Méditerranéen, l’héritage Mésozoïque des domaines de Valence et Adria
2.3. L’évolution des domaines Adria et Ibérique depuis l’anomalie C34 : la formation de l’espace Méditerranéen et l’impact des phases de
2.3.1.4. Evolution endoréique du bassin de l’Ebre
Ce bassin présente une grande variété d’environnements de dépôt allant d’environnement marin ouvert à fl uvial, continental, salifère et lacustre (Cabrera, 1983 ; Anadon et al., 1989 ; Arenas et al., 1999 ; Luzon, 2001). La sédimentation, en on-lap sur les fl ancs de chaînes montagneuses, est contrôlée principalement par la structuration des reliefs lors de la seconde phase de compression, entre l’Eocène et l’Oligocène. La fi gure annexe 2 présente l’évolution des sources d’apports sédimentaires au sein du bassin (d’après Fillon, 2012, modifi ée de Vera, 2000) allant dans le sens d’un remplissage dominé par l’activité tectonique aux bordures du bassin.
principalement par deux facteurs : l’évolution géodynamique avec la migration du front de compression et les incursions marines lors des transgressions marines. Jusqu’à l’Oligocène, le bassin présente une sédimentation tantôt marine, tantôt fl uviale à continentale. La formation des chaînes de montagne va conduire à l’isolement progressive du bassin de l’Ebre jusqu’à un environnement endoréïque intra-montagneux vers 35 Ma (Costa et al., 2010) et correspond aux premiers dépôts lacustres salifères (Taberner et al., 1999).
Les déformations tectoniques vont principalement contrôler les dépôts aux abords des chaînes montagneuses (fi gure annexe 2). Au front de chevauchement des Pyrénées, des bassins âgés du Paléogène-Eocène sont formés et repris (alternance d’infl uences marine et continentale) en
piggy-back par des nappes de propagation Mésozoïque sous-jacentes, tel qu’à Tremp et dans le bassin de
Jaca (Luzon, 2005). La migration des fronts de compression va produire un déplacement du dépôt-centre du bassin vers le sud, au dépôt-centre de l’actuel bassin de l’Ebre (fi gure 2-5 — rajeunissement des dépôts vers Saragossa — et fi gure annexe 2). Au niveau de la chaîne Catalane, [Anãdon et al., 1985, Gaspar-Escribano et al., 2001, Lõpez-Blanco et al., 2000, 2002] la migration des dépôts grossiers vers la partie méridionale de la chaîne est due à l’activation des failles de Vallès-Penedès, d’El Camp et à l’avancée du front de compression Pyrénéen. Le reste du bassin présente une sédimentation fl uviatile à lacustre, dont les derniers dépôts actuellement datés sont détaillés dans l’étude d’ [Arenas et al., 1999]. Les derniers dépôts lacustres préservés dans le bassin sont datés
via une étude magnétostratigraphie et micromammifère à environ 13,7 Ma, à la limite
Ramblien-Aragonien (biozonation mammalienne ~15-13 Ma - Pérez-Rivarés et al., 2002 ; Agusti et al., 2011). Certains auteurs sur la base d’une étude litho-stratigraphique et géochimique proche de Zaragosa (Arenas & Pardo, 2000) avancent un âge de dépôt situé au Tortonien inférieur-moyen (12-4 Ma). Quel que soit l’âge de ces derniers dépôts préservés, les auteurs s’accordent à défi nir un environnement fl uvio-lacustre avec quatre types de séquence : séquence lacustre étendue (distal
alluvial plain), séquence lacustre carbonatée, séquence lacustre carbonatée distale et séquence
lacustre peu profonde sulphatée (Arenas et al., 1993, 1997 ; Arenas & Pardo, 2000). Le modèle d’évolution du lac de l’Ebre proposé par [Arenas et al., 1997] conduit à un système lacustre de dimension modeste au Miocène moyen (~80x50 km selon les croquis de Vera, 2000; Fillon, 2012), peu profond avec une base peu pentée.
2.3.2. L’impact des phases de réorganisation tectonique au sein du domaine Adriatique (C34-C20) : formation des bordures nord et Est , les chaînes Dina-rides, Alpine & Albanide
affecté par des failles de chevauchement à vergence SO (fi gure 2-9). Au NO, elle est reliée à la chaîne Est Alpine. Au SE elle est séparée de la chaîne des Albanides via le linéament de Sukari-Pec. Du SO au NE, les cinq principales unit
és originaire
s de l’évolution de la Téthys au Mésozoïque
sont
[Pamic et al., 1998]:
• la plateforme carbonatée Adriatique-Dinarique (appelée aussi Dalmatienne, dont la plateforme d’Istria fait partie (situation fi gure 2-8 et 2-9b)),
• la formation des fl ysch Bosniaques issue de la déformation de la marge passive continentale Adriatique (fi gure 2-9b) ;
• la formation ophiolitique de la zone centrale Dinarique (incluant des dépôts de radiolarites, d’argile) symbolisant l’axe de suture, recouverte par une couverture sédimentaire Jurassique supérieur-Crétacé ;
• une ancienne marge continentale active composée de dépôts d’avant-fosse datés au Crétacé supérieur-Paléogène, présentant un métamorphisme type schiste bleu ainsi que des dépôts ophiolitiques et des granitoïdes d’âge Alpin ;
• une nappe chevauchant les précédentes unités composées de dépôts Paléozoïques à Triasiques.
La ré-organisation du mouvement des plaques lors de l’anomalie C34 (fi gures 1-3, 1-4 et
fi gure annexe 1) conduit à un mouvement anti-horaire de la plaque Adriatique, où le pôle de rotation entre les anomalies C34 (~84Ma) et C6 (~20Ma) est placé au centre-sud de l’Espagne actuel. Cette ré-organisation amène, d’après [Pamic et al., 1998], à une déstabilisation des dépôts sédimentaires et la formation d’inconformités, associées au développement complet d’un axe de subduction (l’arc de Posavina ; fi gure 2-9b) permettant les dépôts de fl ysch du Crétacé supérieur à Paléogène.
La fi gure annexe 3 synthétise les principales phases d’évolution au sein des chaînes Albanides et Alpine (en lien aux principaux événements en Méditerranée). Au moins deux événements importants sont à noter :
• Une phase paroxysmale de subduction estimée au Crétacé terminal-Paléocène inférieur voyant la disparition des domaines Téthysien à l’Est de la plaque Adria. La phase de subduction est plus tardive au sein du domaine Nord Adria, liée à la formation de la chaîne Alpine (phase se terminant entre l’Eocène supérieur (e.g. Babist et al., 2006) et l’Oligocène terminal (au nord des Apennins) (e.g. Ricci Lucchi, 1986). La fi n de la subduction plus précoce au niveau des Dinarides où l’âge deviendrait plus jeune vers le NO de la plaque Adria ?
Dinarides (associé au développement de bassins fl exurales au niveau des domaines externes, au sein de la plateforme Dalmatienne) et plus tardive au sein des Alpes (jusqu’au Miocène moyen).
• Le linéament de Sukari-Pec, qui délimite les chaînes Dinarides et Albanides (situation fi gure 2-07), marque une différenciation dans les phases d’exhumation : la différence de l’évolution tectonique des Dinarides, deux autres phases de déformations majeures sont documentées au niveau des Albanides, s’initiant au Miocène moyen-supérieur et s’intensifi ant du Tortonien jusqu’à l’actuel (Kilias et al., 2001).