DE
V
ALENCE ET
A
DRIATIQUE
,
POINT CLEF
SUR LA COMPRÉHENSION DES DÉPÔTS
L’ensemble du domaine méditerranéen, ses bassins, domaines et structures, sont liés à l’histoire post-hercynienne du futur pourtour Méditerranéen et à la convergence Afrique-Europe. Depuis environ 90Ma, les plaques Afrique-Arabique, Adria et Ibérique effectuent une migration vers le nord (par respect à la plaque Eurasienne) (e.g. Olivet, 1996 ; Sioni, 1996 ; Sahabi, 2004). Ce mouvement général amène à un processus de collision et d’orogénèse le long de l’ancienne marge sud Eurasienne, toujours actif à l’heure actuel. Ainsi, les Alpes et les Dinarides et les chaînes Pyrénéennes et Catalano-Ibériques sont respectivement le résultat de la collision entre les plaques Adria et Ibérique d’une part et la plaque Eurasienne d’autre part, au Crétacé supérieur-Eocène (Olivet, 1996). La chaîne Bétique est à la fois une chaîne Alpine s.l. (résultat du rapprochement de la plaque Afrique et Eurasienne via la subduction de la plaque océanique Néotéthysienne vers le nord) puis une chaîne complexe d’arrière-arc, issue d’un ralentissement des mouvements de la plaque Afrique (e.g. Carminati et al., 2012): ce ralentissement, associé au retrait vers l’Est et le Sud des blocs Corso-Sarde, Calabre et Kabyles qui forment l’arc Maghrebo-Apennins, aboutirait à la création de nouveaux domaines océaniques au cours du Néogène (Bassin Liguro-Provençal, Valence, Algérien et Tyrrhénien).
Cependant de nombreux débats existent quant aux modalités de formation de ces domaines et la nature du substratum tertiaire :
• Le bassin Sud Adriatique (SAB) qui est interprété soit comme un bassin profond carbonaté situé sur une croute continentale (aminci ?), soit comme un domaine océanique connecté au domaine Ionien (e.g. Argnani, 2014a, 2014b). Il s’agit des mêmes problématiques pour le bassin du Lagonegro, aujourd’hui incorporé dans la chaîne des Apennins (Vezzani, 2010). • Le bassin Ionien-Levantin lui-même est interprété soit comme un domaine océanique, soit comme un domaine à croûte continental aminci. Les axes d’ouverture (ou d’amincissement) sont aussi débattus, soit NO-SE (Frizon de Lamotte et al., 2011), soit NE-SO (Stampfl i et al., 2002, 2011). La connexion du bassin Ionien avec la Téthys Alpine au Nord de la Sicile est discutée, amenant des interrogations sur le lien entre les plaques Africaine et Adria. (e.g.
Carminati et al., 2012).
• Les modalités d’ouverture du bassin Algérien (direction, segmentation, nature du substratum ?)
• Les modes de formation du bassin Liguro-Provençal.
• Enfi n, le fonctionnement Néogene (et Mesozoique) du domain du Bassin de Valence (propagation de l’ouverture du bassin Provençal ?).
la répartition des sédiments post-rift durant le Cénozoïque. Nous verrons que cet état des lieux est nécessaire en vue de contraindre au mieux les différentes problématiques de nos zones d’études. En premier lieu, il permet de mettre en avant 4 points capitaux pour la compréhension de nos domaines d’étude :
• L’orogénèse Hercynienne et l’évolution post-Varisque. Au niveau de Valence, les failles NE-SO en sont les témoins et délimitent les futurs hauts et bassins. Dans le domaine Adria, deux zones d’ombres principales persistent : (1) son indépendance ou rattachement à la plaque du Gondwana et (2) ses limites avant les phases de déformations tertiaires.
• L’évolution des paléogéographies durant le Mésozoïque des différents domaines a eu une infl uence capitale sur la répartition des dépôts Cénozoïques et sur le développement des structures des domaines.
• La réorganisation cinématique à partir du Crétacé supérieur jusqu’à la période pré-rift. Ce changement impacte la structuration et l’évolution future de l’espace Méditerranéen entre l’Ibérie, l’Eurasie et le bloc Corso-Sarde. Le domaine Adriatique rentre en collision avec l’Eurasie et infl uence depuis la sédimentation dans ce domaine.
• De nombreux modèles d’évolution de la Méditerranée existent, qui s’appuient sur différentes approches géologiques (cinématique, géodynamique, sédimentaire, paléo-environnemental) et diffèrent beaucoup les uns des autres. Le choix du modèle impacte forcément le regard que l’on porte sur les observations sédimentaires générales et lors de la crise Messinienne. De même ces modèles amènent à considérer différemment la nature des bassins et leur évolution verticale associée.
1.1. Généralités
Une reconstitution cinématique est une représentation de la position relative des plaques les unes par rapport aux autres à une époque donnée1. Dans ce travail, les mouvements décrits sont relatifs, c’est-à-dire donné par rapport à une plaque que l’on considère « fi xe ». Ainsi, dans une projection cartographique choisie, la plaque « fi xe » sera représentée dans sa position actuelle, les plaques mobiles avec leurs coordonnées modifi ées par les rotations correspondantes (pôles et angles eulériens).
Ces mouvements relatifs sont calculés principalement via les anomalies magnétiques et les zones de fracture, mémoires des mouvements entre deux plaques données (donc le mouvement d’une plaque relatif à une autre plaque) imprimés dans la croute océanique, et sont limités aux derniers 200 millions d’années, âge de la plus vieille croute océanique, auxquelles peuvent s’ajouter des données géologiques de terrain indiquant des repères homologues entre plaques ou des domaines de déformation intraplaque. Le mouvement dit “ absolu ”, c’est à dire par rapport à un référentiel au centre de la Terre, peut être approché, mais avec une précision bien moindre, par l’étude des données de paléomagnétisme ou en utilisant l’hypothèse des points chauds fi xes par rapport au centre de la terre.
Ces reconstructions peuvent être complexes du fait des modifi cations subies par les plaques en jeu lors par exemple des phases compressives. Ainsi dans le cadre de la reconstitution des « blocs » et plaques formant l’ensemble méditerranéen, les reconstructions se heurtent à un manque d’information, ou plutôt à des informations tronquées ou déformés. Ces imprécisions conduisent à différentes représentations cinématiques et/ou paléogéographiques suivant les données prises en compte et les hypothèses choisies (fi gure 1-1).
Ainsi, en ce qui concerne la reconstitution des domaines de notre étude, les phases compressives fi ni-Crétacé et Tertiaire ont eu raison des bordures des sous-plaques Adria et Ibérique. Pour l’évolution du domaine Adria, la précision des mouvements est limitée à la fois par le manque d’information sur sa bordure sud (quelle est la nature, l’âge et mode de formation du bassin Ionien ?) et la disparition à l’ouest, l’est et au nord des bordures continentales sous les fronts Apennins, Dinarides et Alpins. Pour le domaine Ibérique, si les données magnétiques marines et autres contraintes géologiques permettent de placer précisément l’Ibérie et l’Europe 1 Sur les illustrations suivantes, les « plaques » sont fi gurées par des contours, le plus sou-vent les lignes de côte actuelles du continent portées par la plaque. Il s’agit bien entendu d’une simplifi cation afi n de rendre aisées la lecture et la comparaison entre les différentes reconstruc-tions.
Fidalgo-Gonzàlez, 2001 ; voir en particulier le débat Bronner et al., 2014 ; comment de Sibuet et Srivastava, 2014, reply de Bronner et al., 2014).
La revue des évolutions cinématiques est essentielle pour notre travail car nos zones d’études sont avant tout formées par d’anciens bassins et hauts carbonatés Mésozoïques (e.g. Roca, 1992 ; Vezzani, 2010). Cette évolution procède de phases globales et d’événements plus locaux. La fi gure 1-2A montre ainsi que la dislocation de la Pangée s’effectue au cours de trois phases principales, séparées d’environ 70-60 Ma : Triassique (200-190 Ma), Crétacé inférieur (133-120 Ma) and Tertiaire (60-40 Ma), et qui coïncident avec les changements de premier ordre d’amplitude et de fréquence des inversions magnétiques terrestres (Moulin et al., 2010). Pour ces auteurs, cette coïncidence entre grandes phases cinématiques, qui conduisent au démantèlement de la Pangée, et changements de premier ordre de la dynamique du noyau, qui produisent les inversions magnétiques, est une clef de la compréhension de la géodynamique de la Terre. A ces phases lisibles dans les marges et les bassins issus de la cassure de la Pangée, se surimposent d’autres phases lisibles elles dans les empreintes qu’elles laissent dans la croute océanique contemporaine et décrites par exemple par Fidalgo-Gonzàlez (2001). Ainsi, à partir du Sinémurien (199-191 Ma), on peut décrire 6 phases majeures (fi gures 1-3 & 1-4 ; fi gure annexe 1 ; Sioni, 1996 ; Fidalgo-Gonzàlez, 2001 ;Moulin et al., 2010 ;Aslanian Comm. Pers.), toutes corrélées aux changements de fréquences et d’amplitude des inversions magnétiques (Moulin et al., 2010, fi gure 1-2A et
Annexe 1).
1.2. Les phases cinématiques depuis l’Hercynien
1.2.1. Contexte géodynamique de la position des domaines au sein de la chaîne Hercynienne
L’orogénèse Hercynienne s’inscrit dans la formation de la Pangée, agrégation des plaques Gondwana (Amérique Sud, Afrique, Arabie, Inde, Océanie) et Laurussia (Amérique du Nord, Europe, Siberia), lors de la fermeture de l’océan Iapetus (e.g. Patriat et al., 1982).
La fi gure 1-2 illustre trois essais de reconstruction, trois points de vue différents (Orogénèse hercynienne - Vaï & Cocozza, 1986 -, pourtour méditerranéen – Ricou, 1994 - et grandes phases cinématiques - Moulin et al., 2010), entre le Permien supérieur (fi gures 1-2A & 1-2B) et le Carbonifère supérieur (fi gure 1-2C), soit à la fi n de l’orogénèse Hercynienne et à l’initiation
en particulier dans les zones charnières ou tampon situés à la jonction des grands domaines géodynamiques (de 2000 km de longueur d’onde). Ainsi, des sous-plaques s’individualisent, entre la Laurasie et le Gondwana : la plaque Ibérique, le bloc du Yucatan (Téthys Caraïbe) et l’Apulie (fi gures 1-2A & 1-2B) [Vaï & Cocozza, 1986]. Pour [Ricou ,1995 ; Sioni, 1996], à l’échelle de la Pangée, ces sous-plaques constituent une frontière diffuse entre Laurasie et Gondwana (fi gure 1-2C).
A l’échelle de l’Europe Occidentale et de la marge de l’Atlantique Nord, de nombreux épisodes distensifs intracontinentaux font suites aux orogénèses paléozoïques (e.g. Ziegler, 1988). Ces épisodes sont d’âge Dévonien dans le domaine calédonien et Carbonifère dans le domaine hercynien. Ces épisodes distensifs se généralisent au Permien sur l’ensemble du domaine Européen (e.g. Arthaud & Matte, 1986).
1.2.2. Sinémurien (199-191 Ma)
Le début du Jurassique voit l’ouverture de l’Atlantique Central entre la Laurasie au Nord, et le Gondwana. Cette ouverture s’effectue sur la suture orogénique des Mauritanides et des Appalaches. La rupture continentale complète entre l’Amérique du Nord et l’Afrique paraît s’être déroulée en une seule phase, à cheval sur le Trias et le Lias, au contraire de ce qui s’est produit pour l’Atlantique Nord où la plupart des marges ont enregistré des phases distinctes s’étageant sur une très longue période (du Permo-Trias au Crétacé ou à l’Eocène).
Les dépôts de la fi n du Trias et du début du Lias sont associés, très généralement, à d’importantes manifestations volcaniques (May, 1971 ; Bertrand & Westphal,1977) : des deux côtés de l’Atlantique, on estime qu’un épisode volcanique majeur (Central Atlantic Magmatic Province : CAMP, Olsen, 1999) se situe à la base du Lias, peu avant la fi n de la formation à évaporites ou en coïncidence avec elle dans d’autres endroits (Wade & MacLean, 1990 ; Le Roy & Piqué, 2001, Sahabi et al., 2004). L’essentiel de l’activité semble se situer dans une période très restreinte2 autour de 200 Ma, avec un échelonnement des mesures de datations entre 191 Ma et 205 Ma (Marzoli et al., 1999) qui corrobore les observations de terrain (Huon et al., 1993)
De l’autre coté de la Terre, cette période voit la naissance de la plaque Pacifi que actuelle. 1.2.3. Jurassique supérieur (anomalies M25 ~155Ma Kimmeridgien - M22 ~150 Ma, Tithonien)
Il s’agit d’une phase de réorganisation majeure à l’échelle de l’Atlantique, de l’océan Indien et du Pacifi que. Le Gondwana se disloque en deux parties (ouest et est) dans l’océan indien, le long d’une zone parallèle à l’ouverture de l’Atlantique Central et située à 6000km de celle-2 a l’instar d’autres grands épanchements comme le Karoo vers 182-183Ma
sauts de point triple, par exemple au niveau de Shatsky Rise (Nakanishi et al., 1998). C’est aussi durant cette période, ou légèrement avant suivant les auteurs3, que prend place la croûte océanique dans le Canal du Mozambique (par exemple : Sahabi, 1993 ; König & Jokat 2010 ; Leinweber et al., 2013 ; Gaina et al., 2013).
L’ensemble Afrique-Amérique du Sud entraîne dans un premier temps la plaque Apulienne vers l’Est (fi gure 1-3). L’entraînement de la plaque Apulienne coïncide en Europe avec la phase Cimmérienne tardive (Ziegler, 1992, 1988 ; Olivet, 1996), affectant l’actuel domaine Dinarique (Aubouin et al., 1970 ; Ricou, 1980 ; Olivet, 1996).
1.2.4. Crétacé inférieur (anomalie M10- Hautérivien terminal – 131Ma)
Un changement de phase cinématique est reconnue autour de M11 (~133 Ma, Valenginien) et M10 (~131 Ma, Hautérivien) et correspond, entre autres, à une phase de ré-organisation de la plaque Pacifi que (e.g. Aslanian, comm.pers ; Seton et al., 2012), l’initiation de la 1ère croûte océanique dans le segment Austral de l’Atlantique Sud et la manifestation volcaniques des provinces de l’Etendeka et du Parana (Moulin et al., 2010).
Au sein du futur domaine Méditerranéen, cette phase correspond à l’initiation de la fermeture des systèmes océaniques orientaux (fi gure 1-3). L’axe d’accrétion du Bassin liguro-piémontais passe à l’ouest de la plaque ibérique (Stampfl i et al., 2009 ; fi gure 1-3) et correspondrait à l’initiation du point triple de Gascogne (Olivet, 1996). Selon certains modèles, une collision partielle entre l’Ibérie et la plaque Adria expliquerait une tectonique précoce dans le futur domaine Alpin à partir de cette époque coïncidant avec la période compressive Néo-cimmérienne (Trümpy, 1973 ; Debelmas et Sandulescu, 1987 ; Lagabrielle, 1987). Cet épisode pourrait être associé à une discordance sédimentaire régionale à l’échelle des domaines Apulien (plateforme Apulienne) et Ibérique (bassin du Maestrazgo).
1.2.5. M0 (~121 Ma, base de l’Aptien)- Crétacé supérieur, vers ~84 Ma (ano-malie C34)
Il s’agit d’une réorganisation majeure, marquée par la période magnétique dite calme du Crétacé d’une durée de ~35 Ma. Durant cette période, l’agencement et les mouvements des plaques changent radicalement, les plaques Afrique, Inde, Australie passant d’un mouvement plutôt SE (par rapport à une Eurasie considérée comme référentiel fi xe) à un mouvement Nord-sud et va conduire à la fermeture de la Téthys. L’Amérique du Sud cesse de suivre la plaque africaine
pour se caler désormais sur la plaque Amérique du Nord : la confi guration générale des océans (et de la circulation océanique associée), jusqu’alors marquée par la dislocation de la Pangée suivant deux cassures parallèles, passe à une confi guration plus Nord Sud avec la jonction entre les océans Atlantique Central, Equatorial et Sud (Moulin & Aslanian, 2010). Dans l’océan Indien, le Barrémien/Aptien correspond à la fi n du mouvement de Madagascar par rapport à l’Afrique et au début des mouvements entre Inde et Madagascar.
A l’intérieur de cet intervalle, plusieurs événements ont lieu :
• A la limite Aptien/Albien, l’océan Atlantique est marquée par la fi n du dépôt du sel dans le segment central de l’Atlantique Sud et l’apparition de la première croute océanique dans l’Atlantique Equatorial.
• Au Turonien, un épisode volcanique de grande ampleur met en place les trapps dans l’océan indien occidental (Raillard, 1990). Cette période est marquée dans l’Atlantique Nord par l’ouverture de la mer du Labrador (à 92 Ma) (Roest & Srivastava, 1989a). L’océan Atlantique Central (Olivet et al., 1984), l’océan Indien oriental (premiers mouvement entre l’Australie et l’Antarctique, Sahabi, 1993) et l’océan Pacifi que (Mammerickx et Sharman, 1988) sont également impactés. C’est aussi la période de la mise en place des Kimberlite du Brésil et de l’Afrique.
La fi n de cette période est marquée par la fi n de l’activité de la déformation intraplaque en l’Amérique du Sud (Moulin et al., 2010a). Dans le domaine ibérique, il s’agit du début de l’ouverture du golfe de Biscaye. Au niveau des futurs domaines alpino-dinaride et pyrénéen, la compression devient générale et voisine de N-S et marque l’initiation de la fermeture des bassins Néotéthysiens (e.g. Ricou et al., 1998) (fi gure 1-3).
1.2.6. C32-C24 Campanien – Ypresien – (70-55Ma)
Cette période est marquée par l’arrêt des mouvements de convergence entre l’Afrique et l’Eurasie (Sioni, 1996 ; Fidalgo-Gonzàlez, 2001) – et donc un arrêt de la subduction pendant 15 Ma, subduction qui reprendra par la suite -, et la mise en place des trapps du Deccan (Sahabi, 2004). Cette période représente une sorte d’inversion dans l’évolution des mouvements des plaques qui se traduit dans les océans par une confi guration en baillonnette des Zones de Fractures, clairement visibles dans le sud de l’océan Indien et dans le Pacifi que nord.
1.2.7. Paléocène—Éocène (anomalies C24—C18, ~53Ma—39Ma)
Il s’agit d’une réorganisation cinématique majeure, particulièrement visible dans le nord-est du Pacifi que où elle correspond à un changement dans la direction des alignements volcaniques Empereur-Hawaï et Louisville ainsi qu’un changement de direction des zone de fracture progressive
Les anomalies C21—C18 (~47-39 Ma, Lutétien—Bartonien) marquent aussi un changement majeur dans l’Atlantique Central (Olivet et al., 1984) et dans l’océan Indien (Cande et Mutter, 1982 ;
Patriat et Segoufi n, 1988). L’anomalie C20 (~43 Ma, Lutétien) correspond aussi à une intensifi cation de l’activité tectonique aux frontière ibéro-européenne (King’s Trough, “phase pyrénéenne”) ainsi qu’aux bordures de la plaque Adria (phase Alpino-Dinaridique). Cette réorganisation majeure est synchrone à la transition des phases de subduction océanique-continentale des anciens bassins Néotéthysien situé en Méditerranée Occidentale (e.g. Dèzes et al., 2004). L’Eocène moyen (~47-41.3 Ma ; Lutétien - Bartonien) correspond à l’initiation du rift ouest Européen avec la mise en place des dépressions du Rhin, Bresse, de Valence et au sein du Massif Central (Sissingh, 1998, 2001, 2003). C’est aussi l’âge de dépôt de bauxite au sein des domaines Africain et Adria (e .g. Bignot, 1972 ; Marjanac et al., 1998; Marjanac & Cosovic, 2000). Cette phase est synchrone d’un volcanisme arrière-arc le long des fronts Sud Alpin et Est Dinaride (Carminati et al., 2012)
1.2.8. Anomalies C7 (~25 Ma, Chattien) et C6 (~20 Ma, Burdigalien)
Il s’agit d’une phase de second ordre. Au niveau du Pacifi que Sud-Est, cette réorganisation est visible entre les anomalies C7 (~25 Ma, Chattien) et C6 (~20 Ma, Burdigalien) et correspond à la formation de la dorsale Galapagos, sub-divisant l’ancienne plaque Farallon en plaques Cocos et Nazca (Hey, 1977 : Ricou & Gibert, 1997)
1.2.9. Existence de phase de réorganisation tectonique à l’échelle mondiale & Méditerranéenne durant le Neogène : une phase Messinienne ?
A une échelle globale, le Tortonien (anomalie C5) voit la formation de la dorsale du golfe d’Aden-mer Rouge (Cochran, 1981) ainsi que les phases de réorganisation tectonique et sédimentaire au niveau des bassins d’avant-arc Equatorien (Marcaillou & Collot, 2008), et Apennins (e.g. Vezzani, 2010). C’est aussi l’initiation du système de plaque Phoenix-Antarctique (à partir de l’anomalie C5AD, ~15Ma) et son arrêt (entre les anomalies C4 et C2A (~8-3.3 Ma)) (Eagles, 2003 ; Breitsprecher & Thorkelson, 2009), épisode conduisant au développement du passage de Drake (fi gure 1-3).
Le Messinien (C3A – 5,89Ma), période cruciale dans le domaine méditerranéen, représente également une phase de réorganisation importante que l’on peut voir dans le Pacifi que Sud, avec des changements de direction des zones de fracture, création d’OSCs (Overlap Spreading Center) (Géli et al., 1997, 1998) et changement de rugosité du socle océanique (Ondréas et al., 2001).
Miocène et Pliocène peuvent être associées aux phases de réorganisation tectonique à l’échelle des plaques Afrique et Eurasiatique : soit à une phase extensive marquant la naissance générale de la Méditerranée Occidentale (entre les anomalies C7 et l’actuel), soit à une (ou plusieurs) phase(s) de réorganisation(s) tectonique(s) à l’échelle des plaques (proche des anomalie C5-C3 (Tortonien- Messinien supérieur/Zancléen).
Nous voyons donc que les grandes phases qui intéressent le futur bassin Méditerranéen s.l. coïncident (1) avec les phases observées en Atlantique Nord et (2) les phases de réorganisation cinématique à l’échelle du globe (Fidalgo-Gonzàlez, 2001) aussi bien pour les phases distensives intra-plaques et d’ouvertures océaniques (Permo-Trias, Jurassique moyen, Crétacé inférieur), que pour les phases compressives du Crétacé inférieur et du Paléocène-Eocène (Oligocène).