrm{m}$ de niveau de la mer. (b) Les rivages donnent $134\,\mathrm{m}$, soit $2\,\mathrm{m}$ de plus. (c) $4.767\times
10^7/0.134 = 355.7 \times 10^{6}\,\mathrm{km}^{2}$, soit $1.7\,\%$ de moins qu’aujourd’hui. Quand le niveau de la mer a baissé, les plateaux continentaux ont émergé, si bien que l’océan glaciaire était plus petit, et le même volume d’eau qui lui était prélevé l’abaissait davantage.

**Exercice 23.8 ★★.**

L’empilement du niveau de la mer donne $-98.1\,\mathrm{m}$ à $16\,\mathrm{ka}$ et $-9.1\,\mathrm{m}$ à $8\,\mathrm{ka}$. (a) Calculer la vitesse moyenne de montée, en mètres par millier d’années, et la comparer aux $12\,\mathrm{m}$ par millier d’années trouvés d’après les anciens rivages pour la déglaciation principale. (b) Entre $14.5\,\mathrm{ka}$ et $14.0\,\mathrm{ka}$ le niveau de la mer a monté de $40\,\mathrm{mm}$ par an ou plus. Combien de fois la moyenne cela fait-il, et de combien le niveau de la mer a-t-il monté en ces cinq cents ans ?

**Solution de Exercice 23.8.**

(a) $(-9.1 - (-98.1))/8 = 11.1\,\mathrm{m}$ par millier d’années, proche des $12\,\mathrm{m}$ trouvés d’après les rivages. (b) $40\,\mathrm{mm}$ par an font $40\,\mathrm{m}$ par millier d’années, soit $40/12 = 3.3$ fois la moyenne ; en cinq cents ans, $0.040\times500 = 20\,\mathrm{m}$.

**Exercice 23.9 ★★.**

Une plate-forme continentale se trouve sous $20\,\mathrm{m}$ d’eau. Son socle s’enfonce de $50\,\mathrm{m}$ par million d’années. (a) Pendant deux millions d’années le niveau de la mer baisse de $40\,\mathrm{m}$ par [eustatisme](#def-b1-diagenesis-basins-eustasy) tandis que la profondeur d’eau reste la même. Quelle [accommodation](#def-b1-diagenesis-basins-accommodation) est créée, et quelle quantité de sédiment est ajoutée ? (b) Le niveau de la mer baisse ensuite de $120\,\mathrm{m}$ en $20\,000$ ans, au début d’une glaciation, et aucun sédiment n’est ajouté. À quelle hauteur au-dessus du niveau de la mer se trouve l’ancien fond marin à la fin ?

**Solution de Exercice 23.9.**

(a) $S = 50\times2 = 100\,\mathrm{m}$ et $\Delta E = -40\,\mathrm{m}$ : $\Delta A = 60\,\mathrm{m}$, entièrement comblés de sédiment puisque la profondeur est inchangée. (b) En $20\,000$ ans le socle ne s’enfonce que de $50\times0.02 = 1\,\mathrm{m}$ : le [niveau marin relatif](#def-b1-diagenesis-basins-eustasy) baisse de $120 - 1 = 119\,\mathrm{m}$. Le fond marin, qui se trouvait $20\,\mathrm{m}$ sous le niveau de la mer, se retrouve $119 - 20 = 99\,\mathrm{m}$ au-dessus de lui : toute la plate-forme émerge.

**Exercice 23.10 ★★★.**

(a) Montrer qu’une couche d’épaisseur $h$ à la profondeur $z$, mince devant la longueur de décroissance $\lambda$, a l’épaisseur $h_0 \approx h\,(1 - \varphi(z))/(1 -
\varphi_0)$ une fois ramenée à la surface. (b) L’appliquer à $10\,\mathrm{m}$ d’argilite à $3000\,\mathrm{m}$, et comparer à la [décompaction](#def-b1-diagenesis-basins-compaction) exacte, $23.1\,\mathrm{m}$. (c) Pourquoi l’approximation est-elle légèrement trop grande ?

**Solution de Exercice 23.10.**

(a) Pour une couche mince la porosité est presque constante sur son épaisseur : son épaisseur solide est $s \approx h(1 - \varphi(z))$ en profondeur et $s \approx h_0(1 -
\varphi_0)$ à la surface. En égalant les deux on obtient $h_0 \approx h(1 -
\varphi(z))/(1 - \varphi_0)$. (b) $\varphi(3000) = 0.63\,e^{-3000/1960} =
0.136$, donc $h_0 \approx 10\times0.864/0.37 = 23.3\,\mathrm{m}$, contre $23.1\,\mathrm{m}$ exactement. (c) Ramenée à la surface, la couche a $23\,\mathrm{m}$ d’épaisseur, elle n’est plus mince devant la décroissance de la porosité près de la surface : sa porosité passe de $\varphi_0$ à son toit à moins à sa base, si bien que ses grains tiennent dans un peu moins que l’épaisseur calculée avec $\varphi_0$ partout.

**Exercice 23.11 ★★★.**

Un bassin est comblé jusqu’au niveau de la mer par $3000\,\mathrm{m}$ d’argilite, compactée selon la [loi d’Athy](#prop-b1-diagenesis-basins-athy), ses pores pleins d’eau de masse volumique $1030\,\mathrm{kg}\,\mathrm{m}^{-3}$. (a) Calculer la porosité moyenne et la masse volumique moyenne du remplissage. (b) Avec la [Proposition 23.13](#prop-b1-diagenesis-basins-loading) et $\rho_m =
3300\,\mathrm{kg}\,\mathrm{m}^{-3}$, calculer le facteur de charge et la [subsidence](#def-b1-diagenesis-basins-subsidence) sous charge d’eau que le remplissage représente. (c) Pourquoi prendre la masse volumique des grains, $2700\,\mathrm{kg}\,\mathrm{m}^{-3}$, donnerait-il un facteur bien plus grand, et pourquoi ce serait-il faux ?

**Solution de Exercice 23.11.**

(a) $s = 3000 - 0.63\times1960\times(1 - e^{-3000/1960}) = 2032\,\mathrm{m}$ ; la porosité moyenne est $1 - 2032/3000 = 0.323$ et la masse volumique moyenne $0.323\times1030 + 0.677\times2700 = 2161\,\mathrm{kg}\,\mathrm{m}^{-3}$. (b) Le facteur est $(3300 - 1030)/(3300 - 2161) = 1.99$ ; le remplissage représente une [subsidence](#def-b1-diagenesis-basins-subsidence) sous charge d’eau de $3000/1.99 = 1505\,\mathrm{m}$. (c) Avec la masse volumique des grains le facteur serait $2270/600 = 3.78$ et la [subsidence](#def-b1-diagenesis-basins-subsidence) seulement $793\,\mathrm{m}$. Ce serait faux parce qu’un tiers du remplissage est de l’eau : le sédiment est bien plus léger que ses grains, et seule la masse volumique du sédiment saturé compte dans le bilan des masses.

**Exercice 23.12 ★★★.**

Un mètre cube de calcaire de porosité $0.10$ doit être dolomitisé complètement, mole pour mole. L’eau de mer contient $35.165\,\mathrm{g}$ de sel par kilogramme, dont la fraction massique $0.0365$ est du magnésium ($24.305\,\mathrm{g}\,\mathrm{mol}^{-1}$). (a) Combien de moles de calcite le cube contient-il (volume molaire d’après l’[Exercice 23.4](#exo-b1-diagenesis-basins-4)) ? (b) Combien de moles de magnésium la réaction exige-t-elle ? (c) Quelle masse et quel volume d’eau de mer ($1030\,\mathrm{kg}\,\mathrm{m}^{-3}$) doivent traverser le cube s’il leur cède tout son magnésium ? (d) Que dit la réponse sur l’endroit où se forme la dolomite ?

**Solution de Exercice 23.12.**

(a) Le cube contient $0.90\,\mathrm{m}^{3}$ $= 9.0 \times 10^{5}\,\mathrm{cm}^{3}$ de calcite, soit $9.0\times10^5/36.93 = 24\,370$ moles. (b) Un magnésium pour deux calcites : $12\,180$ moles. (c) Un kilogramme d’eau de mer contient $35.165\times0.0365 =
1.284\,\mathrm{g}$ de magnésium, $1.284/24.305 = 0.0528\,\mathrm{mol}$ ; la réaction exige $12180/0.0528 = 2.31 \times 10^{5}\,\mathrm{kg}$ d’eau de mer, $224\,\mathrm{m}^{3}$ — plus de deux cents fois le volume de la roche, même si chaque ion magnésium est capté. (d) La dolomite ne peut se former à grande échelle que là où de très grands volumes d’eau traversent la roche pendant longtemps, ou là où l’eau est une saumure plus riche en magnésium que l’eau de mer : dans des plates-formes balayées par des saumures qui s’enfoncent, par exemple, plutôt que dans un sédiment qui garde la même eau interstitielle.

## 23.6 Problème : Décompacter le remplissage d’un bassin

**Problème 23.1.**

Problème du week-end — quelle épaisseur avaient les sédiments d’un forage quand ils furent déposés, et comment la place pour eux a été faite

Un forage creusé sur une plaine côtière, au niveau de la mer, traverse trois unités avant d’atteindre le socle à $3200\,\mathrm{m}$ :

| unité | lithologie | profondeur actuelle (m) | époque de dépôt |
| --- | --- | --- | --- |
| 1 | grès | 0–800 | $15\text{ à }0\,\mathrm{Ma}$ |
| 2 | argilite | 800–2600 | $55\text{ à }15\,\mathrm{Ma}$ |
| 3 | craie | 2600–3200 | $75\text{ à }55\,\mathrm{Ma}$ |

Prendre les paramètres du [Table 23.1](#tab-b1-diagenesis-basins-athy), une eau interstitielle de masse volumique $1030\,\mathrm{kg}\,\mathrm{m}^{-3}$, $g = 9.81\,\mathrm{m}\,\mathrm{s}^{-2}$, et supposer que chaque unité s’est compactée selon la [loi d’Athy](#prop-b1-diagenesis-basins-athy), son eau pouvant s’échapper librement, pendant toute son histoire. Des microfossiles montrent que l’eau était peu profonde, et de même profondeur, au début et à la fin de chaque intervalle.

**Partie I — La colonne aujourd’hui.**

1. Calculer la porosité au toit et à la base de chaque unité.
2. Calculer la porosité moyenne de chaque unité.
3. Quelle quantité d’eau chaque unité contient-elle sous un mètre carré ?
4. Calculer la masse volumique apparente de chaque unité, saturée d’eau, et la masse volumique moyenne de toute la colonne.
5. Calculer les [pressions lithostatique](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/16-contrainte-deformation-et-rheologie#def-b1-stress-strain-rheology-lithostatic) et hydrostatique à la base de la colonne, et la [contrainte effective](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/16-contrainte-deformation-et-rheologie#def-b1-stress-strain-rheology-lithostatic) en ce point.
6. À quelle profondeur les porosités du grès et de l’argilite sont-elles égales ? Lequel est le plus poreux en dessous ?

**Partie II — Les grains.**

7. Calculer l’épaisseur solide de chaque unité.
8. Quelle est l’épaisseur solide de toute la colonne, et quelle fraction de la colonne actuelle est de l’eau ?
9. Calculer, pour chaque unité, la vitesse d’accumulation des grains, en mètres de solide par million d’années.
10. Quelle unité a eu l’apport de grains le plus rapide ? Le plus lent ?

**Partie III — Les unités telles qu’elles furent déposées.**

11. Quelle épaisseur avait le grès quand il fut déposé ? Pourquoi aucun calcul n’est-il nécessaire ?
12. Décompacter l’argilite jusqu’à la surface : quelle épaisseur avait-elle à $15\,\mathrm{Ma}$ , quand son dépôt venait de s’achever ?
13. Décompacter la craie jusqu’à la surface : quelle épaisseur avait-elle à $55\,\mathrm{Ma}$ ?
14. Quelle épaisseur avait la craie à $15\,\mathrm{Ma}$ , enfouie sous l’argilite de la question précédente ?
15. Quelle était l’épaisseur de toute la colonne au-dessus du socle à $55\,\mathrm{Ma}$ et à $15\,\mathrm{Ma}$ ?
16. Calculer la vitesse de sédimentation de chaque unité d’après son épaisseur actuelle, et d’après son épaisseur au dépôt. Laquelle est la plus significative ?
17. De quelle fraction l’argilite s’est-elle amincie depuis $15\,\mathrm{Ma}$ ?

**Partie IV — Faire de la place.**

18. Prendre le sommet du socle comme repère. Avec la [Proposition 23.12](#prop-b1-diagenesis-basins-budget) , calculer l’ [accommodation](#def-b1-diagenesis-basins-accommodation) créée de $75\text{ à }55\,\mathrm{Ma}$ , de $55\text{ à }15\,\mathrm{Ma}$ et de $15\,\mathrm{Ma}$ à aujourd’hui.
19. Une courbe eustatique pour la région donne un niveau de la mer $60\,\mathrm{m}$ plus haut à $55\,\mathrm{Ma}$ qu’à $15\,\mathrm{Ma}$ , et $30\,\mathrm{m}$ plus haut à $15\,\mathrm{Ma}$ qu’aujourd’hui (valeurs supposées). Calculer la [subsidence](#def-b1-diagenesis-basins-subsidence) du socle dans les deux derniers intervalles.
20. Calculer la vitesse moyenne de [subsidence](#def-b1-diagenesis-basins-subsidence) dans chacun, en mètres par million d’années.
21. Quelle part de la [subsidence](#def-b1-diagenesis-basins-subsidence) l’ [eustatisme](#def-b1-diagenesis-basins-eustasy) a-t-il dû compenser dans chaque intervalle ? L’ [eustatisme](#def-b1-diagenesis-basins-eustasy) a-t-il aidé ou gêné le comblement du bassin ?
22. De l’ [accommodation](#def-b1-diagenesis-basins-accommodation) comblée depuis $15\,\mathrm{Ma}$ , quelle part a été créée par la [compaction](#def-b1-diagenesis-basins-compaction) de l’argilite et de la craie sous-jacentes ?
23. Pourquoi la [subsidence](#def-b1-diagenesis-basins-subsidence) du socle ne peut-elle être lue dans l’épaisseur de la colonne actuelle ?
24. Quelle était l’épaisseur de l’unité d’argilite quand elle fut déposée ?

**Solution de Problème 23.1.**

**1.** Grès : $\varphi(0) = 0.490$, $\varphi(800) =
0.49\,e^{-800/3704} = 0.395$. Argilite : $\varphi(800) = 0.419$, $\varphi(2600) = 0.167$. Craie : $\varphi(2600) = 0.110$, $\varphi(3200) = 0.072$.

**2.** Avec $s$ de la [Proposition 23.4](#prop-b1-diagenesis-basins-solid) et $\bar\varphi
= 1 - s/h$ (question 7) : grès $0.441$, argilite $0.274$, craie $0.090$.

**3.** $h\bar\varphi$ : grès $353\,\mathrm{m}^{3}$, argilite $493\,\mathrm{m}^{3}$, craie $54\,\mathrm{m}^{3}$ d’eau par mètre carré.

**4.** $\bar\varphi\rho_w + (1 - \bar\varphi)\rho_g$ : grès $0.441\times1030 + 0.559\times2650 = 1936\,\mathrm{kg}\,\mathrm{m}^{-3}$, argilite $2242\,\mathrm{kg}\,\mathrm{m}^{-3}$, craie $2559\,\mathrm{kg}\,\mathrm{m}^{-3}$. La colonne pèse $1936\times800 + 2242\times1800 + 2559\times600 = 7.12 \times 10^{6}\,\mathrm{kg}$ par mètre carré : une masse volumique moyenne de $2225\,\mathrm{kg}\,\mathrm{m}^{-3}$.

**5.** Lithostatique $2225\times9.81\times3200 = 69.9\,\mathrm{MPa}$ ; hydrostatique $1030\times9.81\times3200 = 32.3\,\mathrm{MPa}$ ; [contrainte effective](https://one-course.com/books/earth/3/fr/chapter/16-contrainte-deformation-et-rheologie#def-b1-stress-strain-rheology-lithostatic) $69.9 - 32.3 = 37.5\,\mathrm{MPa}$.

**6.** $0.49\,e^{-z/3704} = 0.63\,e^{-z/1960}$ donne $z = \ln(0.63/0.49)
/(1/1960 - 1/3704) = 1046\,\mathrm{m}$. En dessous, le grès est le plus poreux : l’argilite commence plus humide mais perd son eau sur une distance plus courte.

**7.** Grès $800 - 0.49\times3704\times(1 - e^{-800/3704}) =
447.4\,\mathrm{m}$ ; argilite $1306.7\,\mathrm{m}$ ; craie $546.0\,\mathrm{m}$.

**8.** $2300.2\,\mathrm{m}$ de grains ; l’eau fait $1 - 2300.2/3200 =
28\,\%$ de la colonne.

**9.** Grès $447.4/15 = 29.8\,\mathrm{m}$, argilite $1306.7/40 =
32.7\,\mathrm{m}$, craie $546.0/20 = 27.3\,\mathrm{m}$ de solide par million d’années.

**10.** L’argilite a eu l’apport le plus rapide, la craie le plus lent — mais les trois ne diffèrent que d’un cinquième environ, bien moins que ne le laissent penser leurs épaisseurs actuelles.

**11.** $800\,\mathrm{m}$ : son toit est à la surface aujourd’hui, là où son dépôt vient de s’achever, donc son épaisseur au dépôt est son épaisseur actuelle.

**12.** La résolution de $s(0, b) = 1306.7$ pour l’argilite par la [Méthode 23.5](#met-b1-diagenesis-basins-decompaction) donne $b = 2124\,\mathrm{m}$ : l’argilite avait $2124\,\mathrm{m}$ d’épaisseur à $15\,\mathrm{Ma}$.

**13.** $s(0, b) = 546.0$ pour la craie donne $1071\,\mathrm{m}$ à $55\,\mathrm{Ma}$.

**14.** Avec son toit à $2124\,\mathrm{m}$, $s(2124, b) = 546.0$ donne $b =
2748\,\mathrm{m}$ : la craie avait $624\,\mathrm{m}$ d’épaisseur.

**15.** $1071\,\mathrm{m}$ à $55\,\mathrm{Ma}$ ; $2124 + 624 = 2748\,\mathrm{m}$ à $15\,\mathrm{Ma}$.

**16.** D’après les épaisseurs actuelles : grès $800/15 = 53.3\,\mathrm{m}$, argilite $1800/40 = 45.0\,\mathrm{m}$, craie $600/20 = 30.0\,\mathrm{m}$ par million d’années. D’après les épaisseurs au dépôt : $53.3\,\mathrm{m}$, $2124/40 =
53.1\,\mathrm{m}$ et $1071/20 = 53.6\,\mathrm{m}$. Le second jeu est le plus significatif — la vitesse à laquelle le fond marin a été construit — et il montre une vitesse régulière que les épaisseurs actuelles cachent.

**17.** $1 - 1800/2124 = 15\,\%$.

**18.** La profondeur d’eau reste la même au début et à la fin de chaque intervalle ; l’[accommodation](#def-b1-diagenesis-basins-accommodation) créée vaut la croissance de la colonne au-dessus du repère : $1071\,\mathrm{m}$ de 75 à $55\,\mathrm{Ma}$, $2748 - 1071 = 1677\,\mathrm{m}$ de 55 à $15\,\mathrm{Ma}$, et $3200 - 2748 = 452\,\mathrm{m}$ depuis $15\,\mathrm{Ma}$.

**19.** $S = \Delta A - \Delta E$ : $1677 - (-60) = 1737\,\mathrm{m}$ de 55 à $15\,\mathrm{Ma}$ ; $452 - (-30) = 482\,\mathrm{m}$ depuis.

**20.** $1737/40 = 43\,\mathrm{m}$ et $482/15 = 32\,\mathrm{m}$ par million d’années.

**21.** $60/1737 = 3.5\,\%$ et $30/482 = 6.2\,\%$. Le niveau de la mer a baissé dans les deux intervalles, donc l’[eustatisme](#def-b1-diagenesis-basins-eustasy) a gêné le comblement : le socle a dû s’enfoncer d’autant plus pour faire la même place. La [subsidence](#def-b1-diagenesis-basins-subsidence) a fait pratiquement toute l’[accommodation](#def-b1-diagenesis-basins-accommodation).

**22.** L’argilite et la craie avaient $2748\,\mathrm{m}$ d’épaisseur à $15\,\mathrm{Ma}$ et en ont $2400\,\mathrm{m}$ aujourd’hui : leur [compaction](#def-b1-diagenesis-basins-compaction) a fait $348\,\mathrm{m}$ de place, soit $77\,\%$ des $452\,\mathrm{m}$ comblés par le grès.

**23.** Chaque unité a été amincie par l’enfouissement qui l’a suivie, d’une quantité qui dépend de sa lithologie et de la profondeur atteinte ; la place faite dans chaque intervalle doit se mesurer avec les épaisseurs que les unités avaient alors, ce que seule la [décompaction](#def-b1-diagenesis-basins-compaction) donne. Et même alors la [subsidence](#def-b1-diagenesis-basins-subsidence) ainsi trouvée comprend l’enfoncement causé par le poids du sédiment, qu’il faut retirer pour atteindre la [subsidence tectonique](#def-b1-diagenesis-basins-subsidence).

**24.** $2124\,\mathrm{m}$, environ $2.1\,\mathrm{km}$ — $324\,\mathrm{m}$ de plus que les $1800\,\mathrm{m}$ que le forage trouve aujourd’hui.