Les affleurements Miocène

II.2.1. Les bassins Liguro et Rhodano provençaux

Trois missions de terrain ont été réalisées entre Octobre 2017 et Mai 2018 avec la participation de Emmanuelle Pucéat (Biogéosciences), Emmanuelle Vennin (Biogéosciences), Romuald Jaillet (Biogéosciences), et Didier Merle (CR2P) près de Marseille pour le Bassin Liguro-Provençal et à proximité de Castillon-Du-Gard pour le Bassin Rhodano-Provençal.

La Méditerranée occidentale moderne est structurée en quatre bassins : La mer d'Alboran, la Mer Adriatique, la Mer Tyrrhénienne et le Bassin Liguro-Provençal qui s'étend du golfe de Gênes à l'Est au détroit de Gibraltar à l'Ouest jusqu'à la Sicile au Sud. Ces bassins ont commencé leur formation à la fin de l'Oligocène (~ 23,03 Ma) et ont atteint leur pleine extension au cours du Miocène (23,03 - 5,33 Ma) (Rehault et al., 1984). L'océanisation du Bassin Liguro-Provençal correspond à l'ouverture d'un bassin d’arrière arc associé au retrait vers l'Est de la plaque adriatique s'enfonçant dans le manteau (Faccenna et al., 1997 ; Gueguen et al., 1998 ; Gattacceca et al., 2007 ; van Hinsbergen et al., 2019). Lors de la transgression marine du Miocène, un deuxième bassin a commencé à se former dans la vallée du Rhône, appelé le Bassin Rhodano-Provençal. Ce bassin est situé au Nord du Bassin Liguro-Provençal, à la jonction entre le bassin de l'avant-pays périalpin au Nord et la marge Nord de la Méditerranée occidentale au Sud. Le Bassin Rhodano-Provençal s'étend au Nord comme un canal qui suit la chaîne alpine de Marseille (France) à Vienne (Autriche). La structuration pré-Miocène du Bassin Rhodano-Provençal se traduit par une topographie très différenciée organisée en sous-bassins (ex: Valreas, Sommières, Uzès et Castillon-Du-Gard). Du fait de cet héritage, les sous-bassins Rhodano-Provençaux ont évolué indépendamment les uns des autres lors de la transgression marine du Miocène. Les deux affleurements sélectionnés pour cette

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étude se situent dans les bassins Liguro-Provençal (Figure II.10A ; Carry-Le-Rouet) et Rhodano-Provençal (Figure II.10A ; Castillon-du-Gard).

Figure II.10 : Localisation des affleurements Miocène étudiés en Mer Méditerranée. Les âges absolus présentés à gauche proviennent d'Ogg et al. (2016), ainsi que la correspondance avec le cadre magnétostratigraphique et la zonation des foraminifères (C6C à C5A). A. Emplacement des affleurements sur une carte actuelle de la zone Nord-Ouest de la Méditerranée. B. Carte géologique des Formations affleurantes du Chattien supérieur au Burdigalien supérieur (Oligo-Miocène) dans la zone côtière du massif de la Nerthe et leurs unités sédimentaires (modifiée d'Andreieff et al., 1972 ; Oudet et al., 2010 ; Demory et al., 2011). C. Carte géologique du Burdigalien au Serravallien (Miocène) dans le sous-bassin de Castillon-Du-Gard et leurs unités sédimentaires (modifiée par Reynaud et al., 2012).

II.2.1.1. Carry-Le-Rouet

Dans la partie Nord du Bassin Liguro-Provençal, une succession de ~100 m de sédiments continentaux et marins couvrant l'Oligocène supérieur (Chattien) au Miocène inférieur (Burdigalien) se développe le long de la Côte Bleue (43°19'50.19 '' 'N, 5°09'05.67''E), à Carry-Le-Rouet (20 km à l'Ouest de Marseille, France). Cette succession sédimentaire est séparée du socle Mésozoïque déformé et érodé du Massif de la Nerthe par une discordance majeure (Figure II.11B). Ce socle Barrémo-Aptien (faciès Urgonien) montre une structure

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compressive héritée de la formation de la chaine Pyrénéenne lors de la collision entre les plaques Ibérique et Eurasienne au cours de l’Éocène (Tempier, 1987). Les affleurements sont exposés le long de la Côte Bleue sur 8 km et les sédiments sont organisés en six unités lithostratigraphiques s'étendant du Cap de Nautes à la Pointe de Tamaris (Andreieff et al., 1972 ; Maurel-Ferrandini, 1976). L'unité basale conglomératique de Rouet (Unité 1 ; Figure II.11A) est caractérisée par des dépôts d’environnements sédimentaires fluviaux et deltaïques. Les Formations suivantes : l’Unité Para-récifale du Cap de Nautes (Unité 2 ; Figure II.11B), l'Unité saumâtre de Rousset (Unité 3 ; Figure II.11C), l'Unité bioclastique de Carry-Le-Rouet (Unité 4 ; Figure II.11D), l'Unité biodétritique de Sausset-Les-Pins (Unité 5) et l'Unité de Plan de Sausset (Unité 6) correspondent à une alternance d'environnements de dépôt transitionnels marins à continentaux-marins.

Figure II.11 : Affleurements à proximité de Carry-Le-Rouet couvrant l’Oligocène terminal et le Miocène inférieur. Représentation des unités géologiques caractéristiques : A. Unité conglomératique de Rouet ; B. Unité Para-récifale du Cap de Nautes ; C. Unité saumâtre de Rousset ; D. Unité bioclastique de Carry-Le-Rouet.

Cette succession sédimentaire bénéficie d'un enregistrement biostratigraphique bien contraint utilisant les nannofossiles calcaires et les foraminifères planctoniques (Oudet et al., 2010), complété par une magnétostratigraphie (Demory et al., 2011). Malgré la présence de

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hiatus le long de la succession du Chattien au Burdigalien, l'intervalle échantillonné dans cette étude n'a pas enregistré de gap sédimentaire stratigraphique majeur compte tenu de la continuité de la succession sédimentaire et du modèle d'âge proposé par Demory et al., (2011).

II.2.1.2. Castillon-du-Gard

Le sous-bassin de Castillon-Du-Gard (43°58'12.61''N, 4°33'16.05''E) du Bassin Rhodano-Provençal présente des dépôts marins d'âge Miocène inférieur à moyen (Demarcq, 1970). Ce sous-bassin repose au-dessus d'une épaisse succession Mésozoïque dans une vallée incisée et est séparé du Bassin Rhodanien principal par la faille de Nîmes de direction N040° (Reynaud et al., 2012). Les sédiments sont organisés en cinq Formations lithostratigraphiques : La molasse de Greenish, les marne de Saint-Siffret, la molasse d’Uzès, les marnes bleues et la molasse de Castillon (Figure II.12C ; citées de la plus ancienne à la plus récente). Ces 5 Formations couvrent l’étage Burdigalien jusqu’à l’étage régional appelé Helvétien (équivalent aux étages Langhien et Serravallien du Miocène moyen). Seule la série sédimentaire Helvétienne sera étudiée ici, en continuité temporelle avec les affleurements de Carry-Le-Rouet présentés précédemment (Figure II.12A). L'étage Helvétien du sous-bassin de Castillon-Du-Gard est organisé en deux Formations distinctes : Les marnes bleues à la base et la molasse de Castillon au sommet (Figure II.12B et II.12C). Les marnes bleues varient latéralement en épaisseur de quelques mètres à 70 m d'épaisseur. Elles sont principalement constituées de lithoclastes composés de calcite, de feldspath, de glauconite, de muscovite et de grains d'oxyde de fer associés à des foraminifères planctoniques et benthiques, échinodermes, bryozoaires et mollusques (Figure II.12C ; Reynaud et al., 2012). La molasse de Castillon mesure environ 70 m d'épaisseur et est qualifiée de packstone-rudstone contenant majoritairement des bryozoaires et des coquilles de mollusques (faciès Bryomol ; Reynaud et al., 2012). La molasse de Castillon peut être divisée en deux sous-Formations: l'Unité de Vers à la base et l'Unité de Castillon au sommet. La présence de glauconite et d'oxyde de fer dans l'unité de Vers donne la couleur jaune caractéristique du faciès Bryomol riche en pectinidés, ostréidés, bernacles et bryozoaires. L’Unité de Castillon est qualifiée de floatstone toujours représenté par le faciès Bryomol qui se distingue de l'unité de Vers par la présence d'algues vertes et rouges (Figure II.12B ; Reynaud et al., 2012).

La série sédimentaire correspond à un environnement marin de type « offshore » pour les marnes bleues, protégé des courants et des vagues. La molasse de Castillon est interprétée comme étant déposée dans une baie peu profonde (Reynaud et al., 2012). La stabilité et

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l'homogénéité des assemblages floro-fauniques dans toute la succession sédimentaire sont révélatrices de conditions marines ouvertes (Reynaud et al., 2012).

Figure II.12 : A. Affleurement de Castillon-Du-Gard couvrant le Miocène moyen. B. Représentation de la molasse de Castillon et C. des marnes bleues Formations caractéristiques de l’étage « Helvétien ».

II.2.2. La Floride (États-Unis) : La Formation de Chipola

La Formation de Chipola a pu être observée au niveau de la carrière de Willacoochee (31°14’49.88’’N, 86°43’21.21’’O) dans le Sud de la Géorgie (Figure II.13A). Cette Formation appartient au Groupe de l’Alum Bluff qui est composée de la Formation de Chipola à la base puis surmontée des Formations de Oak Grove, Shoal River et Hawthorn citées de la plus ancienne à la plus récente couvrant le Miocène inférieur et moyen (Figure II.7 ; Akers, 1972). D’importantes découvertes paléontologiques, donnant naissance à une grande collection de fossiles, à partir des niveaux fossilifères exposés à proximité des rivières Chipola et Apalachicola dans le Nord de la Floride ont également été réalisées au cours du XX^ème siècle.

La Formation de Chipola est composée de marnes bleues-grises à brunes-jaunâtres, très fossilifères ou de calcaires plus indurés (Figure II.13A ; Vokes, 1989). Elle n’affleure que sur 3 m d’épaisseur dans le lit des rivières précédemment citées dont la base est le plus souvent immergée. Elle contient l'une des faunes les plus diversifiées et les plus riches en espèces des

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dépôts de l'Atlantique occidental de cet âge, avec des mollusques (Figure II.13B ; Vokes, 1989 et ces références), des coraux scléractinaires (Weisbord, 1971), des foraminifères (Cushman et Ponton, 1932 ; Puri, 1954) et les ostracodes (Puri, 1956) en tant que groupes dominants. Au total, près de 1400 espèces de mollusques ont pu être décrites dans la littérature comme par exemple le bivalve Dinocardium chipolanum et les gastéropodes Busycon sicyoides et

Turritella subgrundifera caractéristiques de cette Formation. La Formation de Chipola est donc représentée par un biofaciès déposé dans un environnement allant de la plage littorale, à la lagune avec des récifs d'huîtres et coralliens. Elle correspond donc à un paléoenvironnement de plateau littoral avec très peu d’influence saumâtre (Vokes, 1989).

Figure II.13 : Affleurement de la Carrière de Willacoochee (Floride). A. Présentation de la succession sédimentaire de la Formation Chipola (Miocène inférieur). B. Richesse des dépôts sédimentaires en mollusques de type bivalves et gastéropodes.

Plusieurs études ont été réalisées afin de proposer un âge pour cette Formation. Tout d’abord d’un point de vue biostratigraphique, la série sédimentaire correspondrait aux zones N7 et N8 des foraminifères planctoniques, soit un âge compris entre 17.8 et 15.2 Ma (Burdigalien supérieur-Langhien inférieur) d’après la GTS2012 (Gradstein et al., 2012). Cet intervalle a par la suite été étayé grâce à des datations He-U réalisée sur des coraux proposant des âges entre 17.8 et 14.1 Ma avec un âge moyen à 16.1 ± 1.0 Ma (Bender, 1973). Par la suite Bryant et al. (1992) ont proposé de dater la partie supérieure de la Formation de Chipola à partir de mesures de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr sur des mollusques aragonitiques prélevés près du sommet de la Formation. Ces mesures en strontium ont donné un âge compris en 18.9 et 18.3 ± 1.0 Ma (Burdigalien inférieur), ce qui est plus ancien par rapport aux âges proposés précédemment. Toutefois, si ces auteurs se sont assurés de la bonne préservation du matériel à analyser isotopiquement en écartant toute source de diagénèse pouvant affecter les isotopes du strontium,

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cet outil de datation reste aujourd’hui très controversé dans la littérature notamment lorsqu’il est utilisé sur un matériel provenant d’environnements aussi proximaux (El Mekanassi et al., 2018 ; les biais liés à l’utilisation du 87Sr/⁸⁶Sr seront largement développés en chapitre III).

D’après ces datations, cette Formation géologique s'est donc accumulée pendant les dernières conditions climatiques vraiment tropicales du Miocène, la Formation sus-jacente de Shoal River représentant un climat plus tempéré. Elle a également été déposée lors de la dernière transgression majeure dans l'Atlantique Ouest avant que le niveau de la mer ne diminue en raison du début de la glaciation du Miocène supérieur (MMCT).

II.2.3. Les séries miocènes du Bassin Aquitain

Le Bassin Aquitain est situé dans le Sud-Ouest de la France (Figure II.14). Il est délimité au Sud par la chaîne Pyrénéennes, à l'Est par le Massif Central et la Montagne Noire, au Nord par le Massif Armoricain, à l'Ouest par l'Océan Atlantique Nord (Desegaulx et Brunet, 1990 ; Nolf et al., 2002 ; Cahuzac et Janssen, 2010). Le Bassin Aquitain est composé de deux grands sous-bassins: le Bassin de l'Adour au Sud-Ouest et le Bassin de Parentis plus au Nord (Serrano et al., 2001 ; Biteau et al., 2006). Les reconstitutions paléogéographiques du Bassin Aquitain au Miocène moyen indiquent une position latitudinale à 45°N (Desegaulx et Brunet, 1990 ; Nolf et al., 2002 ; Cahuzac et Janssen, 2010).

Figure II.14 : Carte paléogéographique du Bassin Aquitain au cours du Miocène (modifiée d’après Desegaulx et Brunet, 1990 ; Nolf et al., 2002 ; Cahuzac et Janssen, 2010) et emplacements des différents lieux de provenance des bivalves utilisés dans le cadre de ce projet en collaboration avec Thierry Correge et Laurent Londeix du Laboratoire EPOC (Université de Bordeaux).

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Au début du Miocène, le Bassin Aquitain était à son extension marine maximale, marquée par la présence de niveaux de marnes riches en Ostréidés. Ces marnes à huitres sont associées à une augmentation de la bathymétrie (Cahuzac et Janssen, 2010). Elles sont principalement présentes sur la côte atlantique et dans la partie Sud-Ouest du Bassin Aquitain (Cahuzac et Janssen, 2010). Une phase de régression générale est ensuite enregistrée au cours du Burdigalien (Cahuzac et al., 1995 ; Cahuzac et Poignant, 2000). Les affleurements de cet âge sont caractérisés par une lithologie plutôt sableuse à sablo-calcaire avec la présence de falun sur la totalité du Bassin Aquitain. La présence de coraux retrouvés dans plusieurs localités du Burdigalien marque un milieu marin peu profond (péri-récifal à infralittoral) (Londeix, 1991, 2018 ; Folliot et al., 1993 ; Cahuzac et al., 1995 ; Cahuzac et Poignant, 2000 ; Parize et al., 2008). Le Langhien est marqué par une transgression importante, visible par la formation d'un vaste golfe marin qui s'étendait jusqu'à Condom (Figure II.14 ; Cahuzac et Poignant, 2000 ; Cahuzac et Janssen, 2010). Dans la partie centrale de ce golf, les faciès correspondent à des environnements infralittoraux, riches en dépôts de calcaire sableux et en faluns côtiers (Ducasse et Cahuzac, 1997 ; Cahuzac et Poignant, 2000). Dans la partie orientale de ce golfe, des intervalles de salinités réduites ont été mis en évidence par l'observation locale de dépôts marneux lagunaires riches en coquilles d'huîtres. Près de Saubrigues (au Sud-Ouest du Bassin Aquitain), l'observation de faciès infra à circa-littoraux riches en mollusques, avec quelques balanes, indique un milieu marin ouvert (Ducasse et Cahuzac, 1997). Au cours du Serravallien, une vaste transgression s'étend à l'Est du Bassin Aquitain, où s'est développé le golfe d'Armagnac (secteur Condom et Lectoure) (Figure II.14 ; Cahuzac et al., 1995 ; Ducasse et Cahuzac, 1997). Dans le Nord du bassin, les affleurements marins serravalliens sont bien connus à Salles. Les faciès sont représentés par des sables calcaires à grains moyens à grossiers, riches en Glycymeris bimaculata. Dans l'Est du golfe d'Armagnac, se développe la Formation marine des Sables Fauves, constitués de sables ferrugineux de couleur orangée, souvent à gros grains déposés dans un environnement très peu profond (environnement presque continental) avec des fossiles d'organismes clairement marins (oursins tels que Amphiope bioculata, Parascutella faujasii et balanes) (Cahuzac et Janssen, 2010). Localement, des faciès saumâtres ou lagunaires ont été observés, marqués par leur richesse en huîtres (Crassostrea gryphoides). Après ce dernier épisode marin, le Bassin Aquitain a finalement émergé (Ducasse et Cahuzac, 1997 ; Cahuzac et Janssen, 2010).

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