Contexte géologique

eaux marines s’écoulent vers le sud, contournent l’archipel des Baléares, puis gagnent la mer d’Alboran. Finalement elles sortent de la Méditerranée vers l’Atlantique avec les eaux intermédiaires au niveau du détroit de Gibraltar (Figure I-4). Les eaux profondes et intermédiaires qui repassent ainsi dans l’océan Atlantique sont appelées « Mediterranean Outflow Waters » (MOW).

3. Contexte géologique

a. Le Languedoc

Dans le Languedoc, plusieurs grands ensembles se distinguent du point de vue pétrographique et structural (Figure I-5) (Chantraine et al. 1996) :

• Les massifs cristallins et métamorphiques de la bordure sud du Massif Central, la Montagne Noire et les Cévennes, représentent le socle paléozoïque à l’affleurement, vestige de l’orogénèse varisque.

• Les bassins sédimentaires d’âge Permien remplis de dépôts gréso-pelitiques qui sont le résultat de mouvements d’extension au sein de la chaîne varisque s’effondrant sous son propre poids à la fin du Paléozoïque.

• Les sédiments marins Mésozoïque qui couvrent aujourd’hui une partie importante de la région, se sont déposés sur un plateau continental peu profond bordant la Mésogée. Cet ensemble constitué de marnes, de calcaires, de dolomites et même de gypse au Trias, est intensément déformé et fracturé, surtout dans la partie la plus méridionale du Languedoc.

• Les sédiments continentaux de la première partie du Cénozoïque (Paleocène-Eocène-Oligocène) sont constitués de sédiments lacustres, de brèches et de poudingues. Les éléments les plus remarquables de cet ensemble hétérogène sont les calcaires lacustres éocènes qui couvrent une superficie particulièrement importante dans la région, ainsi que les sédiments Oligocènes conservés dans les grabens de la même époque.

• A partir du Miocène, la mer revient dans la région et dépose des sédiments marins composés de calcaires coquillers, de marnes et d’argiles dans les dépressions formées à l’Oligocène.

• Au Plio-Pléistocène, des sédiments essentiellement alluviaux se déposent sur la surface d’érosion du Messinien et comblent les profondes incisions dues à la baisse majeure du niveau marin.

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• Enfin, toujours au Plio-Pléistocène, des dépôts volcaniques se mettent également en place dans la région, essentiellement dans les Causses, le bassin de Lodève, et la vallée de l’Hérault.

Figure I-5 : Schéma structural de la région de Palavas (réalisé à partir de la carte géologique de France au 10^6ème)

La géologie très complexe de la région de Palavas porte les marques de chacune des étapes de l’histoire géologique de la Méditerranée occidentale. Le gradient altitudinal très fort depuis la côte jusqu’à l’arrière-pays s’installe en plusieurs étapes. L’émersion des terrains débute dès le milieu du Crétacé avec la formation de l’Isthme Durancien, une étroite bande de terre qui se prolonge vers la Provence (Séranne et al. 2002). Dès la fin du Crétacé, et surtout à l’Eocène, la formation de la chaine pyrénéo-provençale va provoquer un premier soulèvement des terrains les plus au nord, en bordure du Massif Central, et d’importants plissements, des fractures et des chevauchements au sein de la couverture sédimentaire Mésozoïque au sud (BRGM Feuille XXVII-43). Les niveaux gypseux du Trias servent de niveaux de décollement privilégiés. Le massif de la Gardiole qui surplombe immédiatement les étangs palavasiens, est un massif jurassique très faillé mais peu plissé. Plus au nord, le « pli de Montpellier », un massif de Jurassique qui chevauche du Paleocène, était déjà plissé et faillé au Crétacé terminal, puis a été charrié de cinq à dix km vers le nord à l’Eocène en se déformant et se fracturant encore. Ce pli de Montpellier formait probablement, à l’Eocène moyen, un relief bordé au nord par de vastes

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lacs dans lesquels se sont déposés les calcaires lacustres de cette période (BRGM Feuille XXVII-43). A l’Oligocène, l’ouverture du bassin liguro-provençal s’accompagne d’importants mouvements d’extensions sur le continent qui vont provoquer l’ouverture de bassins orientés NE-SO, bordés de failles normales, tel que le bassin d’Alès, le bassin de l’Hérault mais aussi de nombreux petits bassins dans l’arrière-pays de Montpellier. La grande faille de Nîmes qui borde l’ouest de la Camargue devait aussi délimiter un bassin de ce type (BRGM Feuille XXVII-43). Cette extension majeure à l’Oligocène s’accompagne également d’un nouvel épisode de surrection de la bordure sud du Massif Central et marque véritablement la différenciation entre les plaines littorales d’une part et les Cévennes, les Grands Causses et la Montagne noire d’autre part (Séranne et al. 2002). Cette différenciation s’accentuera encore après une ultime phase de soulèvement au Miocène, peut être à la suite d’un bombement asthénosphérique. L’extension se poursuit jusqu’au Miocène, période au cours de laquelle s’ouvre le petit bassin de Gigean qui borde le massif de la Gardiole au nord (Séranne et al. 2002). A la fin du Miocène, au Messinien, la baisse importante du niveau de la Méditerranée va très profondément inciser la vallée du Rhône, mais aussi la zone actuelle de Montpellier et les lagunes côtières jusqu’à Béziers. Une fois comblée au Plio-Pléistocène, cette incision va former l’actuel bassin de Montpellier et l’étroite plaine côtière où sont situées les lagunes aujourd’hui (BRGM Feuille XXVII-43).

b. Le sud-est de l’Espagne

Du point de vue géologique, la région de Murcie appartient à l’ensemble des Cordillères Bétiques qui s’étend du golfe de Cadix à l’ouest jusqu’à l’embouchure du fleuve Júcar près de Valence, à l’est (Figure I-6). Ce vaste ensemble géologique résulte de la collision entre la partie septentrionale du domaine d’Alboran et la plaque Ibérique au Cénozoïque (Jolivet et al. 2008). Il se divise en 3 grandes unités : les massifs internes (ou pénibétiques), les massifs externes et les dépressions intrabétiques (Peinado et al. 1992).

Les massifs internes correspondent à la partie septentrionale du domaine d’Alboran qui a chevauché la marge sud de la plaque Ibérique. Les déformations y sont anciennes, elles débutent au Crétacé et s’achève à l’Oligocène. Cette unité est profondément affectée par la tectonique Alpine qui affecte le socle Paléozoïque dans toute son épaisseur (Peinado et al. 1992). Elle peut se diviser en trois sous-ensembles :

• Le complexe Nevado-Filabride, formé uniquement de roches métamorphiques d’âge précambrien à triasique (Micaschistes, marbres, quartzites, gneiss, amphibolites, …)

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• Le complexe Alpujárride constitué de roches métamorphiques essentiellement Paléozoïque (micaschistes, quartzites, phyllite) ainsi que de calcaires et dolomites du Trias moyen et supérieur.

• Le complexe Malaguide constitué principalement de roches sédimentaires d’âge Paléozoïque à Cénozoïque de lithologies très variées (argilites, calcaires, marnes, grès, conglomérats, …)

Les massifs externes sont d’âge beaucoup plus récent. Ils correspondent aux sédiments déposés sur la marge continentale sud de la plaque Ibérique, émergés et déformés lors de la collision avec le domaine d’Alboran à partir du Miocène (Peinado et al. 1992). Cette unité est divisée en deux sous-ensembles :

• La zone subbétique, la plus éloignée du continent, dominée par des sédiments détritiques d’origine continentale (grès marnes, argiles, conglomérats…) jusqu’au Jurassique moyen puis par des sédiments plus océaniques (calcaires, marnes, dolomites) jusqu’au Miocène.

• La zone prébétique, la plus proche du continent, au sein de laquelle les milieux sédimentaires continentaux et côtiers sont particulièrement bien représentés avec des lithologies très variées (argiles, calcaires lacustres, conglomérats, grès, …).

Figure I-6 : Carte géologique simplifiée du sud-est de l'Espagne (redessinée d’après Peinado et al. 1992)

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Les dépressions intrabétiques, formées au Néogène, découpent l’ensemble des cordillères bétiques à l’emporte-pièce (Peinado et al. 1992). Ces bassins sont remplis de matériel sédimentaire néogène et quaternaire d’origine marine et continentale, avec des lithologies extrêmement variées (marnes, argiles, calcaires, grès, conglomérats, évaporites). La plaine côtière du Campo de Cartagena appartient à cet ensemble de dépressions.

Au sein de ces trois grandes unités se trouvent aussi des roches volcaniques post-orogéniques d’âge Miocène et Plio-Pleistocène. Ces dernières sont particulièrement bien représentées dans la région du Cabo de Gata (Figure I-6) mais se rencontrent aussi un peu partout sous forme d’affleurements isolés, voire de petits édifices volcaniques, comme par exemple les îles de la lagune de Mar Menor. Malgré sa faible extension à l’échelle de la région, ce volcanisme est particulièrement important car il a induit à une importante activité hydrothermale qui est à l’origine de minéralisations dans les complexes Nevado-Filabride et Alpujárride (Tricherini et al. 2010). Parmi les minéraux déposés lors de cette activité hydrothermale se trouvent, entre autres, les galènes argentifères des gîtes miniers du massif de Cartagena-la Union qui furent exploités depuis au moins l’époque Phénicienne (7ème siècle av. J.C.) (Renzi 2013).